/
Автор: Годовиков А.А.
Теги: минералы история науки история минералов науки про землю издательство недра
Год: 1983
Текст
АА. ГОДОВИКОВ
ГРУППЫ
VI
3
IV
b
VIII
6
ПЕРИОДИЧЕСКАЯТГЕМА элементов
С ВЫДЕЛЕНИЕМ OTiblX ПОДГРУПП (а,Ь,с)
а
литии
БЕРИЛЛИИ
БОР
УГЛЕРО
АЗОТ
КИСЛОР
НЕО
НАТРИИ
КРЕМНИИ
Сг
е
36
МЕДЬ
Sr
ТТРИИ
ЦИРКОНИЙ
;М0ЛИБД;
РОДИИ
/7
;57j
59
;61
62
Щерий
^ПРАЗЕОДИМ:
:НЕОДИМ
МЕТЙЙ
6Й
59
£гербй$
1Ш!СПРбзйи
гольмии
в
ТАНТАЛ;
а
Г&РАНЦИИ.
Уп
^)!:U
САМАРИЙ’
ЙИ7Ж
ЗОЛОТО:
®873
ЛОР
5
АРГДЫ
28!
71;
АКТИНИЙ
t****.1;.1.1;» wiii нт»
алл
КЮРИИ
(игр
-ТУЛИЙ
Ре \ ?
ПРОТАКТИНИЙ
е
КСЕН
32
Ga
ГАЛЛИИ
3
8
ыш
iioi
цинк
8
ОЛОВО
58.
;РТ_УТ^
к
КАЛИИ I
29
АЛЮМИН ИИ
5с
21^=
22
Ti
МНДИЙ^вТЙТАН
763===
1г
ФОСФОР
23
V
=ВАНАДИИ
3
Ge
ЕРМАНИИ
МАГНИИ
С
КАЛЬЦИИ
30;^::^
ИЙ
Sb
2
П ы
VTT Г"
гя
РУБИДИИ
MS
|47=
а
б
Ё79
БДРИ.И
ёзГ
|Cs
г
ИЖВропйй;
70 X7V
:41
____________________________________
'НИОБИЙ;
;ТЕХНЕЦИИ^^=РУТЕНИИ
;ПАЛЛАДИЙ|
ДАНТДН ж;£-
Й64|
Прямым шрифтом обозначены
символы s-элементов ,
наклонным — элементы с р1-3,
ер-5, f 1-7- электронами,
жирным — элементы с р4-6,
^б-ю, f7-i4_ электронами
В кружках типические
элементы с кайносимметричны-
ми валентными электронами
(сплошные кружки)
и с кайносимметричными
предвнешними орбиталями
(пунктирные кружки)
В квадратах элементы
шринк-аналоги после f-сжатия
(сплошные квадраты) — пары
шелл-аналогов Y-Lu, Zf-Hf
и т.д., и после d-сжатия
(пунктирные квадраты)-
пары не шелл-аналогов
Al-Ga, Si-Ge и т.п
• W Mzd
ИТТЕРБИЙ^ ^ЮТЕЦЙЙ
ГАФНИЙ
:89
МВ
ИШ...... ....
*_ ***““j‘'“it rttitiirfiiii
Bk 1......~~
БЁРЙЙЙ
78?
Pt
S
;ПЛАТИНА==|
/У_
:В0 ЛЬ ФР А М^*Е Н И Й
КП
94
1ТУНИЙ
;100 1
ПЛУТОНИИ
Ж
Уран
EsjL
ЭЙНШТЕЙНИЙ'ЭМ-И£
$-ЭЛ|Ы
n-qn'bl
б
;.9б
$т\
'КАЛИФОРНИЙ
ВИ
:95.;::Г:^У
//77
Ирй
В
Ки
102 No
:;;НДНОБЕЛИЙ)
^~Lr
ЕлбурЕнсий^курддтовйи
(а-подгруппы)
С/-ЗЛЕМЕНТЫ (б-ПОДГРУППЫ)
/-ЭЛЕМЕНТЫ (с-ПОДГРУППЫ)
АА.ГОДОВИКОВ
МИНЕРАЛОГИЯ
Издание второе, переработанное
и дополненное
МОСКВА «НЕДРА» 1983
УДК Б48/549
ПРЕДИСЛОВИЕ
Годовиков А. А. Минералогия. 2-е изд., перераб. и доп. М., Недра. 1983
647 с.
На единой классификационной основе дано систематическое описание глав-
нейших породообразующих и рудных минералов. Для каждого минерального
вида приведены особенности состава, структура, свойства, условия образо-
вания и изменения, значение для народного хозяйства. Во втором издании
(1-е изд. — 1975) учтены новейшие результаты исследований состава и струк-
туры минералов, особое внимание уделено общей характеристике крупных
таксонов, общим чертам генезиса, связи свойств минералов с химизмом и
структурой; дана таблица по систематике наиболее крупных таксонов.
Для минералогов, петрографов, геохимиков и других специалистов, зани-
мающихся изучением минерального сырья. Может быть полезна студентам
геологических вузов.
Табл. 22, ил. 240, список лит. — 50 назв.
Рецензент —д-р гел.-минер. паук, проф. Д. А. Минеев (МГРИ)
1904020000—258
043(01)—83 77—83
© Издательство «Недра», 1983
Период, прошедший с момента выхода первого издания «Ми-
нералогии», характеризуется интенсивным развитием исследо-
ваний по общей, генетической и описательной минералогии,
кристаллохимии, физике и химии твердого тела, а также внед-
рением в минералогические работы новейших физических и
химических методов. Особого внимания заслуживают обширные
данные, полученные с помощью локального рентгеноспектраль-
ного анализа, трансмиссионной электронной микроскопии, пре-
цизионных рентгеиоструктурпых исследований. Они по-новому
позволяют понять химизм многих минералов, особенности их
структуры, взаимосвязь минералов, например, в рамках поли-
соматических серий, в том числе биопириболов, объединяющих
важнейшие породообразующие силикаты.
Во многом изменились взгляды автора (за это же время)
на некоторые теоретические положения в результате его соб-
ственных исследований, изложенных в ряде монографий («Хи-
мические основы систематики минералов»; «Периодическая си-
стема Д. И. Менделеева и силовые характеристики элементов»
и др.) и создавших предпосылки более строгой систематики,
понимания общих черт химизма, структуры, свойств и генезиса
минералов, на которых строится изложение материала в новом
издании. Значительную роль в развитии этого направления
сыграли научные беседы с акад. II. В. Беловым, совместные
исследования с В. В. Бакакиным, приведшие, в частности, к
выявлению стереохимической роли неподеленных электронных
пар в структурах многих минералов, совместной разработке
основ кристаллохимической систематики халькогенидов, окси-
дов, силикатов, пересмотру структур многих халькогенидов и
всех оксидов.
Все это заставило в значительной мере переработать первое
издание. В новом издании фактический материал излагается на
основе более последовательной и углубленной химико-струк-
турной систематики минералов, при этом расширены общие
разделы. В большой степени обновлены описания структур ми-
нералов, многие из которых, как и изображение структур в но-
вой трактовке, выполнены В. В. Бакакиным (большинство халь-
когенидов, оксиды, некоторые силикаты), за что автор ему осо-
бенно благодарен.
При подготовке нового издания были учтены замечания
II. Т. Бакуменко, Г. П. Барсанова, II. Л. Добрецова, Н. А. Ку-
лик, М. С. Сахаровой, В. И. Степанова и многих других иссле-
дователей, сделанные по вышедшей «Минералогии», весьма
3
полезны были обсуждения галогенсза с А. Л. Яншиным и
М. А. Жарковым, за что автор всем им выражает свою искрен-
нюю признательность.
В подготовке рукописи большую помощь оказали Е. А. Го-
довикова, В. К. Ковригина, С. Н. Ненашева, Т. П. Рагозина,
М. Г, Рудакова, Н. А. Ткаченко, В. Н. Шалииа, за что всем им
автор весьма благодарен.
При написании работы использованы как материалы автора,
так и многочисленные литературные источники, основные из
которых приведены в списке литературы.
НЕКОТОРЫЕ ОБЩИЕ ПОНЯТИЯ
Принятая в настоящем издании «Минералогии» систематика, общие вы-
воды по составу, структуре, свойствам и генезису минералов опираются на
общие химические понятия, часть из которых была введена после выхода пер-
вого издания этой книги. Достаточно подробно они рассматриваются в моно-
графиях автора, список которых приведен в конце книги, здесь же дается
лишь краткое их определение. В уточнении нуждается и понятие валентно-
сти, имеющее разную трактовку.
Валентность-—число атомов Н (или другого эквивалентного элемента),
с которыми соединяется или которое, может замещать один атом данного эле-
мента в соединении. Это определение отвечает первоначальному смыслу тер-
мина валентность. Валентность нс отражает действительного (эффективного)
заряда ионов, числа связей данного иона с другими (КЧ).
Силовые характеристики атомов и ионов — мера кулоновского взаимодей-
ствия отрываемого (чаще валентного) электрона с ядром. В качестве силовых
характеристик для атомов и ионов в свободном состоянии и катионов в кри-
сталлах С ИОННОЙ СВЯЗЬЮ используются у „ = Fir , у п+ = ! /гП+' и
оро оро орб т П! орб
у = I !г соответственно, где F— сродство атома к электрону, 1п— п-\\
’ i п! I
потенциал ионизации, горб — орбитальный радиус атома, — орбитальный
радиус иона с валентностью гс+, г, — эффективный ионный радиус катиона с
валентностью гс+ в ионном кристалле. Силовые характеристики являются ме-
рой донорно-акцепторных (кислотно-щелочных) свойств атомов и ионов. Для
перевода их в ньютоны все использованные ниже величины СХ, выраженные в
эВ/A, необходимо умножить на 16,0206-10-8.
Орбиталь (электронная) в атоме — распределение электронной плотности
вокруг атомного ядра, заданное первыми двумя квантовыми числами — п и I
и описываемое квадратом волновой функции; в квазпклассическом приближе-
нии (при больших значениях п и /) орбитали переходят в классические ор-
биты.
Орбитальный радиус атома (иона) определяется радиусом внешней орби-
тали атома (иона), рассчитанным квантово-механическим путем, ионный ра-
диус — экспериментальная величина, зависящая, в частности, от координацион-
ного числа. При расчетах СХ использовались орбитальные радиусы Вебера и
Кромера и ионные радиусы Уайтакксра и Мунтуса; их величины и ссылки на
первоисточники даны в работах автора, указанных в списке литературы.
Кайносимметричные орбитали — орбитали, имеющие минимальные значе-
ния второго (побочного) квантового числа (/) при заданном первом (глав-
ном) квантовом числе («), например, Is-, 2р-, 3d-, 4f- и т. д. орбитали. Элек-
троны, находящиеся на этих орбиталях, называются кайноепмметричными;
атомы (ионы) с валентными кайноепмметричными электронами называются
кайноепмметричными атомами (ионами), или просто кайносимметрнками.
Некайносимметричные орбитали — все остальные, отличающиеся от кайно-
симметричных орбиталей величиной второго (побочного) квантового числа на
единицу и более, например, 2s-, 3s-, 4s- ... ; Зр-, 4р- ... и т. д. орбитали. Со-
ответственно различают некайносимметричные электроны, атомы, ионы.
5
Степень сходства и различия в свойствах элементов в пределах верти-
кальных направлений Периодической системы (групп) определяется посред-
ством четырех разновидностей аналогий.
Групп-аналоги — элементы одной группы Системы, сходные по числу до-
страивающихся электронов; иногда они сходны по групповой валентности.
Тип-аналоги— элементы одной подгруппы Системы, сходные не только по
числу внешних (валентных) электронов, по и по типу самих элементов (s, f,
d, р). Сходство между такими элементами больше, чем между групп-анало-
гами; различия же определяются в основном кайно- и нскайносимметричным
характером внешних электронов, строением предвнешнсго электронного слоя.
Так в пределах 1а-тнп-аиалогов— II, Li, Na, К, Rb, Cs, Fr — резко отличными
свойствами выделяется Н, как кайносимметричпый элемент; специфические
свойства Li и Na определяются кайносимметричными предвнешними электро-
нами (1s2 и 2pG соответственно); К, Rb, Cs, Fr — появлением в предвнешнем
слое (/-дыры у К и (/-, f- п т. д. дыр у остальных элементов.
Шелл-аналоги — элементы, имеющие сходство в строении предвнешнсго
электронного слоя. Так, среди 1а-тип-апалогов К, Rb, Cs, Fr являются шелл-
ан.алогамн. Для большинства соединений этих элементов наблюдается близкое
к линейному изменение свойств по мере роста атомного номера (Z) катиона.
В то же время Н, Li и Na не являются шелл-аналогами. Различия в свойствах
шелл- и не шелл-аналогов выражены в Системе со смещением (габл. заднего
форзаца) тем, что прямоугольники элементов шелл-аналогов расположены
строго друг под другом, тогда как прямоугольники не шелл-аналогов сме-
щены вправо по мере увеличения СХ элемента.
Шринк-аналсги — пары элементов, появляющиеся после d- пли /-сжатия
(их символы в Системе со смещением шелл-аналогов приведены друг под дру-
гом),— Al—Ga, Si—Ge, Р—As, S—Se, Cl—Br — для р-элемептов, Y—Lu,
Zr—FIf, Nb—Ta, Mo—W и т. д. для ("/-элементов. Сходство в свойствах пере-
численных пар элементов уменьшается по мере увеличения Z (роста А СХ в
указанных парах).
Некайносимметричныс s-элемспты делятся иа s'- и «"-элементы. К з'-эле-
ментам относятся элементы с предвнешними кайносимметричными электро-
нами Li, Be, Na и Mg, к «"-элементам — с d-, f-, g- и т. д. дырами в пред-
внешнем электронном слое — К, Са и их шелл-апалоги.
(/-Элементы делятся на d'- и (/"-элементы. К d'-элементам относятся эле-
менты с достраивающимися (/-орбиталями — II lb—VIНЬ-элементы (Sc, Ti, V,
Cr, Мп, Fe, Со, Ni и их тип-аналоги), к d"-элементам— с завершенными
(/-орбиталями Id- и IId-элементы (Си, Zn и их тип-аналоги).
ps-Элементы — p-элементы, близкие по свойствам к s-элементам. Типич-
ным примером ps-элсмснтов является А1
ds-Элсменты (/-элементы, близкие по свойствам к «-элементам. Типич-
ным примером (/s-элементов является Sc.
ПК — инфракрасное (излучение)
цП _ изоморфная (ые) примесь(си)
Куб __ кубический, -ая
Конц. — концентрированный
1уц _ координационное число
М-ние — месторождение
Мол.% — молекулярные доли %
Мон. — моноклинный, -ая
Назв.— название (происхождение на-
звания)
Несов. — несовершенная (спайность)
Обл. — область
Обр. — условия образования и пара-
гснетические ассоциации
Окр. — окрестность
ПГУ — плотнейшая гексагональная
упаковка
ПКУ— плотнейшая кубическая упа-
ковка
Пл. — плотность
ПУ — плотнейшая упаковка
Р-н — район
Ромб. — ромбический, -ая
С., с. — сингония
Св. — свойства (минералов)
(см.)—после названия минерала при
характеристике ассоциации
означает, что эта ассоциация
подро бнее охарактеризована
при описании минерала, пос-
ле названия которого сделано
подобное указание
Сов. — совершенная (спайность)
Сод. — содержание (примесей), содер-
жащий
Сп. — спайность
Структ. — структура
СХ — силовая характеристика
Тв. — твердость
Тетр. — тетрагональный, -ая
Триг. — тригональный, -ая
Трикл. — триклинный, -ая
Хим. — химический состав
УФ — ультрафиолетовый, -ое
Ф. гр. — федоровская группа симмет-
рии
ФЕ — формульная единица
% — везде, где нет оговорки, приве-
дены массовые доли компонен-
та в процентах
ПРИНЯТЫЕ СОКРАЩЕНИЯ
Ат. %—атомные доли %
Выд,— формы выделения
Гекс. — гексагональный, -ая
Р" П’Уипа (минералов)
6
Диагн. — диагностические особенности
Знак.— значение для народного хо-
зяйства
Изм.— изменения
ПОНЯТИЕ МИНЕРАЛА
И МИНЕРАЛЬНОГО ВИДА
Минералогия зародилась много веков назад как наука о
природных ископаемых, веществах и продуктах, получаемых из
них. Первоначально к минералам причислялись наряду с кри-
сталлами различные «земли», почвы, горные породы, торф,
каменный уголь, янтарь. Для минералов допускалось твердое,
жидкое и даже газообразное состояние. По мере накопления
знаний и происходящей в связи с этим дифференциации наук,
конкретизации объектов исследования претерпевало изменение
и понятие «минерал». В настоящее время минералом называют
химически и физически индивидуализированный неорганический
продукт природной физико-химической реакции, находящийся
в кристаллическом состоянии или бывший в кристаллическом
состоянии и утративший его в результате метамиктного распада.
Минералы могут синтезироваться и синтетические минералы
отличаются от многочисленных неорганических химических ве-
ществ тем, что последние ие известны в природных ассоциациях
в виде минералов.
В то же время из числа минералов ниже исключаются ор-
ганические соединения, рассматриваемые обычно среди кау-
стобиолитов, хотя кристаллические солеподобные органические
соединения иногда включают в число минералов. Кроме того,
из минералов исключаются аморфные образования — минерало-
иды, широко известные, например, в почвах, корах выветрива-
ния, и стекла, столь характерные для некоторых вулканических
пород. Лишь небольшое число аморфных веществ —типа опала
и аллофана, как исключения, рассматриваются даже в курсах
минералогии, поскольку они генетически тесно связаны с ши-
роко распространенными кристаллическими образованиями.
Более широким понятием, лежащим в основе минералоги-
ческой классификации, является минеральный вид. Минераль-
ный вид — совокупность минералов одинаковой структуры, сос-
тав которых отвечает индивидуализированному химическому
соединению и может непрерывно изменяться в пределах, ограни-
чивающихся либо изменением структуры, либо (в случае непре-
рывных твердых растворов) условно принятыми границами.
Таким образом, минералы одинакового состава, но разной
структуры — полиморфные модификации — относятся к разным
минеральным видам. Каждый из полиморфов имеет свое фи-
зико-химическое поле устойчивости, в пределах которого рав-
новесное существование другой модификации невозможно.
Поэтому к разным минеральным видам относятся сфалерит и
вюртцит, а- и |3-кварц, кианит, андалузит и силлиманит, каль-
цит и арагонит и т. п.
Политипы, однако, относятся к структурным разновидностям
минерального вида. Главный довод в пользу этого — отсутствие
определенного физико-химического поля устойчивости каждого
из политипов, т. е. возможность одновременного существования
нескольких политипов, появления их при одинаковых значениях
температуры и давления. Точно так же структурными разно-
видностями одного минерального вида будут энантиоморфные
формы (правый и левый кварц) и минералы, характеризу-
ющиеся фазовыми переходами II рода (различающиеся магнит-
ными свойствами и т. п.).
Особо следует сказать о минералах со смеша нноленточной
или смешаннослойной структурой. Здесь в качестве отдельных
минеральных видов выделяют входящие в их состав крайние
компоненты. Каждый же конкретный минерал характеризуется
количественным соотношением подобных компонентов.
Непрерывные ряды твердых растворов делятся на минераль-
ные виды условно. Так, в двухкомпонентных твердых растворах
(А}_ХВХ), вслед за А. К. Болдыревым, выделяют обычно три
минеральных вида с содержанием одного из крайних членов
100—75, 75—25 и 25—0 мол. %. В случае трехкомпонентных
твердых растворов выделенных таким образом минеральных
видов уже 7, как это можно видеть ниже на примере оливинов
(см. рис. 94)*. В последнее время бинарные твердые растворы
по 50 мол. (ат.) % делят на два вида, тройные — на три
(см. рис. 15, а).
При ограниченном изоморфизме каждый из ограниченных
твердых растворов относится к самостоятельному минераль-
ному виду, даже если в лабораторных условиях удается до-
биться полной смесимости между ними. Если в природе наряду
с ограниченными твердыми растворами в специфических ус-
ловиях (например, при закалке в результате резкого охлажде-
ния расплава) возникают непрерывные или более широкие
изоморфные смеси, то выделяют по крайней мере три минераль-
ных вида, отвечающие соответственно каждому из ограничен-
ных и неограниченному (или более широкому) твердым раство-
рам (см., например, ниже систематику К—Na-полевых шпатов).
Изоморфные смеси со статистическим распределением ато-
мов устойчивы лишь при относительно высокой температуре —
своей для каждой из смесей. При снижении температуры в
* В отдельных случаях, продиктованных требованиями практической ми-
нералогии, подразделения принимаются более дробными. Тогда состав проме-
жуточных минералов характеризуется часто номером, отвечающим процент-
С() Держанию одного из крайних членов (плагиоклазы, ромбопироксены
9
результате анизотропии кристаллического поля все отчетливее
начинает проявляться тенденция к упорядочению структуры,
появлению специфических свойств, характерных для самостоя-
тельных соединений. Это приводит к возникновению вместо
одного нескольких новых минеральных видов. Как пример
можно привести эволюцию представлений о плагиоклазах, ам-
фиболах, блеклых рудах, трактовавшихся еще недавно в ка-
честве сложных изоморфных смесей с непрерывно изменяющим-
ся составом.
Особенности структуры, состава, физических свойств ми-
нералов положены в основу выделения разновидностей. Выше
уже говорилось о структурных разновидностях — политипах
одного и того же соединения, правых и левых формах и раз-
новидностях, различающихся магнитными свойствами. Кроме
того, разновидности часто выделяют по особенностям состава,
цвета, формы выделения и другим признакам. Каждая из раз-
новидностей обычно типоморфпа для того или иного парагене-
зиса, определяющего ее специфический состав, форму выделе-
ния или другие особые свойства, послужившие основанием для
ее выделения, и с этой точки зрения представляет особый инте-
рес для минералога.
Всестороннее исследование минералов, закономерности соче-
тания их в природных ассоциациях, разработка принципов си-
стематики минеральных видов являются главнейшей задачей
минералогии, отразившейся в гениальном ее определении, дан-
ном В. Севергиным еще в 1798 г.: «Минералогия есть часть есте-
ственной истории, которая научает нас познавать ископаемые
тела, то есть отличать оные от всех других тел по существенным
их признакам, знать их свойства, месторождения, пользу и все
отношения их как между собою так и к другим телам». Оно
вполне созвучно с представлениями об этом автора, которые и
легли в основу материала данной книги.
основы
МИНЕРАЛОГИЧЕСКОЙ
СИСТЕМАТИКИ
В основе минералогической систематики лежат химические
и структурные признаки. К первым прежде всего относятся
основные свойства атомов, образующих данное соединение, ко-
торые определяют тип химической связи в нем, форму нахож-
дения тех или иных элементов. Это в первую очередь: 1) сило-
вые характеристики атомов (уОрб), ионов в свободном состоянии
(Торб) или в ионных кристаллах (уг) и 2) суммарный атомный
номер соединения —SZ, определяющие роль отдельных элемен-
тов в составе минералов, что отражено в их минералого-кри-
сталлохимической систематике (см. приложение в конце книги).
Самым крупным таксоном в минералогии является царство
минералов, которое делится на два подцарства: 1) элементарных
веществ, для которых СХ = 0 и 2) соединений — ДСХ 0.
В свою очередь подцарство элементарных веществ в зависи-
мости от СХ элементов делится на два класса: 1) металлов —
низкие СХ и 2) неметаллов — высокие СХ. Значительно слож-
нее выглядит систематика подцарства соединений. Здесь в за-
висимости от СХ элемента, играющего роль аниона, и учитывая
групп-, тип-, шелл- и шринк-аналогию, выделяется пять типов:
интерметаллиды, карбиды и аналоги, халькогениды, кислород-
ные соединения, галогенные соединения.
Среди веществ, относящихся к трем последним типам, име-
ются соединения без анионных радикалов и с ними. Это застав-
ляет каждый из типов делить на подтипы. Типы иитерметалли-
дов и карбидов с аналогами делить на классы пока нецелесо-
образно. В то же время каждый из подтипов халькогенидов,
кислородных соединений и галогенных соединений делится на
классы.
Так, среди минералов первого подтипа халькогенидов в один
класс объединены сульфиды и селениды, поскольку S и Se —
шринк-аналоги. Напротив, теллуриды выделены в отдельный
класс, поскольку из-за различий в свойствах Se и Те теллуриды
образуют самостоятельные минералы с ограниченным (чаще
очень небольшим) изоморфизмом между Те и S или целочислен-
ными отношениями Те и S. По признаку шелл-аналогии в от-
дельный класс объединены арсениды, антимониды и висмутиды,
причем висмутиды являются по-существу интерметаллпдами,
11
Таблица 1
Общий перечень таксонов минералогической систематики
Таксон Признак Примеры
1 2 3
Царство Неорганические кристал- лические вещества, воз- никающие в природе без вмешательства челове- ка Царство минералов
Подцарство Отсутствие или наличие разности СХ-элементов, образующих вещество Подцарства: 1) элементарных веществ (АСХ = 0), 2) соединений (\СХ=/=0)
Тип Тип химического соеди- нения Пять типов в подцарстве соединений: 1) интерметаллиды; 2) карбиды и ана- логи; 3) халькогениды; 4) кислородные соединения; 5) галогенные соедине- ния
Подтип Отсутствие или наличие анионных радикалов (комплексов) Два подтипа в типе халькогенидов: 1) арсениды, теллуриды, сульфиды (и селениды); 2) халькосоли Два подтипа в типе кислородных сое- динений: 1) оксиды и гидроксиды; 2) оксосоли Два подтипа в типе галогенных сое- динений: 1) галогениды; 2) галогено- соли
Класс Тип аниона (элемента в элементарных веществах) Два класса в типе элементарных ве- ществ: 1) металлы; 2) неметаллы Три класса в первом подтипе халь- когенидов: 1) арсениды и аналоги; 2) теллуриды; 3) сульфиды (и селе- ниды)
Подкласс Тип элемента, величина СХ (для простых ве- ществ) и ДСХ (для сое- динений), определяющие наряду с XZ тип хими- ческой связи Три подкласса в классе сульфидов: 1) с высокими ДСХ; 2) со средними АСХ; 3) халькофильных элементов Три подкласса в классе силикатов: 1) содержащих катионы с низкими Yt-—высокими ДСХ; 2) содержащих катионы со средними yz и ДСХ; 3) халькофильных элементов—низ- кие ДСХ
12
Продолжение табл. 1
Таксон Признак Примеры
" 1 2 3
~ Сектор Строение анионного ра- дикала оксосоли Два сектора в первом подклассе си- ликатов: 1) собственно силикаты и алюмосиликаты; 2) бериллосиликаты
Секция Тип элемента, играюще- го роль катиона Секции: 1) $- и р5-элемеитов; 2) f- элемеитов; 3) d-элементов; 4) халь- кофильных элементов; 5) р-элемептов в отдельных классах (и подклассах) минералов типа халькогенидов и под- типа оксидов и гидроксидов
Надотдел Тип аниона в халькоге- нидах и оксидах; основ- ность радикала или чис- ло концевых атомов кис- лорода (К) в радикалах оксосолей Два надотдела в классе сульфидов: 1) мопоапиопные; 2) полианиопные сульфиды Девять надотделов в секторе соб- ственно силикатов и алюмосилика- тов: 1) тетра-силикаты; 2) тетра-три- силикаты; 3) трисиликаты; 4) три- дисиликаты; 5) дисиликаты; 6) ди- моносиликаты; 7) моносиликаты; 8) моно-нульсиликаты; 9) нульалю- мосиликаты
Отдел Число самостоятельных катионов в халькогени- дах, оксидах, оксосолях и т. д. Два отдела: 1) простые; 2) сложные сульфиды в каждом из иадотделов класса сульфидов Семь отделов в секции оксидов f- и ^'-элементов подкласса оксидов со средними ДСХ: 1) простые оксиды; 2) двойные оксиды; 3) титанаты; 4) танталониобаты; 5) ванадаты; 6) молибдаты и вольфраматы; 7) хро- маты Два отдела в отделе средних тетра- силикатов: I) простые; 2) сложные
Ряд Химический тин соли Ряды: 1) средних; 2) кислых; 3) кис- ло-основных; 4) основных (с допол- нительными анионами) солей; 5) кри- сталлогидратов (в том числе средних, основных, кисло-основных и кислых)
Семейство Близкий или идентичный (у полиморфов) состав, единый генезис или па- рагенезис Семейство кианита, объединяющее группы кианита, андалузита и сил- лиманита
13
Продолжение табл. 1
Таксон Признак Примеры
1 2 3
- Семейство слюд, объединяющее ди- и триоктаэдрическис слюды и все политипы
Надотряд Общий тип структуры халькогенидов, оксидов; кремпекислородный мо- тив в берилло- и т. п. силикатах Надотряды: 1) кластерные; 2) нор- мальные халькогениды (оксиды); 3) молекулярные кристаллы Надотряды. 1) островных; 2) кольце- вых берилло- и т. п. силикатов
Отряд Геометрия структурного (анионного) мотива Отряды; 1) координационных; 2) це- почечных; 3) ленточных; 4) сеточ- ных; 5) каркасных минералов
Род Непрерывные твердые растворы между двумя или большим числом крайних членов Род оливина и род граната среди средних тетрасиликатов
Г руппа Однотипные состав и структура Группа монтичеллита, включающая монтичеллит, глаукохроит и кирпштей- нит, имеющие однотипную структуру, но не образующие друг с другом непрерывных твердых растворов
Минераль- ный вид Индивидуальное химиче- ское соединение; конеч- ный член ряда твердых растворов; промежуточ- ный член непрерывных рядов твердых растворов с условно принятыми гра- ницами по составу Три минеральных вида в группе мон- тичеллита: монтичеллит; глаукохроит кирнштейнит Семь минеральных видов в роде оли- вина: форстерит, пикротефроит, теф- роит, кнебелит, фаялит, гортонолит, реперит
Примечание. Некоторые из перечисленных таксонов в Свою очередь подразде-
ляются на более мелкие, как это имеет место для семейств, родов, делящихся иногда па
подсемейства, подроды.
Классы в подтипе оксосолей выделяются также с учетом
щринк-, шелл- и тип-аналогии (выделение класса фосфатов и
арсенатов, класса сульфатов и селснатов).
Последовательность рассмотрения отдельных классов отве-
чает постепенному увеличению приведенной силовой характери-
стики (у”рб /КЧ) анионообразователей:
Класс силикатов.................... оо,ч
Класс фосфатов и арсенатов .... 88,3
63,7
Класс сульфатов и селенатов . . . 130,2
87,3
Класс боратов......................115,0
Класс карбонатов.................. 238,8
Класс нитратов.....................418,2
Si4+
р5+
As5+
s®+
Se6+
У{3> В; 86,2У(4) В
С4+
N5+
Подробное обоснование более низких таксонов здесь нецеле-
сообразно. Ограничимся лишь их кратким перечнем в общей
иерархической таблице таксонов и некоторыми примерами
(табл. 1). Ниже для удобства изложения материала иногда на-
рушается последовательность рассмотрения отдельных таксонов.
намечающими естественную связь между типом халькогенидов
и типом интерметаллидов.
Подтип оксидов и гидроксидов по характеру анионов можно
делить на два класса: 1) оксидов и 2) гидроксидов, хотя в ми-
нералогии их часто целесообразно рассматривать совместно.
При этом сложные оксиды (и гидроксиды) намечают постепен-
ный переход к оксосолям по мере увеличения АСХ катионов,
отчетливо проявляющийся в рядах типа: титанаты->тантало-
ниобаты -> ванадаты -> молибдаты и вольфраматы -> хроматы.
14
ПОДЦАРСТВО I.
ЭЛЕМЕНТАРНЫЕ ВЕЩЕСТВА
(ДСХ = 0)
К подцарству элементарных веществ относятся вещества, со-
стоящие из атомов одного сорта, а также те, в которых появ-
ляются примеси других элементов, имеющие изоморфную при-
роду, вплоть до случаев образования непрерывных твердых
растворов. Твердые растворы особенно характерны для самород-
ных металлов и могут рассматриваться как сплавы природного
происхождения.
Из 105 известных в настоящее время элементов 26 образуют
при нормальных условиях неметаллические, а остальные — ме-
таллические элементарные вещества. Граница между теми и
другими определяется величиной энергетического зазора между
s- и р-орбиталями — в металлических веществах зоны $- и р-ор-
биталей перекрываются, в неметаллических — гибридизируются
(ковалентные кристаллы В, Si, Ge) или между ними сохраня-
ется энергетическая щель (все остальные неметаллические эле-
ментарные вещества, образующие молекулярные кристаллы).
При этом только два неметаллических элементарных вещества
образуются s-элементами — Н и Не—единственными s-кайно-
симметриками; остальные образуются p-элементами, число ко-
торых постепенно уменьшается с ростом пл граница проходит
среди p-элементов по диагональной паре В —Si, затем верти-
кально по шринк-аналогам, (после d-сжатия) Si — Ge, снова по
диагонали Gc->Sb и по вертикали шрипк-аналогов (после
/-сжатия) Sb->Bi.
КЛАСС 1. САМОРОДНЫЕ МЕТАЛЛЫ
В виде самородных металлов преимущественно известны Au
и платиноиды — Pt, Ir, Os, Pd, Ru, Rh. Самородное состояние
обычно для Ag, Си. В виде крупных самородков (в основном
метеоритов) известно самородное железо и сплавы Fe с Ni и Со.
В небольших количествах и редко встречаются Pb, Sn, In, Hg *,
Cd, Zn, Al. Самородные металлы редко встречаются в чистом
виде, чаще это сплавы нескольких самородных металлов с огра-
ниченной или даже полной сместимостыо, типа (Pt, Fe), (Pt, Ir),
(Os, Ir), (Pt, Fe, Ni), (Os, Ru, Ir), (Au, Ag) и др. Наряду с этим
* Hg встречается в жидком состоянии, в виде твердых растворов и ип-
терметаллидов, главным образом на основе Au и Ag, реже Pd,
16
отмечаются упорядоченные твердые растворы и переход к мно-
гочисленным интерметаллическим соединениям, особенно харак-
терным для платиноидов с Bi, Pb, Sn, Си, Аи. Известно большое
число структур распада твердых растворов. Поэтому микроско-
пические исследования часто обнаруживают неравномерное рас-
пределение примесей или сложные структуры распада, насчи-
тывающие до шести компонентов. Если в самородном состоянии
находятся благородные металлы, содержащие примеси менее
благородных — Fe, Ni, неоднородность состава может выра-
жаться в появлении более чистой корки с поверхности самород-
ка, откуда выщелачиваются при воздействии на самородки
гидротермальных растворов или под действием поверхностных
вод Fe, Ni н т. п. примеси.
Способность элементов выделяться в самородном виде обыч-
но связывается с величиной нормального электродного потен-
циала Е998, в зависимости от которого металлы располагают в
ряд напряжений, включающий и водород: Li, К, Са, Na, Mg,
Al, Мп, Zn, Сг, Fe, Со, Ni, Sn, Pb, H, Bi, Sb, As, Cu, Hg, Ag, Pt,
Au. Наиболее обычны в земной коре в самородном состоянии
металлы, стоящие в этом ряду правее водорода; металлы, стоя-
щие левее Zn, за исключением А1, в самородном состоянии нс из-
вестны. Находки самородных Zn и А1 объясняются образованием
на поверхности их зерен плотной защитной оксидной пленки.
Наиболее распространенные в самородном виде благородные
металлы — платиноиды, Au, к которым примыкает и Ag, отли-
чаются самыми высокими среди ^-элементов соответствующих
периодов СХ и принадлежностью к некайиосимметрикам, тогда
как Fe, Со, Ni, являясь кайносимметриками, для которых прояв-
ляется эффект обратного экранирования, легко окисляются и
могут образоваться лишь при очень низких величинах Eh. По
этой причине платиноиды связаны непосредственно с магмати-
ческими ассоциациями, хотя возникают они в постмагматиче-
ские этапы. Для минералов на основе Pd характерно и гидро-
термальное происхождение. Золото является типичным гидро-
термальным минералом. Остальные самородные металлы (кроме
метеоритного железа) могут возникать в восстановительной
обстановке при различных процессах минералообразования.
Большое значение имеют и реакции гидротермальных растворов
с минералами-восстановителями (образование самородного се-
ребра при восстановлении его арсенидами Со, Ni и Fe). Само-
родные металлы — Fe, (Ni, Fe), Ag и даже Au появляются при
серпентинизации, очевидно, за счет возникновения восстанови-
тельных условий по реакции типа 3MgFe[SiO4] 4- ЗН2О->-
Mg3 (ОН) 4 [Si2O5] + Fe3O4 + SiO2 + Н2 * (1).
чае Рассмотренные реакции обозначены порядковыми номерами и в слу-
СКобкя°?Х°ДИМОСТН пх повторения указывается только их номер (в круглых
17
Самородные металлы, иногда в больших количествах, обра-
зуются в зонах окисления рудных месторождений при восста-
новлении их из растворов электрохимическим путем AleS -р
+ 2е-^7Ие° + S2-. (2). Эти процессы имеют первостепенное зна-
чение для Ag и Си.
Интересны находки в осадках северо-восточной части Тихого
океана (близ разломной зоны Кларион и в особенности в группе
вулканических о-вов Ревилья-Хихедо) пленок и пластинок, со-
став которых согласно полуколичествеппому микроанализу отве-
чает Си; Cu + Zn(Si); Cu(Zn); Sn ф-Si; Fc; Fe-j-Si; Si + Fe;
Si; Al; Al(Ti); Al Si (Zn -f- Fe); Al-ф Si —в скобках заметные
примеси других элементов.
Самородные металлы, особенно благородные, накапливаются
в россыпях. В россыпях отмечается также их очистка и пере-
кристаллизация. При метаморфизме благородные металлы со-
храняются и перекристаллизовываются, образуя местами круп-
ные скопления.
Семейство самородного железа
Гр. самородного железа
Феррит (до 2,9, редко 6,4 ат. % * Ni)
Камасит ( ~ 6,4 ат. % Ni)
Гр. самородного никеля.
Тэнит (выше 24 ат. % Ni)
Аваруит Ni3Fe (62,5—92 ат. % Ni)
Самородный никель — (Ni, Fe)
Поскольку по свойствам и генезису эти минералы имеют
много общего или взаимосвязаны, они рассматриваются сов-
местно.
Назв. Феррит от латинского названия железа «феррум»; ка-
масит от греческого «камас» — балка, стержень; тэнит от гре-
ческого «тэниа» — лента, полоса; оба по формам выделения в
метеоритах; аваруит по месту находки в р-не залива Аваруа,
Новая Зеландия.
Хим. Минералы семейства самородного железа в зависи-
мости от своего происхождения — земного (теллурического) или
космического — имеют разный, в некоторых случаях перекры-
вающийся состав. Так теллурические минералы по составу
олизки к условиям равновесия системы Fe—Ni, исследованной
при атмосферном давлении. Здесь известны три минеральных
вида: 1) феррит, содержащий Ni обычно не более 2,9 ат. %,
изредка до 6,4 ат. %; 2) аваруит — фаза переменного состава
на основе Ni3Fe с сод. Ni от 73 до 92 ат. % при 273 К и от
62,5 до ~85 ат. % при 520 К; 3) самородный никель, отвечаю-
Назвапы лишь атомные и молекулярные %, в отличие от массовых, ко-
торые везде обозначены просто %.
18
о п0 составу почти чистому Ni, находки которого, однако,
пематичны. Минералы космического происхождения отве-
П^от ДВУМ минеральным видам — камаситу с содержанием
6,4 ат. % и тэниту, содержащему выше 24 ат. % Ni, по
1N1 таву перекрывающему аваруит. Из примесей для этих минсра-
с0С отМечаются Со, Си, Мп; С, Р, S, As, связанные с механи-
Лрскими включениями в основном когенита — Fc3C *, шрейбер-
4 *___(fe, Ni, Со)3Р, халькогенидов и SiOo, а также окклюди-
рованные газы Н2, СО, СО2.
Структ. Все минералы семейства железа имеют куб. с.,, группы самород-
„_гП железа — ОЦК-структуру (1тЗт), самородного никеля — ПКУ-струк-
?уру (F,n3,n).
Выд. От мелких неправильной формы и округлых зернышек,
пленочек, дендритов до самородков в 1 кг и даже десятки и
сотни тонн (метеориты), очень редко мелкие кристаллики ку-
бического (гр. самородного железа) или октаэдрического (гр.
самородного никеля) габитуса. Известны крупные железные, ме-
теориты— гексаэдриты, состоящие, из одного кристалла кама-
сита; в более широко распространенных октаэдритах устанав-
ливаются видманштеттовые структуры — балки и пластины
камасита, ориентированные по плоскостям октаэдра (от тончай-
щих до видимых после травления невооруженным глазом), окай-
мленные или сцементированные тэнитом; тончайшие смеси ка-
масита и тэнита называются плесситом.
Св. Цвет сталыю-серый (феррит, камасит) до белого (тэнит,
аваруит). Ковкие. Изл. крючковатый. У феррита и камасита
сп. сов. по {100}, у камасита часто неймановы линии — парал-
лельные системы полос (двойниковые швы по {211}, возникаю-
щие при механической деформации); у тэнита и аваруита сп.
менее ясная по {111}. Феррит и камасит магнитны, тэнит теряет
магнитные свойства. Пл. от 7,8 (феррит) до 8,2 (аваруит).
Тв. 4—5 (выше у тэнита и аваруита).
Диагн. От самородных платиноидов отличаются коркой
оксидов и гидроксидов железа, растворимостью в FINO3, феррит
и камасит — магпитностыо (железистая платина также магнит-
на). Большинство железных метеоритов отличается от теллури-
ческих минералов видманштеттовыми структурами.
Обр. Теллурическое самородное железо связано преимущест-
венно с базальтовой магмой.
Иногда встречается в виде обильной пылевидной вкрапленности и очень
редко в более крупных выделениях (до 20 т в базальтах о-ва Диско, Гренлан-
дия). Образование железа связывают либо с восстановлением его из железо-
содержащих минералов углеродом магмы (фиксируется в виде графита), лиоо
с разложением карбонильных комплексов типа Fe(CO)n е образованием ассо-
циации из феррита, графита, когенита. Во многих случаях доказывается
восстанавливающее влияние вмещающих углеродсодержащих пород (биту-
* Здесь и далее при первом упоминании минералов, подробно не рассма-
риваемых ниже, приводятся их химические формулы.
19
минозных сланцев, вмещающих базальты па о-ве Диско, пропластков угля,
прорываемых траппами по р. Курейке, Красноярский край).
Мельчайшие шарики феррита, окруженные каемками магнетита, оливина
и других минералов, обнаружены в искусственных протолочках гранодиори-
тов, гранитов и гранитных пегматитов (Кольский п-ов).
Феррит и аваруит в виде мельчайших зерен изометрической и пластинча-
той формы отмечены в ряде серпснтинизированных массивов в тесной ассо-
циации с пирротином, пентландитом, хизлевудитом, магнетитом, хромитом,
иногда графитом (серпентиниты Швейцарии), с самородной медью, уайрауи-
то.м CoFe, магнетитом, пентландитом (Маскок, Канада); аваруит — па асбе-
стовом м-нии Баланджеро (Италия). Появление их связывается с реакциями
типа (1).
Особый интерес представляют так называемые джозефеииты — гальки
размером до 10 см, состоящие из тэнита (20—45 %), аваруита (55—75 %) и
небольших количеств энстатита или оливина, андрадита, обнаруженные в реч-
ных россыпях ссрпентинизировапного массива в округе Джозефин (ю.-з. Оре-
гон, США). Одни исследователи связывают их с серпентинизацией (этому про-
тиворечит тэнит), другие — с захватом их из очень глубоких слоев Земли (с
границы мантия — ядро) при внедрении ультрабазитовой магмы.
В небольшом количестве мельчайшие зерна феррита и аваруита обнару-
жены в некоторых осадочных породах (четвертичные россыпи р. Турдук, Уз
ССР). Образование феррита в алевролитовом цементе конгломератов угленос-
ной толщи Суйфунской впадины (Юж. Приморье) связывают с восстановле-
нием исходных сульфидов свободными водородом и углеводородами, прони-
кающими по трещинкам породы.
Восстановление железосодержащих растворов до феррита иногда проис-
ходит в зоне окисления рудных м-ний и при образовании болотных руд.
Имеются указания и на находки феррита в некоторых метаморфических
породах (кварц-гранат-глаукофан-лавсонитовые породы на побережье Тихого
океана к сев.-вост, от Сиднея, Австралия).
Минералы семейства железа космического происхождения,
судя по расширению устойчивости исходных твердых растворов
на основе Ni3Fc в сторону обогащения их железом (сравни ава-
руит и тэнит), должны возникать при давлениях выше 10 ГПа
(расширение поля ПКУ-структуры за счет ОЦК); неймановы
линии свидетельствуют о сильном ударном воздействии на них
(при давлениях выше 13 ГПа).
Почти чистое железо и никелистое железо обнаружены в
лунном грунте. Появление их здесь связывают как с падением
метеоритов, так и с магматическими процессами в недрах Луны.
Изм. С поверхности покрываются оксидами и гидроксидами
железа. Поздние гидротермальные процессы приводят
зованию пластинчатых кристаллов гётита,
колломорфного).
Знач. Практического значения не имеют, пи предо
большой научный интерес, особенно находки минералов
ческого происхождения.
Семейство платиноидов
Хим. Около 20 минеральных видов включающих самородные
платиноиды и их сплавы, некоторые из которых сод. Fe, Ni, Си.
По составу, свойствам и парагенезису к ним близки более 20 пп-
терметаллидов, в том числе интерметаллиды со значительными
сод. Fe, Си, Ag, Hg, Sn, Pb, Bi, Sb, As, Те. Столь большое число
20
к обра-
гематита (иногда
но представляют
3 косми-
минеральных видов объясняется, с одной стороны, различным
механизмом металлической связи в элементарных платиноидах
и, как следствие, различной их кристаллической структурой, с
другой — условиями генезиса, тесной связью платиноидов с
халькогенидной минерализацией. Первая из причин приводит к
тому, что даже в бинарных системах низкотемпературные не-
прерывные твердые растворы установлены лишь для систем
0s—Ru, Pt—Rh и допускаются для Pt—Pd; для остальных си-
стем непрерывные твердые растворы известны, и то не всегда,
лишь при высоких температурах. Интересно, что ограничения
смесимости установлены не только для систем с разной синго-
нией конечных членов, как 0s—Pt (< И ат. % Pt и < — 25 ат.
% Os), Os—Ir (< 36 ат. % Ir и < 40—45 ат. % Os), Ru—Pt
(< — 70 ат. °/o Ru), Ru—Ir (< 40 ат. °/o Ir и <20 ат. % Ru), но
п для систем с одинаковой их сингонией — Rh—Pd (при 770 К<
<9 ат. °/о Pd и < — 6 ат. °/о Rh), Ir—Pd (< 3 ат. % Ir при
970 К и <15,2 ат. % Pd при 1370 К), Ir—Pt (чистый Ir и
< 5 ат. °/о R).
Еще сложнее взаимоотношения в многокомпонентных систе-
мах, к которым относится большинство минеральных видов этого
семейства. Отсюда такие минеральные виды, как самородная
платина — Pt, железистая платина (Pt, Fc) при Fe — 20 ат. %,
изоферроплатина— твердый раствор на основе Pt3Fe (от —20
до —30 ат. % Fe), тетраферроплатина — твердый раствор па ос-
нове PtFc — от —37 до —55 ат. % Fe (на диаграмме состояния
установлена также фаза на основе Fe3Pt от —55 до —85 ат. %
Fe), платина иридистая (Pt, Ir), медистая (Pt, Fe, Си), никели-
стая (Pt, Fe, Ni), палладистая (Pt, Pd), самородный иридий —
Ir, осмирид (Ir, Os), платинистый иридий (Ir, Pt), платинистый
осмирид (Ir, Os, Pt), самородный осмий — Os, иридосмин (сы-
сертскит)— (Os, Ir), рутениридосмин (Os, Ru, Ir) и др. В ка-
честве примеров интерметаллид можно назвать нигглит— PtSn,
туламинит— Pt2FeCu, звягинцевит — (Pd, Pt)3(Pb, Sn), темага-
мит—Pd3HgTe3, винсенит — (Pd, Pt)3(As, Sb, Те), атенеит—
(Pd, Hg)3As, маякит — (Pd, Ni)2As, потарит — PdFIg, полярит—
Pd(Pb, Bi).
Структ. Элементарные Os и Ru и минералы на их основе, например, ири-
досмин— (Os, 1г), имеют гекс. с. (Рбз/шшс); Ir, Pt, Bh, Pd и твердые рас-
тры с их преобладанием — куб. с. изоферроплатина — куб. с.
ШшЗш), тетраферроплатина — тетр. с. (PApnmm). Структуры Os и Ru можно
редставить как ПГУ при атомных остовах ЛР+ и ковалентной компоненте
связп (dKOEdsp3 у 2), Ir и Rh — ПКУ с ЛР+ и ковалентной компонентой связи
(flKoDasp3 у 2), Pt и Rd — ПКУ с Л44+ (d2sp3 X 2). Именно указанные детали
механизме связи и приводят, очевидно, к отмеченным выше ограничениям
^местимости и появлению ряда специфических свойств. Особенности химизма
п структуры рассматриваемых минералов заставляют выделять в семействе
^атиноидов по крайней мере три группы самородных металлов: 1) платины—
и R°CIfгтС и 2) иридия — на основе Тг и Rh, 3) осмия — па основе Os
смотп ЭТ0М СВ01°|СТВа минералов первых двух групп целесообразно рас-
I еть совместно, а группы осмия — отдельно.
21
Группы самородных платины и иридия
Назв. Платина от уменьшительного испанского названия
серебра — «плата»; палладий в честь астероида Паллады, от-
крытого почти одновременно с палладием; иридий от греческого
«ирис» (радуга) из-за разнообразия окраски его солей; родий
от греческого «родон» (роза)—растворы некоторых солей имеют
розовый цвет.
Выд, Хорошие кристаллы октаэдрического или кубического
габитуса и их сростки — большая редкость. Чаще зерна непра-
вильной формы, прожилки, реже дендритные сростки. В россы-
пях характерна округлая, окатанная форма. Часты структуры
распада твердых растворов, причем в некоторых из Уральских
м-ний обнаружены структуры распада твердых растворов на ос-
нове 1г, представляющие срастания до шести минералов — само-
родной платины, иридистой ферроплатнны, иридистой платины,
платинистого иридия и самородного иридия.
Св. Цвет серебристо-белый до стально-серого, блеск метал-
лический. Платина, палладий — ковкие. Примеси иридия сни-
жают ковкость, и в иридии платпнистом опа проявляется лишь
при слабом ударе; при сильном ударе видна несовершенная сп.
по кубу. Тв. 4—4,5 (выше, чем у Ag!) для платины, ферропла-
тины, палладия; примеси иридия повышают тв. до 6—7 в ири-
дии платпнистом; тв. осмирида 6—7. Пл. 10,8—12 для палладия,
12—19 для ферроплатнны, до 22—22,8 —для иридия платини-
стого,
Диагн. Поверхность чаще чистая; иногда тонкая пленка
оксидов и гидроксидов железа. Устойчивы в HNO3 (кроме
палладия); растворяются в царской водке (кроме осмирида).
Группа самородного осмия
Назв. Осмий от греческого «осми» (запах) из-за характерного
запаха OSO4; рутений от латинского «Рутепиа», т. е. Россия —
по находке на Урале.
Выд. Уплощенные таблитчатые зерна; таблитчатые и пластин-
чатые по {0001} кристаллы гекс, с., редко больше 1 мм в попереч-
нике (рис. 1). Часто вростки в минералах подгруппы самородной
платины вплоть до микроскопических (в структурах распада).
Св. Цвет от оловянно-белого (самородный осмий) до серого
(иридосмин). Блеск металлический. Хрупкие. Сп. сов. по {0001}
Рис. 1. Кристаллы минералов рода самородного осмия
(отличие от минералов гр. платины!). Листочки ломкие. Тв. 6—7.
Пл. 17—21.
Диагн. Не растворяются даже в царской водке (!).
Обр. Концентрации, представляющие промышленный интерес,
известны в м-ниях двух типов, связанных с: 1) ультраосновным и
(уральский тип) и 2) основными (тип Седбери и Норильска)
породами.
В м-ниях уральского типа платиновые минералы образуют вкрапленники,
иногда маломощные прожилки в хромите, тнтаномагнетите, оливине, пирок-
сене, амфиболе. Наиболее обычна для м-ний этого типа ферроплатина. Уста-
новлены также иридосмин, осмирид и ряд более редких минералов. М-ния
уральского типа большинством исследователей рассматриваются как магмати-
ческие, хотя платиновые минералы являются в них одними из поздних, воз-
можно, пневматолито-гидротермальными. Этим объясняется их морфология и
присутствие в них реликтов более ранних пироксенов, титаномагнетита и даже
пирита. Образование более крупных самородков за счет мелких зерен иногда
связывается с гидротермальной перекристаллизацией под действием раство-
ров, вызывающих серпентинизацию гипербазитов.
В м-них типа Седбери — Норильска наиболее обычны ферроплатина, раз-
личные интерметаллиды па основе Pd (с Bi Sn, Pb, Sb) и Au, сперрилит PtAs2
и другие халькогениды Pt, Pd, Pb, Ni, самородные Au и Ag, в тесной ассо-
циации с халькопиритом (см.), пирротином, пентландитом (см.). Платиновые
минералы образуют прожилки, вкрапленники, очажки, чаще микроскопиче-
ских размеров. Платиновые минералы на этих м-ниях выделялись после ран-
них сульфидов (халькопирита, пирротина, пентландита), отделяющихся от
магматического расплава в результате ликвации, но раньше типично гидро-
термальных минералов — позднего халькопирита, борнита, валлериита
Cu3Fe4S7, халькозина, хизлевудита N13S2- Образование их связывают с выделе-
нном из высокотемпературных флюидов, возможно отделившихся от сульфид-
ного расплава также в результате ликвации.
Реже платиновые минералы устанавливаются в парагенетических ассо-
циациях иного типа. Так, ферроплатина установлена с куперитом — PtS, спер-
рилитом — PLAs2, самородным золотом, теллуробиему титом — Bi2Te3, молибде-
нитом, арсенопиритом, пирротином, халькопиритом в сульфидных линзах гра-
нат-пироксенового скарна золото-колчеданного м-пия в Средней Азии. Генезис
этих ассоциаций гидротермальный, высокотемпературный. Типоморфной осо-
бенностью платиновых минералов является повышенное содержание Pd,
Типично гидротермальная самородная платина (зернышки до 0,03 мм) в
тесной ассоциации с халькопиритом, борнитом установлена в мелких прожил-
ках, замещающих но октаэдрическим направлениям магнетит и титаномагне-
тит габбро Конго Дем в Сьерра-Леоне. Содержание платиноидов в сульфи-
дах здесь доходит до 500 г/т и представляет промышленный интерес.
Совместно с гематитом, светло-зеленой слюдой, хромовым хлоритом, пи-
ролюзитом самородная платина была установлена в гидротермальных квар-
цевых жилах близ Вотерберга (Трансвааль, ЮАР). Появление ее связывают
с выносом платины гидротермальными растворами из ультраосновпого ком-
плекса рифа Мерспского.
Палладий известен как продукт окисления первичных сульфидов, содер-
жащих платиноиды (зона гипергенсза Бушвельдских сульфидных медпо-нике-
•евых м-ний, Трансвааль, ЮАР; зона гппергенеза золото-колчеданных м-ний
скарнового типа в Средней Азин, СССР).
п * *елкис сталактиты и округлые почковидные выделения самородной
вца1И11ы’ ФсРРоплатипы и палладистой ферроплатнны установлены в аллю-
нОсг,Ь11Ь1х Россь,пях Р-на Мипас-Жерайс (Бразилия). Они относятся к поверх-
обв-ч'*151 обРа„30ваниям. хотя детали этого процесса не ясны. Установлено
ее 3’' 0Ва1,ие более крупных самородков платины за счет слипания мелких
ПеРбазитП1еК(3' К°Ра'Х вьшстРиваш1я латеритного типа, развивающихся по ги-
23
22
Знач. Являются основными источниками платиноидов. До
второй мировой войны до 90 % Pt добывалось из россыпей
Урала (8—10 т ежегодно). В настоящее время источники пла-
тиновых металлов перемещаются на комплексные руды типа
норильских и м-ния Седбери.
Группа самородной, меди
Хим. Особенности химического состава минералов группы
самородной меди, включающей три основных минеральных
вида — самородная медь, серебро и золото, — определяются кай-
носимметричностью меди и некайносиммстричностью Ag и Ап,
являющихся шринк-аналогами с большими Z (см. табл, на пе-
реднем и заднем форзацах). Это приводит к эвтектическому
характеру системы Си—Ag при очень низкой взаимной раствори-
мости крайних членов. В то же время в системе Ag—Au непре-
рывные твердые растворы устойчивы (>-370 К), хотя в субсо-
лидусной области предполагаются интерметаллиды на основе
Ag3Au (кюстелит), Ag3Au2, AgAu и AgAu3. Непрерывные твер-
дые растворы в системе Си — Аи существуют лишь выше 680 К;
в субсолидусной части обнаружены Cu3Au, CuAu, подтвержден-
ные как минералы, и CuAu3, а также установленные в виде ми-
нералов Cu9Au, Cu6_7Au, CusAu2, CuAu4. Для самородных Си, Ag
и Au отмечены ИП платиноидов, Fe, As, Sb, Bi, Zn, S, а для са-
мородных Ag и Au —еще и Hg; разнообразие и наибольшие
количества ИП характерны для самородного золота.
Отдельные зоны и зерна отличаются более высокой концен-
трацией ИП (особенно Ag в Au). Гомогенные же минералы с
высокими сод. примесей при более глубоких исследованиях мо-
гут оказаться иитерметаллидами, наиболее вероятными для ря-
дов Au—Си и Ап—Ag.
Структ. Все три минерала имеют структуру типа ПКУ, куб. с (Д/«3/?г),
атомные остовы М 1 (sp3 X 3).
Обр. Вследствие низкого сродства Au к другим элементам
самородное золото может образоваться не только в гидротер-
мальных (в том числе высокотемпературных), но и в магмати-
ческих условиях. Для него обычен парагенезис не только с квар-
цем, но и с различными халькогенидами.
Самородные Ag и Си в гипогенных условиях могут возни-
кать лишь при недостаточной активности S, Se, Те, As, Sb, Bi.
В противном случае образуются их халькогениды. Этим объяс-
няется парагенезис гипогенного самородного серебра с арсени-
дами Со, Ni, Fe, а самородной меди, имеющей большое срод-
ство к As, с низкотемпературными минералами гидротерм, бед-
ных As и S, — с хлоритами, цеолитами, кварцем, кальцитом и
реже с арсенидами Си. Активность S и Те сильно влияет и на
степень изоморфизма. В случае высокой активности S (при
24
образовании золота с сульфидами) самородное золото часто
оказывается более высокопробным, так как основные его ИП
(Си и Ag) связываются в сульфиды. В то же время золото, на-
ходящееся в кварце, более низкопробно. Повышение пробности
самородного золота происходит иногда и при высокой актив-
ности Тс, связывающего серебро.
Таким образом, переход от самородного золота к серебру
и меди в целом отвечает снижению температуры гипогенных
процессов, снижению активности серы, мышьяка, теллура. По-
нятным становится более широкое проявление изоморфизма для
золота как наиболее высокотемпературного из рассматриваемых
минералов.
При гипергенных процессах в количественном отношении
преобладает медь. Затем идут серебро и золото. Связано это,
с одной стороны, с более высоким сод. Си в первичных сульфид-
ных рудах, с другой — с более легким переходом Си в раство-
римые формы в ряду Си, Ag, Аи.
Помимо реакций восстановления, возникающих, например, за
счет H2S, FeSO4, арсенидов Со, Ni, Fe, органических веществ,
большую роль в образовании Си и Ag в гипергенных условиях
играют электрохимические реакции типа (2). Все это приводит
к накапливанию серебра в зоне «железной шляпы», а также
значительных количеств меди и серебра в зоне цементации руд-
ных м-ний, к появлению самородной меди в песчаниках, бога-
тых органическими остатками. Несмотря на большую устойчи-
вость, золото также может мигрировать в поверхностных усло-
виях и выделяться в виде тончайших зерен, пленок, прожилков.
Самородная медь Си
Назв. Происхождение русского слова медь неясно.
Хим. Сод. Си до 97—98 %. Из ИП наиболее обычно Zn
(до 35 %), Ag (3—4 до 8 %), Ли (до 2—3 %), иногда As (до
3%)*. Форма вхождения Fe (до 2—3 %) недостаточно ясна.
Структ. См. описание гр.
Выд. Редко хорошие кристаллы кубического, кубооктаэдри-
ческого габитуса. Характерны плоские и объемные дендриты
(рис. 2), пластины, плотные сплошные массы, мелкие вкраплен-
ники, топкозернистые порошковатые и сферолитовые цементные
выделения.
Известны псевдоморфозы по куприту, арагониту, кальциту,
азуриту, халькозину, халькантиту, волокнистому антлериту.
Св. Цвет медно-красный. Блеск металлический. Ковка. Сп.
Вет. Излом крючковатый. Тв. 2,5—3. Черта металлическая
Честящая. Пл. 8,5—8,9.
Разновидность, богатая мышьяком. — витнеит.
25
Рис. 2. Дендриты самородной меди.
Центральный Казахстан. 3/4 нат. вел. ИГиГ (коллекция музея Института геологии и гео-
физики СО ЛН СССР)
Диагн. Медь легко растворяется в HNO3, образуя раствор
голубого цвета. Голубую окраску приобретает от вторичных про-
дуктов, покрывающих медь, и нашатырного спирта. Обычно по-
крыта коричнево-красными (куприт), зелеными (малахит), го-
лубыми (азурит), черными (сульфиды меди) вторичными про-
дуктами. Малахит и азурит часто находятся вблизи меди во
вмещающих ее минералах.
Обр. См. описание гр.
Наиболее обычна гипергенная самородная медь. Для нее характерна ас-
социация с купритом, теноритом — СиО, малахитом, хризоколлой, либетени-
том — Си2(ОН) [РО4] (Гумешевский рудник, Свердловская обл., где встреча-
лись самородки до нескольких тонн), купритом, теноритом и большим числом
разнообразных сульфатов, хлоридов, иодидов, молибдатов меди (Чукикамата,
Чили), Гидроксидами железа, гипсом, ярозитом, малахитом (березиты м-ния
Центрального, Мариинская тайга). Такого же происхождения, очевидно,
Вкрапленники самородной меди в трещинках сп. крупнокристаллического гип-
са р-на Пинал Каунти (США).
Реже самородная медь осаждается в породах, богатых органическим ве-
ществом, на некотором удалении от рудных м-ний. С этим связывают тонко-
дисперсную медь в торфяниках р. Левнхи (Свердловская обл.), мельчайшую
Вкрапленность самородной меди с халькозином и другими сульфидами в чер-
ных глинах Эль-Болео (Калифорния), се скопления в некоторых песчаниках,
Хотя источниками рудоносных растворов могут быть сравнительно низкотем-
пературные (ниже 370 К) гидротермы *. Наиболее крупное месторождение
Последнего типа — Корокоро (Боливия). Медь здесь ассоциирует с низкотем-
пературным халькозином, арсенидами меди и залегает совместно с гипсом,
* Здесь и далее большинство Данных по температурам образования при-
ведено по результатам исследования газово-жидких включений.
26
кальцитом, кварцем, баритом, целестином. Песчаники занимают более
30 000 км2 при мощности 0,5-2 м (иногда до 12 м). На значительные рас-
стояния (до 3 км) допускается миграция меди в океанических Na—Са—С1-
расгворах с восстановлением се то самородное состояния органическим ве-
ществом (до 12 % миоценового наноископаемого ила па глубине 152 м от
поверхности дна или 2449 м от уровня моря — близ Анголы).
С низкотемпературной гидротермальной деятельностью связано появление
самородной меди в ассоциации с цеолитами, кварцем, кальцитом, пренитом,
датолитом, хлоритом, эпидотом, гематитом, иногда с самородным серебром
в виде миндалин, прожилков, импрегнаций в базальтах, мандельштейнах, кон-
гломератах на п-ове Кивино (оз. Верхнее, США). С 1854 по 1930 г. эти м-ния,
являвшиеся вторым по величине меднорудным р-ном мира, дали 3,8 млн. т
меди. Здесь же был встречен самый крупный из известных самородков
13,7 X 6,7 X 2,4 м массой около 420 т. В сходной ассоциации самородная
медь, образовавшаяся за счет окисления халькопирита, установлена в тонко-
слоистых вулканических потоках, богатых гематитом и имеющих в связи с
этим красный цвет, на о. Ванкувер (Канада). Возможно, этим же путем об-
разовалась самородная медь в эффузивах п-ова Кнвпно.
В виде вкрапленности в окремнелых породах самородная медь с мельни-
ковптом, пиритом, марказитом, гидроксидами железа установлена в кальдере
Калимая, СРР. Цинкистая медь обнаружена в золото-кварцевых рудах Юж.
Урала, Закавказья, в цеолитовых породах Грузии (вместе с самородными
Си, Pb, Ге, Zn, Sb), в лунном грунте.
Как непосредственный продукт магматической кристаллизации самород-
ная медь в небольших количествах обнаружена в полевых шпатах габбро близ
Тосканы (Италия), в рогоных обманках и полевых шпатах сиенитов Юж. Аф-
рики, в авгитах зернистых диабазов Дороса (Юго-Зап. Африка).
Самородная медь установлена в некоторых серпентинитах (Лизард, Вели-
кобритания).
Может накапливаться в россыпях (медные носки Корокоро, Боливия; лед-
никовые четвертичные отложения р-на оз. Верхнего, США).
Самородная медь в виде мельчайших зерен установлена в никелистом же-
лезе метеоритов в ассоциации с троилитом.
Изм. Быстро покрывается с поверхности купритом; за счет
меди могут развиваться малахит, азурит, хризоколла и т. п.
минералы.
Знач. В некоторые годы самородная медь составляла 8—10%
всей добываемой меди (главным образом за счет м-нпй оз. Верх-
него и Боливии).
Самородное серебро Ag
Назв. От славянского «серп» (луна).
Хим. Сод. Ag доходит до 98—99%. Из примесей наиболее
обычно Ан (чаще до 1—2%, редко до Ag3Au— кюстелит). Из-
вестны твердые растворы (Ag, Hg) (конгсбергит до 60% Hg,
мошеландсбергит — до 70 % Hg—Ag5Hg8). Установлены также
примеси Sb (анимнкит — до 11 % Sb, алларгентум— до 8—15%
в виде продукта распада с дискразитом — Ag3Sb), Bi (до
Ь% в чилените), As, Си (меньше I %), Fe (~1 %), Zn (~1 %),
^известен и минерал Ag6>2Cu0 7sBi, сод. 72,6 % Ag, 22,7 % Bi и
3’92 % Си.
44/ Струит. См. описание гр.; есть указания на природные политипы 2И и
р иже. с. (Р63 /иг), появление которых связывают с примесями Sb, Bi, Си,
11 спецификой кристаллизации.
27
Выд. Проволочные образования (длиной до 25—30 см при
толщине до 2—3 мм в кальците — Конгсберг, Норвегия), иногда
сплошные спутанно-проволочные массы, мягкие на ощупь
(Фрейберг, ГДР). Реже кристаллы кубического или кубоокта-
эдрического габитуса, дендритные сростки с размером индиви-
дов до 1 —1,5 см (Мексика; Конгсберг в Норвегии), тонкоден-
дритные (ельчатые) выделения известны в арсенидах (Онтарио,
Канада), барите (Захссн, ГДР), самородном мышьяке (Яхи-
мов, ЧССР). Известны тонко- и грубопластинчатые образова-
ния, мелкие вкрапленники (в различных сульфидах).
Св. Цвет серебристо-белый; постепенно тускнеет, покрываясь
пленкой черного сульфида. Иногда красновато-коричневая по-
бежалость. Блеск на свежем изломе сильный металлический.
Ковкое. Излом крючковато-занозистый. Тв. 2,5 (ниже Pt!),
Пл. 10—11 (ниже Pt!).
Диагн. Характерны вторичные продукты с поверхности
Легко растворяется в HNO3; при добавлении NaCl образуется
белый творожистый осадок AgCl.
Обр. См. описание гр.
В виде микроскопических вкрапленников в сульфидах серебро широко
распространено в золоторудных (пирит, блеклая руда, галенит) и свипцово-
цинковых (галенит, халькопирит, пирит, блеклая руда) гидротермальных
м-ниях.
Крупные выделения гипогенного самородного серебра связаны с м-ниямн
двух типов.
1. Кальцитовые жилы с органическим веществом (восстановитель сереб-
ра!). Серебро проволочное, пластинчатое, моховидное, в виде глыб), часто
ртутьсодержащее (Конгсберг, Норвегия). В незначительном количестве более
ранние сульфиды, арсениды Со, Ni и Fe, флюорит, аксинит, хлорит, эпидот,
кварц.
2. Серебро-арсенпдные жилы. Серебро (дендритное, пластинчатое) нахо-
дится в тесной ассоциации с арсенидами Со, Ni и Fe (Кобальт, Онтарио, Ка-
нада), пруститом, пираргиритом, стефанитом — Ag5SbS4 (Фрейберг, ГДР),
иногда с самородным висмутом, настураном (Яхимов, ЧССР; Большое Мед-
вежье оз., Канада). Возникновение серебра многие связывают с восстановле-
нием его из гидротермальных растворов арсенидами Со, Ni и Fe: 2NiAs +
+ 2Ag+ -> 2Ag° + NiAs2 + Ni2+ (3). Жильными минералами выступают каль-
цит, доломит, барит. Крупнейшее в мире м-ние самородного серебра этого
типа — Кобальт, Онтарио (Канада), прославилось крупными самородками.
Здесь же были обнаружены пластины в несколько сотен килограммов (одна
из них в 612 кг находится в здании Канадского парламента) и знаменитый
«серебряный тротуар», представлявший почти сплошной самородок длиной
30 м, уходивший в глубину на 18 м; он дал 20 т Ag.
В небольших количествах самородное серебро было обнаружено совместно
с самородной медью (см.) в хлорнт-цеолитовых м-ниях п-ова Кпвино (оз.
Верхнее, США).
Переотложением серебра более поздними гидротермальными растворами
из жил с полиметаллической минерализацией объясняется его образование (до
40% жильной массы с самородками до 10 см в поперечнике) в карбонатных
жилах с аргентитом, пираргиритом, саффлоритом, сфалеритом и халькопири-
том (р-н Пршибрама, ЧССР).
Миграция Ag в зоне гипе| енеза происходит, очевидно, преимущественно
в виде сульфатных, реже бикарбонатпых и карбонатных растворов и комп-
лексов. Из них серебро может восстанавливаться ионами Fe2+, арсенидами
28
Co, Ni и Fe, органическими соединениями, выделяться электрохимическим пу-
тем. Примером крупных м-ний гппергеплого самородного серебра являются
м-ния р-па Чапьяркильо (Чили). На них известно большое число гидротер-
мальных жил мощностью от 2,5 см до 1 м, содержащих пирит, сфалерит,
халькопирит, галенит, арсенопирит, арсениды Со, Ni, Fe, пирсеит — AgieAsaSu,
фрейбергит, прустит, полибазит — Ag16Sb2Su, пираргирит, заключенные в каль-
ците, барите, кварце и сидерите. В зоне цементации руды значительно обога-
тились серебром за счет выноса Fe, Sb, As, S и отложения самородного се-
ребра, акантита, дискразита—AggSb, штромейерита — CuAgS, галогенидов
серебра. Глубина распространения этой зоны достигает 400—1500 м. Здесь
встречались громадные (до 100 кг) самородки серебра, а также глыба само-
родного серебра с эмболитом массой около 20 т при содержании Ag около
75 %. Крупные скопления гипергенного самородного серебра известны на мно-
гих м-ипях Мексики (Пачука, Реаль-дель-Монте), Перу. Высокими концентра-
циями серебра, в том числе крупными самородками, известна зона гиперге-
пеза м-ний Рудных гор (ЧССР). В м-нив Шнсеберг была обнаружена глыба,
состоящая из самородного серебра и аргентита, массой около 40 т. Несколько
сотен килограммов самородного серебра были найдены в XVIII в. на о-ве
Медвежьем (Белое море), где оно возникало за счет серебросодержащего га-
ленита.
В некоторых случаях Ag может мигрировать на значительные расстояния,
отлагаясь, например, совместно с сульфидами Си (халькопиритом, халькози-
ном, борнитом) в песчаниках, сланцах (медистые песчаники Джезказгана,
КазССР; Удокана, Читинская обл.; сланцы Мансфельда, ГДР).
Иногда сохраняется в россыпях, из которых известны самородки до 4 кг
(галечные выносы селевого потока с. Чайкенд, Кировабадского р-на АзССР).
Изм. С поверхности быстро покрывается пленкой черного
сульфида — акантита. В гипергенных условиях переходит также
в хлораргирит, бромаргирит, иодаргирит, эмболит.
Знач. Представляет ценнейшую руду па Ag. Из руд, в кото-
рых самородное серебро было одним из основных компонентов,
па м-ниях Пачука и Реаль-дель-Монте (Мексика) с 1526 г. до-
быто 40 000 т Ag, из руд м-ний р-на Чаньяркильо (Чили) только
с 1860 по 1885 г. —2500 т.
Самородное золото Au
Назв. Очевидно, от корня «сол», входящего в слово солнце.
Хим. Сод. Au до 98—99%, чаще ниже. Важнейшей ИП яв-
ляется Ag. При сод. Ag меньше 15 % (реже 20—30 %) минералы
гомогенны, при более высоком сод. Ag (до 50%)—гетерогенны
(см. описание гр.). Установлены также Bi, Pt, Си, Pd, Rh, Ir,
Fe, Hg, имеющие типохимический характер.
Так, существенные принеси Си (до 9,2%), Pd (до 5,8), Rh (до 4,3 %))
известны для золота в сростках с минералами семейства платиноидов в Но-
рильском р-не. Сод. до 20 % Си обнаружено в золоте ряда м-ний Урала
(большинство образцов обладает микронеоднородностыо за счет структур рас-
пада). Очень высокое сод. Rh (до 43 %), Ir (до 30 %), Pt (до 10%) и Pd
Указано для самородного золота из россыпей р. Чорох (ГССР), хотя одно-
родность этих образцов изучена недостаточно. Высокие сод. Bi характерны
Д.чя золота, находящегося в тесной ассоциации с теллуридами Bi (Шилово-
Исетское м-пие, Свердловская обл.), причем золото, сод. до 4 % Bi, одно-
Р Дно. Примеси Ге не характерны для золота, хотя известен анализ микроско-
пически однородного золота из Якутии с сод. 4,4 % Fe (оно обладает магнпт-
и°сгыо). В минералах, относящихся к ряду Au—Ag, приуроченных чаще
29
к хлориту и диопсиду метасоматически измененных серпентеиитов Золо-
той горы (ср. Урал) отмечается до 10 % Hg; анализы середины XVIII в. сви-
детельствуют о находках золотой амальгамы Au2Hg3 в золоторудном м-нии
Марипоза (Калифорния, США), вместе с платиной в Колумбии. Золото со-
става Ащо 6oAg35-5sCuo,5-2Sei,2-i,4 установлено на одном из золото-кварц-суль-
фидно(арсенопирит, халькопирит, борнит)-карбонатном (анкерит) м-иип Сред-
ней Азии.
В россыпях по мере удаления от коренных м-нпй в золоте
снижается сод. Ag, Pb, Bi, Sb, Те, несколько возрастает сод. Hg;
примеси Си остаются без изменения, причем в целом пробность
золота увеличивается. Пробность золота возрастает и при мета-
морфизме (перекристаллизованное золото кварц-золоторудных
жил Французской Гвианы сод. 2 % Ag вместо 10 % Ag в тонко-
дисперсном золоте, содержащемся в пирите).
В зависимости от примесей кроме электрума (Ag) выделяют
купроаурид и аурокуприд (Си), бисмутоаурид (Bi), родит (Rh),
ираурид (1г), порпецит (Pd), платинистое золото.
При высоком сод. примесей могут возникать интерметаллические соеди-
нения как бинарные (даже в системах Au—Ag, Au—Си-—см. описание гр.),
так и более сложные (например, палладистый купроаурид (Си, РсГ)3Аи2—
(ромб, с.) из Талнахского м-ния, сод. (в %): Au ~ 62; Си ~ 25; Pd8;
Rh - 2,5; Pt ~ 2; Ag ~ 0,7; Bi ~ 0,6).
Струит. См. описание гр.
Выд. Топкодисперсное золото (и - 10“б см, а иногда и меньше)
в непромышленном количестве распространено очень широко в
различных изверженных, осадочных и метаморфических поро-
дах. Иногда оно образует промышленные концентрации, накап-
ливаясь в сульфидах (пирите, халькопирите, арсенопирите),
кварце. В тонкодисперсном, хальцедоновидном кварце известно
золото в коллоидно-дисперсном состоянии, в губчатых и мелко-
депдрптных массах. Гипергенное золото — тончайшие пленки,
пластины, порошковатые (горчичное золото), губчатые агрега-
ты, мельчайшие дендриты. Более крупные выделения золота
представлены пористыми массами, зернами неправильной фор-
мы, пластинами, дендритными сростками, уплощенными парал-
лельно грани октаэдра. Известны кристаллы октаэдрического,
ромбоэдрического, изредка кубического габитуса и их сростки.
Двойники по {111}. Были найдены гигантские самородки около
153 кг из россыпи в Чили, 93,5 кг (пластина размером ~ 1,5 X
ХОД м) — из кварцевой жилы в Новом Южном Уэльсе (Австра-
лия), 36,04 кг с одного из приисков Миасса (Челябинская обл.).
Термо- и динамометаморфизм вызывают укрупнение золотин.
Св. Цвет ярко-желтый до светко-желтого (при значительном
сод. Ag) и коричневого (в губчатых и порошковатых массах).
Блеск металлический, усиливающийся с примесью Ag. Ковкое.
Тв. 2—3, возрастающая с повышением сод. Ag. Пл. 15—18.
Диагн. Продукты окисления отсутствуют. К действию кислот
устойчиво.
Обр. См. описание гр.
30
Наибольшей известностью пользуются средне- и высокотемпературные
плутопогенные золото-кварцевые жилы или штокверки. Кварц в них состав-
ляет 97—98 %; обычны сульфиды, теллуриды, шеелит; из нерудных кроме
кварца -— барит, карбонаты, хлориты, серицит, турмалин, иногда гранат, апа-
тит, альбит и др. К этому типу относятся м-иия Кочкарскос, Челябинская обл.
(арсенопирита до 15 %; пирротин, кварц); Березовское, Свердловская обл.;
Степняк, Казахстан; ряд м-ний Якутии, Северо-Востока СССР, Калифорнии,
Аляски, Бразилии, Южной Африки, Австралии. Золото-кварцевые жилы с пи-
ритом, арсенопиритом, халькопиритом и значительными скоплениями висму-
тина, козалита, тетраэдрита, виттихенита — Cu3BiSs — известны в Личкваз-
ском м-нпи (АрмССР). Система золото-кварцевых жил «Мазер-Лод» в Кали-
форнии прослежена более чем на 200 км при мощности жил от 2 до 20 м.
В штокверках количество отдельных жил небольшой мощности достигает не-
скольких сотен и даже тысяч.
Значительная часть самородного золота приурочена к средне-низкотемпе-
ратурпым вулканогенным м-пиям. Золото здесь часто тонкоднспсрспое и рас-
пылено в тонкокрпсталлическом кварце, халцедоне (Балей, Читинская обл.),
смеси тонкоднсперспых сульфидов (Акспобе, Икуно и др., Япония), карбона-
тах или выделяется в виде тонких пластинок и пластинчатых дендритов
(Сыкырымб и Сэсар, СРР). Из рудных минералов с ним ассоциируют арсено-
пирит, пирит, галенит, сфалерит, халькопирит, блеклые руды, энаргит, а также
теллуристые соединения золота (сильванит, нагиагит), тиосоли серебра и ала-
бандин— MnS (СРР). С ископаемыми фумаролами в пгнимбритах связывают
золото-алунитовые м-иия Розалкилар (Юго-Вост. Испания). Золото по со-
ставу преимущественно низкопробное.
В процессе образования золото-кварцевых жил многие исследователи
большую роль отводят золото-кремневым гелям. Об этом свидетельствует тон-
кодисперснос состояние золота, ассоциация его в близповерхпостных вулкано-
генных м-ниях с тонкодисперсным и халцедоновидным кварцем. Устойчи-
вость золото-кремневых коллоидных систем при 520—620 К доказана экспе-
риментально.
Перенос золота гидротермальными растворами происходит при высоких
Eh в основном в виде комплексов типа AuS~ (при высокой pis) пли хлоро-
комплексов (низкая pis).
Выделения самородного золота характерны и для ряда скарновых м-ний,
обычно с наложенными гидротермальными процессами. В этом случае оно
тесно ассоциируют с кварцем, молибденитом, тетрадимитом, халькопиритом и
типичными скарновыми минералами — волластонитом, гранатом, пироксеном,
шеелитом (м-ния Горной Шории; Тырныауз, Сев. Кавказ).
Изредка Самородное золото приурочено к серпентинитам (Балбукская
Дача, Челябинская обл.), ассоциируя с магнезитом, доломитом, бруситом, хри-
зотил-асбестом, основными карбонатами магния.
В поверхностных условиях обычно обогащение золотом верхних окислен-
ных горизонтов рудных м-ний и возникновение россыпей. Его спутниками в
россыпях являются кварц, магнетит, циркон, касситерит, ильменит, платина,
осмистый иридий (элювиальные россыпи Калгурли в Зап. Австралии; русло*
Ьые россыпи Алдана, Амура, Колымы в СССР; Аляски).
Самородное золото в поверхностных условиях может частично раство-
ряться и переотлагаться. Причины для этого могут быть различными.
1. Образование гидроксо- и хлорокомплексов Au при высоких Eh, вызван-
ных присутствием не только кислорода воздуха , ио и сильных окислителей
(MnO2, Fe2(SO4)3 и т. п.).
2. Переход золота в коллоидные растворы.
3. Перенос золота гумусовыми веществами.
4. Образование комплексных тиосульфат- и политионйтных ионов при
взаимодействии топкодисперспого золота сульфидов С продуктами их окисле-
ния.
Обогащение золотом, причем весьма Высокопробным, отмечается в рос*
Сыпях Рио и Минас-Жерайс (Бразилия); цементация россыпных зерен золота
и платины «новым» золотом и образование конкреционных сростков золота
31
t марказитом и лигнитом под влиянием насыщенных гумусовых вод установ-
лены в коре выветривания россыпей Вишерско-Впспмскон депрессии; пленки
«нового» золота на зернах иридосмина и палладистой платины — в россыпях
Кузнецкого Алатау.
Имеются представления, что значительные количества золота могли вы-
деляться хемогепным путем при осадкообразовании. Так, для палеозойских
пород Нерчинского р-на (Забайкалье) доля хсмогенного золота оценивается
в 30—50 %.
При метаморфических процессах самороиюе золото устойчиво. Метамор-
физированные песчаники с золотом (до 1000 г/т Au), халькопиритом (кри-
сталлы до 1 см), пирротином, пиритом, висмутином, хлоритом, сидеритом,
кальцитом известны в Сальсгиня, Од (Франция). Метаморфизованные рос-
сыпи Вптватерсранда (ЮАР) представляют крупнейшее м-пие золота в мире
(до 40—50 % мировой добычи Au).
Самородное золото в виде двух небольших зерен (0,2 мм)
обнаружено в одном из железных метеоритов и подтверждено
исследованием хондрита Атланта.
Знач. Главный промышленный источник золота.
КЛАСС 2. САМОРОДНЫЕ НЕМЕТАЛЛЫ
Хим. Из 26 элементов, образующих при нормальных условиях
неметаллические элементарные вещества, в самородном виде из-
вестно девять — С, Si, Ge; As, Sb, Bi; S, Se, Те; остальные либо
обладают очень высокой реакционной способностью — Р, I, Вг,
Cl, F, либо известны в газообразном состоянии — Н, Не, Ne, Аг,
Кг, Хе, Rn, N, О. Самородные неметаллы отличаются высокой
степенью чистоты и примеси в них, как правило, нс изоморф-
ные, а механические. Лишь самородная S сод. ИП Se (до 5 %
в волканите)-, минералы группы самородного мышьяка сод.
заметные примеси крайних представителей As—Sb, Sb—As и
Sb, Bi—Sb. Особое положение по составу занимает графит,
обладающий из-за своеобразной структуры большой сорбцион-
ной способностью; в нем установлены окклюдированные Н2, Ng.
СО2, СО, СН4 (О, п до 2,6 %), I IgO, органические вещества,
H2S, NH3.
Структ. Самородные неметаллы, кроме Si и Ge, обладают
молекулярной структурой; Si, Ge и алмаз, являющийся фазой
высокого давления, выделяются гомодссмической структурой с
ковалентной связью.
Обр. Условия образования самородных неметаллов опреде-
ляются двумя основными лимитирующими факторами: 1) вели-
чиной давления пара, 2) реакционной способностью. Вещества
с высоким давлением пара и высокой реакционной способностью,
такие, как самородные S, Se, Тс, типичны для поверхностных
процессов, отличающихся достаточно низкой величиной Eh, от-
сутствием других веществ, с которыми они могут вступать в
реакцию (вулканогенная и биогенно-осадочная сера).
ванне в резмльтя^. гРУ“Пы мышьяка наиболее обычно образо-
32 Результате Гидротермальных процессов, где они могу*
быть в зависимости от давления пара как низкотемпературными
(самородный As м-ний типа пятиметальной формации, поздние
I Мышьяк-кальцитовые жилы на Чикопском м-нии), так и высоко-
температурными (самородный висмут касситерит-вольфрамито-
вых рудных жил, скарнов). Самородные As и особенно Bi в не-
большом количестве известны и как вторичные продукты, обра-
зующиеся в зоне окисления рудных м-ний.
Для графита, отличающегося низким давлением пара и вы-
сокой температурой плавления, типично эндогенное образова-
ние. Он является акцессорным минералом большого числа из-
верженных, осадочных, метаморфических п контактовых пород.
Крупные его скопления связаны либо с жильными образова-
ниями контактового, пегматитового, пневматолито-гидротермаль-
ного происхождения, либо возникают в результате метаморфи-
ческих процессов.
Алмаз, будучи устойчивым при давлениях выше 4 ГПа, яв-
ляется гипербарическим минералом, возникающим в условиях
глубин выше 100 км — в верхней мантии Земли. В земной коре
алмаз и породы, его содержащие, появляются чаще всего в ре-
зультате образования кимберлитовых трубок взрыва. Известны
случаи образования алмаза и других модификаций углерода
высокого давления —ос- и р-карбнна, чаоита, лонсдейлита, в ре-
зультате ударных явлений, сопровождающихся очень высокими
давлениями, например, при ударе о Землю крупных космиче-
ских тел (Попигайский ударный кратер, СССР; кратер Рис в
ФРГ и т. п.).
Самородный Si пока зафиксирован лишь в виде тончайших
пленочек вместе с некоторыми металлами и веществами системы
Si—Fe в осадках Тихого океана.
Группа самородной серы.
Самородная сера S
Назв. Происхождение названия не ясно.
Хим. Природная самородная сера иногда отличается высокой
чистотой, но обычно сод. различные механические, реже изо-
морфные примеси. Для серы вулканического происхождения
важнейшие из них — Se (до 5 % в волканите), аурипигмент,
реальгар, сульфиды железа; для биогенно-осадочной серы —
битумы, механические загрязнения глинистыми минералами,
карбонатами, сульфатами, включения с H2S и раствором, сод.
NaCl, СаС12, Na2SC>4 и другие соли.
Струит. При обычной температуре устойчива сс-сера, ромб. с. (Fddd}.
Опа при 368,6 К (Давл. 102 кПа) переходит в p-серу, мои. с. (P2i/a). Из-
вестны также у-сера, мон. с. (Р2/с) и ряда других модификаций. Кроме того,
в коллоидальной (аморфной?) сере установлена модификация, нерастворимая,
в отличие от сс-серы, в сероуглероде.
Структура a-серы молекулярная. В кольцевых молекулах Sg атомы рас-
плетаются зигзагообразно, при КЧ, равном 2 (рис. 3, а). Молекулы S8 распо-
2 Зак. 594 33
Рис. 3. Структура минералов групп самородной серы (а. б) и самородного
мышьяка (е):
а —строение молекул S8; б —расположение молекул з структуре; в —структура самород-
ного мышьяка; показаны гексагональная ячейка н искаженный координационный окта-
эдр, в котором центральный атом имеет три более короткие связи (0,231 нм), выделенные
сплошными линиями по направлению к вершинам верхней грани октаэдра (р3•гибридиза-
ция, обеспечивающая связь атомов в слоистой макромолекуле) н три более длинных связи
(0,316 им)—пунктирные липни по направлению к вершинам нижней грани октаэдра (sp8d2-
гибрпднзация, обеспечивающая остаточную связь макромолекул друг с другом)
лагаются п структуре по вершинам, в центрах граней и в четырех из восьми
октантов ромбической ячейки (рис. 3,6).
Структура p-серы исследована недостаточно, хотя в ней также установ-
лены молекулы Sg.
Выд. Для a-серы характерно выделение в виде кристаллов,
Щеток, друз. Габитус кристаллов усеченный дипирамидальный
(рис. 4., а), реже пинакоидальный, ромботетраэдрический. Наи-
более обычны формы {001}, {111}, {Н2}, {ИЗ}, {ОН}, {НО},
{101}. Часто кристаллы крпвогранны, на поверхности граней —
скелетная скульптура роста, растворения. Известны хорошо
ограненные кристаллы до 15 X10 см (Водииское м-ние, По-
волжье). Иногда копьевидные скелетные кристаллы (рис. 4,6),
дендриты.
Отмечены двойники по {101}, {110}, {011}, реже по {511}
и {901}.
Известна в зернистых агрегатах от порошковатых до плот-
ных, часто сливных, застывших потоков различной структуры,
каплевидных выделений (в вулканических озерах, толщах га-
лита), корочек, налетов.
Установлены псевдоморфозы по гипсу, ангидриту, бариту и
целестину.
Св. Цвет чистой серы яркий светло-желтый до темно-корич-
невого (от примесей селена)—ярко-красного (от реальгара при
34
Рис. л. Самородная сера:
с —кристаллы ромбической серы п ежевидные сростки кристаллов арагонита.
Шор-Су, УзССР. 2/3 нат. вел.; б—скелетные. кристаллы серы из жерла небольшой
фумаролы. Вулкан Эбеко, о-в, Парамушир. Ув. 5
2*
35
сод. As до 8%), темно-коричневого и черного (от битумов).
Цвет в вулканических потоках чаще зеленовато-серый и зависит
от количества и состава захваченных механических загрязнений.
Известна молочно-белая и голубая сера. Блеск стеклянный до
жирного. В кристаллах прозрачна. Очень хрупкая. Излом рако-
вистый. Тв. 1—2. Пл. 2.
Диагн. Легко определяется в виде крупных выделений и
кристаллов по цвету, хрупкости, блеску, горючести (!). В порош-
коватых выделениях, налетах похожа на гринокит CdS.
Обр. Самородная сера в значительных количествах обра-
зуется вулканогенным путем и при биогенно-осадочных про-
цессах.
Образование вулканогенной серы происходит при взаимодействии вулка-
нических газов: 1) с кислородом воздуха 2H2S + О2^2Н2О 4- 2S (4), 2) друг
с другом 2H2S + SO2 2Н:’О 4~ 3S (5), 3) с вмещающими породами.
Наиболее значительные количества вулканогенной серы связаны с соль-
фатарами *. Ес запасы на м-нип Матсуо (центральная часть о-ва Хонсю, Япо-
ния) оцениваются в 50 млн. т (тело около 700 м в поперечнике при той же
мощности). Извержение расплавленной серы из сольфатар вулкана Сиретоко-
Йосан (о-в Хоккайдо, Япония) привело к образованию потока серы мощ-
ностью около 5 м и шириной 20—30 м. Громадные залежи серы в резуль-
тате отложения се в горячем кратерном озере известны в Хоробстсу (Хок-
кайдо, Япония). Мощность двух главных залежей составляет 25 м при попе-
речнике в несколько сотен метров. Многочисленные залежи серы известны в
вулканах Курильских о-вов (Эбеко, о-в Парамушир), Италии, Чили (запасы
залежей вулкана Копиапо оцениваются в 10 млн. т S). Крупный поток сер-
ной лавы известен близ серного конуса вулкана Мауна-Лоа (Гавайские о-ва).
Для серы вулканического происхождения характерна ассоциация с лету-
чими продуктами возгонки — реальгаром, аурипигментом, антимонитом, на-
шатырем, гематитом и с продуктами изменения вмещающих пород — гипсом,
алунитом, квасцами, цеолитами, пиритом.
Минералогический интерес имеет гипогенная сера (возможно, гидротер-
мальная), установленная в ассоциации с лазуритом (Мало-Быстрипское м-ние,
Иркутская обл.). Здесь она либо образует самостоятельные мелкозернистые
плотные включения до 2 см в поперечнике в карбонатах, вмещающих лазурит,
либо пропитывает крупнокристаллический кальцит, проникая в него по сп. и
мельчайшим трещинкам, вызывая желтую окраску.
Самородная сера почти всегда присутствует в зоне окисления сульфид-
ных м-ний. Здесь она может образоваться при окислении сероводорода, воз-
никшего в результате взаимодействия серной кислоты, образующейся при
окислении сульфидов, с первичными сульфидами или может быть промежуточ-
ным продуктом окисления, например, пирита: FeS2 + Fe2(SO4)3-> 3FeSO4+
+ 2S (6). Обычно это небольшие землистые налеты, изредка более значи-
тельные скопления (Блява, Оренбургская обл., отвалы м-нпя Карабаш, Челя-
бинская обл. и др.).
При биогенно-осадочном образовании сульфатредуцирующие бактерии
восстанавливают сульфаты, растворенные в морской воде или твердые, нахо-
дящиеся на дне, до H2S. Сероводород возникает также при гнилостном раз-
ложении органических остатков. Бактерии той и другой групп — анаэробны.
* По-итальянски «сольфатара» — серная копь. Так называются сернистые
фумаролы (от латинского «фума»— дым)—выходы горячего вулканиче-
ского газа (370—570 К) в виде струй и парящих масс из трещин на поверх-
ности вулкана, вблизи пего, недавно образовавшихся лавовых потоков, по-
кровов, выделяющие H2S, SO2, S, СО, пары Н2О.
36
Образующийся сероводород окисляется серобактериями, живущими в верхней
части толщи воды и являющимися аэробными, до элементарной серы и сер-
ной кислоты. Серная кислота нейтрализуется карбонатом кальция (гипс или
ангидрит оседает на дно и может служить материалом для переработки суль-
фатредуцирующими бактериями). На дно вместе с другими осадками опу-
скается и самородная сера, накапливавшаяся в тельцах погибших бактерий. Ёе
скопления могут достигать громадных размеров при массовой их гибели При
относительно слабом метаморфизме сера легко перекристаллизовывается и
укрупняется.
Сульфатредуцирующие п серобактерии могут перерабатывать н твердые
сульфаты осадочных пород даже па значительных глубинах от поверхности.
При этом в исходном гипсе могут появляться каверны. Опп возникают и при
взаимодействии образующейся серной кислоты с вмещающими карбонатами.
В подобных полостях, иногда крупных, могут появляться превосходные кри-
сталлы и друзы серы за счет возгонки под действием тепла, выделяющегося
в процессе жизнедеятельности бактерий.
Для биогенно-осадочной серы характерна ассоциация с гипсом, ангидри-
том, целестином, арагонитом, кальцитом, иногда галитом. Она часто приуро-
чена к битуминозным породам и загрязнена битумами. Биогенно-осадочным
путем образовались огромные м-нпя серы. Самые крупные из них известны в
штатах Техас и Луизиана (США). Общие запасы их составляли около
100 млн. т. Здесь же была обнаружена сплошная масса серы площадью око-
ло 500 м2 при мощности 80 м. К этому типу относятся крупные м-ния Сици-
лии и многочисленные м-ния СССР — в Поволжье (Алексеевское, Водинскос).
на Украине (Раздел), в Туркмении (Гаурдак), Узбекистане (Шор-Су).
Неоднократно указывалось на связь самородной серы с не-
которыми нефтяными м-ниямп и соляными куполами. Вопрос
ее генезиса в этих условиях до сих пор нс ясен. Имеются сведе-
ния, что сера находится в растворенном виде в некоторых
нефтях.
Особым случаем является выделение самородной серы при
подземных каменноугольных пожарах за счет термической дис-
социации пирита и марказита: Fe[S2]-^FeS -f- S (7).
Высокотемпературная р-сера образуется в виде мелких очень
богатых гранями светло-желтых кристалликов на стенках фу-
марол. Однако опа быстро переходит при низкой температуре
в a-серу. В природе встречается коллоидная сера, конкреции
которой достигают 5—10 кг (Радобой в Хорватии). Но и эта
сера быстро переходит в сс-серу. Кроме того, сера известна в
природе в жидком и газообразном состоянии.
Тонкодисперсная сора установлена во многих углистых хон-
дритах.
Изм. В поверхностных условиях сера окисляется с образова-
нием серной кислоты, а затем различных сульфатов. В некото-
рых случаях, особенно при наличии бактерий, она переходит в
сероводород.
Знач. Используется для производства серной кислоты (около
50 % добываемой самородной серы), сульфат-целлюлозы (около
25%), приготовления ядохимикатов (10—15%); находит при-
менение в резиновой промышленности, производстве искусствен-
ного волокна, взрывчатых веществ, в медицине и ряде других
отраслей народного хозяйства.
37
Группа самородного мышьяка
Хим. В группу самородного мышьяка входят As, Sb и Bi.
Исследование соответствующих диаграмм состояния показало,
что в системе As—Sb выше ~750 1\ существуют твердые рас-
творы (с минимумом); в субсолидусе очень медленный их рас-
пад и растворимость As в Sb (и наоборот) меньше 15 ат. % при
620 К. Для системы Sb—Bi установлены непрерывные твердые
растворы, тогда как система As—Bi является эвтектической с
растворимостью As в Bi ~1 ат. %, a Bi в As 0,5 ат. %. Все это
объясняет специфику состава отдельных самородных неметал-
лов и появление в системе промежуточных по составу минера-
лов с стехиометрическим соотношением компонентов.
Структ. минералов этой группы, имеющих триг. с {R3m), легко вывести
из структуры NaCl, в которой все узлы заняты атомами одного сорта и пло-
ские сетки, параллельные {111}, попарно сближены с образованием двухслой-
ных плоских макромолекул. Координационный октаэдр структуры NaCl иска-
жается так, что КЧ каждого атома становится 3 + 3 (рис. 3, е). Симметри-
зация связей (r2Ai от As к Bi изменяется от 1,25 к 1,15) и сокращение энер-
гетической щели между ns-, пр- и n+орбиталямн по мере роста Z приводят
к появлению металлических свойств у висмута, с сохранением, однако, прису-
щей всем трем минералам сов. сп. по {0001} — вдоль слоистых макромолекул.
Обр. См. описание класса.
Из-за редкости находок самородная Sb ниже не рассматри-
вается.
Самородный мышьяк А$
Назв. связано с использованием в качестве яда для травления
грызунов (мышь -ф яд).
Хим. Обычно содержит примеси Sb; известны стибарсен—
аллемонтит III AsSb и его тесные срастания (часто мирмекито-
вые) с Sb (аллемонтит /) и As (аллемонтит II). Из других при-
месей следует отметить Fe (до 2,5%), Ni (до 4,6%), Hg (до
1,12%), S (до 1 %), небольшие примеси Си, Ag, Au, Мп, Zn,
Pb, Bi.
Структ. См. описание гр.
Выд. Мелкозернистые, почковидные, натечные агрегаты зо-
нально-концентрического, скорлуповатого или радиально-лучи-
стого строения. Аллемонтит — часто скрытокристаллический,
колломорфный.
Св. Цвет на свежем изломе серебристо-белый или чугунно-
серый, быстро чернеет с поверхности. Блеск на свеже,м изломе
металлический, на воздухе быстро тускнеет. Хрупкий. Сп. сов.
по {0001}. Излом ступенчатый, зернистый, реже занозистый для
шестоватых агрегатов. Тв. 3,5, Черта оловянно-белая, чернеющая
со временем. Пл. 5,6—5,8.
38
Диагн. Легко диагностируется по почернению с поверхности,
довольно высокой пл. и способности издавать при ударе силь-
ный чесночный запах.
Обр. См. описание гр.
Самородный мышьяк известен на м-ниях пятимсталыюп формации с пру-
ститом, пираргиритом, арсенидами Со, Ni, Fe, самородным серебром (Яки-
мов, ЧССР), составляет 1—3 % (вкрапленники 1—4 мм) руд золоторудного
м-ния с сульфоантимонитами Си (Чукотка), в карбонатных жилах, где он
образует зоны мощностью до 20 см (р-н молибденитового м-ния по р. Чикой,
Вост. Забайкалье; свинцово-цинковые м-ния Эльбрусского рудного поля),
с карбонатами, кварцем, киноварью, антимонитом (сурьмяно-ртутно-мышья-
ковые рудопроявлеиия Сев. Кавказа; Амасийское м-пие, АрмССР), в киноварном
м-нии в песчано-сланцевых отложениях (Чукотка), в зальбандах кварцевых
жил некоторых скарновых железорудных м-ний (Темир-Тау, Горная Шория).
Образование мышьяка при разложении арсенопирита
Fe[AsS]-> FeS-ф-As (8) в результате прогрева более поздними
дайками и возгонка его в вышележащие горизонты допускается
на медных м-ниях Уолесбек и Литл-Бей (Канада).
Имеются указания, что самородный мышьяк в небольшом ко-
личестве может образоваться в зоне окисления.
Изм. Очень быстро чернеет с поверхности, а затем может
довольно долго сохраняться (даже в россыпях), хотя посте-
пенно окисляется, растворяется, испаряется.
Знач. Практического значения не имеет.
Самородный висмут Bi
Назв. Возможно: 1) от древнегерманского «висмут» — белый
металл; 2) от немецких «вайзе» — луг и «мутен» — разрабаты-
вать рудник, поскольку висмут издревле добывался на лугах
Шнееберга; 3) от арабского «би исмид» — обладатель свойств
сурьмы.
Хим. Недостаточно изучен. Из примесей устанавливаются
(возможно изоморфные) As, Ag, Си, Fe, Sn, Zn, S, Se, Те (в ос-
новном результат включений других минералов).
Структ. См. описание гр.
Выд. Ксеноморфные, крупнокристаллические выделения
между кристаллами кварца; округлые, каплевидные, лепешко-
образные образования (часто мелкозернистые с периферии и
крупнозернистые в центре), копьевидные (рис. 5) дендриты
(особенно в арсенидах кобальта, никеля и железа), мелкозер-
нистые агрегаты, тончайшие прожилки. Кристаллы крайне редки
и несовершенны. Известны псевдоморфозы мелкозернистого вис-
мута по висмутину (Акмая, Центр. Казахстан).
Св. Цвет серебристо-белый с отчетливым розоватым или
коричневато-розоватым оттенком на свежем изломе; на старом
изломе до коричневого с желтовато-краевой побежалостью.
Ьл. металлический. Хрупкий. Сп. сов. ио {0001}; отдельность по
39
Рис. 5. Дендриты самородного висмута с наросшими на них арсенидами Со,
Ni и Fe (белое) в карбонатном жильном материале (черное). Яхимов, ЧССР.
Ув. 13
{0112}. На плоскостях сп. видна штриховка полисинтетического
двойникования (параллельная, ельчатая, комбинированная).
Тв. 2,5. Пл. 9,7—9,8. Легкоплавкий (543 К).
Диагн. Цвет, блеск, сп., хрупкость, низкая тв., высокая
пл.; образование желтых и белых продуктов изменения.
Обр. См. описание класса.
Самородный висмут в небольших количествах известен в пегматоидных
гранитах (юго-вост, часть Кольского п-ова) и кварцевых порфирах (Хинган-
скос м-ние, Хабаровский край). Отмечался в слюдяных пегматитах с кассите-
ритом, бериллом, колумбитом, монацитом, ильменитом, уранинитом (округ
Петака, Нью-Мексико, США), слюдяных пегматитах Сев. Карелии и пегмати-
тах линии скрещения (Изумрудные Копи, Урал).
В заметных количествах устанавливается в плутоногенных касситерито-
вых. касситерит-вольфрамитовых рудных жилах (Белуха, Вост. Забайкалье;
Караоба, КазССР) и сопровождающих их грейзенах (Ингодинское м-ние, Вост.
Забайкалье); в еще больших количествах — в вулканогенных касситеритовых
(часто деревянистое олово) и полиметаллических м-ниях с Sn, W, Au, Ag, Pb,
Zn (Акснобс, Икуно, Япония), откуда известны самородки до 100 кг и более
(Таена, Боливия). Характерна тесная генетическая связь самородного вис-
мута с касситеритом, вольфрамитом, висмутином, иногда станнином (см.) и
висмутовыми тиосолями РЬ.
Висмут в таких м-ниях крупнокристаллический н выполняет промежутки
между кристаллами кварца и другими минералами. На спайных поверхностях
отдельных индивидов, достигающих десятков квадратных сантиметров, отчет-
ливо видны признаки сложно-мозаичного строения и полисинтетического двой-
никования. Иногда такие обособления имеют корку закалки по краям и kdvii-
40
нозернистый агрегат зерен в центре. Судя по экспериментальным данным, они
первоначально выделялись в жидком состоянии, т. е. при температуре выше
543 К, а затем затвердевали.
Высокотемпературный висмут в рыхлых породах (хлоритовые породы па
р. Баксан в р-не Тырныаузского м-ния, Сев. Кавказ) выделяется в виде ок-
руглых лепешкообразных и каплевидных масс с характерным внутренним
строением, указывающим на их возникновение также выше температуры плав-
ления. Известны находки каплевидных выделений в диабазовых дайках (Яки-
мов, ЧССР), захвативших н переплавивших висмут прорываемых ими гидро-
термальных жил.
К сравнительно высокотемпературным можно отнести и более крупные вы-
деления висмута между зернами кварца в некоторых, правда редких, собст-
венно висмут-кварцевых м-ниях, где особо большую роль в парагенетическнх
ассоциациях играют висмутин и висмутовые тиосоли РЬ (Устарасайское м-ние,
УзССР).
Мелковкрапленный висмут, особенно в арсенопирите, установлен в касси-
терит-силпкатно-сульфидных м-пнях (Северо-Восток СССР). В ассоциации с
висмутином, висмутовыми тиосолями, теллуридами висмута самородный вис-
мут обнаружен в скарнах (шеелитовые скарны м-ния Угат, Зап. Узбекистан;
Банца Бихор, СРР).
К образованиям висмута, возникшим ниже температуры плавления, отно-
сятся весьма характерные, особенно для гидротермальных жил пятиметальной
формации (Яхимов, ЧССР; Кобальт, Онтарио, Канада), копьевидные дендри-
ты (см. рис. 5). Они могут иметь поверхность площадью в несколько квадрат-
ных сантиметров, а толщину всего в доли миллиметра.
В позднегидротермалыюй ассоциации с галеновисмутитом — PbBi2S.i,
самородным серебром висмут установлен в ряде медных м-ний Мугоджар.
В мелкой вкрапленности, видимой только под микроскопом, самородный
висмут выделяется при распаде и окислении различных висмутовых тносолей.
Известен в некоторых россыпях и корах выветривания каолинового типа
(реки Соб п Юж. Буг).
Изм. В гидротермальных условиях может замещаться висму-
тином (под действием слабокислых и нейтральных растворов).
При окислении переходит в желтые, реже белые оксиды, карбо-
наты (особенно основные).
Знач. Иногда встречается в количествах, представляющих
промышленный интерес (вулканогенные касситеритовые м-ния
Боливии; арсепидные м-ния Рудных гор, ГДР, ЧССР).
Семейство самородного углерода
В настоящее время известно пять минеральных видов и один
политип, входящие в семейство углерода *, отличающиеся по
своей структуре (табл. 2).
В число приведенных графит — минерал низких, алмаз — вы-
соких давлений (рис. 6), тогда как остальные минералы возни-
кают в специфических условиях ударного сжатия.
* Кроме того, в природе установлена аморфная разновидность углерода
с неупорядоченной структурой — шунгит, основной структурной единицей ко-
торого являются приблизительно параллельные пачки поликондененрованных
ароматических сеток, различающиеся по форме, размерам, дефектности, свя-
занные в разной степени дегидрированными и кумулированными углеродными
Цепочками — сод. (%): С—98,1, Н — 0,4, N — 0,4 (пл. 1,83, тв. 3,5); экспе-
риментально обнаружен переход алмаза при давлении выше 60 ГПа в фазу
с металлической проводимостью.
41
Рис. 6. Р — Г-дпаграмма углерода
Ниже описываются наи-
более распространенные —
графит и алмаз, тогда как
остальные лишь упоминают-
ся в типичных паратеисти-
ческих ассоциациях.
Группа графита С
Назв. От греческого «гра-
фо» — пишу.
Хим. Природный графит
никогда не бывает очень чи-
стым (см. описание класса). Наиболее обычной для него примесью
является водород; почти всегда сод. азот, СО2, СО, СН4, состав-
ляющие вместе с Н2 от 0,2 до 2,6 об. %; обнаруживаются Н2О,
органические вещества, H2S, NH3; в золе установлены Si, Al,
Fe, Mg, Ca, Cu, Ni, Mo, Mn, Be, Ge, Ti, V и др.
Струит, слоистая (рис. 7, с). Слои слабоволнистые, почти плоские, состоят
из шестиугольных колец атомов С. Расстояния С—С в пределах слоя 0,142 им,
между слоями 0,344 нм. В графите 2Я слои смешены относительно друг друга
так, что под шестиугольной пустотой одного из них лежит вершина шести-
угольника другого слоя (последовательность АВАВ ...), в ромбоэдрическом
графите — 3R (с последовательностью слоев АВСАВС ...) третий слон отли-
чается от первого поворотом вокруг гексагональной оси на 180°.
Выд. Пластинчатые кристаллы, чешуйчатые, пластинчатые
агрегаты, округлые выделения радиально-лучистого или реже
зоналыю-концептрического строения, мельчайшие частички,
вплоть до пылевидных и коллоидальных. У крупнокристалли-
ческих выделений часто треугольная штриховка на плоскостях
{0001} за счет полисинтетического двойникования по {1121} при
деформации.
Св. Цвет черный до серебристо-серого. Блеск металлический,
у мелкозернистых выделений — тусклый. Сп. по {0001} сов. Из-
лом от зернистого до ровного. Тв. 1—2; на плоскостях {0001}
до 5,5. Черта черная. Легко марает руки, жирный на ощупь.
Пл. 2,2.
Таблица 2
Основные физические свойства представителей семейства углерода
Минеральный вид Сингония Ф. гр. Параметры ячейки, нм Плотность, г/см3
ао со
Г рафит гекс. 2// C&zlmtnc 0,247 0,670 2,09-2,23
Г рафит триг. 3R R3m 0,247 1,006 2,09-2,23
а-Карбин гекс. 0,892 1,536 2,67 (выч.)
р-Карбин гекс. 0,824 0,768 3,11 (выч.)
Лонсдейлит гекс. 2/7 РЪз/mmc 0,251 0,412 3,5
Алмаз куб. Fd3m 0,355 3,5
42
Рис. 7. Структура графита (я) и алмаза (б)
Диагн, Больше всего похож па молибденит, от которого
отличается: 1) отсутствием голубоватого оттенка, 2) более низ-
кой пл., 3) черной без серебристого оттенка чертой и без зеле-
новатого оттенка после растирания, 4) характером парагене-
зиса. Кроме того, по молибдениту развиваются желтые и
серовато-желтые вторичные минералы (ферримолибдит —
Ре2[МоО4]з-8Н2О, повеллит), отсутствующие у графита.
Обр. Графит может образоваться за счет:
1) разложения газообразных соединении углерода — СО,
СН4 и т. п.: 2СО^СО2ф-С (9), СО ф- Н2Н2О ф- С (10),
4СО + 2Н2 2Н2О + СО2ф-ЗС (И), СН4 2Н2 ф-С (12);
2) разложения карбонатов: 6Fe [СО3] 2Fe3O4 ф-5СО2 ф-С
(13), CaMg[CO3]2 ф-2SiO2 CaMg[Si2Oe] ф-2О2 ф-2С (14);
3) метаморфизма органических остатков;
4) пиролиза каменного угля, когда происходит его сухая пе-
регонка.
Графит магматического происхождения может возникнуть за счет разло-
жения СО, СН4, карбонильных соединений, а также выделиться непосредствен-
но из силикатного расплава (в небольших количествах) или в результате раз-
ложения карбонатов, как первичномагматических, так и ассимилированных
(Ботогольское м-ние. Бурятская АССР, где графит образует линзы, штоки,
гнезда, жилы, вкрапленники в нефелиновых сиенитах и находится в ассоциа-
ции с нефелином, микроклином, эгирин-авгитом, альбитом, канкринитом, каль-
цитом, титанитом). Сферолиты графита известны в гранитах и гранитных пег-
матитах Ильменских гор (Челябинская обл.), округа Клей (Алабама, США),
в щелочных породах Хибин.
Совместно с самородным железом (см.) графит магматического происхо-
ждения установлен в базальтах Зап. Гренландии.
За счет разложения летучих соединений углерода могут возникать круп-
ные пневматолито-гидротермальные графитовые жилы. Из них наиболее из-
вестны м-ния Шри Ланки: жилы, состоящие почти нацело из графита, зале-
гают в гнейсах. Такого же типа м-ния имеются в Канаде (пров. Квебек),
США (Монтана), Великобритания (Кумберленд).
В ассоциации с гранатом, везувианом, диопсидом, волластонитом, тремо-
литом графит установлен в некоторых скарнах — Тас-Казган (УзССР), Порт-
Элислей и Луиза (Канада).
43
В небольших количествах графит обнаружен в некоторых кварцевых жи-
лах с вольфрамитом, золотом, галенитом, сфалеритом; он установлен в тонко-
зернистых сульфидных рудах Фестивального м-ния (Приморье); в ассоциации
с поздними сульфидами (миллеритом, пиритом, пирротином, марказитом), сер-
пентином и бруситом установлен в жилах Талнахского м-ппя и многих других
рудных м-ний.
Широко распространен графит в метаморфических породах — кристалли-
ческих сланцах, мраморах и особенно гнейсах — в виде равномерно распре-
деленных в породе чешуек, линз, гнезд, прожилков, жил, часто в зальбандах
мигматитовых и пегматитовых жил, секущих гнейсы. Метаморфический гра-
фит возникает как за счет органических остатков осадочных пород, так и за
счет разложения карбонатов. Скопления графита, имеющие промышленное
значение, известны в гнейсах Мариупольского, Криворожского и Прибугского
р-нов (УССР), р-нов Мурзинки и Алабашки (Урал), Шахтаминского р-на
(Читинская обл.). Графитовые сланцы известны в Ферганском р-не (УзССР),
Хабаровском .крае. Белый мрамор с черными чешуйками графита обнаружен
в Слюдянском р-не (Юж. Прибайкалье). Экспериментально показано, что из-
менение параметра с графита в этих условиях (при давлениях <6-102 МПа)
почти линейно зависит от температуры (с = 0,6801145—9,66-10~G К), что
позволяет использовать графит как геотермометр для метаморфических ас-
социации. Исследование мелко- и скрытокристаллических выделений графита
различных фаций регионального и контактового метаморфизма показало, что
содержание графита 3R увеличивается с уменьшением величины зерен и с
уменьшением степени метаморфизма, достигая иногда 35 %.
Крупные залежи графита образовались в результате пиролиза каменного
угля под воздействием траппов на каменноугольные отложения Тунгусского
бассейна (Курейское м-ние).
Графит — обычный акцессорный минерал железных метеори-
гов (известны желваки массой около 90 г). Мелкочешуйчатый
графит установлен в каменных метеоритах. В метеоритах же
обнаружен клифтонит—агрегаты графита кубического габи-
туса, в которых оси с микрокристаллов графита параллельны
осям четвертого порядка куба. Одни считают такой графит па-
раморфным по алмазу, другие — по неизвестному минералу, по-
скольку осп с частиц графита, развивающихся параморфно по
алмазу, параллельны Аз алмаза.
Изы. На земной поверхности графит легко истирается и
вовлекается в круговорот живого вещества.
Знач. Графит широко используется для изготовления ка-
рандашей, в качестве смазывающего материала, в резиновой,
электротехнической промышленности, для изложниц в металлур-
гии. Графит высокой чистоты используется в атомной промыш-
ленности как замедлитель и отражатель нейтронов. Для этой
цели графит получают пиролизом нефти или угля при 3100—
3400 К.
Группа алмаза
Атмаз С
Назв. От греческого «адамас» — непреклонный, непреодоли-
мый за высокую тв.
Хим. Прозрачный алмаз дает после сжигания 0,02—0,05%
золы. Анализ ее обнаружил Si, Al, Са, IAg, Fe, Ti, Sr, Ba, Na,
Sc, Cr, Mn, Co, Cu, Zr, TR, Pt, Au, Ag, Pb. Примесей несколько
44
больше в наружной части кристаллов, особенно в так называе-
мых алмазах с оболочкой. В основном они обязаны присутствию
механических включений других минералов, в меньшей мерс
изоморфизму. Часть Si может входить в виде тончайших эндо-
таксических вростков cc-SiC. Кроме того, в алмазе установлены
примеси Н, В, О, N. Исследование полупроводниковых свойств
алмаза показало их зависимость от содержания N, В, А1, что
позволяет рассматривать их как ИП. Примеси азота обратили
на себя особое внимание, так как в некоторых алмазах они
достигают 0,23 % *•
Структ. В полиэдрическом изображении структуру алмаза (куб. с., Fd3m)
представляют тетраэдрами, имеющими одинаковую ориентировку, с атомами
С в вершинах и центрах, что наглядно иллюстрирует се полярность (см.
рис. 7,6). В зависимости от способа компенсации магнитных моментов выде-
ляют от двух до четырех структурных разновидностей алмаза. Кроме того,
симметрия структуры может изменяться от ИП, входящих либо на место цен-
трального атома углерода в тетраэдре, либо в его вершины, что приводит к
снижению симметрии до 43m и гемиморфности кристаллов (развитие лишь
половины октаэдрических граней).
Выд. В виде хорошо ограненных октаэдров (рис. 8,а), в том
числе гемиморфных, ромбододекаэдров, реже кубов **. Кристал-
лы часто округлые (рис. 8,6). Характерно двойникование по
(111) (по шпинслсвому закону). Такие двойники уплощены и
иногда имеют треугольную форму (см. рис. 8, а). Иногда вокруг
кристаллов алмаза возникает оболочка, переполненная вклю-
чениями, мутная, окрашенная. Алмазы с оболочкой составляют
существенную часть всех алмазов Заира и Сьерра-Леоне (еже-
годно в Африке добывают их более 1 т). Много их среди алма-
зов трубки «Айхал» и гораздо меньше в трубке «Мир» (Якутия).
Светлоокрашенные сростки, так же как и отдельные дефектные
кристаллы алмаза, непригодные для огранки, называются бор-
том. Округлые агрегаты радиально-лучистой структуры — бал-
лас. Пористые микро- или скрытокристаллические агрегаты
светло-серого или черного цвета, часто коксовидные, состоящие
из ксеноморфных зерен и кристаллов октаэдрического, реже ку-
бического габитуса (0,5—50 мкм), называются карбонадо.
Размеры кристаллов чаще небольшие. Крупными считаются кристаллы 5—
10 кар (1 кар = 0,2 г). Очень редки кристаллы в сотни и даже тысячи кара-
* Азот в алмазе может находиться по крайней мере в трех формах:
1) одиночных центров, 2) простых ассоциатов — основная форма в природном
алмазе, 3) сложных ассоциатов, образующих тончайшие пластины, параллель-
ные граням куба алмаза.
** Перечисленная частота габитусных форм отвечает алмазу трубок взры-
ва, с которыми связаны наиболее крупные м-ния мира. В м-ниях иных типов,
их соотношения могут быть иными. Так, в титано-цирконовых россыпях неко-
торых платформ обнаружены мелкие алмазы (до 0,25, редко 0,7 мм), среди
которых октаэдрические кристаллы составляют лишь 2—10 %, тогда как на
Долю кубоидов приходится 12—25%; 55—69 % составляют осколки непра-
вильной формы, 5—-10 °/о—комбинационные формы, 2—10%—сростки и
Двойники.
45
Рис. 8. Алмаз:
а —отдельные кристаллы и двойники по шпинелевому закону; б — округлые кри
сталлы со скульптурой роста. Трубка «Мир», ЯАССР. Ув. 2. ИГиГ
тов: «Куллинан» — 3106; «Эксцельсиор» — 995,3; «Виктория» — 457; «Ор-
лов» до обработки— 400, после обработки—194,8; «Звезда Сьерра-Леоне» —
969,8. Несколько алмазов массой более 50 кар было найдепо и на Якутских
м-ниях (51,66 кар — «Валентина Терешкова», 65 кар — «50 лет Аэрофлота»,
73,7 кар — «Нейрамдал» («Дружба» по-монгольски), 105,88 кар — «Мария»,
125 кар — «Альенде», 166 кар — «Сталинградский»). Желваки карбонадо
имеют размер от горошины до камней в700—800 кар: в Бразилии найден
желвак в 3087 кар (630 г).
Св. Алмаз бесцветный или окрашен в желтый (иногда от
ИП азота, пар N—А1), золотисто-желтый и винно-желтый (раз-
личные дефектные центры окраски), вишнево-дымчатый (при-
месь В), зеленый (тончайшая примесь сульфидов; окраска
тонкого наружного слоя за счет радиоактивного облучения обна-
ружена в Витватерсрапде, ЮАР), розово-лиловый (за счет пласти-
ческой деформации), черный (включения графита, сульфидов)
цвет. Блеск сильный алмазный до металлического (карбонадо).
Прозрачен до непрозрачного (карбонадо). Хрупкий. Сп. по
{111} до сов. Излом раковистый. Тв. 10. Пл. 3,47—3,56.
В зависимости от состава и физических свойств выделяют два типа ал-
мазов: I и II, в каждом из которых выделяют по два подтипа 1а, 16 и Па и
Пб. Алмаз I характеризуется примесями азота, при этом в алмазе 1а он кон-
центрируется в виде тончайших пластин, а в 16 — диспергирован по всему
объему кристалла. Алмаз II не содержит примесей азота: Па имеет идеальные
физические свойства и совершенную структуру, Пб отличается блочно-мо-
заичным строением кристаллов. В последнее время появились данные в пользу
замещения в нем углерода по схеме СС—>A1N.
У алмазов I вычисленная пл. меньше измеренной, а у алмазов II, наобо-
рот (примесь А1?). Алмаз I непрозрачен для УФ-излучения кварцево-ртутной
лампы (1 — 253,6 им), а II — прозрачен; алмаз I поглощает ИК-излучение
в областях 4—5 и 8—10 мкм, алмаз II—только в области 4—5 мкм.
Среди относительно крупных кристаллов алмазы 1а составляют до 98 %,
хотя наиболее крупные из известных алмазов, в том числе «Куллинан», отно-
сятся к алмазу II, на долю которых приходится обычно до 2 % природных
алмазов. Соотношение алмазов 1а и II нарушаются в сторону увеличения роли
алмазов II по мерс уменьшения размеров зерен. Кроме того, многие алмазы
имеют в центре ядро алмаза II, на которое нарастает алмаз 1а. Алмазы 16
получены искусственно.
Диагн. Отличается наиболее высокой тв,, сильным блеском,
сильной игрой (высокое светопреломление), люминесценцией в
катодных лучах. Не растворим в кислотах и щелочах.
Обр. Крупнейшими в мире являются м-ния алмаза в кимбер-
литовых трубках взрыва (ЮАР, Танзания, Заир, Ангола, Бот-
свана и многие др.); ассоциация с оливином (чаще серпенти-
ном), хромдиопсидом, пиропом, ильменитом (последние три ми-
нерала— поисковые признаки на алмаз в россыпях). Особое
внимание привлекли находки алмаза в эклогитовых ксенолитах
в кимберлитах; установлены они и в двух ксенолитах гранатовых
лерцолитов (Мотае, Лесото; Вайоминг, США), хотя в целом
лерцолитовые ксенолиты гораздо чаще встречаются, чем экло-
гитовые. Исследования мельчайших включений в алмазах позво-
лила установить своеобразный типохимизм этих минералов —
чрезвычайно высокую хромистость гранатов, пироксенов, олц.
вина, хромита и очень высокую магнезиальность оливинов, эн.
статита. Это, наряд}/ с изучением сжимаемости минералов-узни-
ков в алмазе (разница в сжимаемости вызывает механические
напряжения вокруг них) и экспериментальными результатами
по синтезу алмаза, привело к выводу, что алмаз указанных
м-ний образовывался в верхней мантии Земли на глубине 100-—
200 км (при давлениях 5—9 ГПа и температурах 1470—1970 К)
при кристаллизации в эклогитовой и кимберлитовой магме. По-
следнюю иногда представляют как местный продукт выплавки
из лерцолитовой мантии, обогащенный летучими (СО2, Н2О,
N2); в лерцолитах установлены и пылевидные включения алмаза,
которые могли служить затравками для его роста в кимберлито-
вом расплаве. С больших глубин эти породы выносились взрыв-
ными процессами (образование трубок взрыва, заполненных
кимберлитом, цементирующим обломки различных пород и со-
держащим эклогитовые и лерцолитовые ксенолиты).
Наряду с этим известны и другие парагенезисы алмаза. Так он установ-
лен в небольших метакимберлитовых дайках Золотого Берега и Габона, со-
стоящих в основном из талька (а не серпентинита, как в случае кимберлита),
содержащих хромит, хром-шпинель, а также более редкие марганцовистый
ильменит, рутил и циркон, тогда как типичные для кимберлитов пироп и маг-
незиальный ильменит в них отсутствуют.
Отдельные зерна алмаза обнаружены в слабосерпентпнизированпом гарц-
бургите и серпентинизированном лерцолите Карякского нагорья, в ультраба-
зитах дунит-клинопироксенитовой формации Камчатки.
Алмазы были установлены в протолочечных пробах пикритовых даек и
эксплозивных брекчий, содержащих обломки трахибазальтовых порфиритов,
авгитов, лимбургитов, пикритов, туфолав и осадочных пород, вскрытых в бас-
сейнах рек Кусьи и Косьвы (Ср. Урал). Для этих алмазов характерен доде-
каэдрическпй габитус, необычный для якутских алмазов; в этих пикритах
обнаружены пироп-альмандиповый гранат, бедный Сг2О3, апатит, циркон, му-
ассанит SiC и пирит. Возможно, что именно подобные породы послужили ис-
точником алмаза в уральских россыпях, где он отличается от кимберлито-
вого ассоциацией с хромитом (с невысоким сод. Сг2О3), платиноидами.
Одно из старейших из известных в мире месторождений алмаза Бпрри-
майн (Гана) представляет хлоритовые сланцы низкой степени метаморфизма,
развившиеся по основным, ультраосновным изверженным породам и несорти-
рованным песчаникам, содержащим более 50 % обломков вулканических по-
род —- граувакков в первоначальном смысле слова. Другим примером алма-
зов, связанных с подобными граувакками, является р-н Фукет — Фангнга
(Таиланд).
Мельчайшие алмазики установлены в хромитовых сегрегациях перидо-
титов Оливиновых гор (Канада). Алмаз был найден in situ в перидотитовых
брекчиях р-па р. Памали (юго-вост. Борнео).
В срастании с плагиоклазом алмаз обнаружен в андезитовом базальте
Итчинского вулканического р-на (Камчатка).
Особого снимания заслуживают последние результаты иссле-
дования карбонадо. В нем в виде включений установлены гра-
фит, аморфный углерод, халцедон, кварц, монацит, рутил; к ми-
нералам-включениям, рассчитанным по составу, относятся орто-
клаз (80%), гематит (много), геленит Ca2Al[(Si, А1)2О7]<
флоренсит СеА13(ОН)6[РО4] 2, алланит, ильменит, перовскит,
48
тпркон, корунд, хлоритоид, серпентин, каолинит. Все они отно-
сятся не к ультраосновному, а к кислому парагенезису. О спе-
цифике карбонадо свидетельствует и отношение С12/С)3. Для
карбонадо 6С13 — —2,7—2,8 % (в «легком» эндогенном угле-
роде, характерном для большинства изверженных пород, 6С'3 =
—2,5%), тогда как для кимберлитовых алмазов 6С13—
= —0,4-0,8 %.
Все это говорит о том, что алмазы, в том числе и в промыш-
ленных масштабах (к последним относятся упомянутые м-ния
Ганы и многочисленные Бразильские и многие другие м-ния кар-
бонадо), могут образовываться не только в кимберлитах, экло-
гитах, лерцолитах; ио п в связи с разнообразными эндогенными
процессами, в том числе и связанными с породами кислого со-
става (карбонадо).
Большой научный интерес представляет находка мелких
(0,3—0,5 мм) зерен алмаза в плотных импактитах (тагамитах)
Попигайского метеорного кратера па севере Сибирской плат-
формы. Этот алмаз характеризуется уплощенно-чешуйчатой мор-
фологией и текстурироваииостью. В ассоциации с ним установ-
лены графит, карбин, лонсдейлит*; последние два типичны для
превращений графита под действием ударной волны (смесь ce-
il р-карбина — fi-чаоит, установлена в кратере Рис, ФРГ, алмаз
и лонсдейлит —в метеорном кратере Аризоны; эксперименталь-
но лонсдейлит получен из графита под действием ударной вол-
ны, развивающей давление в 70—140 ГПА).
Алмаз неоднократно отмечался в каменных и железных ме-
теоритах. Его происхождение связывают либо с явлениями
удара, либо при падении метеорита на Землю, либо при столкно-
вении метеоритов друг с другом, хотя, судя по видманштеттовым
структурам и особенностям состава камасита и тэнита, алмаз
здесь может быть и первичным.
Большие успехи в настоящее время достигнуты в искусственном получе-
нии алмаза. Регулярно его начали получать с 1953 г., когда группе шведских
ученых в условиях высокой температуры (около 3270 К) и очень высокого
давления (около 10 ГПа) удалось добиться воспроизводимых результатов по
синтезу алмаза. В последующие годы алмаз был синтезирован в ряде других
стран, в том числе и СССР. При этом удалось понизить параметры синтеза
(до 4,5—5 ГПа и 1470—1770 К) и перевести процесс на поточное производ-
ство. Для синтеза алмаза в большинстве случаев используется нс графит, а
растворенный в расплавленном металле углерод. Прямой переход графита в
алмаз удалось осуществить лишь при 13 ГПа, тогда как обратный переход
алмаза в графит осуществляется сравнительно легко при обычном давлении
и температуре около 1773 К.
Лонсдейлит обнаружен также в срастании с алмазом в кимберлитовых
‘1-ннях и, что особенно интересно, в метаморфических эклогитах. Это свиде-
тельствует о том, что лонсдейлит может иметь типично земное происхожде-
49
Изм. Устойчив и накапливается в россыпях.
Россыпи алмазов, генетически связанные с кимберлитами,
являются крупнейшими в мире.
В 30-х годах из аллювиальных россыпей Заира, Золотого Берега, Анголы,
Сьерра-Леоне, рек Вааль и Оранжевой получали до 70—95 % мировой до-
бычи алмазов. Морские россыпи Намакваленда (ЮАР) в 1928 г. привели к
кризису на алмазном рынке, дав алмазов более чем на 50 млн. долл., и до-
быча была резко сокращена специальным декретом. За 11 лет после открытия
африканских м-ний было добыто 5 т алмазов — почти столько было получено
за всю предыдущую историю человечества.
Известны также алмазные россыпи с иным комплексом минералов-спут-
ников (уральские платипоноспые россыпи). Алмазы были обнаружены в ряде
тптапо-циркопиевых россыпей Приднестровья и Южного Буга (УССР). Здесь
более обычны кубоиды алмаза. Минералами-спутниками являются ильменит,
дпетеп, силлиманит, рутил, циркон, ставролит, турмалин, хромшпипелиды;
хромдиопсид и пироп отсутствуют.
Главная область распространения карбонадо — россыпные м-нпя Брази-
лии, где па долю карбонадо в среднем приходится 10 %, а в некоторых рос-
сыпях Байн, Минас-Жерайс, Параны и других штатов — 50—75 % (из 30 млн.
каратов (без СССР), добываемых ежегодно в мире, карбонадо составляют
лишь 0,1 %) а также Венесуэла, Гана, Убанга, Вост. Австралия.
Знач. Алмаз издавна привлекал к себе внимание как драго-
ценный камень. Незаменим алмаз в качестве абразивного и
особо твердого материала — коронки для буровых станков, ре-
жущие части инструмента для прецизионных работ, шлифоваль-
ные диски и круги, алмазные пилы, пасты. В их изготовлении
большое значение имеют синтетические алмазы с размерами до
1 мм (в мире, без СССР, ежегодно их производится более 1 млн.
каратов, т. е. У> 20 т). Методика синтеза крупных кристаллов
пока не отработана, хотя удавалось уже получать кристаллы
в 5—7 мм.
* Локальное распространение карбонадо это еще одно из подтверждений
специфических условий их генезиса.
ПОДЦАРСТВО II.
СОЕДИНЕНИЯ
(ЛСХЛО)
ТИП III. ХАЛЬКОГЕНИДЫ
Хим. Тип халькогенидов объединяет минералы, представляю-
щие соединения различных элементов с S — сульфиды (PbS,
CuFcS2, Fe [So]), Se — селениды (HgSe, PbSe), Те —теллуриды
(PbTe, AgAuTe4), As-—арсениды (NiAs, Co4[As4]3), Sb—-анти-
мониды (NiSb), Bi — висмутиды, с элементами Va- и Via-групп
одновременно — сульфоарсениды (Fe[AsS], Co[AsSJ), тиосоли
(Ag3[AsS3], CuPb [SbS3]), сульфотеллуриды (Bi2Te2S).
В естественной систематике минералов халькогениды связаны
взаимопереходами с интерметаллидами, особенно содержащими
Va и VIa-элсмснты *. При этом ближе всего к интерметаллидам
оказываются соединения с Va-элементами (особенно Bi) п Те —
следствие увеличения степени металличности связи и даже пере-
ход от ковалентной к металлической связи по мере увеличения
SZ в рядах S->Se-^-Te и As—>Sb—>Bi. Из теллуридов, близ-
ких к интерметаллидам, можно назвать нестехпомстрпчсские
жозеитА Bi4±xTeS2, мончеит-—(Pt, Pd) (Те, Bi)2, стехиометриче-
ский колорадоит — HgTe, обладающий металлической проводи-
мостью (высокий SZ).
Увеличение СХ элементов при переходе к Via-подгруппе и
особенно к сульфидам приводит к более строгим ограничениям
в стехиометрии соединений, большинство из которых отвечает
обычным представлениям о валентности. Тем нс менее и среди
сульфидов есть минералы, формулы которых не удовлетворяют
обычным валентным соотношениям (хизлевудит .Ni3S2, пентлан-
дит (Fe, Ni)8(Co, Fe, Ni)<iS8 и др.). Они отличаются металли-
ческой компонентой связи, появляющейся как результат катион-
катионного взаимодействия (см. ниже Структ. кластерных халь-
когенидов) .
Халькогениды элементов с низкими СХ — Na, Mg и их тип-
аналоги, обладающие ионной связью, легко гидролизуются и
поэтому в виде минералов на Земле крайне редки. Основная же
* Примерами интерметаллидов с Va-элементами, близких по составу к ар-
сенидам и их аналогам, являются орселит Ni<5As2, маухерит Ni^As^, горсфор-
дит Cu6Sb, иовакпт Cu3As2, мальдонит Au2Bi, арсепопалладппит Pb3As, стпбио-
палладинит Pd3Sb. Возможно, к ним же относятся паксит Cu2As3, коутскпт
Cu5As2 (можно представить как Cu4Cu2 •k [As2]3~), кутинаит CuAs2 (возможно
Cu2+[As2]2“).
51
масса халькогенидов отличается ковалентной связью и отно-
сится к соединениям халькофильных, с/'-злементов (особенно Fe,
Мо, реже Ni, Со, Мп), реже благородно-металлических элемен-
тов—особенно Ag и Au (см приложение, залитые поля элемен-
тов и залитая компонента штриховки)
Структ халькогенидов с ионной связью определяется стрем-
лением анионов к ПУ; КЧ катионов в них определяется в основ-
ном правилами Магнуса (отношением гк:/д). Иное дело ко-
валентные халькогениды, пространственная ориентация связей
и КЧ катионов в которых определяется типом гибридизации ва-
лентных орбиталей:
КЧ Тип гибридизации Катионы
2 SP. р2 Cu+, Cll2+, Ag+. Hg2 +
3 sp2 Cu+, Ag+
р'А As3+. Sb3+, Bi3+ Pb2+
4 sp3 Cu+. Ag+, Au+ Zn2+, Cd2+. Hg2+
Ga3+, In3+. Tl3 + : Ge4+, Sn4 + As5+
Sb5+, Мп/, Fe/, Fe/, Co/. Ni/
Ni/
4 (кв) dsp2 Pt/, Pd/, Си24
5 dsp3 Ni/
6 d2sp Fe/, Fe/, Co/ Ni/, Pt/
pp'j Sb3+, Bi3+: Pb2 +
psp3 (sp3d2) Sn4 +
p3 (с резонансом)' sp3d2 Pb2 + Bi3+ (Sb3+)
Особо следует отметить неполновалентные р-катионы, у ко-
торых из-за большого энергетического зазора между s и /7-орби-
талями в связи с ближайшими хальколигандами принимают
участие лишь р-орбитали, тогда как /?х2-орбиталь локализуется
в виде несвязывающеп электронной пары —А. Е-пара занимает
в структуре реальный объем (в оксидах и фторидах он сопоста-
вим с объемом анионов О2^ и F~), влияя в то же время па углы
связей р-орбиталей с хальколигандами. Поэтому, например, в
случае As3+, Sb3+, Bi3+ возникают зонтичные (без учета Е-пар)
группы с треугольником хальколигапдов в основании и высту-
пающими над ними атомами As, Sb или Bi (см ниже, напри-
мер, структуры аурипигмента); с учетом же Е-пары, формирую-
щей четвертую мнимую вершину вокруг таких атомов, их КЧ
увеличится на единицу и координация станет тетраэдрической.
При формировании структур халькогенидов с неполнова-
лентными р-катионами, которые далее обозначаются как рЕ-ка-
тиопы, Е-пара, отталкивая от себя лиганды, создает определен-
ный «свободный» объем, благодаря чему в окружении рЕ-ка-
тионов появляются хальколиганды на большем расстоянии, чем
связанные с р-орбиталями. Для рЕ-катионов поэтому обычно
сложные КЧ, например 3 4-3, 3 4-3 4-1, 3 4-3 J-2, 5 4-24- 1 и
т. п. В то же время Е-пара совместно с внешними шЕорбита-
52
лями принимает участие в формировании этих более длинных
(обычно более 0,3 нм) остаточных связей, появление которых
обусловливается, например, sp3d2 (КЧ = 3 + 3)-гибридизацией
(сравни со структурой самородного мышьяка).
Из-за уменьшения энергетической щели между s и р-орби-
талями стереохимическая роль £-пар убывает по мере роста Z
в рядах тип-аналогов и уменьшения Z в периодах (она ослабе-
вает в рядах As3+-> Sb3+-> Bi3+, еще заметнее этО’у Sn2+->Fh2~;
у Т1+ же f-napa размазывается по всему объему и поэтому он
выступает как крупный катион с высоким КЧ — обычно 12).
Атомы, играющие роль анионов в халькогенидах, могут вы-
ступать в них, как уже говорилось, либо в виде одиночных мо-
ноаниопов, обладающих законченным электронным октетом S2-,
Se2-, Те2-, As3-, Sb3-, либо образовывать полианионные груп-
пы*. Полианионные группы часто образуют гантельные анионы
типа [S2]2“ или [AsS]3-, обладающие шестью внешними элек-
тронными парами: [: S : S :]2~ и [: As : S :]3“ соответственно. Ава-
° •• ••
логичное строение имеют анионы [As2]4~= [: As : As :]4“, тогда как
гантельные анионы [As2]2~ имеют не шесть, а четыре внешних
электронных пары при строении [: As :: As s]?“. Известны также
счетверенный островной анион с восемью внешними электрон-
ными парами—[As4]4~, установленный в скуттерудите:
[• As • As :14“
« .. I и цепочечный гетероатомный анион [AsS]~ =
: As : As J
•• ••
: S : : S :
=: As : As: As установленный в лаутите.
•о • • • •
: S :
••
Формирование химической связи в структурах ковалентных
халькогенидов происходит по донорно-акцепторному механизму,
когда каждая пара электронов удовлетворяет одно направление
связи. При этом могут возникать разные случаи 1) число до-
норных электронных пар у анионов отвечает числу гибридизиро-
ванных валентных орбиталей катионов — образуются структуры
нормальных халькогенидов, 2) донорных пар меньше, чем ва-
лентных орбиталей у катионов, что приводит к катион-катион-
ному взаимодействию с образованием кластерных халькогени-
дов; 3) число гибридизированных орбиталей катионов меньше
числа электронных пар у анионов, что часто приводит к молеку-
лярным структурам, образованию халькосолей.
Моноаиионные халькогениды часто называются низшими, полианион-
ные— высшими.
53
Рис. 9. Структуры сфалерита (а) и вюртцита (б):
Укладка тетраэдров MX, одной ориентации в рамках схем трехслойной кубической —Двд
(сфалерит) и двухслойной гексагональной — АВ (вюртцит) плотнейшей упаковки анионов X
Примером структур нормальных халькогенидов могут слу-
жить структуры моноанионных сульфидов — сфалерита и вюрт-
цита и полианионных сульфидов — пирита и марказита.
Структуры типа сфалерита и вюртцита и их производные из-
вестны у большого числа халькогенидов, для которых харак-
терны катионы с з/Агибридизированнымн орбиталями, направ-
ленными в вершины правильного тетраэдра (КЧу;И = 4). Каж-
дый моноанион Х2~ с четырьмя электронными парами также
имеет тетраэдрическую координацию, что приводит к полному
соответствию между числом донорных электронных пар анионов
и числом акцепторных орбиталей катионов. Одним из наиболее
широко распространенных вариантов является сочленение .ИЛф
тетраэдров путем обобществления только их вершин. При этом
возникают полярные структуры типа трсхслойпого кубического
сфалерита (рис. 9, а) или двухслойного гексагонального вюрт-
цита (рис. 9,6), отличающиеся последовательностью «поэтаж-
ного» чередования тетраэдров (что хорошо видно на приведен-
ных рисунках). Из сопоставления обеих структур легко понять
и обилие политипов (n-слойных структур), появляющихся при
изменении в чередовании отдельных тетраэдрических этажей.
Структуры типа сфалерита и вюртцита известны более чем
у 100 природных и синтетических халькогенидов; среди них
халькопирит CuFeS2, станнин Cu2FeSnS4, энаргит Cu3AsS4.
Структура типа пирита или марказита характерна для катио-
нов с <^2х/?3-гибридизацией (Fel+ и т. п.), взаимодействующих с
гантельными группами [Х2]2-, [У5]3~, [У2]4а где X — S, Se, Те;
У — As, Sb, Bi, с шестью внешними парами электронов. Каж-
дый из катионов имеет в своем окружении по 6 атомов S (каж-
дый с одной стороны гантели), что и обеспечивает криптоновый
электронный ансамбль вокруг них: 6 -ф- (6 X 2) = 18г. В струк-
туре пирита каждый FeSe-октаэдр связывается своими S вер-
шинами с S-вершинами других октаэдров так, что каждая пара
атомов S образует гантель [S2]2- (рис. 10, а). Переход от струк*
туры пирита к структуре марказита происходит переориента-
цией части гантелей так, что FeSe-октаэдры образуют цепочки,
54
тянутые вдоль с, в которых каждый октаэдр имеет по два
Вх1дцх" ребра с двумя другими (сверху и снизу на рис. 10,6).
п° почки соединяются своими S-вершинами (с образованием
гантелей) так, что перпендикулярно к оси с их располо-
жение напоминает расположение лент ТЮ6-октаэдров в рутиле
? {С Ю, в\ сравни с рис. 60). Кроме веществ имеющих
структуру марказита (обозначается часто как структура типа
известны вещества (главным образом это ЛВ-У), у которых
параметр по с короче почти на 0,05 нм по сравнению со струк-
турой марказита, т. е. их структура отвечает сжатой по с струк-
туре марказита (их структура обозначается как тип А); к ве-
ществам этого типа относится леллингит. Наконец, известны
вещества с структурой типа А /В, примером которых служит арсе-
нопирит— в них параметр с складывается из одного более ко-
роткого и одного более длинного расстояния, что приводит к
переходу от ромбических марказита и леллингита к моноклин-
ному (псевдоромбическому) арсенопириту (рис. 10, г и д).
Структуры типа пирита и марказита установлены более чем
у 60 природных и синтетических халькогенидов, в том числе
у кобальтина Co[AsS], герсдорфита NifAsS], арсенопирита
Fe[AsS], леллингита Fe[As2], саффлорита Co[As2].
Примером структур кластерных халькогенидов является
структура никелина NiAs (рис. 11). Если принять в ней в виде
катионов Ni3+ (при As3~), то по типу гибридизации (d2sp3) сле-
дует ожидать КЧ = 6, что и имеет место па самом деле
(Ni — As — 0,243 нм); КЧ у As3- в структуре NiAs также 6. На
этом основании структуру NiAs часто описывают как ПГУ ато-
мов As, все октаэдрические пустоты в которой заполнены Ni.
Анионы As3-, имеющие лишь 4 электронных пары, не могут удов-
летворить все шесть орбиталей Nil? и структура стабилизирует-
ся за счет непосредственного взаимодействия атомов Ni друг
с другом, что и достигается объединением граней октаэдров
(Ni — Ni при этом в соседних октаэдрах оказывается всего
0,252 нм) с образованием цепочечных кластеров, вытянутых
вдоль с (см. рис. 11). Структурой этого типа обладают более
50 различных веществ, в том числе троилит FeS и пирротин
Fei_rS.
Структура антимонита (висмутина) может служить приме-
ром молекулярной структуры. В ней неполновалентные катионы
$Ь3+ имеют координацию двух типов с числом ближайших сосе-
дей 3 (SbS3 — зонтичные группы) и 5 (SbSs — полуоктаэдры).
Полуоктаэдры SbSs, конденсируясь в колонки, спаренные по на-
клонным ребрам, образуют центральный фрагмент цепочечных
макромолекул, обрамленный с противоположных концов лен-
тами из SbSs-полиэдров (на рис. 12 хорошо видно поперечное
ечение таких лент-—два полуоктаэдра на разных уровнях в
Антральной части и по зонтичному полиэдру с периферии).
<55
В противоположную сторону от ближайших халькогенидов на-
правлены Е-пары катионов Sb3+ (треугольники на рис. 12), нуя<-
дающиеся в определенном объеме. На рассматриваемой проекции
структуры он выражен в виде стоячей (для SbSs-полиэдров) или
лежачей (в случае SbSs-полиэдров) тригональной призмы с ато-
мами S, принадлежащими другим ленточным молекулам. оЛ-
ное. КЧ катионов Sb3+ оказывается 5 -|- 2 и 3 + 5 соответственно
(одношапочная призма) с расстояниями Sb — Sb пределах М°'
56
Рис. 10. Структуры пирита, марказита, арсенопирита:
а—структура пирита из FeSs-октаэдров, связанных через ^S?]2--гантели с выделенной
элементарной ячейкой; б — проекция структуры марказита па (010); в —та же структура
в проекции на (001); г, 0 — переход от структуры марказита к структуре арсенопирита
(проекции на (001) и взаимосвязь между их параметрами элементарных ячеек
лекул 0,246—0,285 и между молекулами 0,311—0,364 нм. Таким
образом, структурную формулу антимонита следует писать
в виде (5,Sb2+1'3)Sbl+S6-.
Сист. Тип халькогенидов, как уже отмечалось, делится на
Два подтипа: 1) арсенидов, теллуридов и сульфидов, 2) халько-
солей.
Минералы
производные
первого подтипа можно рассматривать как
арсина — H3As и его аналогов (H3Sb, H3Bi),
Рис. 11. Структура NiAs.
теиеш)Ие СВе.тлые кружки —атомы As, малые за
°ктаэпЬ1е~^’ 13 структуре выделены трз NiAsc
ДРа, имеющих общие грани и образующие „
цепочечный кластер
57
Рис. 12. Структура антимонита в проекции, перпендикулярной к оси Ь.
Большие кружки —атомы S на 1/4 (белые) и 3/4 (заштрихованы), малые —атомы Sb на
1/4 (белые) и 3/1 (темные); треугольники при Sb —Б-пары
сероводорода — H2S и его аналогов (H2Se, Н2Те), диарсина —
H4As2, твердого мышьяковистого водорода (HAs)x, полиссрово-
дорода H2S,, и их аналогов.
Халькосоли часто рассматривают как соли халькооснова-
ний — Na2S, Cu2S, PbS и т. и., и халькоангидридов—У2Х3, где
У = As3+, Sb3+, Bi3+, а X — S2~, Se2“, Te2~. В природе наиболее
обычны тиосоли, в которых в качестве X выступают анионы S2",
а катионов — Си4', Ag+, Pb2, ТВ', иногда Hg2h, Fe24’, Мп2+. По
мере увеличения степени металличности связи с ростом Z ато-
мов У и X намечается переход от халькосолей к сложным халь-
когенидам и даже пнтерметаллидам. Примером первого может
служить переход от мышьяковых (У = As) тиосолей (X — S)
к сурьмяным (y = Sb), и, наконец, висмутовым (У = Bi) тио-
солям. Последние часто в равной мере могут рассматриваться
как тиосоли с высокой степенью металличности связи пли как
сложные сульфиды, особенно когда речь идет о висмутовых тио-
солях свинца, поскольку РЬ2+ и Bi3+ обладают очень большим
кристаллохимическим сходством.
В свою очередь каждый из названных подтипов, в соответ-
ствии с изложенными основами химико-структурной система-
тики, делится на классы, в классах выделяют подклассы, затем
секции, подсекции, надотделы, отделы, причем представители
подсекции некайносимметричных бУ-элементов ниже не рассмат-
риваются.
Св. Большинство халькогенидов, будучи соединениями с ко-
валентной связью и с высоким суммарным Z, являются полу-
проводниками с небольшой шириной запрещенной зоны, которые
уже при комнатной температуре имеют свободные электроны
в зоне проводимости. Благодаря этому они непрозрачны в види-
58
о области спектра и характеризуются блеском от полуметал-
5l°iiecKoro до металлического. Появлению металлического блеска
агопрнятствует увеличение степени металличности связи как
ростом Z, например при переходе от сфалерита (Z = 46) с
С»мазным блеском к метациннабариту (Z = 96) с полуметалли-
ческим до металлического блеском, так и при переходе от клас-
са сульфидов к классу теллуридов или арсенидов, большинство
Из представителей которых близки по свойствам к иптерметал-
чида.м. Металлический блеск характерен и для всех кластерных
халькогенидов, обладающих металлической компонентой связи.
.Меньшее число халькогенидов с достаточно большой шири-
ной запрещенной зоны прозрачно. По мере увеличения степени
металличности связи (роста SZ) для таких халькогенидов четко
проявляется сдвиг коротковолнового края полосы поглощения
в ИК область. Поэтому сфалерит, не содержащий значительных
Р1П, — клейофан (ZnS cSZ = 46)—бесцветный или слегка жел-
товатый*, хоулиит (CdS; SZ = 64) — желтый, тогда как мета-
циннабарит (Hg'S; 2Z = 96) — темно-красный до черно-крас-
ного. Прозрачными в видимой области спектра оказываются и
многие молекулярные кристаллы с достаточно большой шириной
запрещенной зоны — реальгар, аурипигмент, киноварь, окрашен-
ные в желтый или красный цвет; реже прозрачны в видимой
области спектра тиосоли (темно-красный прустит, вишнево-крас-
ный пираргирит).
Следует отметить, что многие халькогениды d-элементов, осо-
бенно Fe, Ni, Со, Си, имеют не только металлический блеск, но
и специфический желтоватый, розоватый до медно-желтого и
соломенно-желтого цвет — пирит, марказит, пирротин, пентлан-
дит, кубанит, халькопирит и т. п.
Формы выделения халькогенидов определяются особенно-
стями их структуры. Так, нормальные координационные халько-
гениды, кластерные халькогениды с трехмерными или остров-
ными кластерами, некоторые островные (субкаркасные) тио-
соли, т. е. халькогениды с изометрической структурой, обычно
образуют кристаллы высоких сингоний. Сложные халькогениды
в случае упорядочения структуры приобретают более низкую,
чем неупорядоченные, симметрию. Примером этого могут быть
халькопирит, станнин и т. п. минералы. Известно и упорядоче-
ние структуры со снижением симметрии до моноклинной и даже
триклинной при сохранении, например, псевдокубического об-
лика кристаллов, как это имеет место у кобальтина.
Иное дело халькогениды, имеющие анизотропные струк-
турные мотивы. Так, кристаллы халькогенидов с цепочными
н * Появление в сфалерите ИП d-элементов изменяет его цвет, который ста-
этрИТСЯ кРасиьП1 и Даже черным, что связано со специфическими свойствами
Расп э,1емеитов как хромофоров из-за электронных переходов на d-орбиталях,
F цепляющихся в поле лигандов на близкие энергетические уровни.
59
кластерами (типа миллерита), цепочечных и ленточных тиосолс”
и молекулярных кристаллов обычно относятся к сингониям НИз’
шей категории. Они обычно вытянуты. Известны и многочислен"
ные тонкоигольчатыс кристаллы, спутанно-волокнистые агрегаты
(тиосоли типа козалита, буланжерита, джемсонита; молскуляп.
ные кристаллы группы антимонита), хотя иногда наряду Со
столбчатыми кристаллами могут образовываться и более изо.
метрические (ромбоэдрические кристаллы киновари).
Сеточные тиосоли и особенно халькогениды со слоистой
структурой характеризуются уплощенными (до листоватых) кри-
сталлами, листоватыми и тонкопластинчатыми агрегатами
(аурипигмент, молибденит, теллуробисмутит, тетрадимит, силь-
ванит).
Теснейшим образом со структурой холькогенидов связана их
твердость. Так, более высокую твердость имеют кластерные и
полианионные халькогениды VIIIb-катионов. Для них характер-
ны катионы с более высокими СХ, а часто и большими по срав-
нению с координационными нормальными халькогенидами 1(4
(пирротин с КЧ Fel+ = 6, пентландит). У нормальных коорди-
национных халькогенидов с катионами, имеющими 1(4=4
(.^-гибридизация), она в целом ниже (сфалерит и т. п.), хотя
и возрастает в случае катионов с более высокими СХ (как, на-
пример, у халькопирита). Ниже она и у галенита с катионами
РЬ2+, имеющими 6 связей, возникающих в результате резонанса
/Аорбиталей. Еще ниже она у минералов ТЬ-элементов с трех-
мерными кластерами при КЧ анионов в два раза выше, чем 1(4
катионов (аргентит, халькозин и т. п. минералы), многие из ко-
торых отличаются ковкостью. Тиосоли имеют среднюю, а моле-
кулярные кристаллы — низкую твердость.
Б тесной связи с составом и структурой халькогенидов нахо-
дится их спайность. Так, нормальные координационные халько-
гениды обычно характеризуются спайностью в нескольких на-
правлениях (ромбододекаэдрическая спайность сфалерита, куби-
ческая галенита). Аналогичную спайность имеют и некоторые
кластерные халькогениды с островными кластерами (пентлан-
дит). Тиосоли и молекулярные кристаллы с цепочечными или
ленточными мотивами отличаются призматической, пинакоидаль-
ной и т. и. спайностью, направленной параллельно удлиненным
мотивам структуры (антимонит, висмутит). Халькогениды со
слоистыми мотивами отличаются весьма совершенной безопп-
накоидальной спайностью (аурипигмент, молибденит, тетради-
мит), у халькогенидов с цепочечными (пирротин) кластерами,
отличающимися более сильными связями в структуре, спайности
либо вовсе нет, либо она проявляется очень слабо. То же отно-
сится и к большинству поли анионных халькогенидов, ДЛЯ
которых характерно более сильное взаимодействие между ь'а'
тионами и анионами (пирит, арсенопирит, кобальтин, лел-
лингит) .
60
Рис. 13. Зависимость давления пара некоторых халькогенидов (1g РТОрр) от
обратной температуры (1/Г • 103):
1 — ионные халькогениды (жирные штрих-пунктирные линии). II — IV — ковалентные халь-
когениды: li - кластерные (штриховые линии). Ill—нормальные (сплошные линии, в том
числе некот ры? халысосолп, сплошные линии с треугольниками), IV—с остаточной
связью—молекулярные кристаллы (штрих-пунктирные линии с двойным пунктиром)
Поскольку в состав халькогенидов входят в основном тяже-
лые элементы, они характеризуются плотностью от средней до
высокой и значительно превосходят по плотности большинство
оксидов, гидроксидов, оксосолей, галогенных соединений. Плот-
ность кластерных халькогенидов при этом максимальна, а мо-
лекулярных кристаллов типа реальгара, аурипигмента — мини-
мальна.
Обр. Для понимания условий образования халькогенидов
важнейшими являются следующие особенности их свойств: 1.0т-
н°сительно высокое давление пара. 2. Гидролиз халькогенидов
с ионной связью. 3. Восстановительные свойства халькогенидов
и сравнительная легкость их окисления.
Рассмотрение величины давления пара для халькогенидов
ч Разным типом связи, разной структурой показывает, что зави-
симость ее от этих характеристик весьма значительна (рис. 13).
61
Поскольку в центре Земли температура выше, чем на поверх
пости, вещества с высоким давлением пара оказываются нера'в'
повесными в глубинных ее частях и в случае образования оТГо'
няются в более верхние слои — земную кору, где, однако, могут
существовать и халькогениды с низким давлением пара. за
длительное время существования Земли этот фактор был сред
главных в глобальной дифференциации ее вещества, а стадо
быть и в образовании отдельных минеральных ассоциаций, от-
вечающих определенной температуре и глубинности, зависящих
как от геотермического градиента в целом, так и от геологи-
ческой истории данного конкретного района.
В свете изложенного понятно, что ионные халькогениды (MgS
и т. п.), имеющие очень низкое давление пара, могут существо-
вать в Земле на больших глубинах; в земной коре основная
масса их должна переходить в ковалентные халькогениды, либо
гидролизоваться, поскольку значение цп о в земной коре, осо-
бенно в верхних ее частях, достаточно высоко. Этой же причи-
ной объясняется то, что ионные халькогениды — обычные мине-
ралы метеоритов, нинингерит (Mg, Fe, Мп, Сг) S установлен
п в породах Луны, поскольку условия образования минералов
метеоритов и па Луне характеризуются низкой величиной цн
Этим объясняется то, что в абиссальных ассоциациях устанавли-
ваются в значительных количествах прежде всего кластерные и
нормальные халькогениды ^'-элементов (типичная ассоциация —
пирротип-халькопнрит-пентландитовые м-ния типа Норильска и
Седбери). Другие халькогениды в этих условиях из-за высокого
давления пара должны были бы разлагаться с отгонкой легко-
летучих компонентов в более верхние слои земной коры. С этих
позиций понятно и то, что эти же халькогениды являются обыч-
ными минералами метеоритов, известными в лунных породах.
Гидротермальные ассоциации меньшей глубинности характе-
ризуются нормальными халькогенидами халькофильных в том
числе и d'-элементов (галенит, сфалерит, халькопирит, т. п. ми-
нералы). Из кластерных халькогенидов в этих ассоциациях наи-
более обычен пирротин, значительные количества которого ха-
рактерны для более глубинных, более высокотемпературных ас-
социаций. С высоко- и низкотемпературными гидротермами свя-
зано и образование слоисто-молекулярных халькогенидов с низ-
ким давлением пара типа молибденита или тетрадимита.
Тиосоли, обладающие большим давлением пара, — типичные
минералы средне- и низкотемпературных гидротермальных ассо-
циаций, возникающих на небольшой глубине.
Наконец, молекулярные кристаллы с очень высоким давле-
нием пара — реальгар, аурипигмент, киноварь, антимонит — вЬ?
деляются в близповерхностных, телетермальных м-ниях, не имею-
щих определенной связи с интрузивными породами, и отлагают-
ся в областях активного вулканизма. Различия о давлении пар2
62
минералов могут объяснить образование почти чисто кино-
эТоНых или чисто антимонитовых, и, наконец, аурипигмент-ре-
Вчьгаровых м-ний, хотя на некоторых из м-ний в небольших ко-
личествах известны и остальные из перечисленных минералов.
В полном соответствии с изложенным висмутин, отличающийся
т антимонита большей степенью металличности связи и, как
°1едствие, значительно меньшим давлением пара, является ха-
рактерным минералом высоко- и среднетемпературных гидротер-
мальных ассоциаций (кварц-вольфрамитовые жилы, грейзены,
некоторые скарны).
Для образования полианионных халькогенидов, отличающих-
ся более высоким давлением пара, чем соответствующие им мо-
ноанионные халькогениды, необходима высокая активность (фу-
гитивность) S, As или S и As одновременно, предотвращающая
их диссоциацию. Такие условия складыва?отся обычно в гидро-
термальных процессах, особенно средпетемпературных, средней
глубинности.
Восстановительные свойства халькогенидов обусловливают
возможность их образования лишь при сравнительно невысоких
величинах Eh. В противном случае в гидротермальных жилах
небольшой глубинности или вулканогенных ассоциациях вместо
халькогенидов образуются сульфаты (за счет серы), гидроксиды
и оксиды (за счет катионов). В зоне окисления халькогениды
переходят в гидроксиды, оксиды, сульфаты и другие вторичные
минералы. Одновременно в более глубинных зонах с более низ-
кими Eh — в зоне цементации (вторичного сульфидного обога-
щения) происходит образование халькогенидов (халькопирита,
ковеллина, борнита). В поверхностных условиях халькогениды
могут возникать и в результате других процессов, характеризую-
щихся высокой активностью S и низким Eh, например, в обла-
стях сероводородного заражения, образующихся в результате
гнилостного брожения и жизнедеятельности сульфатредуцирую-
Щих бактерий (появление пирита, марказита, а иногда галенита,
сфалерита, халькопирита в осадочных отложениях).
Полианионные халькогениды отличаются от моноанионных
и тем, что их анионы имеют меньшее число внешних (способных
к химической связи) электронов, приходящихся на один Via-
или Va-атом, и их образование можно представить как резуль-
тат реакции окисления моноанионов: 2S2-— 2e->[S2]2- или
zAs3- — 4e->[As2]2~ (15). в связи с этим по мере развития гид-
ротермальных процессов, происходящих обычно с повышением
полианионные халькогениды образуются часто после (или по)
Моноанионных, причем последовательность их выделения также
соответствует увеличению степени окисленности аниона.
В метаморфических процессах полианионные халькогениды
из-за высокого давления пара устойчивы только на начальных
тапах. С этим связано появление метакристаллов пирита в
)гл истых и хлоритовых сланцах, конкреций пирита и марказита.
63
иногда со сфалеритом и галенитом в каменных углях. При более
глубоком метаморфизме полианионные халькогениды диссоции-
руют, уступая место моноанионным халькогенидам, а затем по-
следние разлагаются с образованием оксидов, силикатов и от-
гонкой серы в виде летучих соединений в более верхние гори-
зонты Земли.
При дальнейшем развитии метаморфизма халькогениды либо
замещаются оксидами (широко проявлен этот процесс на м-ниях
Франклин н Стерлинг-Хилл, Нью-Джерси, США), либо выно-
сятся горячими растворами, возникающими при метаморфизме
в более верхние горизонты земной коры. Гораздо реже они пере-
плавляются п сохраняются (Брокен-Хилл, Австралия). Установ-
лено,что при всестороннем давлении выше 30 /МПа многие халь-
когениды становятся пластичными даже при комнатной темпе-
ратуре. Галенит в этом случае способен течь, проникая в тре-
щины в пирите, сфалерите, халькопирите, пирротине. Текучесть
проявляют также пирротин и халькопирит, тогда как пирит и
сфалерит оказываются более хрупкими.
Изм. В поверхностных условиях халькогениды (за исключе-
нием киновари) легко окисляются, переходя в растворимые
в воде сульфаты (исключение представляет нерастворимый суль-
фат свинца — англезит). За счет их образуются также селепаты,
арсенаты, карбонаты, элементарные вещества, оксиды, силикаты,
галогениды.
ПОДТИП 1. АРСЕНИДЫ, ТЕЛЛУРИДЫ,
СУЛЬФИДЫ
КЛАСС 1. АРСЕНИДЫ
(С СУЛЬФОАРСЕНИДАМИ И ТИП-АНАЛОГАМИ)
В класс арсенидов объединены арсениды, антимониды, вис-
мутиды и сульфоарсениды. Всего известно 55 минеральных ви-
дов, относящихся к этому классу. Из них около 30 % составляют
сульфоарсениды, а среди оставшихся — 62 % — арсениды, 23 % —
антимониды и 16 %—висмутиды. Катионный состав этих мине-
ралов весьма специфичен: VIIIb-элемснты в качестве видообра-
зующих установлены почти в 90 % (Fe, Со и Ni почти в 60%)
минеральных видов; остальное приходится на Си (5 видов), Мп,
Ag, Au, Pb (по одному виду). Ниже описываются лишь наибо-
лее обычные арсениды и сульфоарсениды Fe, Со и Ni, известные
в виде крупных скоплений.
Изоморфизм между арсенидами и сульфидами крайне огра-
ничен и лишь в отдельных случаях он заметно отражается на
составе минералов; более широк он между арсенидами и суль-
фоарсенидами (см. ниже герсдорфит). В отличие от сульфидов,
арсениды возникают при низкой активности S и высокой актив-
ности As. При высокой активности как S, так и As возникают
64
гЬоарсениды — наблюдается последовательная смена арсеии-
•Л1ес.чьфоарсенидамп или наоборот, в зависимости от направ-
Д°Бця в изменении активностей этих элементов при мпнерало-
'*'Н'13Ованпп. Важно, что и в этом случае арсениды и сульфоар-
ot’Pjinbi образуют самостоятельные парагенетическпе ассоциации,
се тесно связанные друг с другом, отграниченные по времени
Чписталлизацпн от сульфидных ассоциаций.
gce рассматриваемые арсениды относятся к подклассу арсе-
пдов со средними ДСХ секции ^'-элементов. В качестве пры-
ра надотдела моноанионных арсенидов описывается группа
никелина, относящаяся к отделу простых арсенидов. Остальные
рассматриваемые арсениды относятся к отделу простых надот-
дела полианионных арсенидов и объединены в семейство кобаль-
тина— арсенопирита — леллингита и род скуттерудита.
К полианионным арсенидам относятся минералы, которые
можно рассматривать как производные диарсина (H4As2), твер-
дого мышьяковистого водорода (HAs,v) и их аналогов, а также
сульфоарсеииды. В этом отношении полианионные арсениды по-
добны полианионным сульфидам и перекисным соединениям, что
находит отражение и в обычном способе их синтеза путем взаи-
модействия As с моиоанионными арсенидами, например NiAs-F
4- As-> Ni [As2] (16). При нагревании в динамическом вакууме
эта реакция пойдет в обратном направлении с образованием за
счет Ni[As2] никелина и элементарного As. В этом поведение
полианионных арсенидов аналогично поведению сульфоарсени-
дов (7) и полианионных сульфидов (6).
Группа никелина
Никелин NiAs
Назв. По составу.
Хим. Обычно близок к NiAs. Установлены ИП Fe (до 1, ред-
ко 6%), Со (до 0,6%), S (до 1,1 %); старыми анализами (без
контроля однородности материала под микроскопом) обнару-
жены Си (до 0,/г %) Sb (до 2%), Bi (0,/г%), S (до 2,3%),
формы вхождения которых не ясны. Кроме NiAs, известны ред-
кие моддерит— CoAs, лангисит — (Co018Nio.2)As и вестервелдит
состава (Feo.eo-o.ssN 4,15-0,44 Coq,01-0,02) 1,00-1,06^81,00, выделенный
в 1972 г. среди арсенидов Ла Гальега (Малага, Испания).
Структ. См. описание типа (см. рис. 11).
Выд. Сплошные массы, вкрапленники, зоиалыю-копцентри-
'^скпе срастания с другими арсенидами (рис. 14), ельчатые
дендриты. Кристаллы гекс. с. (Рбз/tnmc) очень редки.
Св. Цвет светлый медно-красный. Блеск металлический.
Та Сп- несов. по {1010}. Излом неровный до раковистого.
• 6 5,5. Черта буровато-черная до черной. Пл. 7,8.
3 Зак. 594 (Sh
Рис. 14. Зонально-концентрические
деления арсенидов, наросшие на
щающую породу (темная слева) в с'е"
дующем порядке:
богатый никелем шмальтин (узкая сцет,
зона па вмещающей породе) -> никелин с „ ,я
мельебергптом (широкая зона правее прел
дущеп) шмальтин —светлые ко.тломорф.„
выделения с саффлоритом в их пернферпц
скп.х частях -> карбонаты (кальцит, доломит)
Диагн. Похож па борнит (см.), от которого отличается отсут-
ствием побежалости, более высокой тв., большей пл., характером
ассоциации.
Обр., Изм., Знач. См. заключение описания класса.
Семейство кобальтина — арсенопирита — леллингита
Хим. Описываемое семейство объединяет сульфоарсениды с
общей формулой Л1[У5], где /VI = Со, Ni, Fe, Ru, Rh, Pel, Os, Ir,
Pt; Y = As, Sb, Bi. Отношение Л1: Х(У-{-)5 обычно близко 1:1;
У:Б — чаще ~1, хотя в некоторых минералах отмечаются не-
большие отклонения в сторону S или У, а иногда вплоть до пре-
обладания У (крутовит Ni[Ass]). В зависимости от состава
в рассматриваемом семействе выделяется несколько родов:
1) кобальтина CofAsS]—герсдорфита NifAsS] (Al == Со, Ni;
ИП = Fe, платиноиды; У = As; ИП = Sb), 2) арсенопирита
Fe[AsS]—аллоклазита Со [AsS] (41 = Fe, Со; ИП = Ni; Ь =
= As ИП = ЗЬ), 3) ульманита NifSbS] (44 “ Fe, Со, Ni-
У = Sb; ИП = В1), 4) холингвортита Rh[AsS] (44-платинопды;
ИП — Со, Fe, Ni; У = As; ИП = Sb). Из них ниже рассматри-
ваются лишь первые два, к которым относятся наиболее распро-
страненные минералы.
Структ. минералов этого семейства относятся к типу пирита или марка-
Зита, часто с более низкой симметрией (ромб., мои., трикл.) — разные атомЫ
в гантелях, возможность различного типа упорядочения как в анионных п0'
акциях (2[У5]3_[У]^-+ [S2]2-), так и среди катионов, отличающихся ха
рактером ближайшего окружения: А1(/) с 2У-]-4S и Л1(2) с 4У-р25. Часто
из-за полисинтетического двойникования микродомсиов возникают псевдоку
бические или псевдоромбичсскис миметические кристаллы.
66
РОД КОБАЛЬТИНА —ГЕРСДОРФИТА
Кобальтин Со [AsS]
Герсдорфит Ni [AsS]
Назв. Кобальтин — по составу, герсдорфит —в честь вла-
р-1Ьцев никелевого рудника в Штирии — фон Герсдорфов
L 1842 г.).
1 Хим. Установлен непрерывный ряд твердых растворов
кобальтин — герсдорфит с ИП Fe (до 40 ат. %)> причем кобаль-
тин отвечающий Co[AsS],noKa не обнаружен (рис. 15, а\ сравни
с родом скуттерудита рис. 21); в ряду Со[AsS]—Fe[AsS] при-
родных минералов, сильно отклоняющихся по составу от ко-
бальтина, мало (единичные, анализы на стороне Со — Fe). В со-
ответствии с этим и принятыми в настоящее время критериями
выделения минеральных видов и разновидностей в роде кобаль-
тпна — герсдорфита выделяются три минеральных вида — ко-
бальтин, герсдорфит и условно фсррокобальтии (поля 1, 4 и 7
на рис. 15, с?) и шесть разновидностей (поля 2, 3; 5, 6; 8, 9 на
рис. 15,а). Редкость богатых феррокобальтпновым миналом
представителей связана, очевидно, с высокой температурой ус-
тойчивости подобных твердых растворов (изотермы 873 и 923 К
на рис. 15, я); ниже 773 К твердые растворы распадаются на
две области — на основе Со[AsS] и Ni[AsS], что объясняет
1!с- 15. Распределение анализов и номенклатура природных сульфоарсе-
нидов:
Вид п а — Р°Д кобальтина — герсдорфита; б —род арсенопирита —аллоклазита.
НееАе“ение минеральных видов и их разновидностей в а сделано по принятым в послед-
ра10^?.ем, кР,1ТСРпя.м: / — кобальтин (сплошной линией отделено поле незональных мине-
н б — Ь..- ннкелистый и 3—железистый кобальтин; 4— герсдорфит, 5 —кобальтистый
Рован) ''езистый герсдорфит; 7— феррокобаль тин (в природе не известен и не синтези-
напеср ° никелпстый феррокобальтин, 9 —кобальтистый феррокобальтин; здесь же
«bi изотермы устойчивости непрерывных твердых растворов, а в б —по повышенной
концентрации анализов
3:
67
прежние представления о разрыве смесимости в систем
Co[AsS]— Ni [AsS] по результатам изучения более пизкотемпЗ
ратурпых минералов. Распределение Со, Ni и Fe обычно з0'
налыю и лишь минералы вблизи Со [AsS] не имеют зональ-
ности— именно по этому признаку выделяли раньше минерал^
ный вид кобальтин (заштрихованное поле на рис. 15, а). Из
ИП важно отметить платиноиды (до п %: в кобальтине установ
леио 10,5% Rh; 5,84 % Rh; 5,76 % Ir; 3,29 % Ru; 3,2 % Os n
0,91 % Pt, в герсдорфите —9,57 % Os; 3,67 % Rh; 2,08 % Ku ,,
0,23% Ir).
Для кобальтина значительных замещений As на Sb не уста-
новлено, у герсдорфита они более обычны, вплоть до 13,5 %
в корините Ni[(As, Sb) S]. Отношение As : S близко к 1 у ко-
бальтина и может отклоняться в сторону более высоких сод.
As в герсдорфите (по экспериментальным данным до
Ni[As1.77S0.23] при небольшом разрыве сместимости по направ-
лению к крутовиту Ni[As2])- Отмечены один кобальтин с по-
вышенным сод. Те (2,89 %) — тот же, в котором установлено
10,5 % Rh, и герсдорфит с 0,4 % Se.
Структ. типа пирита (см. рис. 10, а); неупорядоченная структура отвечает
куб. с. (РаЗУ, упорядоченный кобальтин имеет ромб. с. (Рса), герсдорфит в
случае упорядочения по схеме 2[AsS]3~-> [As2]4- + [S2]2“ — куб. с. (Р213),
при неупорядоченном распределении As и S с их смещением относительно
идеального положения — трикл. с.? (Р1?).
Выд. Кристаллы кубического, октаэдрического, пеитагопдо-
дскаэдрического габитуса (рис. 16). На гранях — штриховка,
формы роста, не менее четкие, чем у пирита. Двойники по
{110} и {111} редки. Сплошные массы, вкрапленники, прожил-
ки. Известны эпитаксиальные нарастания на пирит.
Св. Цвет оловянно-белый, у кобальтина со своеобразным
розоватым оттенком; богатые Fe разновидности — сталыю-ссрые
или серовато-черные. Блеск металлический. Хрупкие. Излом не-
ровный до раковистого. Тв. 5,5. Черта серовато-черная. Пл. 6,2;
5,8 у герсдорфита (с Ni: Fe = 3 : 1).
Диагн. Кобальтин от герсдорфита отличается вторичными
продуктами — розовыми или зелеными соответственно; от само-
родного висмута кобальтин отличается по тв. и менее сов. сп.,
от никелина — цветом, вторичными продуктами.
Обр., Изм., Знач. См. заключение описания класса.
Рис. 16. Кристаллы кобальтина и пирита
68
алдоклаз
биванне)
РОД АРСЕНОПИРИТА-АЛЛОКЛАЗИТА
Назв. Арсеноппрш —по составу — «мышьяковый колчедан»;
'шт от греческих слов «аллос» (иной) и «клазис» (раз-
— отличается от арсенопирита направлениями сп.
Хим- Наиболее широко распространенный минерал рассмат-
ваемого рода — арсенопирит — близок к FefAsS], иногда с ИП
Гп Ni (0,0 п —О, п %) Мп, Zn(0,0n%; форма их вхождения не
ясна), Sb’ (редко до 0, /? и даже 1,4 %), Se (0, On %). Известны
оимеси Ап (0, 00 п %), в основном в виде эмульсионной вкрап-
ленности. Установлены некоторые колебания в отношении As : S,
зависящие от температуры и типа ассоциации. Сод. Fe обычно
повышается с увеличением As: S и оно может определяться с
точностью ±0,45 ат. % уравнением: Fe (ат. % ) = 86,667 di3i —
— 138,112, где Jj3i — отражение (131) на рентгенограмме арсе-
нопирита (в нм).
Реже и в меньших количествах встречаются кобальтосодер-
жащие представители этого рода, границы между которыми
пока условно намечены с учетом частоты анализов и принятых
названий (см. рис. 15,6). Для них характерно низкое сод.
Ni (5—2 мол. % Ni [AsS] для данапта, до 8 мол. % — Для глау-
кодота), увеличивающееся в некоторых аллоклазитах до
~30 мол. %.
Структ. можно представить как закономерно чередующиеся фрагменты
структур леллингита (типа А) и марказита (тип В) с параметром с, равным
~£л+с.м с более короткими расстояниями X— X на участках, отвечающих
с q и более длинными — на участках см: соответственно структура арсенопи-
рита обозначается типом A/В. Арсенопирит имеет мои. с. — Р2[С (псевдором-
бическпй Сттт при идеальном составе), возможно трикл. с. — Р1(?); глау-
кодот—ромб. с. — Спипт (есть указания на мои. с. и даже трикл. с.); алло-
клазит — мои. с. — Р2, (псевдоромбический — Ашт).
Поскольку среди всех перечисленных минералов наиболь-
шим распространением пользуется арсенопирит, им и придется
ограничиться ниже.
Арсенопирит Fe [AsS]
Назв., Хим., Струит, см. описание рода.
Выд. Псевдоромбичсские призматические кристаллы
(рис. 17), иногда короткопрнзматичсские с характерным ромби-
ческим сечением. Грани часто исштрихованы вдоль оси с. Двой-
ники срастания и прорастания по {101}, крестообразные и
звездчатые тройники (см. рис. 17). Плотные мелкозернистые
‘1ассы, агрегаты с шсстоватой, радиально-лучистой структурой.
Известны эпитаксиальные нарастания арсенопирита на пир-
69
звездчатый сросток арсенопирита
Св. Цвет от оловянно-бело
го до стально-серого. Иногда
желтая побежалость. Блеск
металлический. Хрупкий. От-
мечена сп. по {101} до отчет-
ливой, по {010} — несов. И3,
лом неровный. Тв. 5,5—6. Чер-
та серовато-черная, иногда с
бурым или слабо-фиолетовым
оттенком. Пл. 6,2. При ударе
или истирании характерный
«чесночный» запах.
Диагн. Труднее всего отли-
чается от более редких леллин-
гита и саффлорита. Для отли-
чий используются способность
арсенопирита при нагревании
в закрытой трубке давать
красный налет сульфида мышьяка и черное кольцо мышьяко-
вого зеркала (леллингит и саффлорит — только мышьяковое
зеркало).
РОД ЛЕЛЛИНГИТА
Леллингит Fe [As2]
Саффлорит Со [As2]
Раммельсбергит Ni [As2]
Назв. Лёллингит по находке у г. Лёллинга (Каринтия,
Австрия), саффлорит от немецкого «саффлор» — продукта об-
жига кобальтовых руд; раммельсбергит в честь немецкого хи-
мика и минералога К. Ф. Раммельсберга (1813—1899).
Хим. Между лёллингитом, саффлоритом и раммельсберги-
том нет полной смесимости; разрыв ее намечается в ряду
Fe[As2]— Ni[As2J; наибольшее число представителей тройных
по составу минералов тяготеет к твердым растворам Co[As2] —
— Fc[As2] (рис. 18). Номенклатура минеральных видов рода
лёллингита детально не разработана, очевидно, в основном из-за
редкости находок многих из промежуточных членов (они стали
известны лишь в последнее время в связи с применением микро-
зоидовых методов анализа). Так, лёллингитом обычно называют
минералы, близкие по составу к Fe[As2], саффлоритом — к
(Со, Fe) [As2] или (Со, Fe, Ni) [As2] поскольку минералы с фор-
мулой Co[As2] — редкость; раммельсбергиту обычно приписы-
вают формулу p-Ni[As2],
Кроме названных минеральных видов, представители которых имеют ромб-
c. (Pintiti), известны клиноса&Ьлооит. Cq[As21 мон. с^пизкотемпературный яй'
рараммельсбергит a-A’i[As2]> ромб. с. — РЬса [температура инверсии для 11
[3-Ni[As2] в равновесии с никелином ~ Ь60 1\, сна понижается or ИП Со и 8)
70
Рпс. 18- Химический состав минералов
рода леллингита из арсенидных
Fe—Co—Xi-м-ний по результатам микро-
зондовых определений:
у__ Кобальт. Говганда, Канада; 2— наиболее
распространенные составы; 3—Талнах, Красно-
ярский край; 4— Ховуаксы, ТувАССР; 5 —наи-
более распространенные составы; 6— Ла Галье-
га, Испания
и крутоват — Ni[As2] куб. с. (F2,3), фазовые соотношения которого с сс- я
P-Ni[As2l не ясны.
Кроме изменений в сод. главных компонентов — Со, Ni и Fe в минералах
рода леллингита установлены ИП Си (до 11,7, ат. %), более характерные для
ряда саффлорит — леллингит, чем для раммельсбергита; S (до 28 ат. % от X
анионов); Sb (до 12,5 ат. % от X анионов); установлены примеси Bi (до
0,7%), Au (0, On—0, я %). Те (0,2 %). Соотношение основных компонентов
(см. рис. 19) и малых примесей обычно типоморфио.
Структ. минералов рода леллингита (катионы с с/2 s/Агпбридпзацией
п гантельные анионы (As2]2~) аналогична структ. марказита (см. рис. 10, а),
но расстояния re^ — FeL в леллингите вдоль оси с значительно короче
(0,286 нм) по сравнению с марказитом (0,339 им), что приводит к возможно-
сти образования кластеров.
Леллингит Fe [As2]
Выд. Зернистые массы, тесные срастания с саффлоритом
в радиально-лучистых зонально-концентпических агрегатах
(рис. 19), копьевидные зерна (рис. 20). Известны призматиче-
ские кристаллы, вытянутые по оси с или другим осям; реже
уплощенные, пирамидальные, очень часто копьевидные, лепеш-
кообразные. Грани вертикальных призм исштрихованы парал-
лельно с. Иногда кристаллы расщепляются вплоть до образова-
ния сферолитов. Характерны двойники по {011}, тройники, по-
лисинтетические двойники.
Св. Цвет оловянно-белый до стально-серого. Блеск метал-
лический. Хрупкий. Сп. иногда до ясной по {010} и {101}. Излом
кровный. Тв. 5—5,5. Черта серовато-черная. Пл. 7,2.
Диагн. В сплошных массах, кристаллах очень похож па
аРсенопирит (см.). В радиально-лучистых агрегатах зонально-
концентрического строения трудно отличается от саффлорита.
последнем случае используются химические реакции на Fe и
71
Рис. 19. Зонально-концентрическое саффлорит-лёллингитовое вы-
деление радиально-лучистого строения; черное — вторичные
продукты. Ховуаксы, ТувАССР. Нат. вел.
Рис. 20. Копьевидные зерна леллингита в кварце. Хивганское
м-ние, Хабаровский край. Ув. 16
мпкрозондовые анализы и рентгенографические данные,
и агностика облегчается развитием по лёллингиту бурых, буро-
, асных н зеленовато-серых вторичных продуктов.
Саффлорит Со [As2]
Выд. Грубошестоватыс, радиально-лучистые, обычно саф-
. 1Ор11Т-лёллингптовые, саффлорит-лёллннгпт-раммельсбергпто-
вые агрегаты (см. рис. 19) до тонкошестоватых, плотноволокни-
стых, образующих отдельные зоны в зонально-концентрических
арсенидных агрегатах (см. рис. 14). Редко кристаллы, напоми-
нающие арсенопирит.
Св. Цвет оловянно-белый до свппцово-серого. Блеск метал-
лический. Хрупкий. Сп. до заметной по {110}. Излом неровный.
Тв. 4,5—5. Черта серовато-черная. Пл. около 7,4.
Диагн. Отличается радиально-лучистым, плотноволокнистым
строением. В агрегатах, представляющих совместные срастания
с лёллипгитом (см.), трудно отличается от последнего. Диагно-
стика облегчается развитием по саффлориту темно-бурых до
черных, плотных, стекловидных вторичных продуктов и ярко-
малиновых налетов, корок эритрина.
Раммельсбергит Ni [As2]
Выд. Плотные массы, каймы вокруг выделений никелина,
тесные срастания с никелином, в том числе в виде ядер и зон
в зонально-концентрических агрегатах арсенидов; кристаллы
чрезвычайно редки.
Св. Цвет оловянно-белый до стально-серого (светлее лёллин-
гита); в случае тесных срастаний с никелином, образующим
иногда мельчайшие включения в раммельсбергите, возможен за-
метный красноватый оттенок (цвет никелина). Блеск металли-
ческий до тусклого па старом изломе. Хрупкий. Иногда заметна
сп. по {ПО}. Излом неровный. Тв. 5—6. Черта серовато-черная.
Пл. 7,0.
Диагн. Трудно отличается от плотных агрегатов саффлорита,
Леллингита. Основные отличия — тесная приуроченность рам-
мельсбергита к никелину, массивная структура. Диагностика
°олегчастся развитием по раммельсбергиту порошковатых се-
ровато-зеленых, белесых вторичных продуктов (смесь арссно-
Лита, аннабергита и других минералов), покрывающих ого вы-
деления в стенках выработок, отвалах (особенно после дождя),
°оразованисм яблочно-зеленого аннабергита, в том числе плот-
°го, в зоне окисления и различных вторичных смесей с анна-
бергитом.
Пор., Изм., Знач, См. заключение описания класса.
73
РОД СКУТТЕРУДИТА
Скуттерудит
(кобальтовый скуттерудит) CoAs3-xСо4 [As4-x]3
Шмальтин (Со, Ni, Fe) As3-X -> (Со, Ni, Fe)4 [As4-a-]3
Никелевый скуттерудит NiAs3~A--> Ni4 [As4-a]3 (x<0,1)
Назв. Скуттерудит по месту первой находки в Скуттеруде
(Норвегия); шмальтин от немецкого «шмальта», означающею
синюю кобальтовую краску; никелевый скуттерудит — по со-
ставу.
Хим. Состав минералов сложнее идеализированных формул,
поскольку большинство из них относится к твердым растворам
состава (Со, Ni, Fe, Cu)4[(As, Sb, Bi, S)4+A-]3.
Установлен пока лишь минерал, очень близкий к формуле Ni3[As4_.v]3i
с очень небольшими примесями Со и Ni(0, п %), тогда как чистый Co4[As4]3
не обнаружен (макс. сод. Со ~ 90 ат. %)• Максимальное сод. Fe доходит до
30—40 ат. %, Си до 10—15 ат. %, в единичных случаях 44 ат. %, от S
Со + Ni + FeСи (рис. 21); сод. Sb обычно незначительны — чаще 0, ино-
гда до 3 ат. %, Bi — чаще 0—1 ат.%, иногда 4—-7 и выше до 20—38 аг. %,
S—до 2, реже 10—15, до 25 и даже 45 ат. % от N As, Sb, Bi, S. Примеси
Co, Ni, Fe, небольшие примеси Си (до 3 аг. %), рассматриваются как ИП;
то же известно о примесях Sb, S (до 13 ат. %), допускается для Bi, вплоть
до максимальных его сод., природа более высоких примесей Си п S не ясна,
и для подобных минералов предлагается формула m(Co, Ni, Fe)4[As4_x]34/zCu2S
при т + 4п — 4 (/г для минералов Ховуаксипского м-ния доходит до 0,45).
Известны примеси Те (0,0/г в одном случае 2 мол. %), природа которых не
ясна.
Интересной особенностью большинства рассматриваемых
минералов является зональность, легко выявляемая травлением
приполированных образцов раствором аммиака. Иногда она
проявляется в частично окисленных образцах, когда замещению
вторичными минералами подвергаются лишь отдельные богатые
Ni зоны, тогда как другие остаются неизменными (рис. 22), а
также в полных псевдоморфозах вторичных продуктов.
Зональное строение характерно для минералов с промежу-
точным сод. Ni. В то же время для минералов, близких к
Со4[As4_a]з, оно обычно не отмечается*. Таким образом, по мерс
увеличения сод. Ni происходит переход от гомогенных твердых
растворов к зонально-изоморфным смесям. На этом основании
выделяют скуттерудит, не имеющий зональности, близкий по со-
ставу к CO4[As4_.v]3 (см. рис. 21), шмальтин * — зонально-изо-
морфные смеси с переменным сод. Ni, Со, Fe (Си), никелевый
скуттерудит — минеральный вид, близкий к Ni4[As4_.v]3; граница
скуттерудита выделена по появлению зональности, никелевого
скуттерудита — условно по 20 ат. % Со и Fe (пли Fe + Си). Для
большинства минералов рода скуттерудита отмечаются откло-
* Микрозондовые исследования ховуаксинских минералов показывают, что
и при этих составах зональность может быть.
74
Рис. 21. Диаграмма состава и номен-
клатура минералов рода скуттерудита:
/ — крайние члены рода; 2 —зонально-изоморф-
ные смеси промежуточного состава (границы
областей 1 и 2 нанесены по данным химиче-
ских анализов без учета Си); 3— область рас-
пределения микрозондоиых анализов минера-
лов Ховуаксипского м-пия с учетом Cu(Fe+ Си-
вершина треугольника)
Рис. 22. Частичная псевдоморфоза
вторичных минералов (темные
зоны) по крупнокристаллическому
шмальтину, в которой сохранились
зо н ы, б ол ее усто йчи вые к оки сл е ни го
(светлые). Ховуаксы, ТувАССР.
2/3 нат. вел.
нения отношений 2Д/2/< от идеального 3, как в сторону более
высоких (реже), так и более низких значений.
Ранее на основании химических анализов допускалось, что это отношение
может доходить до 2,5 и даже 2; последние микрозондовые определения п
прежде всего ховуаксипского материала показали, что это отношение колеб-
лется от ~ 3,1 (всего 4 анализа) до 2,6, причем средняя величина его для
минералов, бедных медыо, 2,93 ± 0,02 и для минералов, богатых Си и S,
2,25 ± 0,25.
Структ. Анион [AsJ4- (толстая квадратная призма) находится в центре
куба, в вершинах которого располагаются восемь катионов Со3+ (d2 эр3-гибри-
дизацпя). Элементарная ячейка представляет удвоенный по ребру куб описан-
ного строения. Из восьми октантов элементарной ячейки для соблюдения отно-
шения Со3+ : [AsJ4- = 4 : 3 два оказываются без анионов [As4]4~ в центре.
Таким образом, возникает типичная координационная структура, в которой
каждый Со3+ окружен шестью радикалами [As4]4~, а каждый такой ради-
кал восемью катионами, и число атомов в элементарной ячейке будет
Co8[As4]6 = 2Co4[As4]3.
Выд. Плотные массы, иногда с яснокристаллической поверх-
ностью зоны в зоналы-ю-концентричсских агрегатах арсенидов
(см. рис. 14), иногда наружные с кристаллической поверх-
ностью. Отдельные кристаллы куб. с. (/m3) более характерны
Для скуттерудита, чем для шмальтииа. Они имеют кубический,
кУбооктаэдрическпй, октаэдрический, реже пеитагондодека-
эДрический габитус. Грани часто искривлены (особенно у шмаль-
тина) и имеют поверхность типа рыбьей чешуи. Нередко тонкая
ШтРиховка, параллельная ребрам {111}: {211}. Двойники про-
Растания тина флюоритовых.
75
Св. Цвет оловяпно-белый до стально-серого. Иногда сера!
или радужная побежалость. Блеск металлический. Хрупкие. От-
мечается весов, сп. по {100} и {111}. Излом неровный до рако-
вистого. Тв. 5,5—6. Черта серовато-черная. Пл. 6,8 fin.,
Co4[As4]3). Ля
Диагн.Похожи на минералы рода леллингита (см.). От арсе-
нопирита отличаются текстурой, формой кристаллов и легко
образующимися вторичными продуктами розового (скуттеру-
дит, шмальтин) или зеленого цвета разных оттенков (Ni-шмаль-
тин, никелевый скуттерудит).
Обр., Изм., Знач. См. заключительную часть описания
класса.
Обр. Арсениды и сульфоарсениды Со, Ni и Fe известны
в ассоциациях магматического происхождения, редко в пег-
матитах (арсенопирит, леллингит, иногда саффлорит и др.),
в значительных количествах установлены в гидротермальных жи-
лах, часто наложенных на более ранние пирротин-пептландит-
халькопиритовые руды, скарны. Гидротермальное происхожде-
ние имеют крупные скопления арсенопирита, кобальтина, ар-
сенидов гр. никелина, рода леллингита и рода скуттерудита.
К сульфоарсепидам магматического происхождения относят мелкие кри-
сталлики и зерна кобальтина и герсдорфита, отличающиеся высокими ИП
планитнондов в каплевидных сульфидных выделениях (троплпт-гсксапирротпн-
пептлапдпт-кубанит-халькопиритовых) в базит-гипсрбазитовых породах Коль-
ского п-ова. С остыванием магматического расплава (от 920—970 до 820—
670 К) связывают образование арсенидов и сульфоарсснпдов — леллингита
(с ИП Ni 8.7—9,6%), герсдорфита (с As : S от 1,125:0,89 до 1,00: 1,025), ни-
келина, раммельсбергита, цементирующих полигональные зерна хромита (60—
90 об. % хромита и 5—20 об. % арсенидов и сульфоарсенидов) в ссрпептпни-
зированных гипербазитах Ла Гальсго и Лос-Джаралис (Малага, Испания).
Сравнительно высокотемпературным (~770 К) может быть арсенпдный (ни-
келин, раммельсбергит, параммельсбергпт, маухерит с виттпеитом (Си, As) if
домейкитом Cu3As) прожилок (~60 см мощности), секущий миндалекамен-
ный базальт в р-нс Мохаук (Кивино, Мичиган, США).
Арсепидно-сульфоарсеиндпое орудпеине, наложенное на ппрротип-пентлан-
дит-халькопиритовые руды, известно почти во всех медпо-никелевых м-ппях
типа Норильска — Седбери (Талнах, Октябрьское в Норильском р-не; Пелен-
га, Мурманская обл.), где оно иногда образует самостоятельные жилы с са-
мородным серебром (см.), аргентитом и многими другими сульфидами (Ко-
бальт, Онтарио, Канада).
По-видимому, высокотемпературным является леллингит, встречающийся
в виде копьевидных зерен (до 5 мм) в тнтанфасаите — Ca(Mg, Fe3+, Ti,
Al) [(Si, A1)2O6] Тажсранского массива ультраосновных и щелочных пород
(зап. берег Байкала).
Арсенопирит и леллингит, реже саффлорит, обнаружены в различных пег-
матитах, преимущественно как наиболее поздние минералы, хотя в некоторых
случаях они могут выделяться совместно с силикатами или даже раньше их
(лепешкообразные кристаллы длиной до 5 см находятся в фарфоровидном
альбите литиевых пегматитов Забайкалья). Поздняя гидротермальная стадия
формирования щелочных пегматитов Тувы привела к образованию после пир-
ротина, халькопирита, молибденита небольших количеств никелевого скутте-
рудита леллингита -> скуттерудита -> саффлорита -* глаукодота. После пиХ
выделялись галенит, пирит, клейофан, теннантит.
Арсениды и сульфоарсепиды Со, Ni, Fe известны в поздних гидротермаль-
76
. жилах и гнездах, обычно карбонатных и кварц-карбонатпых многих скар-
Ht>lX Железорудных м-ний. Находки саффлорита, шмальтпна, никелина мппе-
Н°В°гпческого значения известны на м-пиях Хаймал (Хакасия), Алмалык (зап.
Да’нов) Тсйско-Тузухсинском (Кемеровская обл.), метаколлоидного шмаль-
я со’скуттерудитом — на Кочкарском (Тургайская провинция) и многих
ТН тих' в связи с железорудными скарнами известны и скопления кобальтина
/Р'том’ числе кристаллы до 1—2 см) промышленного масштаба с данаитом,
ямкодотом, арсенопиритом, аллоклазнтом (Дашкесан, АзССР); минералы
г' скуттерудита и герсдорфит установлены в шеелитовых скарнах Чорух-
Яайрона (ТаджССР). Гораздо шире в скарновых м-ниях распространен арсе-
нопирит, известный в превосходных кристаллах (см. рис. 18) в поздних кар-
бонатных жилах с галенитом, сфалеритом (Дальнегорск, Приморье).
В ряде касситерит-кварцевых м-ний отмечены леллингит (расщепленные
кристаллы до 1,5 см в поперечнике на Хингаском м-нии, Хабаровский кран;
совместно с арсенопиритом па м-пии Сохопдо, Читинская обл.) и арсенопирит
(Белуха и Букука, Вост. Забайкалье, многие м-ния Приморья). Известны лел-
тингйт-арсепопиритовые (Агуюрлии, ТаджССР) и лсллингит-арсенопнрит-золо-
торудныс м-ния (Кочкарь, Челябинская обл.; Злоты-Сток, Судеты, ПНР); ар-
сенопирит известен в во многих других гидротермальных м-ниях, в том числе
золоторудных со сложной сульфидной минерализацией (Дарасуи, Читинская
обл.).
Значительно реже в гидротермальных месторождениях встречается герс-
дорфит (арсенидио-серсбряное м-ние Берикуль, Кемеровская обл.; золото-
кварцевое Березовское м-ние, Свердловская обл.); в виде превосходных кри-
сталлов-узников в горном хрустале герсдорфит установлен в Астафьевском
м-нии (Челябинская обл.).
Наиболее крупные скопления арсенидов Со, Ni и Fe связаны с карбо-
натными, кварц-карбонатиыми и кварцевыми жилами. Эти жилы могут встре-
чаться самостоятельно, давая м-ння Со, Ni, As-формации (Ховуаксы,
ТувАССР). В других случаях они находятся в тесной генетической связи
с настурановыми жилами или имеют сложный минеральный состав, содержат
наряду с арсенидами Со, Ni и Fe разнообразные минералы Ag, Bi, U — м-пия
единой Ag—Bi—U—Со—Ni (пятиметальной) формации — Рудные Горы (ГДР,
ЧССР). В этих м-ииях установлены также настуран (см.), самородное сереб-
ро (см.), висмут (см.), мышьяк, прустит, пираргирит (см.) и другие тиосоли Ag,
клаусталит, аргентит и другие сульфиды, гематит. Из жильных минералов ос-
новную роль играют карбонаты (доломит, сидерит, кальцит), иногда кварц,
барит; в небольших количествах отмечается поздний ангидрит. Арсенидная
минерализация связана с самостоятельной стадией, следующей за настурано-
вой и сменяющейся сульфоарсенидпой. Близкая ассоциация арсенидов уста-
новлена па знаменитых м-ниях урана р-на Большого Медвежьего озера (Ка-
нада).
Минералогический интерес имеют находки никелина, раммельсбергита и
леллингита в медноколчеданных и полиметаллических м-ниях, где в значи-
тельных количествах может быть арсенопирит. Копьевидные (до 2 см) кри-
сталлы леллингита в ассоциации с реальгаром, аурипигментом, клаусталитом,
Дискразитом обнаружены в кварц-кальцитовых прожилках Алтын-Тонкапского
РУДного поля, арсенопирит — в сравнительно низкотемпературных ассоциа-
циях с ферберитом, антимонитом (Зопхито, ГССР) и даже киноварью (Ники-
товка, УССР).
Арсенопирит со сфалеритом, галенитом, пирротином обнаружен в страти-
формном м-нии р-на Лиат (Аран, Льейда); кобальтин в виде гнезд и вкрап-
ленников— в сидерите, кварце, глинистом сланце (рудник Моргенрсте, Зи-
ен, ФРГ); вместе с глаукодотом, саффлоритом и подчиненным количеством
ЛЛьк°пирита и борнита — в песчаниках р-на Итауз (Джезказган, КазССР).
едкие кристаллики арсенопирита в ассоциации с борнитом, пиритом, халь-
нцкИРПТ0М' галенитом, коалппптом, диккитом установлены в живетских песча-
I восточной части Русской платформы; метакристаллы (3—5 см в полерсч-
,Ке) обнаружены в зальбандах золото-кварцевых жил и во вмещающих их
77
черных сланцах на Енисейском кряже, в гидротермально измененных порода
Бричмуллипского м-ния (УзССР). Мелкие метакристаллы кобальтина обнапг
жены в пелитовых сланцах р-на Абакума (Япония).
Изм. В гидротермальных условиях арсениды легко окисляют-
ся с образованием за счет моноанионных арсенидов, полиани-
онных арсенидов (3.16) и сульфоарсснидов: NiAs + S ~*Ni [AsSl
(17). Они замещаются также самородным висмутом, халько-
пиритом, галенитом, сфалеритом, пиритом, тиосолями серебра
и многими другими минералами.
В поверхностных условиях легко окисляются с образованием
розовых (за счет арсенидов и сульфоарсснидов Со); зеленых
(Ni), бурых и коричневато-красных (Fe) вторичных продук-
тов— смесей арсенатов, оксидов, фосфатов; иногда образуется
черный гетерогенит Со(ОН)2.
Знач. Арсениды и сульфоарсениды Со и Ni важные источ-
ники этих элементов; могут использоваться как сырье на As.
КЛАСС 2. ТЕЛЛУРИДЫ
Хим. В настоящее время известно более 40 минеральных видов, относя-
щихся к классу теллуридов, около половины которых являются минералами
Bi или содержат Bi в виде значительных ИП (обратно диагональное сход-
ство пары Те—Bi); две трети — минералы благородно-металлических элемен-
тов— Au (8 видов!), Ag (9), Pd и Pt (УС!); в меньшем числе теллуридов
видообразующими являются Си п Ni (по 4 вида); пять видов—минералы РЬ
(большое число теллуридов содержит ИП РЬ); далее идут теллуриды Fe
(2 вида). Со (1 вид) и Hg (1 вид); в шести теллуридах видообразующей яв-
ляется Sb, в одном — Se; около трети — сульфотеллуриды.
Теллуриды * характеризуются ковалентной связью с большой степенью ме-
талличпости (полупроводники с малой АЕ), а многие металлическим типом
связи и по свойствам являются пнтсрмсталлпдами. Последнее объясняет зна-
чительные колебания состава, широкое изоморфное замещение между РЬ и Bi,
Bi и Те, Те и Sb.
Высокая степень мсталличпоетп связи ковалентных теллуридов и метал-
лическая связь остальных видов объясняют металлический блеск, яркий оло-
вянно-белый цвет большинства теллуридов, проводимость полупроводнико-
вого в первом случае и металлического типа — во втором, высокая величина
SZ — высокую их плотность.
Учитывая генетическую близость теллуридов, условия их Обр., Изм., Знач.
удобно рассмотреть совместно после краткого описания свойств трех наиболее
распространенных из них — алтаита, тетрадимита и сильванита. Все они от-
носятся к подклассу теллуридов халькофильных элементов, надотделу мопо-
анионных теллуридов. Алтаит и тетрадимит принадлежат к отделу простых,
а сильванит — к отделу сложных теллуридов.
Группа алтаита
Алтаит РЬТе
Назв. По месту находки на Алтае (в окрестностях Заводинского м-ппя)
Хим. Состав близок к РЬТе. Из примесей установлены Ag (до 1,3%), Си,
Fe (0, п %), Аи (0, 0 п %), S (0, 0 п %), Se (0,0 п %).
Структ. Типа PbS (см.).
Выд. Мельчайшие вкрапленники в сульфидах (галените), редко зернистые
массы, кристаллы куб. с. (Е/пЗ/п), кубического или октаэдрического габитуса.
* Здесь и далее имеются в виду как собственно теллуриды, так и сульфо-
теллуриды, если нет специальной оговорки.
78
_ Цвет оловянно-белый с легким желтоватым оттенком. Иногда желто-
, побежалость. Блеск металлический. Хрупкий. Сп. сов. по {100}. Излом
БатаЯ1ЧаТый до ровного. Тв. 2,5. Черта черная. Пл. 8,3.
сТ- Пдиагн. От галенита отличается более светлым цветом, желтоватой побе-
alOCTblO, бОЛЬШШ ПЛ.
Обр.. Изм., Знач. См. заключительную часть описания класса.
Семейство тетрадимита
Семейство тетрадимита наиболее многочисленно по числу минеральных ви-
Оно включает как собственно теллуриды, так и сульфотеллуриды. Наи-
}°пее распространенными из них являются тетрадимит — Bi2Te2S, теллуробис*
ш/л/т—ВыТез, жозеит /1 — Bi4./TcS?. Отдельные минералы, отличающиеся
отношением Bi: (S + Тс) и S : Те, характеризуются отклонениями от стехио-
метрии и замещением Bi на РЬ.
В качестве типичного представителя можно рассмотреть тетрадимит.
Тетрадимит Bi2Te2S
Назв. От греческого «тетраднмос» — четырехкратный, за образование чет-
верииков.
Хим. Близок к Bi2Te2S; отмечаются небольшие отклонения в отношении
Te:S и Bi: (Те 4-S). С учетом их формула принимает вид Bi2±x(Te2S)3±.v,
где .V от 0 до 0,14. Из примесей установлены Си, Fe (до 0, п %), Sb (до 1 %),
Se (0,0 п редко 2,7 %) .
Структ минералов гр. тетрадимита и большого числа близких к ним син-
тетических веществ трактуется как ПУ из слоев атомов X, Y и А, где X = Bi,
Sb; У = Те, Se, S; А = Pb, Sn, Ge и др. Последовательность чередования
отдельных слоев определяет образование различных молекулярных пачек,
«одетых» с периферии атомами Те, расположенных _1_ к с-осп. В зависимости
от состава они могут быть пятислойиыми, как у теллуробисмутита, теллуранти-
мона Sb2Te3, тетрадимита Bi2Te2S: ... Tc|TcBiS BiTc|Te ..., или иной слой-
ности. Слоистые макромолекулы слабо связаны друг с другом (в тетради-
мите расстояния Bi—S и Bi—Те равны 0,306 и 0,318 нм, тогда как Те—Тс —
0,370 нм). Ближайшая координация атомов в них 3 + 3. Образование пачек
разной этажности (слойности)—вплоть до УУ и АА, изменение в последова-
тельности чередования разноэтажных пачек, внутрислойные дефекты и прежде
всего «ошибки» в упаковке Те и Bi в отдельных слоях, проявление изо,мор-
физ.ма между Bi и РЬ значительно осложняют состав, вызывая появление
большого числа минеральных видов.
Выд. Мелкие вкрапленники; мелкопластинчатые и чешуйчатые агрегаты,
похожие па агрегаты молибденита. Редко таблитчатые кристаллы трпг. с.
(^3); обычны двойники по {0112} и четверники.
Св. Цвет свинцово-серый до оловянно-белого. Иногда тусклая или радуж-
ная побежалость. Блеск металлический. Сп. весьма сов. по {0001}. Листочки
П17’ Н0 Пс -ПРУГН- Тв. 1,5—2. Черта стально-серая. Пишет на бумаге.
Диагн. Очень похож на молибденит (см.).
Обр., Изм., Знач. См. заключительную часть описания класса.
Группа сильванита
Сильванит AuAgTc,;
Назв. От Трансильвании (СРР), где был впервые найден.
От Аим- Состав близок к AuAgTe4, хотя установлены некоторые отклонения
1|япС,ТехиомстРИческих отношений Au : Ag и (Au 4-Ag) : Те. Из примесей об-
и А</К'-ПЫ С11’ Те, Ni (0, п %), S (0,09 %), Se (до 0.2 %). Из теллуридов Au
g> близких по составу к сильваниту, следует назвать креннерит и калаве-
79
рит — полиморфные модификации (Ag. Au)Тег, петцит Ag3AuTe2, известен т
же Си — аналог сильванита — костовит CuAuTe4. ак'
Структ. Атомы Au, Ag и Те в структуре сильванита (мои. с.; Р2 о)
полагаются по линиям, параллельным друг другу, в плоскостях {010}, бл-г^
даря чему проявляется сов. сп. вдоль этих граней. При этом v всех 'атом °"
КЧ = 6. " 10в
Выд. Мелкие вкрапленники, зернистые агрегаты; плоские дендриты, На
поминающие письмена; отсюда второе название — письменная руда.
Св. Цвет серебристо-белый, тускнеющий со временем (до черного). Блеск
металлический. Хрупкий. Сп. сов. по {010}. Излом ступенчатый до неровного
Тв. 2. Черта стально-серая. Пл. 8,1.
Диагн. Макроскопически можно отличить лишь в случае дендритных форч
выделения и по парагенезису.
Обр., Изы., Знач. См. заключительную часть описания класса.
Обр. Теллуриды — типичные минералы гидротермальных ассоциаций, свя-
занные с заключительными стадиями процесса. Это объясняется, с одной сто-
роны, тем, что из-за значительно более высокой теплоты образования сульфи-
дов, по сравнению с соответствующими теллуридами (СХ у S Д> СХ у Те),
в первую очередь образуются сульфиды. С другой стороны, из-за специфики
свойств (Те не шелл- или шринк-аналог S) Те практически не входит в виде
ИП в сульфиды и не рассеивается в них, как это происходит с Se (шрннк-ана-
логом S). а дает самостоятельные минералы. Накопление Те идет параллельно
с концентрацией других элементов с высокими Z — Bi, Au, Ag, Pd, Pt, т. e. ос-
новных элементов, входящих в состав теллуридов. Содержание же РЬ и Си,
также входящих в их состав, в гидротермальных растворах, из которых об-
разуются сульфиды и теллуриды, обычно достаточно велико.
Этим и объясняется приуроченность теллуридов к самородным висмуту,
золоту, платиноидам (самородным и интерметаллидам), галениту, а также
обнаружение, как правило, не одного, а нескольких различных теллуридов в
виде микроскопических срастаний друг с другом и с указанными минера-
лами. Скопление теллуридов размером до 1 см и бо.чее — редкость.
К наиболее высокотемпературным ассоциациям относятся, очевидно, тел-
луриды платиноидов — мончеит (Pt, Pd) (Те, Bi)2, меренскит (Pd, Pt) (Те, Bi)2,
котульскит Pd (Те, Bi), боровскит Pd3SbTe4 и др. в ассоциации с теллури-
дами Fe, Ni, Bi, самородными платиноидами и их интерметалл идами, пентлан-
дитом, халькопиритом, пирротином в медноникелевых м-ниях норильского
типа.
Тетрадимит и другие теллуриды висмута в ассоциации с висмутитом, са-
мородным висмутом, висмутовыми тиосолями характерны для скарновых
(Баица Бихор и Окна-де-Фер, СРР) и касситерит-вольфрамит-кварцерых жил
и грейзенов (Белуха, Букука и другие м-ния Читинской обл.).
В золоторудных м-ниях мельчайшие вкрапленники алтаита, теллуробпе-
мутита, сильванита, петцита, креннерита, калаверита, гессита Ag2Tc, мелонита
Ni[Tc2], фробергита Fe[Te2] тесно ассоциируют с самородным золотом (Жа-
натюбе, Сев. Казахстан). В тесном срастании с самородным золотом мине-
ралы гр. тетрадимита и гессит в ассоциации с самородным висмутом, висму-
тином, висмутовыми тиосолями РЬ установлены на м-нии Дарасуп (Читин-
ская обл.). Вместе с самородным золотом и серебром теллуриды (гессит, силь-
ванит, петцит, эмпрессит AgTc) образуют вкрапленники в позднем галешнс
Колтыкопского м-ния (Алданского р-на). В виде агрегатов, заполняющих
мельчайшие пустотки и трещины в жилах, а также замещающих самородное
золото и сульфиды, алтаит, сильванит, петцит, гсссит, калаверит и колорадоит
HgTc установлены на золоторудном м-иии Акупап (Филиппины).
Более крупные выделения алтаита и особенно сильванита и пагиагнта
(сексрымбита) — AuPb-,SbTe3Ss установлены в близповерхностных вулканоген-
ных жилах с самородным золотом (см.) Румынии (Секерымб, Бая-де-Арьеш-
и др.).
Значительные количества теллуридов вместе с самородным золотом уста-
новлены в золото-пирпт-теллуридных метасоматических жильных залежах в
пластовой интрузии кварцевого долерпта в Калгурлп (Зап. Австралия). Рул-
80
минералы здесь — самородное золото, калаверит, креннерит, петцит, гес-
ПЬ-> алтаит и колорадоит. В парагенезисе с ними галенит, сфалерит, энаргит,
с1110'ар'гирпт, леллингит, гематит (спекулярит), магнетит, флюорит, турмалин,
П11пбонаты, роскоэлит — KV2 (011) 2 [AlSi3Oio]. Встречались линзочки мощ-
1 стыо до нескольких сантиметров, выполненные самородным золотом и тел-
^упндами; знаменитый рудный столб Оройа дал 60 т Au.
Теллуриды — калаверит (преобладающий), креннерит, сильванит, петцит,
ессит алтаит являются главными рудными минералами кварц-флюорптовых
тит возникших в растрескавшихся брекчированных изверженных породах
пробки конуса эффузивных третичных пород вулкана Крипл Крик (Колорадо,
США). Теллуриды образуют гнезда в жильных полостях; обычны друзы, ото-
роченные калаверитом (одна из «жеод» рудника Крессон, отороченная кала-
веритом, дала золота на 1,2 млн. долл.; трубка «Крессон» — примерно на
35 мли. долл.).
Мелкие включения теллуридов обычны в сульфидах медно-молибдеповых
м-ний, где они связаны с поздними этапами гидротермальной деятельности.
Так, на Каджаранском м-иии (АрмССР) установлено, что сод. теллуридов
(микроскопическая вкрапленность алтаита, тетрадимита, гессита, петцита) в
халькопирите, молибдените, галените повышается от ранних генераций этих
минералов к более поздним.
Микроскопические включения теллуридов, особенно алтаита, типичны для
галенита многих свинцовых и свинцово-ципковых м-ний. На м-ниях Алтая от-
мечались крупные скопления алтаита (Заводинский рудник). Отсюда же из-
вестны глыбы гессита массой до 200 кг.
Изм, Теллуриды относительно устойчивы и могут сохраняться в россыпях.
Однако постепенно они истираются и частично окисляются. За их счет возни-
кают очень редкие теллуриты, теллураты, иногда тонкодисперсное, губчатое
(горчичное) золото, оксиды и карбонаты Bi.
Знач. Мельчайшие вкрапленники теллуридов в сульфидных рудах являют-
ся основным источником побочного извлечения Те при их переработке. Из-
редка теллуриды образуют скопления, представляющие самостоятельный ин-
терес в качестве руд на Au, Ag (сильванит, нагиагит, калаверит, креннерит,
гессит). Из-за ценных полупроводниковых свойств многие теллуриды выра-
щиваются в настоящее время в виде монокристаллов и пленок (РЬТе,
Bi2Te3, (Cd, Hg)Te, (Sn, Pb) Те и др.).
КЛАСС 3. СУЛЬФИДЫ (С СЕЛЕНИДАМИ)
В зависимости от СХ элемента, выступающего в виде катио-
на, класс сульфидов делится на три подкласса. В условиях зем-
ной коры минералы подкласса сульфидов с высокими ДСХ, об-
ладающие ионной связью, неустойчивы, гидролизуются (!) и
встречаются, как отмечалось, крайне редко. Поэтому ниже они
не рассматриваются.
ПОДКЛАСС 2. СУЛЬФИДЫ СО СРЕДНИМИ А СХ
Сульфиды со средними ДСХ относятся к секции d'-элемен-
тов, которую в зависимости от химических особенностей элемен-
тов удобно разделить на четыре подсекции: 1) легких некайно-
симметричных ^'-элементов (Мо и W), 2) тяжелых некайноепм-
Метричных «'-элементов (платиноидов), 3) легких кайносимме-
тричных ^'-элементов (V и Сг), 4) тяжелых кайносимметричных
“ -элементов (Fe, Со, Ni; сюда же целесообразно включить
*п), последовательность перечисления которых отвечает умень-
шению \СХ и степени металличностп связи. Ниже рассматри-
ваются лишь наиболее распространенные сульфиды, принадде.
жашие к 1-й и 4-й подсекциям, систематика которых, отвечаю-
щая принятой последовательности описания, выглядит следую-
щим образом:
Подсекция 1.
Надотдел. Моноаниондые сульфиды
Отдел. Простые сульфиды
Гр. молибденита
Подсекция 4.
Надотдел. Моноаиконные сульфиды
Отдел. Простые сульфиды
Семейство пирротина
Отдел. Сложные сульфиды
Гр. пентландита
Гр. халькопирита
Надотдел. Полианионные сульфиды
Отдел. Простые сульфиды
Семейство пирита — марказита
ПОДСЕКЦИЯ К СУЛЬФИДЫ ЛЕГКИХ
НЕКАЙНОСИЛШЕТРИЧНЫХ ^-ЭЛЕМЕНТОВ (Мо и W)
Группа молибденита
Молибденит MoS2
Назв. От древнегреческого «молибдос» — свинец, из-за сход-
ства по внешнему виду со свинцом.
Хим. Установлены ИП Т1 (до 2 %), Re (0,/г % до 1,88 %),
Nb, V, Zn, As, Se (0, On %), Си (0, 00n %). Известны скрыто-
кристаллические железистые молибдениты с переменным сод. Fe
(ранее их называли иордизитами,фемолитами) и Си — Мо суль-
фиды, которые должны рассматриваться, скорее всего, как ме-
дистые молибдениты.
Структ. характеризуется трехэтажнымп макромолекулярными пачками
...S|S—Мо—SJS... (рис. 23) с трпгональио призматической координацией
Мо4+. В виде минералов известны политипы 2Н (гекс. с.Рбз/tnmc) с общей по-
следовательностью упаковки тригональных сеток ... АЬАВаВ ... (полужирным
выделены внутрппакстные—внутримолекулярные сетки из Мо, занимающие
половину пустот между сетками из S, обозначенными одинаковыми буквами)
и 3R (ромбоэдрический молибденит триг. с. — R3m) с последовательностью
упаковки тригональных сеток ... АЬАСаЕаВ ... Расстояния S—S внутри ма-
кромолекулярного пакета 0,315 (в плоскости сетки) и 0,318 нм (ребро приз-
мы); между молекулами — 0,350 нм. На долю Mo<S2 2Н приходится ~80 % ми-
нералов, 3/? ~ 3 %; остальные молибдениты представлены смсшанпослопными
срастаниями молибденитов 2Н и 3R (теоретически выведено 112 возможных
политипов MoS2). В железистых молибденитах атомы Fe внедряются между
молекулярными пачками Мо522Я, располагаясь в пустых октаэдрах (см.
рис. 23,6); их распределение неравномерно и характеризуется местными по-
вышениями концентраций даже в пределах отдельных (до коллоидного раз-
мера) частиц M0S2.
Выд. Листоватые, чешуйчатые агрегаты, сферолиты, корки
поперечпопластинчатого строения; тонкочешуйчатые вкраплен-
ники в других минералах, особенно в кварце (чешуйки могут
быть неразличимы на глаз; на присутствие молибденита указы-
вает лишь серый или голубовато-серый цвет кварца). Кристал-
лы молибденита 2Н — таблитчатые, короткопризматические,
утолщенные по краям (края расщепляются), с гексагональным
поперечным сечением, гексагональными формами роста, штри-
8,2
б
Рис. 23. Кристаллическая структура молибденита:
о —в шариковом; б—в полиэдрическом изображении, на котором штриховкой выделены
фрагменты пачек из MoS.-призм. чередующиеся со слоями незаселенных октаэдрических
пустот
ховкой на гранях призм и дипирамид (рис. 24, о). Кристаллы
молибденита 37?— уплощенные ромбоэдры с тригональной
скульптурой роста на гранях (рис. 24,6). Те и другие кристаллы
часто изогнутые, с округлыми ребрами.
Св. Цвет свинцово-серый с голубоватым оттенком. Блеск
металлический. Сп. весьма сов. по {0001}. Листочки гибки, но
нс упруги. На плоскостях сп. часто волнистые фигуры деформа-
ции, направленные по секторам от центра кристалла к перифе-
рии. Тв. 1. Марает руки и мягкий на ощупь. Черта голубовато-
серая. Пл. 5.
Диагн. Похож на графит (см.). При макроскопической диаг-
ностике легко спутать с более редкими минералами гр. тетра-
димита, отличающимися большей пл. (7—8).
Обр. Молибденит — характерный гидротермальный минерал
высоких и средних температур, связанный с проявлениями кис-
лого магматизма.
В количествах, представляющих минералогический интерес, молибденит
установлен в гранитных (сев. Карелия), щелочных (Ильменские горы, Урал;
Кольский п-ов) пегматитах, в пегматитах линии скрещения (Изумрудные
Копи, Урал).
Молибденит — обычный минерал многих касситерит-вольфрамит-кварце-
Ых жил с мусковитом, топазом, висмутином (см.), самородным висмутом
(Караоба, КазССР; Белхха и Букука, Читинская обл.; Джида, Бурят-
скаяАССР; Хермиипгии, Тавой, Бирма).
,. Крупные концентрации молибденита связаны с вулканогенными м-ниями
, "'^порфирового типа. Молибденит в них тесно ассоциирует с халькопиритом
ва f" ’ дернитом (см.), пиритом, выделяясь в виде вкрапленников в окварцо-
носНЫХ поРодах или мелких кварц-сульфидных прожилков. К этому типу от-
нтся крупнейшее в мире м-ние Клаймскс (Колорадо, США), поставлявшее
83
Рис. 24. Молибденит:
а —кристалл молибденита 211 с четко видимой штриховкой на гранях дипнрамид и
гексагональной скульптурой роста на грани (0031), гора Витоша, окр. г. София, НРБ.
Нат. вел.; б— кристаллическое выделение молибденита 3R с четко видимой тригональ-
ной скульптурой роста. Ув. 2. Слюдорудник, Челябинская обл. (коллекция В. II. Степа-
нова)
в 30-е годы 80 % мировой продукции Мо, Эрденст (МНР), ряд м-ний
Армении (Дастакерт, Каджаран, Агарак), Казахстана (Коупрад), Узбекистана
(Алмалык), борнит (см.)-халькопирит-молибденитовое м-нис трубки «Коло-
радо» (Кананэа, Мексика).
В значительных количествах молибденит иногда обнаруживается в скар-
ново-шеелитовых м-ниях (Тырныауз, Кабардино-Балкарская АССР).
Образование молибденита из низкотемпературных фумарол (470 К) от-
мечено в вукане Сацума-Иво-Джима (Япония). Привнес Мо здесь происхо-
дил в виде гидроксидов и оксихлоридов газами с температурой — 820 К, к°‘
торыс взаимодействуя с кислородом воздуха, давали коллоидный ильзеяа-
84
___ MoXVnbbOP). При реакции его с сернистыми соединениями фумарол
н1'Г зовался молибденит. Формирование кварц-пирит-молпбдеиптовых прожил-
°°^анпже 280—290 К допускается в породах вулкана Буревестник (о-в Иту-
К°п Ксрпльские о-ва).
Р- ^ёлковкрапленный молибденит известен в медистых песчаниках (Удокан,
пПская обл.; Мансфельд, ГДР). Мелкие листочки и хорошо образованные
Ч,*1тпграпные кристаллики молибденита в срастании с кварцем, измененным
Ш<?мозптом, флюоритом, цеолитами установлены в валанжннских шамозитовых
песчаниках’вблизи г. Тамбова.
Условия выделения молибденита 2Н или 3R не ясны, хотя на ряде м-ний
выявлены некоторые особенности их образования. Так, па медно-молибдепо-
бом м-нпи Дальнее (Ср. Азия) молибденит 3R приурочен к низкотемператур-
ным рудам кварц-ангндрпт-молибденит-серицитовой формации. О возникнове-
нии молибденита 2Н при повышенной активности серы, a 3R — при понижен-
ной — свидетельствует генетическая связь первого с пиритом, а второго
с пирротином. Для грейзенов и прожилков позднего полосчатого кварца Вос-
точно-Коунрадского м-ния (КазССР) характерен молибденит 2Н, для жиль-
ного выполнения—слоистые срастания 2Н и 3R.
Иордизнт известен в значительных количествах в урановых м-ниях плато
Колорадо (США); является главной формой концентрации Мо в рудах Рид-
дер-Сокольного м-ния (Алтай)—мельчайшие вкрапленники п жилки в гале-
ните или на контакте халькопирита и сфалерита и па контакте их с кварцем.
Изм. По молибдениту часто образуются серовато-желтый
повеллит (см.) или канареечно-желтый ферримолибдит.
Знач. Молибденит — главная руда на Мо (60% А^о). Кроме
того, из него извлекают Re.
ПОДСЕКЦИЯ 4. СУЛЬФИДЫ Ми, Fe, Со И Ni
(ТЯЖЕЛЫХ КАЙНОСИММЕТРИЧНЫХ г/'-ЭЛ ЕМ БИТОВ)
Среди сульфидов этой подсекции наиболее широко распро-
странены минералы Fe, в меньшей мерс Ni и Со; сульфиды Мп
встречаются редко и в небольших количествах. Поскольку суль-
фиды Fe, Со и Ni имеют много общего по своему генезису и
изменению, их Обр., Изм. и Знач. целесообразно рассмотреть
совместно.
Семейство пирротина
Троилит FcS
Гсксапирротин Fei-xS
Клинопирротин Fe;S8
Назв. Пирротин от греческого «пиррос» — красноватый,
из-за характерного оттенка цвета; троилит в честь итальянского
естествоиспытателя Д. Троили, впервые описавшего минерал в
метеорите (1766 г.).
Хим. Состав минералов семейства пирротина Fci-.VS заклю-
чен в пределах от FeS — троилит (гекс. с. — Р(53/ттс) до
re7S8 — клинопирротип (мон. с. — F2/d); для гексапирротина
(гекс. с. — Рбз/ттс) 0г£бл'^~0,1. В системе Fe—S вблизи
rcS находится также состав макинавита (тетр. с. — Р^/птт} и
канзита (куб. с.) — Fei+xS (0,03^x^6 0,07). Для минералов
85
семейства пирротина характерны ИП Ni (п % в гексапирротинр
О, п %—в клинопирротине, 0, 0 п %—в троилите), Со (чаще
О, On —0, я %; в троилите из метеорита Бакинсфплд Со 1,5 о/
при 4,3 % Ni); отмечены также примеси Си, РЬ (0, п %), х\1о Ач
(до 0, Он %), Se (до 0,002 %), Sn, Ag (до 0, 00 и %); первые
эксперименты показали ничтожную растворимость платиноидов
в троилите и значительную их растворимость к гексапирротине
которая убывает в следующем ряду: Rh (до 10%)->1г (9%)-^
->Pd (2,2 %) ~ Ru (2,f%)->0s (0,5 %)-> Pt (нег). В ассоциа-
циях, возникающих в природе из гораздо более сложных распла-
вов, эти соотношения могут изменяться. В макинавите установ-
лены Ni (до 8,8%), Си (до 5,8%), Со (до 0,4%). Известны
высокотемпературные твердые растворы FeS—CuFeS2— халь-
копйрротины с отношением FeS : CuFeS2 от 6 : 1 до 1:1 — куба-
нита. Дефицит Fe в гекса- и клинопирротине объясняется кла-
стерной структурой (см. ниже) и вакансиями в позициях Fe,
подтвержденными электронно-микроскопическими исследования-
ми. Отношение Fe : S в пирротине, его химизм зависят от усло-
вий образования и широко используются для их реконструк-
ции— отношение Fe: S для определения pis, сод. Со в пирротине
и в сосуществующем с ним пирите — в качестве геотермометра
и т. д.
Структ. типа NiAs (см. рис. II) отвечает стехиометрическому FeS — трои-
литу. Минералы состава Fe^S отличаются вакансиями в позициях Fe. В гск-
сапирротипе вакансии распределены статистически. Снижение температуры со-
провождается концентрацией вакансий в отдельных слоях структуры и упоря-
дочением их распределения, что приводит к большому числу политипов. Наи-
более упорядоченной оказывается структура клинопирротина, устойчивого до
~570 К (рис. 25), характеризующегося сверхструктурой по отношению к гек-
сапирротину с учетверенным параметром с (пирротин 4С) с последователь-
ностью расположения слоев ... AFBFCFDF .., где А, В, С — дефектные слои
с различным упорядочением дефектов, D, F. — слои полностью заселенные Fe.
Наряду с этим известны низкотемпературные Л'С-пирротины, у которых /V мо-
жет принимать дробные значения в пределах от 5 до 6, высокотемпературные
Л/А-пирротины с параметром а, кратным 7/(20 N 90), и МС-разповнд-
пость 7/С-пнрротпнов с N от 3 до 4 (рис. 25). Известны и структурные разно-
видности типа NA—NC, например, 4А— ПС, 2/4—6С, 6/4—6С, А— ПС.
Крайний состав гексапирротина—FeS отвечает высокотемпературному трои-
литу— FeS (С). При температуре же ниже ~410 К он переходит в низко-
температурный троилит с удвоенным параметром с — FeS (2С). Поля устой-
чивости отдельных политипов зависят не только от температуры, как показано
на рис. 25, ио и от многих других факторов, в частности от давления, в том
числе одностороннего, приводящего к переходу гексапнрротипа в клиноппрро-
тии. Рентгеновские исследования позволяют определять состав пирротина по
отражению J!02, согласно уравнению Р. Арнольда: с/102 — —0,182+0,0767х —
— 0,00069х2, где х— сод. Fe (ат. %). Точность определения Fe по нему со-
ставляет ~0,25 ат. % (влияние скорости охлаждения пирротина и ИП в нем,
в частности Ni).
Выд. Редко гексагональные кристаллы пластинчатого (см.
рис. 26), столбчатого, боченковидного облика с гранями {0001},
{1010}, {1011}, {2021}; двойники по {1011} и тройники. Обычны
сплошные массы, вкрапленники,
86
Рис. 25. Фазовая диаграмма си-
стемы Fe—S, вблизи FeS, 1С, 2С,
MG, NC, 4С, Л'Д — различные
структурные разновидности мине-
ралов семейства пирротина,
Пи — пирит
Рис. 26. Гексагональные пластинчатые
кристаллы пирротина. Дальнегорск, При-
морский край. 3/4 нат. вел. ИГп Г
Известны синтаксические срастания пирротина и пентлан-
дита (структуры распада твердых растворов) и эпитаксиаль-
ные— с магнетитом, галенитом.
Св. Цвет темный бронзово-желтый с бурой побежалостью.
Блеск металлический. Хрупкие. У пирротина сп. несов. по
{1010}. Ясная отдельность но {0001} *. Излом неровный до полу-
раковистого. Тв. 3,5—4,5. Черта серовато-черная до черной. Пл.
до 4,7 (у пирротина), 4,8 (у троилита). Магнитны; особенно
сильно магнитен клинопирротин.
Диагн. От пентландита отличается отсутствием сп., хотя
иногда имеет отдельность, и магнитностыо (сильно действует и а
магнитную стрелку). Пирротин с трудом разлагается ПХО3 и
НС1; троилит разлагается HCI с выделением H2S даже при ком-
натной температуре.
Обр., Изм., Знач. См. заключение описания подсекции.
Группа пентландита
Пентландит Fe4Nij (Co,Xi,Fe)^1S3
Назв. В честь первооткрывателя ирландского ученого
Дне. Б. Пентланда (1797—1873).
Отдельность пирротина часто проявляется при начинающемся замеще-
пи'п |QQQ^aPKa3IlT0M’ сопровождающимся уплотнением на 21,8 % в направле-
87
Рис. 27. Структура пентландита ^Fe^N’iJ^Co, Ni, Fe)^jS8 — NaCI — по-
добная укладка кластерных групп из восьми (Fe, Ni)54-тетраэдров и дискрет-
ных (Со, Ni, Ре)-октаэдров, выделенных из ПКУ атомов S
Хим. Формула Fe4Ni4(Co, Ni, Fe) iSe отвечает составу мно-
гих классических пентландитов; отклонения выражаются в не-
котором увеличении отношения 2Л1 : S против 9 : 8, увеличиваю-
щемся по мере увеличения сод. Со. Отношение .Ni: Fe может
колебаться от 0,2 до 1,5; известен пентландит Niy^Feo.sSs *. Сод.
Со колеблется в пределах 0, п—п %. В кобальт-пентландите из
Варислахти (Финляндия) сод. 40 % Со, а в минерале из Лангис
(Онтарио, Канада) — 54,1 % (при 10,4 % Ni) — пересчитывается
на (Co£i0Niii3)8,2S8..o-
Кроме того, в пентландитах устанавливаются высокие при-
меси Си (до 6,5 % в пентландите Талнахского м-ния); в неболь-
ших количествах обнаружены Ru, Rh, Pd, Se, Те.
Структ. В рамках ПКУ из атомов S можно выделить чередующиеся по
типу Na и Cl в структуре NaCl восьмерки тетраэдров: четыре FeS4 п четыре
NiS4 вокруг пустого октаэдра (рис. 27) и, наоборот, (Со, Ni, Fe) Se-октаэдры,
окруженные восьмеркой пустых тетраэдров. Тетраэдры в восьмерках имеют по
три общих ребра; вся группа морфологически напоминает тетраэдр прораста-
ния. Часть S2~-iiohob имеет КЧ = 5; они расположены на стыке четырех тс-
* Экспериментальные исследования показали, что отношение Fe : Ni в пен-
тландите зависит от температуры. Они же позволили синтезировать пентлан-
дит Fe4.5Ni4.5S8 и я-фазу CorjSe со структурой пентландита.
88
ов и одного октаэдра. В результате возникает дефицит электронов в
тРа ,и1ом ансамбле, п образуются островные кластеры из восьми (Ni.Fe)-Ka-
JS’ob- lhlceT куб- с- ^',п3,п^
Выд. Мелкие изометрические зерна, реже крупнокрнстал-
цсские вкрапленники до нескольких сантиметров в попереч-
,qI е в пирротине, халькопирите, талнахптс. Известны мельчай-
шее выделения в виде компонента структур распада пентландит-
ппрротиновых твердых растворов.
Св. Цвет бронзово-желтый (несколько светлее пирротина),
ртсск металлический. Хрупкий. Си. сов. по {111}. Па плоско-
стях сп. хорошо видны треугольные выступы и фигуры выкра-
шивании. Излом ступенчатый. Тв. 3—4. Черта зеленовато-чер-
пая. Пл. 5. Немагнитен.
Диагн. Похож на пирротин (см.), халькопирит (см.).
Обр., Изм., Знач. См. заключение, описания подсекции.
Группа халькопирита
Халькопирит CuFeSa
Назв. От греческих «халькос» —- медь и «пиритес» — пирит;
синоним — медный колчедан.
Хим. Близок к CuFeSz, хотя обычны небольшие отклонения
от М : S = 1 в сторону большей роли 7W. Из примесей отмеча-
лись Мп (до 3 %), As (до 1,5 %, Sb (до 1 %), Ag, Zn, In, Tl, Bi
(О, /г %), Pb, Sn, Se, Те (0,0n %), Co, Ni, Cd (0,00/1%), Ge, Ga
(до 0,001%). Часть их несомненно изоморфна. Смесимость
между CuFeS2 п ZnS, судя по экспериментальным данным, выше
990 К не ограничена.
Структ. Производная от структуры сфалерита (см. рис. 9) с катионами
Си+ и Fe^ (по мессбауэровским спектрам), имеющим благодаря «^-гибри-
дизации КЧ = 4. Известны три модификации CuFeS2: a-CuFeS2: устойчивая
при нормальных условиях, характеризующаяся упорядоченным распределе-
нием Сы ь и Fc^/, что приводит к тетр. с. (/424) — антиферромагнитная;
P-CuFeS2 с неупорядоченной структурой типа сфалерита (куб. с. — F43m) —
ферромагнитная; y-CuFeSs вторая тетр, модификация, парамагнитная. При
~820 К происходит переход а (3-CuFeS2 (на пего не влияют ИП ZnS).
Один из признаков [3 -> «-перехода — появление линзовидных и паркетовид-
ных двойников превращения, образующих пссвдокубичсскпс сростки, включе-
ния звездочек сфалерита, глобулярные скопления зерен и метакристаллов пи-
рита. Все это может использоваться как доказательство образования халько-
пирита первоначально выше 820 К. y-CuFeS? является низкотемпературной мо-
дификацией.
Ьь1д. Сплошные массы и вкрапленники. Довольно редки
кристаллы, слегка удлиненные или изометрические, тетраэдри-
ческого (рис. 28), псевдооктаэдрического, псевдододекаэдриче-
екого габитуса. На гранях часто ступени роста и кристаллы
Сгановятся округлыми. Обычны двойники по {111) и более слож-
НЬ1е срастания. Кристаллы до 8—10 см известны на Караобе и
89
Рис. 28. Кристаллы халькопирита
Джезказгане (КазССР), 2__з
в поперечнике и пятерникц н*
Дальнегорском м-нии (при3
морье); до 2,5 см в ребре — в
кальцитовых гнездах магнети-
товых скарнов Дашкесан»
(АзССР). Редко встречаются
колломорфные, почковидные об-
разования.
нарастания на сфалерит, тетра-
Известны эпитаксиальные нарастания на сфалерит, тетра,
эдрит, галенит, пирит, кобальтин.
Обнаружены псевдоморфозы по кристаллам пирита, магне-
тита (прекрасные «скелетные кристаллы» с хорошо выражен-
ными реберно-октаэдрическими и вершинными формами из Бо-
гословского р-на, Пермская обл.).
Св.Цвет латунно-желтый, часто с синей или пестрой по-
бежалостью. Блеск металлический. Хрупкий. Излом раковистый
до неровного. Тв. 3—4. Черта зеленовато-черная. Пл. 4,3.
Диагн. От пирита отличается более низкой тв., от золота —
хрупкостью, от пентландита — отсутствием сп., более светлым
цветом.
Обр., Изм., Знач. См. заключение описания подсекции.
Семейство пирита — марказита
Группа пирита
Пирит Fe[S2]
/
Назв. От греческого «пир» — огонь, за свойство давать при
ударе искры; синоним — серный колчедан.
Хим. Часто близок к Fe[S2]; отклонения от Fe : S= 1 : 2 неве-
лики. Природные твердые растворы ряда Fe[S2] — Ni[S2] — бра-
воиты имеют непрерывно меняющийся состав от 0 до 72 мол. °/о
Ni[S2] (ваэсита), причем отмечена строгая зависимость пара-
метра решетки бравоита от сод. в нем Ni. Внутреннее строение
бравоитов обычно зональное с чередованием зон, более богатых
и более бедных Ni. Экспериментально выше 620—670 К установ-
лен непрерывный ряд твердых растворов пирит — пентландит.
Поэтому равновесное существование пары пирит — пентландит
возможно лишь ниже 840 К. Твердые растворы Fe [S2] — Co[S2]
(каттьерит) представлены минералами во всем интервале соста-
вов. Параметр их ячейки также закономерно изменяется от
состава. При сод. Со до 10—15 % и выше окраска соответствую-
щих участков становится заметно темнее. При достаточном ко-
личестве As наряду с Со в пирите могут присутствовать и мель-
чайшие включения кобальтина. Сод. Си в пирите обычно не выше
0,0 п— 0, и %. В редких случаях Си оказывается значительно
больше, причем такой пирит отличается зональным строением-
90
Так в пирите Серро-де-Паско (Перу) во внутренних зонах дидо-
оКаэдрических кристалликов сод. Си до 1,5%, в наружных —
*\нее 0,24%. Зональное строение имеет и пирит Си—Zn м-ния
йукундаму (Фиджи), сод. до 10 % Си. Известны минералы с
одновременно высоким сод. Си, Ni, Fe: 1) медный бравоит —
(Feo55^Tio,22Coo,nCuo,i2) [S2]2) вилламанинит— Cuo.sgNio.seCoo.u
Feo.i’i[s2] 11 Cuo,28Ni0,35Feo,26Coo,ii [S2], в среднем состав близок к
CuNi(Fe, Co)Se; 3) Cuo,6oFeo,23Nio,i4Co0.o3 [S2] и Cuo,5iNio,27Fe0,i3
Соооэ[32], в среднем близкие к Cu3(Fe, Ni, Со)2 [S2]s— без спе-
циального названия. Установлены примеси Hg (до 2 % в ооли-
тах термальных источников Камчатки); 0, и % Zn, Pb, Ti, V,
О о п % Cd, Ge; 0,00 п % Ag — все они скорее всего связаны с
механическими включениями других сульфидов. Особо надо
отметить в пирите существенные примеси Au. Исследования по-
казали, что частично это ИП с замещением Fe на Au, чаще мель-
чайшие (0, п — 0,Он мкм) частички, образующие эмульсионную
вкрапленность (кристаллозоли) по зонам роста, мельчайшие
прожилки Au по границам отдельных блоков и другие вкрап-
ления.
Сод. As в пирите чаще в пределах 0,0 п — 0, п %, и лишь в отдельных
случаях это п %. Высокие сод. As вызывают потемнение окраски пирита и за-
кономерное изменение параметра решетки. Многие пириты, сод. As, отличают-
ся примесями TI, количество которого прямо пропорционально количеству As.
Несмотря на то, что сод. Se в пирите обычно невелико (до 0,0 п %) оно зна-
чительно превышает сод. Se в других минералах. Экспериментально установ-
лено, что в системе Fe[S2]—Fe[Sc2] (ферроселит) выше 800 К имеется об-
ласть непрерывных твердых растворов. Однако при 800 К максимальная рас-
творимость фсрросслита в Fe[S2] лишь 10 мол. %, а при 570 К — около
2,5 % *.
Примеси в пирите типоморфны, Так, максимальные примеси отмечены в пи-
ритах Си—Ni м-ний типа Норильск и Седбери, м-ний Африканского медного
пояса (Сев. Замбия — Шаба, Заир), некоторых урановых м-нии (Шинколоб-
ве, Шаба, Заир). Повышенное сод. Со отмечается для пиритов многих скар-
новых м-ний, м-ний урана (в Шинколобве — Со-пирпгы до каттьерпта). Ми-
нералы с одновременно высоким сод. Си, Ni, Со обнаружены пока только в
Доломитовых жилах Мппа-Карменсс (Леон, Испания). Для пиритов полиме-
таллических м-ний характерны примеси Си, Zn, Pb, Ag, Cd. Максимальное
СОД. Se установлено в пиритах колчеданных и полиметаллических скарновых
м-ний. Высокое сод. As характерно для пиритов вулканогенных телетермаль-
ных ассоциаций (в пиритах Серро-де-Паско, Перу,—до 7% As; в пиритах
термальных источников о-ва Кунашир — до 2,7 %) и стратиформпых полиме-
таллических м-ний небольшой глубинности (до 4 % As в пирите и до 13,8 %
в оравоите м-ния Седмочислеппицы, НРБ; 5,1 % As в пирите м-нпя Орел,
верхн. Силезия, ПНР).
Пириты осадочных пород имеют минимальное сод. примесей, хотя и здесь
их содержание зависит от условий образования. Так пириты аутигенных мело-
%1Х и палеогеновых отложений Курганской области сод. до 0,5 % V в случае
°оогащепия пород растительным детритом, до 0,03 % Ge в морских отложе-
ниях турона. В тонкодисперсном пирите — мельниковите, возникающем в ка-
честве одного из промежуточных продуктов образования пирита из железо-
еитьфндных гелей, сод. примесей заметно выше, чем в пирите (адсорбция!).
, ' Растворимость Fe[S2l в Fe[Se2] значительно выше: ~25 % при 570 К
и 32 % при 600 к.
91
Различны сод. примесей в пиритах, относящихся к разным стадиям развития
одного и того же м-ния Это позволяет широко использовать пирит для выяс-
нения многих детален генезиса и геохимии природных объектов.
Струит. См. описание класса (см. рис. 10). Известен низкотемпературный
слабоанизотропный пирит трикл. с. (Р1).
Выд. Сплошные плотные массы типичны для гипогенных
м-ний. Огромные скопления зернистого пирита обнаружены во
многих колчеданных залежах.
Широко распространены кристаллы пирита, в том числе ме-
такристаллы. Габитус чаще кубический, пентагондодекаэдриче-
ский, октаэдрический (см. рис. 16). Всего установлено около
400 простых форм (включая вицинальные). Габитус кристаллов
пирита зависит от условий его образования.
Для метакристаллов пирита Сарбайского железорудного м-ния смена га-
битуса по мерс развития процесса отвечает ряду {111}-> {210}{100}. Два
последних члена ряда отвечают эволюции габитуса пирита в колчеданных
м-ниях Урала, стратиформных м-ниях Зап. Альп. В общих чертах эта законо-
мерность отмечена на медноколчеданном м-нии Шамлуг (АрмССР). Иногда
удается выявить связь габитуса кристаллов пирига с характером ассоциации,
сод. в нем примесей. На Си—.Мо м-ниях АзССР установлено, что в ассоциа-
ции с молибденитом главные формы пирита — {100}, {111}, с халькопири-
том—{210}. Октаэдрические пириты многих м-ний \зССР отличаются повы-
шенным сод. Со по сравнению с кубическими и пентагопдодекаэдрнческими.
Октаэдрический габитус характерен для аутигенного пирита с примесью As из
глинистых сланцев Амджхора (Вихор, Индия). Изменение габитуса от пла-
стинчатого до изометрического с увеличением сод. в морской воде Fe и Си
установлено для пиритов олпгоценовых осадков Марамуреш (СРР).
Для метакристаллов пирита в метаморфических породах
часто отмечается угнетенный облик — они уплощены по Д2
(пластинчатые), Д (псевдоромбоэдрйческие), столбчатые. Об-
щая вытянутость их отвечает послойно-кливажным трещинам в
сланцах.
Известны скрученные кристаллы пирита и их друзы, рас-
сматриваемые часто как индикаторы низкотемпературных усло-
вий (гидротермальных или осадочных). Причины искривления
не ясны, хотя одной из них является неравномерность роста
кристаллов из-за включений в них кальцита (метакристаллы
в известняках Фуэнте Валерия, Сория, Испания).
Кристаллы пирита часто имеют грубую штриховку на гра-
нях куба и тонкую штриховку на других гранях, ступени роста.
Степень выраженности штриховки зависит от условий роста. На-
пример, грани куба кристаллов Березовского м-ния (рис. 29, а)
имеют очень хорошую штриховку, а Акчагыльского м-ния —
чаще слабо развитую.
Установлено почти 50 законов двойникования. Главные из
них по {110} и {111} (рис. 29,6).
Натечные колломорфные выделения характерны для низко-
температурных близповерхносгных м-ний. Известны сталакти-
ты, либо чисто пиритовые (полости в железных рудах КМА),
либо более сложные по составу — пирит-марказитовые (длиной
02
Рис. 29. Пирит:
а — друза кубических кристаллов с хо-
рошо развитой штриховкой на гранях.
Беоезовское м-ние, Свердловская обл.
3,4 нат. вел.; б—двойник прорастания
по {111} Логроньо, Амбасагуас, Испания.
до 2—3 см; с полым каналом в центре и чередованием пири-
товых и марказитовых зон в зияющих трещинах и пустотах
Никитовского м-ния УССР), пирит-галенит-пиррогин-галенит-
церуссит-кальцит-галенитовые (p-и Лауриум, Аттика, Греция;
порядок перечисления минералов отвечает переходу от центра
сталактитов к их периферии). Для осадочных отложении ха-
рактерны конкреции пирита радиально-лучистой структуры, ча-
сто ограненные с поверхности. В виде тончайших пленочек, ко-
рок пирит отлагается из термальных источников. С ними же
и с осадочными породами связаны скопления тоикодисперсного
пирита — мельниковита.
Эпитаксиальные срастания отмечены нс только с рудными
минералами (марказитом, арсенопиритом, пирротином, гале-
нитом, тетраэдритом, халькопиритом), но с кварцем, флюори-
том (совместно с марказитом).
Известны псевдоморфозы по пирротину, дереву; парамор-
фозы по марказиту.
93
Св. Цвет соломенно-желтый, латунно-желтый. Иногда пест-
рая побежалость. Блеск металлический. Хрупкий. Сп. обычно
пет, но иногда проявляется по {100} и {111} до сов.; причины
пока не ясны. Излом раковистый. Тв. 6—6,5. Черта буровато-
или зеленовато-черная. Пл. 5.
Диагн. От марказита отличается формой кристаллов, агре-
гатов. Окисляется труднее марказита (хорошо видно в их сра-
станиях друг с другом, когда марказит покрывается белыми
выцветами и приобретает специфический запах, а пирит оста-
ется свежим). Иногда похож на халькопирит (см.), пирротин
(см.).
Обр., Изм., Знач. См. заключение описания подсекции.
Группа марказита
Марказит Fe [S2]
Назв. Этимология не ясна; древние арабы называли марка-
зитом висмут, сурьму, затем — серный колчедан (марказит и
пирит).
Хим. Близок к Fe[S2]. Отмечены небольшие отклонения отно-
шения Fe: S от 1 :2 и примеси до /г % Ni (до 6,4% в сульфид-
ных обособлениях в известняках Дербишира, Англия), 0,0 п —
0, ц°/о As, Sb, Со, Т1 (до 0,4%), Bi, Си. Повышенные сод. Т1
(и As, связанное с Т1) характерны для позднего марказита,
прошедшего коллоидальную стадию и выделяющегося в виде
натечных агрегатов зоналыю-концентрического строения.
Структ. См. описание класса (см. рис. 10). '
Выд. Конкреции, сферолиты, зоиалыю-коицентрические, на-
течные агрегаты, сплошные массы; таблитчатые по {010},
остропирамидальные, реже призматические кристаллы, их гре-
бенчатые двойники (рис. 30), сростки кривогранных кристаллов
типа «петушиного гребня» (рис. 31).
Известны эпитаксиальные нарастания на иприт, псевдомор-
фозы по пирротину, остаткам морских организмов, древесине.
Св. Цвет латунно-желтый. Блеск металлический. Хрупкий.
Иногда сп. ясная по {101}. Излом неровный. Тв. 6—6,5. Черта
черпая. Пл. 4,9.
Диагн. Труднее всего отличать от пирита (см.).
Обр., Изм., Знач. См. заключение описания подсекции.
Обр. Пирротин, халькопирит и пирит относятся к наиболее
широко распространенным сульфидам, образующимся при са-
мых различных условиях. Крупные их концентрации могут
иметь магматическое (обычно в связи с базит-ультрабазито-
выми породами), скарновое, гидротермальное, вулканогенно-
осадочное происхождение. Значительные массы пентландита
связаны с сульфидными магматическими ассоциациями. Мар-
94
Рис. 30. Кристалл и гребенчатый
двойник .марказита
Рис. 31. Марказит — сросток расщеп-
ленных кристаллов типа «петуши-
ного гребня». Патерсон, Нью-Джерси,
США. 9/10 пат. всл.
казит, имеющий гидротермальное или осадочное происхожде-
ние, образуется реже; не известны и его скопления столь зна-
чительного масштаба, как у пирротина, халькопирита и пири-
та. В метаморфических ассоциациях на ранних этапах сохра-
няется пирит, па поздних — пирротин, халькопирит, иногда
пентландит.
Мельчайшие вкрапленники пирротина, пентландита и халькопирита, часто
совместные, установлены в алмазах, эклогитовых ксенолитах, в кимберлитах
(Якутия, ЮАР). Они рассматриваются как образовавшиеся из ультраоснов-
ного расплава в верхней мантии Земли. Кристаллизация из Ni-пирротинового
расплава допускается для пентландит-пнрротин-халькопиритовой ассоциации,
цементирующей зерна силикатных минералов перидотит-пнроксенит-габброид-
ных силлов комплекса Дир-Лейк (Миннесота, США). Гравитационным оса-
ждением капель сульфидного расплава, привнесенных в виде суспензии в бо-
гатую фенокристаллами магму, объясняется вкрапленное пентландитовое
оруденение с виоларитом Ni2FeS.i, халькопиритом, пирротином и др. кластер-
ными сульфидами в потоках ультраосновных пород и базальтов в р-не Дан-
дональд (Канада). С кристаллизацией пентландита, пирротина, халькопирита
и других сульфидов из расплава связывают образование сульфидных ассо-
циаций в приконтактовых частях габбродолеритов и сульфидных тел в лежа-
чем боку жильных образований в них в Лаузице (ГДР); образование пер-
вых связывают с затвердеванием сульфидов на глубине с деформацией при
внедрении, последних — с выделением из силикатной магмы и концентрацией
в результате гравитационной дифференциации. Пирротпн-пентлаидит-халькопи-
ритовые вкрапленники встречены также в основных, щелочных, кислых поро-
дах, новейших лавах (Камчатка, Курильские о-ва).
Крупные скопления пирротина, халькопирита и пентландита связаны с
сульфидными (с кубанитом, талнахитом, мойхукитом и др.) вкрапленниками,
линзами, залежами, жилами в перидотитах (Бруванн, Сев. Норвегия), нори-
тах и габбро-норитах (Норильский р-н; Печеига и др. м-ния, Мурманская
95
обл.; Седбери, Канада; риф Моронского, Бушвельд, ЮАР). Генезис этих м-пий
многие объясняют ликвацией сульфидного расплава. Однако ряд полевых на-
блюдений показывает, что по крайней мере часть сульфидных выделений воз-
никла в постмагматическую стадию, развиваясь в виде метасоматических
вкрапленников, секущих жил, иногда замещая зерна форстерита (пирротин-
пентландитовые псевдоморфозы по форстериту Печенги). О возможности бо-
лее позднего образования пирротин-пентландитовой ассоциации свидетельст-
вуют и экспериментальные исследования: синтетический Fe4.5Ni4.5Ss в присут-
ствии воды устойчив лишь до 880 К, при 2,6 ГПа температура разложения
пентландита на пирротин и хизлевудит доходит до 690 К. Поздний пентлан-
дит может возникнуть за счет перитектической реакции между выделившимся
пирротином и богатым Ni расплавом; микроскопические пламевидные вростки
пентландита в пирротине при распате никелевого пирротина. По мерс удале-
ния от контакта интрузива в ряде случаев установлена смена халькоппрпт-
пентландитовой ассоциации через ппрротнп-миллеритовую к халькоппрнт-
пиритовой и самой внешней — пиритовой без цветных металлов (Норильск I).
Па многих из пентлапдпт-пирротин-халькоппритовых (медно-ннкелевых) м-ниях
проявляется более поздняя арсенидно-сульфоарсенидпо-сульфидпая (м-ния
Кобальт, Канада; Норильского р-на; Ловнор, Мурманская обл.), сфалерит-
халькопирит-пирротпн-пприт-барптовая минерализация (Раиске, ЧССР) и др
Ареитопентландит известен как на м-ниях типа Норильска и Седбери, так и в
некоторых арсеиидных жилах (Ховуаксы, ТувАССР).
Пентлапдпт-пирптовыс вкрапленники с миллеритом, хизлевудитом уста-
новлены в серпептннизированных линзах гипербазитов, залегающих в вулка-
ногенных породах и граувакках р-на Марбрндж (Канада). Пентландит рас-
сматривается как относительно низкотемпературный, образовавшийся ниже
520 К (ассоциация пентландит — пирит устойчива ниже 570 К).
Пирротин, пирит, халькопирит — обычные минералы сульфидных ассоциа-
ций, наложенных на известковые, часто железорудные скарны (пирротин в
жилах Дальпегорского м-ния, Приморье; с шеелитом на Майхуре, ТаджССР;
халькопирит в промышленных масштабах в ныне выработанных Турышскпх и
Гу.мсшсвских м-ппях, Свердловская обл.; промышленные концентрации халь-
копирита в Соколовско-Сарбайском Fe м-пии КазССР, в шселптопосных скар-
нах м-ния Восток II, Приморье, и Агылкынскоро м-ния, Я АССР).
Халькопирит-молибденитовая (см.) ассоциация в промышленных масшта-
бах всегда с ипритом (2—5 %), иногда с борнитом, энаргитом, блеклыми ру-
дами, халькозином и др. сульфидами типична для медпопорфировых м-нпй
(Коунрад, КазССР; Чукикамата и др. м-ния медного пояса Чили — Перу; Мс-
дет, НРБ, и др.).
Кристаллизацию халькопирита совместно с борнитом (см.), молибдени-
том и другими сульфидами из сульфидного расплава, связанного с кварце-
выми порфирами, допускают в трубке «Колорадо» (Кананеа, Мексика).
Халькопирит, пирит, пирротин — обычные минералы многих гидротер-
мальных жил; иногда халькопирит в этих жилах встречается в значительных
количествах и вместе с другими медьсодержащими минералами может давать
скопления промышленного масштаба (Кафан, АрмССР; Чатыркуль, Южн.
Казахстан; Бьютт, Монтана, США; Маланджханд, Индия).
Широко распространены крупные меднеколчедаппыо (халькопирит-пири-
товые), колчеданно-полиметаллические (пирит-галенит-сфалерит-халькоппрп-
товые) и колчеданные (пиритовые) залежи, в которых па долю пирита обычно
приходится до 80—90 %; во многих из них, иногда значительны сод. пир-
ротина. Генезис этих м-ний связывают с вулканогенно-осадочными процес-
сами и последующими, иногда весьма сложными, преобразованиями. Из мед-
ноколчеданных м-пин можно назвать Уруп (Карачаево-Черкесская авт. обл.),
Сибайское и Гайское (Челябинская обл.), м-нпя Уральского медпоколчедан-
ного пояса (Дегтярка, Карабаш. Учалы и др. на Ср. Урале), из колчеданно-
полиметаллических— Озерное (БурАССР), Орловское, Тишинское и Риддер-
Сокольное (Рудный Алтай), Жайрсм (Центр. Казахстан); к этому же типу
принадлежит м-ние Рио-Тинто (Уэльва, Испания), в котором сосредоточено
больше половины всех мировых запасов колчеданных руд (оно эксплуатп-
96
пустея уже более 3000 лет). Интересно отметить, что па некоторых из этих
м-пий пирротин является отчетливо более поздним по сравнению с пиритом,
слагающим ранние сульфидные ассоциации (Холодппнское м-ние, БурАССР;
филизчай, АзССР). Колчеданные залежи, почти без полиметаллической ми-
нерализации известны практически во всех районах распространения медно-
колчеданных и колчеданно-полиметаллических залежей и значительно шире
(залежи в докембрийских породах Карелии). Пирит-баритовая залежь со сфа-
леритом мощностью 6 м, залегающая согласно в массивных известняках, на-
ходится в Меггене (р. Ленне, приток р. Рур, ФРГ). Образование ее связы-
вают с прпвпосо.м металлов и серы подводными термами.
Халькопирит, цементирующий совместно с Со-пирптом, пирротином, сфа-
леритом брекчированный кварцит, образует крупнейшее в Европе (за преде-
лами СССР) м-пие меди Оутокумпу (Финляндия)—плитообразная залежь
мощностью 6—11 м, шириной 300—400 м и длиной не менее 3700 м.
Пирит является существенной, иногда главной составной частью вулкано-
генных, близповерхпостных залежей (черные руды куромоно, сод. тонкодис-
персные халькопирит, сфалерит (см.) и многие другие сульфиды — Акенобе,
Пкуно на о-ве Хонсю, Япония; вулкан Менделеева, о-в Кунашир). Тонкие
пленки пирита, налеты, корки известны в отложениях термальных источников
различного происхождения (Камчатка, Курильские о-ва; п-ов Челекен). В этих
же условиях возникает мелькниковит.
"Крупнейшие концентрации Со-пирита (обеспечивающие до 70 % добычи
Со) связаны со стратиформпыми медными м-ниями Центр. Африки (Замбия,
Заир, Уганда); халькопирит известен в медистых песчаниках с борнитом и
халькозином (см.) Джезказгана (КазССР), медистых сланцах Мансфельда
(ГДР).
Аутигенно-диагенетический пирротин наряду с пиритом, галенитом, сфале-
ритом, халькопиритом (полиметаллическое оруденение местами в промышлен-
ных масштабах) установлен в песчано-глинистых отложениях юры Горного
Дагестана. Изредка пирротин обнаруживается в рудах Керченского п-ова вме-
сте с халькопиритом, галенитом, сфалеритом — в фосфоритах Подолии
(УССР). Троилпт-пирротиновая минерализация с керолитом обнаружена в
поверхностном слое глубоководных океанических осадков (осевая зона Гала-
пагосского хр., во впадине Хесса).
Пирит постоянно встречается в залежах каменного угля (угли Москов-
ского бассейна, сод. до 5 % пирита), многих осадочных отложениях, особенно
глинистых, мергелях, солончаковых торфяниках.
Образование пирита в осадочных породах связывают со стадиями: 1) бак-
териального восстановления сульфатов до EKS и S (см. Биогенно-осадочное
происхождение серы), 2) взаимодействия H2S и S с железом морской воды
и осадочных минералов, 3) выпадения железо-сульфидного геля, 4) старения
геля с образованием сфероидальных агрегатов в 10—100 мкм, состоящих из
индивидуальных микрокристаллов (<1 мкм) — фрамбоидов (от француз-
ского framboise — малина) и последующей перекристаллизацией их в крупные
конкреции и отдельные кристаллы. Всему этому благоприятствуют малая ско-
рость осадкообразования и повышенное сод. соли в морской воде. Иначе вме-
сто пирита образуется сидерит.
Марказит встречается значительно реже пирита; его образованию благо-
приятствуют более низкие температуры и кислая среда. Для гидротермально
(обычно позднего) марказита характерны почковидные, радиалыю-шестова-
тые выделения в друзовых полостях с пиритом, халькопиритом, сфалеритом,
галенитом (Блява и Ямапкасы, Оренбургская обл.), тончайшие прожилки, на-
четы (в ассоциации с пиритом, киноварью, диккитом на Нпкитовском ртут-
ном м-нии, УССР); сферолиты (на друзах пирита Калаигуйского м-ния флюо-
рита, Вост. Забайкалье). Скопления натечного низкотемпературного марка-
зита с повышенным сод. Т1 известны на Сев. Кавказе. В виде псевдоморфоз
по пирротину марказит иногда развивается в значительных количествах (Си-,
байское колчеданное м-ние в Башкирии). Марказитовые конкреции, отдельные
кристаллы, их сростки известим в мергелях, известняках, глинах (Крым, в ог-
неупорных глинах р-па д. Курья, Свердловская обл., в каменных углях
4 Зак. 594 97
(Боровичский p-и, Новгородская обл.). Образование марказита в осадочцЬ1Х
процессах обычно предшествует пириту, в который марказит постепенно пере",
ходит.
Пирит устойчив в ранние этапы метаморфизма ультрабази-
тов: иногда образуются колчеданные залежи с кобальтином
пиритом (медноколчеданное м-ние Оутокумпу, Финляндия)’
В тесной ассоциации с пентландитом пирротин установлен в фил-
литах Советского золоторудного м-ния (Енисейский кряж).
Пирротин известен также в кварц-мусковнтовых и хлорито-
вых сланцах (Грейт-Гассан-Лид, Виргиния, США), чарнокитах
(с халькопиритом, галенитом в р-не Кондапалли, Андхрапрадеш,
Индия), гнейсах (никелистый пирротин — до 6% Ni в гнейсах
Аннабарского щита).
Пентландит, халькопирит и троилит — обычные сульфиды
метеоритов, установленные в лунных породах; халькоппрро-
тпн — обычный акцессорный минерал хондритов; пирит в сра-
стании с пентландитом обнаружен в хондрите Karoonda.
Изм. В эндогенных условиях пентландит замещается хизле-
вудитом, миллеритом NiS, пирротином, макинавитом и многими
другими сульфидами, пирротин — пиритом или марказитом с
образованием иногда превосходных псевдоморфоз (Силинское
м-ние, Приморье; Бая-Сприе, СРР), пирит — пирротином и мно-
гими другими минералами. Все рассмотренные сульфиды легко
окисляются * с образованием сульфатных растворов, серной
кислоты (пирит!), а затем гидрооксидов и оксидов Fe (иногда
в виде прекрасных псевдоморфоз, особенно по пириту), основ-
ных карбонатов Си (малахита и азурита), сульфатов (в том
числе ярознта, эпсомита); в зоне окисления, в том числе бо-
гатых пиритом отвалах, за счет последнего часто образуется
тонкодисперсная сера (Карабаш, Свердловская обл.); халько-
пирит служит основным источником меди для новообразую-
щихся в зоне цементации борнита и халькозина, самород-
ной меди.
Знач. Пентландит и Ni-пирротин важнейшие источники Ni,
пентландит и Со-пирит — Со, халькопирит — Си и многих ред-
ких элементов, находящихся в виде ИП. Из пентландит-пирро-
тиновых руд извлекают также Си, Ag, платиноиды, золото, Se,
Те. Гак, халькопирит-пентландитовые руды м-ния Седбери (Ка-
нада) давали в 40-х годах по 125 тыс. т. Ni, 150 тыс. т Си,
78 т Ag, 45 т Se, около 8 т платиноидов, 2,5 т Au, почти 2 т
Те в год. Пирит (редко пирротин) используется как сырье для
получения серной кислоты. Марказит иногда используется для
получения серной кислоты; в случае высокого сод. Т1 — как
руда на Т1.
* Окисление пирротина и пирита и горных выработах может привести
к самовозгоранию.
98
ПОДКЛАСС 3. СУЛЬФИДЫ
ХАЛЬКОФИЛЬНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
СЕКЦИЯ 4. СУЛЬФИДЫ ХАЛЬКОФИЛЬНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
с низкими СХ
Сюда относятся сульфиды Си, Zn, Cd, Hg, In, Т1 и Pb; здесь
Же рассматриваются и сульфиды Ag. В основном это моно-
анионные сульфиды; к полианионным относится лишь лаутит —
Си [AsS] °0. Промежуточное положение между теми и другими
занимает ковеллин, который можно рассматривать как моио-
полианионный сульфид. Собственные сульфиды Cd, In и TI —
редкие минералы и ниже не рассматриваются; по этой же при-
чине не рассматривается и лаутит.
Все рассматриваемые ниже сульфиды этой секции удобно
объединить в две подсекции, с учетом чего систематика опи-
сываемых минералов, отвечающая последовательности их опи-
сания, примет следующий вид:
Подсекция 1. Сульфиды 16-элемен-
тов
Падотдел. Моноаниоппые сульфиды
Отдел. Простые -> сложные сульфиды
Семейство акантита
Семейство халькозина — борнита
Род станнина
Группа энаргита
Подсекция 2. Сульфиды Пб-, Ша-
элемептов и РЬ
Падотдел. Моноаниоппые сульфиды
Отдел. Простые сульфиды
Семейство сфалерита
Род галенита — клаусталита
Семейство киновари
Семейство акантита
Акантит a-Ag2S
Аргентит £-Ag2S
Назв. Акантит от греческого «аканта» — шип, из-за формы
кристаллов; аргентит—по составу.
Хим. Состав близок к AgsS; для аргентита отмечены ИП
Си, Fe, Zn, Sb, Se (0,/г%), не характерные для акантита.
Структ. Устойчивый выше 446 К аргентит (FAg2S имеет куб. с (1тЗт).
Его структуру обычно представляют как кубическую объемно-центрированную
упаковку из анионов S2~, каждый из которых окружен по тетраэдру четырьмя
катионами Ag (КЧ Ag = 2), расположенными на половине расстояний S—S
(рис. 32, а). Это позволяет выделить в структуре SAg4-тcтpaэдpы, которые,
соединяясь Ag-вершпиами. образуют две системы тетраэдрических каркасов,
не связанных друг с другом (выделены точечной и линейной штриховкой на
Рис. 32,6). Относитслыюе расположение катионов Ag отвечает мотиву гране-
Цсптрированного куба (рис. 32, а), как и в металлическом серебре. Таким об-
разом, структуру аргентита с известной долей условности можно рассматри-
вать, исходя из структуры металлического Ag, четверть тетраэдрических пу-
стот которой занята атомами S, несколько раздвинувшими П1\У (расстояния
g—Ag увеличены до 0,389, вместо 0,346 нм, г. с. па ~20%), но, очевидно, нс
настолько, чтобы исключить непосредственное взаимодействие атомов Ag друг
Другом. Последнее приводит к образованию в структуре Ag2S трехмерного
4* 99
Н —I eAga S
ао=0^89ш
a
Рис. 32. Структура аргентита:
а— шариковая модель; б—полиэдрическая модель из SAgt-тетраэдров
(объемного) кластера, ответственного за специфические физические свой-
ства аргентита -— низкое удельное сопротивление и ионную проводимость.
В низкотемпературном акантите атомы Ag смещаются так, что половина
из них приобретает КЧ = 2+1, из-за чего симметрия снижается до мои. с.
(Р2[//г); при переходе [3 -> cz-Ag2S электронная проводимость снижается в три
раза.
Выд. Пленки, сплошные массы, землистые агрегаты, редко
пссвдоромбическио кристаллики пластинчатого, столбчатого до
игольчатого облика или изометрической формы. Параморфозы
акантита по аргентиту известны в виде образований кубическо-
го, кубооктаэдрического, ромбододекаэдрического габитуса,
скелетных кристаллов до 1,5—3 см (Сонора, Чихуахуа, Мекси-
ка), дендритов, сетчатых, проволочных, волосовидных образова-
ний, выделений неправильной формы.
Поскольку переход акантитаргентит энантиотропный и
происходит очень легко, акантит и его параморфозы по арген-
титу могут служить геотермометрами: находка первичного акан-
тита указывает на температуру процесса ниже 446 К, его
параморфоз по аргентиту — выше этой температуры.
Св. Цвет железо-черный до свинцово-серого. Блеск металли-
ческий; на старом изломе — тусклый. Ковкий (режется ножом).
У акантита сп. нет, у параморфоз по аргентиту иногда несов.
сп. по {НО} и {100}. Излом неровный. Тв. 2—2,5. Черта серая
полублестящая. Пл. 7,2—7,4.
Диагн. От халькозина отличается вторичными продуктами,
парагенезисом с серебром, тиосолями серебра и т. п. минера-
лами, а параморфозы акантита по аргентиту — формой выде-
лений. Растворяется в HNO3 с выделением S; раствор дает ре-
акцию на Ag с НС1.
Обр. Крупные скопления акантита и его параморфоз по ар-
гентиту совместно с самородным серебром (см.) и тиосолями
100
епебра были установлены на многих м-ниях Мексики (Реаль-
,ель-Мопте, Пачука), Чили (Чаньяркильо), Перу (Колхихир-
ка) с Со-, Ni-арсенидами в м-ниях Рудных гор (Яхимов,
ЧССР; Фрейберг, ГДР), Кобальт (Онтарио, Канада). Громад-
ные массы акантита с хлораргиритом обнаружены в зоне окис-
ления вулканогенного м-ния Серро Рико (Потоси, Боливия),
развивавшейся по первичным рудам, богатым тиосолями се-
ребра и станнином (см.).
Акантит в ассоциации с самородным серебром и халькози-
ном образует оруденелые прослойки в обугленных растительных
и древесных остатках в красноцветных отложениях штата Юта
(США).
В СССР акантит встречается редко и в небольшом количе-
стве (продукты окислений свинцово-цинковых руд м-ний Алтая,
Нагольного кряжа, Кавказа, Закавказья).
Изм. Установлены псевдоморфозы по аргентиту и акантиту
тиосолей серебра, самородного серебра, хлораргирита.
Знач. В случае значительных скоплений представляет цен-
нейшую руду на серебро (87% Ag)-
Семейство халькозина — борнита
Хим. Рассматриваемое семейство объединяет подсемейство
халькозина и род борнита. Подсемейство халькозина включает
микрофазы системы Си—S, состав которых расположен вблизи
Cu2S, и их полиморфные модификации. К низкотемпературным
минералам этого подсемейства относятся псевдоромбический
клинохалькозин — ct-Cu2S, джурлеит — Cui,97S, а-дигенит —
Cu2_.vS с 0,21 <7 х <7 0,235 и анилит — CU7S4; из высокотемпе-
ратурных фаз это гексахалькозин — Cu2S и ft-дигенит— Cu2-A-S
с 0 х 0,267 (рис. 33). По составу все эти минералы близки
к своим формулам, за исключением а-дигенита, содержащего
обычно примеси Fe(l,2—1,4 ат. %), стабилизирующего, как по-
лагают, структуру дигенита при низкой температуре. Род бор-
нита включает борнит Cu5FeS4 и твердые растворы на его
основе — Cu5+xFeS4_A- и Cu5_A-FeS4+x, получившие за специфиче-
скую окраску в аншлифах название розового и оранжевого бор-
нита соответственно; борнит состава Cu5FeS4 называется ко-
ричневым борнитом. Для Cu5FeS4 установлено также несколько
полиморфных модификаций — высокотемпературная (куб. с.—
Ftn3m), промежуточная (трпг. с. — R3m) и низкотемпературная
(тетр. с. — Р42щ). Экспериментально установлено значительное
расширение смесимости в рядах халькозин — борнит и диге-
нит— борнит, образующих уже при 573 К непрерывную область
твердых растворов вплоть до Си : Fe ~ 2,3. При охлаждении
эти твердые растворы распадаются с образованием ассоциаций
розовый борнитД-халькозин и оранжевый борнитЦ-халькопирпт.
101
Рис. 33. Участок фазовой диаграммы
Си —S вблизи C112S
Рис. 34. Структура высокотемпера-
турного полиморфа Cu2S:
а —в установке, подчеркивающей схему П1\У
из атомов S, штриховкой выделена одна из
двух разных по ориентации систем тетра-
эдров; б—фрагмент структуры из восьми
Си5.гтетраэдров вокруг пустого (внутри)
октаэдра
При более высокой температуре твердые растворы обога-
щаются Fe (при 970 К Си : Fe ~ 1,6), но между ними и твер-
дыми растворами на основе халькопирита сохраняется разрыв.
Структ. Собственно координационные структуры имеют лишь
(3-дигенит состава Cu2S (кубический халькозин) и кубический
высокотемпературный борнит. Все катионы обеих структур
имеют КЧ = 4. В структуре кубического халькозина атомы
Си занимают центры всех Си34-тетраэдров в рамках схемы
ПКУ из атомов S; каждое ребро тетраэдра принадлежит двум
тетраэдрам (рис. 34, а). Все октаэдрические пустоты свободны,
будучи окружены по общим граням восьмеркой Си-тетраэдров
(рис. 34,6). КЧ S в описываемой структуре не 4, а 8 и коорди-
национный многогранник куб* SCu8. Такое положение анионов
S-2, имеющих всего четыре электронные пары, можно объяснить
резонансом ее четырех тетраэдрических связей по восьми на-
правлениям к вершинам правильного куба. Благодаря этому на
* Структуру Cu2S описывают иногда как аптифлюоритовую (F2Ca), по-
скольку ее можно представить состоящей из ЗСи8-кубов, уложенных по трех-
мерному шахматному мотиву.
102
жчый катион приходится в два раза меньше электронов, и
К3 сравнению со структурами типа ZnS катионы Сн+ в высо-
П°температурном полиморфе Cu2S формируют ие 18-, а 14-элск-
КрОнный ансамбль: 10 -ф (4 X 2/2) = 14е т. с. каждый из них
Т шет две незаполненные валентные орбитали. В описанной
омктуре Cu2S все катионы Си+ сближены друг с другом (все
Сн^-тетраэдры имеют общие ребра) вследствие образования
объемного кластера. Такие особенности структуры объясняют
хорошую проводимость Cu2S, очень низкую твердость и ков-
кость.
Структура кубического борнита отличается от описанной тем,
что в ней занято всего 3/4 тетраэдрических пустот, по которым
статистически распределены атомы Си и Fe. Снижение тем-
пературы приводит ие только к упорядочению в распределе-
нии Си и Fe в минералах рода борнита, но и к смещению
атомов во всех структурах рассматриваемого семейства из цен-
тров к одной из сторон тетраэдров (предельный случай — трой-
ная треугольная координация Си).
Особенности структуры высокотемпературных модификаций
этого семейства позволяют провести сопоставление их состава
друг с другом и минералами, близкими по составу к халько-
пириту, в первую очередь по числу заселенных тетраэдров об-
ратной ориентации и соотношению Л1+, /М2+ и Л13+ (атомы, за-
селяющие тетраэдры обратной ориентации и соответствующие
вакансии помечены звездочкой):
Халькопирит Cu+Fe3+S2 X 8—* (Си8^е8+)16О16516
Талнахит CuyFe2+Fe3+S16 —* (Cu8Fe8)I6Cu*ElJ5S16
или (Cu9Fe7)I6Fe*n;5S16
Мойхукит Cu9Fe2+Fe3+S16 —> (Cu9Fe7)16Fe;n;4Sl6
Хейкокит CuBFe2+Fc3+S16 —> (Cu8Fe8)16Fc;n;4S16
Борнит CutFe3+S4X4 —> (Cu, Fe)I6(Cu, Fe)Jn8S13
Анилит Cu7S = Cu+Cu2+S4 X 4 —* Cu16Cu,2n*4S16
а-дигенит ot~ Cu1812SX16—> Cu16CulgD’Sl6
до Cu, 875S x 16 —> Cii16Cu14n.;S16
Джурлеит Cui>97SX16~ * Cu16Cu15,5L!o,5S16
Халькозин Cu,SX16-~ > CulbCu,cS16
Из этого сопоставления видна не только кристаллохимиче-
ская связь перечисленных минералов, но и причины большого
числа микрофаз вблизи состава халькопирита и халькозина,
которое ограничивается при низких температурах трудностями
юз
Рис. 35. Кристаллы халькозина
в заселении атомами тетраэдров обратной ориентации в слу-
чае халькопирита или их «расселением» в случае халько-
зина.
Обр., Изм., и Знач. минералов семейства халькозина могут
описываться совместно, что и делается, ниже после рассмотре-
ния наиболее распространенных его представителей.
Группа халькозина
Халькозин CuqS
Назв. От греческого «халькос» — медь; иногда называют
медным блеском.
Хим. Состав халькозина близок к теоретическому. Даже
известные примеси Ag невелики (0,2 % в пластинчатом халько-
зине из Цумеба, Намибия).
Структ. См. описание семейства; мои. с. (P2i/c), псевдоромб. (АЬ2т) —
двойникование по {100}.
Выд. Короткостолбчатые или пластинчатые кристаллы псев-
догексагонального (рис. 35) пли псевдоромбического облика
редки. Характерна штриховка на плоскостях {001}, параллель-
ная оси а. Чаще сплошные плотные массы, вкрапленники, на-
леты, корки.
Св. Цвет па свежей поверхности свинцово-серый, на старом
изломе — черный. Иногда фиолетово-синеватая побежалость,
особенно характерная для дигенита, у которого она доходит
до темно-синей. Блеск на свежем изломе металлический, тус-
кнеющий от времени. Хрупкий. Излом раковистый. Режется но-
жом, оставляющим на халькозине блестящий след. Тв. 2-—3.
Черта темно-серая до черной. Пл. 5,5—5,8.
Диагн. Макроскопически похож на акантит (см.), дигенит,
джурлеит, анилит (дигенит отличается синей побежалостью).
Диагностика проводится под микроскопом и рентгенографически.
В HNO3 дает раствор голубого цвета.
РОД БОРНИТА
Борнит Cu5FeS4
Назв. В честь австралийского минералога XVIII в. И. Борна.
Хим. См. описание семейства. Обнаружены небольшие при-
меси Re, Se, Те.
104
Струит. См. описание семейства.
Выд. Сплошные массы неправильной формы, вкрапленники,
оожилки, цемент в песчаниках. Кристаллы кубического, до-
пекаэдрического, октаэдрического габитуса очень редки (до
5 см на Джезказганском м-пип). Известны псевдоморфозы бор-
нита по кристаллам халькопирита и его смесей с пирротином
по кристаллам вольфрамита (Гумбейка, Челябинская обл.).
Св. На свежем изломе темный, медно-красный (в отличие
оТ ковеллина), с оранжевым оттенком у переохлажденных твер-
дых растворов борнит — халькопирит и с розовым — у твердых
растворов борнит — дигенит. Яркая, синяя и пестрая побежа-
лость (отличие от меди, никелина). Блеск полуметаллический.
Хрупкий. Излом мелкораковистый. Тв. 3. Черта серовато-чер-
ная. Пл. 5.
Диагн. Растворяется в HNO3 с образованием раствора го-
лубого цвета и выделением S.
Обр. Борнит и халькозин в значительных количествах из-
вестны в ассоциациях гипогенного (магматические медно-ни-
келевые м-ния норильского типа, вулканогенные, меднопорфи-
ровые, скарновые, гидротермальные м-ния) и гипергенного про-
исхождения (зоны цементации, образующиеся при окислении
рудных м-ний); являются главными минералами меди ряда
стратиформных м-ний. Сведения о роли в различных ассоциа-
циях собственно халькозина наряду с дигенитом, джурлеитом,
анилитом недостаточны, поскольку из-за близости свойств да-
леко не всегда делали между ними различия, определяя их как
халькозин, который обычно преобладает. В то же время для
гипогенных ассоциаций в ряде случаев главным является ди-
генит, для гипергенных — иногда джурлеит.
Гипогенный борнит вместе с халькопиритом, титаномагнетптом известен
в вице вкрапленников и в основных породах Волковского м-нпя (Свердлов-
ская обл.).
Весьма своеобразным м-штем борипт-халькопирит-молибдепитовых руд яв-
ляется трубка «Колорадо» (Капанеа, Мексика). Сульфидная залежь имеет
здесь кубкообразную форму, и па глубине сплошные сульфиды сменяются
гранитным пегматитом с большим количеством флюорита. Эти сульфиды ря-
дом авторов рассматриваются нс только как высокотемпературные, но и как
возникшие при кристаллизации рудной магмы.
Совместно с халькопиритом, иногда молибденитом, пиритом, блеклыми
Рудами борнит образует рассеянную вкрапленность в породах типа кварце-
вых порфиров (Чукпкамата, Чили). Довольно часто борнит встречается в мед-
ноколчеданных залежах (Левиха, им. III Интернационала и др. м-ния на
пнерал мно-
; Успенское,
вместе с ди-
генитом, преобладающим в отдельных участках, борнитом, ковеллином, энар
гитом иногда образует громадные скопления (Быотт, Монтана, США, где раз-
рабатывались жилы мощностью до 30 м и длиной до 8—10 км; Бор, СФРЮ),
ипогепный халькозин (дигенит!?) установлен совместно с борнитом, халько
рптом, пирротином, пентландитом и хизлевудитом в некоторых рудных
105
ле; Алавсрды, АрмССР; Кедабек, АзССР). Это — обычный ь
гих жильных медно-свинцово-цпнковых м-ний (Кафаи, АрмССР
КазССР; Цумсб, Намибия). Гидротермальный халькозин обычно
жилах Талнаха (Норильский р-п). Громадные скопления гипогенного халы-
Зина массой в десятки тысяч топи (размером до 120 X 45 X 24 м) обнаружен^
в гидротермальных жилах и метасоматических залежах м-ния 1<енникот (ДЛя1
ска) в ассоциации с ковеллином, меньшим количеством борнита и небольшим
количеством энаргита, люцонита, халькопирита, теннантита; сфалерит и галс
нит—случайная вкрапленность. Сульфиды составляют от 10 до 100% руды'
Интересной особенностью м-ния являются ледниковые сульфидные руды —
сульфидная брекчия, сцементированная льдом, возникшая при эрозии суль-
фидных залежей ледником.
Борнит, халькозин н джурлеит — главные меднорудные минералы круп-
ных стратиформпых м-пнп, где они встречаются совместно с халькопиритом
иногда сфалеритом, галенитом, пиритом, блеклой рудой, самородным сереб-
ром (медистые песчаники Джезказгана, КазССР; медистые сланцы Мансфель-
да, ГДР; слабо метаморфизованные породы медного пояса Сев. Замбии-—
Шабы, Заир). Со стадией раннего диагенеза при замещении сингенетического
пирита связывают образование масс дигенита и халькозина (кристаллики в
1—25 мкм, шарики, агрегаты до 200 мкм, выполнение пор; нодули до не-
скольких сантиметров) в сланцах Фловериот (Оклахома и Техас, США).
В медистых красиоцветпых песчаниках * Пермской обл. известны псевдомор-
фозы халькозина по древесине.
Для гипергенных борнита и халькозина характерно образование в зоне
цементации за счет халькопирита: 2CuFeS2 + 3CuSO4 + 3FeSO4-> Cu5FcS4 ф-
+ Fe2(SO4)3 (18) 2CuFeS2 + 6О2-э-Cu2S + Fe2(SO4)3 (19), а халькозина иза
счет борнита: 2Cu5FeS4 ф-6О2—> 5Cu2S ф-Fe2(SO4)s (20), Cu5FeS4 + 2O2->
->• 2Cu2S + CuS ф-FeSO4 (21) и др. Крупные скопления подобного борнита
совместно с халькозином известны на м-ниях Майами (Аризона) и многих
других.
Изм. В поверхностных условиях легко окисляются с обра-
зованием различных вторичных минералов Си (малахит, азу-
рит, самородная медь, куприт, а за счет борнита — и лимонит).
Знач. Являются весьма ценной рудой на Си, сод. которой
в халькозине доходит до 80 %, а в борните — 63 %.
РОД СТАННИНА
Хим. Кроме наиболее широко распространенного станнина
Cu2FeSnS4 (тетр. с. — /42т), к рассматриваемому роду относят-
ся изоструктурные сакураиит (Си, Ag, Zn, Fe)3(In, Sn)S4 (сод.
до 17—23 % In), окартит Ag2FeSnS4, черниит Cu2CdSnS4, стан-
ноидит Cu+Fe2+Fe*+Sn2Si2 (тетр. с.— Р4т2), кестерш
Cu2ZnSnS4 (ф. гр. /4; псевдокубич.), курамит Cu3SnS4 (гекс, с.),
гексастаннин Cu3Fe2SnS6 (гекс, с.), родостаннин Cu4FeSn3S3
(гекс, с), моусонит Cu7Fe2SnSi0 (псевдокубич.). По составу и
структуре к станнину близки Cu3(Fe, Ge)S4 — германит и реме-
рит, Cu2(Fe, Zn)GeS4 — бриартит, Cu5FeS6 — идаит, возможно
Cu3ZnS4. Составы конкретных минералов обычно не отвечают
ни одному из приведенных крайних членов, а осложняются
* Для м-ний меди краспоиветной формации характерна зональность, свя-
занная с последовательным изменением активностей S и Си в рудообразую-
щих растворах; халькозин -> джурлеит -> а-дигенит -> розовый борнит (с халь-
козином) -> коричневый борнит -> оранжевый борнит халькопирит -> пирит.
Образование этой ассоциации связывают с температурой < 350 К без после-
дующего нагрева выше 410 К (температура распада оранжевого борнита)-
106
Pjf[ в широких пределах, связанных как с изоморфизмом меж-
v крайними членами, так и с ИП других элементов, РЬ (до
о %), Sb (до 3%), Те (2%)- Между некоторыми минералами
намечаются разрывы смесимости, что проявляется в совме-
стных срастаниях их друг с другом (пластинчатые выделения
станнина в кестерите, срастания Хп-стаинина и Fo-кестерита
и др., связанные, очевидно, с различиями в деталях их струк-
туры). Поэтому не исключено, что дальнейшие исследования
приведут к выделению в роде станнина нескольких самостоя-
тельных подродов.
Структ. Производная от сфалерптовой (см. рис. 9, а).
Из большого числа минералов рода станнинов ниже описы-
вается лишь станнин.
Станнин Cu2FeSnS4
Назв. От латинского «станнум» — олово.
Выд. Неправильные плотные мелкозернистые скопления,
зерна и мельчайшие вкрапленники в других минералах. Редкие
кристаллы имеют псевдотетраэдрическип габитус, уплощены по
{001}.
Св. Цвет стально-серый с оливковым оттенком; железно-
черный. Иногда синеватая побежалость. Блеск металлический.
Хрупкий. Сп. песов. по {ПО} и {001}. Излом неровный. Тв. 3—
4. Черта черная. Пл. 4,4.
Диагн. Больше всего похож па блеклые руды, от которых
отличается оливковым оттенком цвета; надежная диагности-
ка— под микроскопом и рентгенографически.
Обр. Распространен относительно широко, но в больших ко-
личествах встречается редко. Типичный гидротермальный ми-
нерал, связанный с кислым магматизмом.
В СССР известны лишь находки минералогического значения (кестерит
в амблигоните пегматитов Якутии; станнин гранитных пегматитов с кассите-
ритом Этыки и оловянно-вольфрамовых кварцевых жил Белухи, Букуки, Вост.
Забайкалье; Эгехайского сульфидно-касситеритового м-ния, Якутии; свипцово-
цинкового м-ния Сипапча, Приморье; окартит в олово-полиметаллическом
м-нии Перевальное ЯАССР и некоторых других).
Крупными скоплениями станнина наиболее известно м-пие Серро-Рико
(Потоси, Боливия). Здесь рудные жилы выполняют трещины оседания в квар-
цевых порфирах и риолитах, заполнивших жерло вулкана. Порядок выделе-
ния минералов: кварц, пирит, касситерит (игольчатый и деревянистое олово)
(670—770 К) станнин и халькопирит, Ag-тетраэдр пт, андорит AgPbSb3S6->
тиосоли Ag, РЬ, галенит (при 370—420 К)- Рудные жилы секутся прожил-
ками алунита. Во вмещающих породах — алунит, каолинит, хлорит, серицит,
кварц. Верхняя часть м-ния богата тиосолями Ag, нижняя — станнином и кас-
ситеритом. М-ние не только служило главным источником Ag в Боливии (бы-
*‘° добыто более 30 000 т Ag), но давало значительную часть Sn страны.
Другое крупное м-ние этого типа, приуроченное к тому же рудному поясу,—
Дьяльягуа (Боливия). Руды, существенно станниновые с сод. до 12—15 % Sn,
запасы — 400 тыс. т Sn.
Изм. Легко окисляется с образованием белых аморфных ги-
Дроксидов олова, смесь которых иногда называют варламовитом.
107
За счет Си возникают вторичные продукты зеленого и сп
него цвета.
Знач. В некоторых оловянных рудах — один из главных по-
лезных ископаемых (Sn почти 28 %).
Группа энаргита
Энаргит C113ASS4
Назв. От греческого «энаргес» — «раздельный» из-за сов. сп.
Хим, Соединение Cu3AsS4 известно в виде двух модифика-
ций: ромб. с. (Ptnri} — энаргит с тетр. с. (/42/и)— люцонит.
Энаргит обычно близок к Cu3AsS4. Замещение As-^-Sb в нем
ограничено (до 6%), а для люцонита установлен непрерывный
твердый раствор вплоть до Cu3SbS4 (фаматинит). В энаргите
и люцоните отмечены примеси Fe (до 2,5 %), связанные в основ-
ном с включениями различных сульфидов (халькопирит, пи-
рит); в люцоните, кроме того содержится Se (до 1 °/о).
Структ. энаргита можно рассматривать как производную от структуры
типа вюртцита, люцонита (фаматинита) — структуры типа сфалерита (см.
рис. 9).
Выд. Сплошные зернистые массы, зерна, вкрапленники, кри-
сталлы таблитчатые по {001} или призматические, вытянутые
по оси с. Известны крестообразные двойники, звездчатые трой-
ники. Установлены эпитаксиальные срастания со сфалеритом,
теннантитом, люцонитом, халькопиритом.
Св. Цвет стально-серый до железо-черного. Блеск метал-
лический до тусклого. Хрупкий. Сп. сов. по {НО}, ясная по
{100} и {100}. Излом неровный. Тв. 3,5. Черта серовато-чер-
ная. Пл. 4,4.
Диагн. В сплошных массах можно спутать со сфалеритом,
отличающимся сп. в шести направлениях, алмазным блеском,
коричневой чертой, и с блеклой рудой, отличающейся отсут-
ствием сп. От люцонита отличается под микроскопом и рентге-
нографически.
Обр. Типичный гидротермальный минерал средне- и низко-
температурных ассоциаций.
Энаргит (в том числе кристаллы до 8X2 см) — главный рудный мине-
рал м-ния Цумсб (Намибия), где находится в тесной ассоциации с галени-
том, сфалеритом, теннантитом, халькозином, борнитом, дигенитом; в подчи-
ненном количестве установлены пирит, халькопирит, реньсрит н германит, мо-
либденит, вюртцит (с Cd!), гринокит — CdS. Сульфидные руды сод. до 30—
35 % металла и образуют рудный столб в толще доломитов. В значительных
количествах энаргит был установлен в жилах Быотт (Монтана, США), где
он находится в тесной ассоциации с борнитом, халькопиритом, халькозином
(см.), в жилах Бор (СФРЮ) также с халькозином (см.); па м-нии Серро-дс-
Паско (крупнейший источник меди в Перу); вместе с люцонитом в виде про-
жилков, секущих пиритовую залежь (1500 X 120 X 420 м). Энаргит — главный
рудный минерал меднопорфирового м-ния Чукпкамата (Чили).
108
В СССР значительное количество энаргита обнаружено в пприт-энарги-
( м-нии Битти-Булах (АзССР), в медпопорфпровом м-нии Коупрад
гГазССР)- Он установлен в ангидритовой породе м-ния Алмалык (УзССР).
п небольших количествах, в том числе в виде кристаллов, энаргит обнару-
жен на многих м-ниях Армении (Каджаран, Менц-Дзор и др.).
Ж Вулканогенный энаргит известен во многих черных рудах Японии (Окоп-
е преф- Аомори; Хапаока, преф. Акита); кристаллы длиной до I см в энар-
гит-пирит-кварцевых жилах в формации палеозойских кварцитов (Кайзе-му-
оа Хоккайдо, Япония); минералогический интерес представляют находки
энаргита вместе с люцонитом в гидротермально измененных породах вулкана
Менделеева (о-в Кунашир).
Изм. В гипогенных условиях замещается теннантитом, халь-
копиритом, галенитом, халькозином, ковеллином. В гиперген-
ных условиях легко окисляется, давая различные вторичные
минералы Си и As.
Знач. В случае значительных скоплений — ценная руда на
Си (Си 48,4 %), иногда на As (As 19 %).
Семейство сфалерита
К семейству сфалерита относят минералы с формулой MX,
кристаллизующиеся в куб. с. (структура сфалерита, см.
рис. 9, а) или гекс. с. (структура вюртцита, см. рис. 9,6); изве-
стно большое число политипов.
Для чистого ZnS переход сфалерит-> вюртцит происходит
выше 1290 К. Присутствие значительных примесей Fe, заме-
щающего Zn, снижает температуру перехода до 1170 К. В при-
родных условиях вюртцит и минералы с преобладающей ролью
гекс, политипов могут возникать при низкотемпературных гид-
ротермальных процессах и даже в комнатных условиях. Уста-
новлено, что стабилизации политипов благоприятствуют ИП,
а образованию вюртцита — ИП Cd, Мп, низкая активность S.
Сложные и переменные соотношения политипов характерны для
ZnS, возникающего в результате раскристаллизации гелей.
Ниже рассматриваются лишь наиболее широко распростра-
ненные сфалерит и вюртцит; поскольку условия их образования
тесно взаимосвязаны и поскольку в большинстве парагенези-
сов сфалерит ассоциирует с галенитом, Обр., Изм. и Знач. их
Удобно рассмотреть совместно.
Группа сфалерита
Сфалерит ZnS
Назв. От греческого «сфалерос» — «обманщик», так как
иногда принимали за галенит; синоним — цинковая обманка.
Хим. Состав редко близок к ZnS. Обычны разнообразные
ИП: Fe (до 20%), Мп (до 8,4), Са (до 2,5, редко 9,2%), In
Uo 2,5), Hg (обычно до 0,0 и—0, п%; в ассоциации с кино-
варью— до 35% Hg, т. е. 21 мол. % HgS), Sn (до 2%), Т1
109
(до 1 %), Cu *, Со, Са, Ge, Ag (0, On %); в одном случае уста-
новлено 1,7 % As (Алакраи, Копьяпо, Чили). Примеси In, Д]
Ag, Ga, Ge связывают с изоморфизмом типа 2Zn2+-> Л1+Др+’
Экспериментально установлены непрерывные ряды твердых рас’
творов ZnS с MnS и CdS. Ограниченное вхождение Мп и Cd
в сфалерит связывается с недостатком этих элементов в мн-
иералообразующих средах.
Для более высокотемпературного сфалерита в целом характерно повы-
шенное сод. Fe, Мп. Давление снижает сод. Fe (Fe2+ в сфалерите имеет КЧ =
= 4, а в пирротине — би давление расширяет поле устойчивости последнего)
Повышение активности серы также снижает концентрацию Fe: 2
(Zno.5Feo.5S + S-> ZnS + Fe[S2]) (22). Снижение сод. Fe в кристаллизующем-
ся сфалерите наблюдается при увеличении pH среды, что доказано и экспери-
ментально (при повышении pH снижается активность Fe). Сфалериты кон-
тактово-метасоматических м-ний относительно бедны примесями. Высокотем-
пературные сфалериты содержат много Fe. Для них характерно повышенное
сод. Мп и низкое Ga, Ge. Сфалериты колчеданных залежей содержат In, Ga.
Низкотемпературные гидротермальные сфалериты бедны Fe, ио содержат ино-
гда много Cd, примеси Ge; сфалериты, находящиеся в ассоциации со станни-
ном, обогащены Sn, а с киноварью — Hg; повышенное сод. Cd (до 9,2 %) об-
наружено в сфалерите платино-теллуридной ассоциации Талнахского м-ния
(Норильский р-п), до 2 % Cd — в порошковатом сфалерите — брунките.
Примеси часто распределяются пятнисто, зонально. Небога-
тый примесями сфалерит или содержащий примеси, не влияю-
щие на его окраску, называется клейофанбм, богатый железом
черный сфалерит — марматитом, богатый кадмием и другими
примесями красный сфалерит — пршибрамитом.
Структ. См. описание типа (см. рис. 9)
Выд. Кристаллы (до 10 см в ребре на Кличкинском м-нии,
Читинская обл.; Дальнегорском, Приморье; более 1 т —на
м-ниях р-на Джоплин, США) тетраэдрического, реже ромбодо-
декаэдрического габитуса. Часто комбинация положительного
и отрицательного тетраэдра. На гранях обычны штриховка, сту-
пени и спирали роста. На гранях положительного и отрицатель-
ного тетраэдров скульптура различна, что связано с полярностью
структуры (см. рис. 9, а). В случае же нарастания на такой сфа-
лерит, например, халькопирита, последний по той же причине
покрывает лишь грани положительного тетраэдра, тогда как
грани отрицательного тетраэдра остаются чистыми, блестящими
(Дальнегорское м-ние, Приморье).
Нередко двойники по {111} (рис. 36, а), в том числе полисин-
тетические (часто результат направленного давления).
Установлены эпитаксиальные нарастания на халькопирит
(рис. 36,6); параморфозы по вюртциту.
Известны зернистые сплошные массы, плотные скрытокри-
сталлические агрегаты зонально-концентрического строения —
* На м-ппп Качшойо-де-Льямпос (Копьяпо, Чили), обнаружен сфалерит
с очень высоким сод. Си (до 15 ± 2 %) и CusZnS^
НО
Рис. 36. Сфалерит:
а—-крупный «шпинелевый» двойник по {И!}. Дальнегорск, Приморье. 2'3 нат. вел.;
б —эпитаксиальное нарастание сфалерита на халькопирит. Караоба, КазССР. Нат. вел.;
б—корка сфалерита, отложившаяся па термометре в чане, в котором смешивались тер-
мальные воды нескольких скважин в течение 2,5 мес. П-ов Челекен. Нат. вел. ММ (Мине-
ралогический музей нм. А. Е. Ферсмана АП СССР)
скорлуповатая обманка, натечные агрегаты, сталактиты (Оль-
куш, ПНР), светлые серовато-коричневые оолиты диаметром до
2,5 см в карбонатах (Иокуньж, ТаджССР); в виде корок выде-
ляется из горячих вод скважин п-ова Челекен (рис. 36, в);
иногда беловато-серые порошковатыс массы — брункит (Труска-
вец, УССР).
Св. Цвет от светло-коричневого до черного (черный марма-
тит сод. Fe Д> 8—10 %, коричневый и бурый сфалерит — 2—8 %,
Желтый — до 1 %)• Другая окраска может наблюдаться лишь
пРи сод. Fe < 1 %. Так, зеленая окраска разных оттенков ха-
рактерна для сфалеритов, сод. Со2+, красная и оранжевая — для
111
сфалеритов даже с небольшими (0,00 п— 0, 0 п %) примесями
Ag+, Cu+, In3+, Ga31, As3--, Sb3+, Sn44. Иногда синеватая побе-
жалость (за счет тонких пленочек вторичного ковеллина).
Блеск у яснокристаллического сфалерита от жирного до ал-
мазного, у скрытокристаллического — тусклый. Сп. сов. по
{110}—в шести направлениях (!). Излом ступенчатый. На пло-
скостях сп. часто параллельная штриховка за счет полисинте-
тического двойникования. Тв. 3,5—4. Черта от бесцветной до бу-
рой в зависимости от состава (цвета). Пл. 4.
Диагн. От похожего по цвету и блеску вольфрамита сфале-
рит отличается изометричиостыо выделений, сп. в шести, а не
в одном направлении, более низкой пл. (почти в 2 раза мень-
шей, чем .у вольфрамита). Растворяется в НС1 с выделением
H2S.
Обр., Изм., Знач. См. заключение отдела.
Группа вюртцита
Вюртцит ZnS
Назв. В честь французского химика Ш. А. Вюртца
(1817—1884).
Хим. Обычно содержит примеси Fe, ио в меньшем количестве,
чем сфалерит (до 8%)- Напротив, примеси Cd более постоянны
(от 1 —1,5 до 3,7%; на Цумсбе (Намибия) установлен минерал,
сод. до 50 % Cd). Характерны небольшие примеси Ge, тогда как
сод. Ga редко превышает 0,0001 %. Установлены также неболь-
шие количества Мп, РЬ(0, /г %), Ag, Т1/ Sn, Со, As.
Структ. См. описание типа (см рис. 9, б).
Выд. Небольшие (длиной менее 2 см) пирамидальные
кристаллики, обычно с базопииакопдом, недоразвитым пли
вовсе отсутствующим па одном конце, реже кристаллики, упло-
щенные по {0001}. Чаще радиально-лучистые образования либо
в виде отдельных розеток во вмещающих минералах, либо в виде
прожилков до 4—5 см в поперечнике, плотные до скрытокрп-
сталлических колломорфные агрегаты зоналыю-концентрнче-
ского строения; многие «вюртциты» оказываются параморфо-
зами сфалерита и различных политипов ZnS по вюртциту.
Св. Цвет от светло-желтоватого до темно-коричневого,
почти черного для разновидностей, богатых Fe, при высоком сод.
Cd — оранжевый, зеленый, бурый. Блеск от смолистого до стек-
лянного па поверхностях сп. Светлые разновидности прозрачны.
Хрупкий. Сп. по {1010} отчетливая, по {0001}—менее ясная. Из-
лом ступенчатый до раковистого у скрытокристаллических раз-
новидностей и до запозпсто-шестоватого у лучистых агрегатов.
Тв. 3,5—4. Черта от бесцветной до красновато-бурой. Пл. 4 (до
4,5 у Cd-разиовидности).
112
Диагн. От сфалерита отличается радиально-шестоватыми
(Нормами выделений, формой кристаллов; скрытокристалличе-
скис агрегаты определяются рентгенографически. Взаимодей-
ствуют с НС1, выделяя H2S.
РОД ГАЛЕНИТА — КЛАУСТАЛИТА
К рассматриваемому роду относятся непрерывные твердые
растворы галенит PbS — клаусталит PbSe, установленные в при-
роде; клаусталит и близкие к нему по составу минералы встре-
чаются сравнительно редко, галенит, напротив — один из наи-
более широко распространенных сульфидов.
Структуру этих минералов, имеющих куб. с. (Fm3m), можно
представить как упаковку из РЬХ6-октаэдров, все ребра кото-
рых общие (схема ПКУ из атомов X с полностью занятыми ок-
таэдрическими пустотами); КЧ, равное 6 у РЬ2+, объясняется
рЗ-гибридизацпей с резонансом (или £р3^2-гибрпднзацией).
Обр., Изм., Знач. См. заключение отдела.
Галенит PbS
Назв. От латинского названия свинцовой руды — «галена»;
синоним — свинцовый блеск.
Хим. Чаще близок к PbS. Важнейшими ИП являются Ag,
Bi, Sb (до /г %), связанные с замещениями типа 2Pb*^AgBi,
2Pb ** AgSb (наиболее высокие сод. Ag, Bi, Sb), Pb 2Ag,
3Pb □2Bi(Sb). Кроме того, отмечаются Tl, Cd, Мп; S может
замещаться на Se (полный изоморфизм), в небольшой мере на
Те (0, и %).
Примеси типохпмичны. Высокое сод. Ag и Bi в отношении 1 : 1 (2РЬ
AgBi) характерно для галенитов высокотемпературных вольфрамитовых
м-ний; в м-ниях этого же типа и скарнах встречаются галениты, сод. Bi зна-
чительно больше, чем необходимо для замещения по схеме 2Pb AgBi.
Невысокое сод. Ag и низкое Bi характерно для галенита поли-
металлических м-ппй (Pb^2Ag), высокое сод. Ag и Sb — для
м-ний с существенной сурьмяной минерализацией (2РЬ AgSb).
Повышенное сод. Se отмечено для рудных жил Талпаха (до
56 мол. % PbSe), Клаусталя (ФРГ,) Саксонии (ГДР) и плато
Колорадо, США (до PbSe).
Структ. См. описание рода.
Выд. Кристаллы кубического, кубооктаэдрического габитуса,
редко пластинчатые и столбчатые. На гранях — ступени роста,
ямки растворения и другие формы. Известны скелетные кри-
сталлы от крупных, сохранивших щелевидные поры, параллель-
ные {100} п {111} (рис. 37, и), до тончайших, образующих струк-
туры типа морозного узора (Хальсбрюке, ГДР). Обычны сплош-
ные массы от крупно до чрезвычайно мелкозернистых (свинчак)
ИЗ
О
Рис. 37. Галенит:
а— скелетный кристалл галенита. Дальнегорск. Приморье. 1/3 пат. вел •
в центре фосфоритовой конкреции. Подолпя, УССР. Ув. 1,5 ’
б— галенит
в десятки и сотни тонн. В натечных агрегатах (например, сфа-
.^рпт-галенптовых) галенит хорошо раскристаллпзован. Отме-
чены эпитаксиальные срастания со сфалеритом, халькопиритом.
Известны псевдоморфозы галенита по пироморфиту (футляр-
ные), англезиту, церусситу, халькозину, борниту, блеклым ру-
дам, дереву, известняку.
Св. Цвет свинцово-серый. Иногда пестрая или синяя побе-
жалость. Блеск металлический. Хрупкий. Сп. сов. {100}; иногда
отдельность по {111}—в случае высокого сод. Bi (Караоба,
КазССР; Джилау, ТаджССР). Излом ступенчатый. Тв. 2—3.
Черта черная. Пл. 7,6.
Диагн. От сходных в мелкозернистых агрегатах бурнонита,
буланжерита, джемсонита отличается изометрическим характе-
ром зерен, большей ил.
Обр. Сфалерит и галенит относятся к наиболее распростра-
ненным сульфидам. Крупные скопления их имеют гидротермаль-
ное происхождение (жилы, наложенные на скарны, метасомати-
ческие залежи в известняках, колчеданно-полиметаллические и
полиметаллические м-ппя); известны они в стратиформных
м-ниях, осадочных породах; вюртцит встречается редко в гидро-
термальных ассоциациях.
Наиболее высокотемпературными являются, очевидно, сфалерит и гале-
нит, отлагающиеся после магнетита вокруг жерл фумарол с температурой до
920 К, выделяющих НО, HF, H2S (Долина Десяти Тысяч Дымов, Новая Зе-
ландия).
Вкрапленники поздних сфалерита и галенита известны в щелочных поро-
дах (Хибины и Ловозсры, Кольский п-ов), пегматитах щелочных (там же) и
гранитных (Сев. Карелия).
Крупные жильные и метасоматические сфалерит-галенитовые тела в кар-
бонатных породах известны в Читинской обл., СО АССР (Садон), на Рудном
Алтае (Риддер, Змеипогорск, Зыряновск; иногда почти мопоминеральные га-
ленитовые тела — Заводипское м-ние, Рудный Алтай); карбонатные жилы с
прекрасными кристаллами сфалерита, галенита, а также пирротина, пирита,
кальцита, кварца, ильваита, датолита, апофиллита п многих других минера-
лов известны на Дальнегорском м-нип (Приморье) Реже встречаются собст-
венно скарновые м-ния с галенитом и сфалеритом в ассоциации с гранатом,
родонитом (кристаллы!), пироксеном, магнетитом (Брокен-Хилл, Австралия).
Известна тесная ассоциация сфалерита с галенитом, арсенопиритом, бу-
ланжеритом, джемсонитом, бурнонитом, блеклой рудой (Нагольный кряж,
УССР; Дарасун, Читинская обл. — с самородным золотом; Пршибрам, ЧССР;
Трепча, СФРЮ, еще сложнее парагенезис, например, в Цумебе, Намибия,—
с энаргитом (см.), вюртцитом (Cd!) и другими сульфидами).
Сфалерит (с пиритом, халькопиритом, иногда борпитом, блеклой рудой,
практически без галенита)—обычный минерал многих колчеданных залежей
Урала.
Примером типичных вулканогенных близповерхностных отложений сфале-
рита (мелкозернистого до коллоидно-дисперсного) в ассоциации с тиосолями
(в том числе серебра), халькопиритом (см.), борнитом (см.), арсенопиритом,
касситеритом, вольфрамитом, шеелитом, станнином (см ), висмутином, само-
родным висмутом (см.) и золотом являются черные руды (куромоно, око,
кендо) в Японии (р-н Икупо — Акенобе, юго-зап. часть о ва Хонсю).
Колломорфные почковидные зонально-концентрические агрегаты сфале-
рита с вюртцитом и подчиненным количеством галенита с большим количе-
тво.м полостей характерны для рудных линз в доломнтпзированпых осадках
115
Верхней Силезии, ПНР (Олькушское м-иие и др.). Это крупнейшие в Европе
м-ипя Zn и Pb, разрабатываемые уже более шести столетий. Образование
сфалерита и других сульфидов связывают здесь со смешением горячих вОд
поднимающихся от неустановленного источника с поверхностными водами. Те-
летермалыюе происхождение имеют и крупнейшие в мире м-ния сфалерита
р-на Джоплин (США). Сульфиды на этих м-ииях хорошо ©кристаллизованы
и сфалерит является главным рудным минералом. Галенит имеет подчинен-
ное значение. Установлены вюртцит, марказит, пирит, пирротин, халькопирит
энаргит, миллерит.
Сфалерит и галенит вместе с борнитом, халькозином, халькопиритом, те-
траэдритом и пиритом установлены в медистых сланцах Мансфельда (ГДР).
Минералогический интерес представляют находки их в ядрах фосфоритов По-
долин, УССР (рис. 37, б), в виде корок па пиритовых конкрециях углей Бо-
ровичского р-на (Новгородская обл.).
В осадочных породах распространенность сфалерита и галенита гораздо
шире, чем считалось до сих пор (в фундаменте и отложениях девона Тата-
рии, Удмуртии, Кировской и Куйбышевской обл. совместно с халькопиритом,
борнитом, арсенопиритом). Появление сульфидов связывают с взаимодей-
ствием глубинных эманаций с нефтью; скопления сульфидов предлагают ис-
пользовать как поисковый признак на нефть *. Сфалерит, вкрапленный в кон-
креции сидерита, находящиеся в виде прерывистых прослоев в аргиллитах и
алевролитах без следов свинцовой минерализации, установлен на протяжении
40 км в бассейне р. Маи (Юго-Вост. Сибирской платформы).
Мелкие кристаллики вюртцита встречены в глинистых мергелях, сидери-
товых и глинистых конкрециях; иногда они служат «руководящим» минералом
(мергели Баррема Дольбергсра, ФРГ).
Конкреции, сод. 27—92 % сфалерита с примесью доломита размером до
15—20 см в поперечнике, обнаружены на п-ове Брус (побережье оз. Гурон,
Онтарио, Канада) Происхождение их связывают с биогенно-диагенетическими
процессами: первоначально на карбонатно-гипсовых конкрециях поселялись
сульфатредуцирующие бактерии, выделявшие H2S, который осаждал Zn. От-
ложению сфалерита может благоприятствовать сероводородное заражение бас-
сейна, возникшее и по иным причинам. Так, мелкокристаллический сфалерит в
смолоподобных шариках находится во взвешенном состоянии в воде оз. Киву
(Вост. Африка)—его появление связывают с действием H2S, растворенного
в воде на глубине более 60 м. Исследование галенита ряда стратиформных
м-ний Испании, Туниса, .Австрии позволило обнаружить в большинстве кри-
сталлов большое количество палеобактерий плюмбофнлов, которые, возможно,
восстанавливали сульфаты и аккумулировали РЬ.
Известно образование галенита при распаде бетехтинита
Pb2(Cu, Fe)2iSi5 (Джезказган, КазССР), окислении тиллита
PbSnS2 (Приморье).
Сфалерит отмечен в некоторых энстатитовых хондритах.
Изм. Сфалерит в поверхностных условиях легко окисляется,
и Zn выщелачивается. За его счет возникают смитсонит, геми-
морфит и другие вторичные минералы Zn. За счет изоморфных
примесей развиваются гидроксиды Fe, гринокит. В зоне окисле-
ния сфалерит замещается лимонитом, ковеллином, реже халько-
зином, борнитом. При метаморфизме не устойчив и переходит в
цинкит ZnO, франклинит ZnFe2O4 пли ципкосодержащие силп-
* При бурении каптажных скважин на п-ове Челекен, известном м-ниями
нефти, озокерита, каменной соли, вскрыты высокоминерализованные термаль-
ные воды с температурой до 540 К. В некоторых из них до 4,5 мг/л Zn. При
смешении этих вод с сероводородными водами других скважин выделяется
сфалерит в виде плотных колломорфпых корок (см. рис. 36, в).
116
катЫ — виллемит Zn2[SiO4], Zn-пироксен и др. (Франклпп-Фэр-
иес и Стерлинг-Хилл, Ныо-Джерси, США).
По галениту известны гипогенные псевдоморфозы тетраэдри-
та халькозина, родохрозита, кварца, флюорита; в гипергенных
,-словпях — псевдоморфозы англезита, церуссита, миметезита,
вульфенита, пироморфита, гемиморфита, лимонита. При мета-
морфизме галенит иногда сохраняется, оплавляясь (Брокен-
Хилл, Австралия, где допускается температура в 973 К).
Знач. Сфалерит (сод. Zn до 67%) и галенит (сод. РЬ до
80%) — главные источники Zn и РЬ, а также содержащихся в
ннх в виде ИП Cd, In, Ga, Ag, Bi, Se, Те и ряда других элемен-
тов; вюртцит также является полезным компонентом некоторых
руд (Олькуш, ПНР; Цумеб, Намибия, и др. м-ния).
Семейство киновари
Киноварь a-HgS
Метациннабарит (3-IIgS
В рассматриваемое семейство объединяются минералы, отно-
сящиеся к различным модификациям HgS: a-HgS триг. с.
(Р3121 и Р3221) — киноварь, [З-HgS куб. с. (F43m)— метацинна-
барит, у-HgS гекс. с.
В структуре киновари параллельно оси с прослеживаются
макромолекулярные винтовые цепочки —S—Hg—S—Hg—S—
(известны правая и левая энантиоморфные формы). Связи в це-
почках значительно сильнее, чем между ними, что приводит к
призматической сп. Структура метациннабарита [З-HgS анало-
гична структуре сфалерита. Структура у-HgS исследована не
достаточно.
При нормальном давлении киноварь переходит в метацинна-
барит при 617 К; давление расширяет поле ее устойчивости
(dTIdP = 31 град/102 МПа). Образованию киновари из раство-
ров благоприятствует щелочная среда; в кислой среде даже при
комнатной температуре образуется метациннабарит. y-HgS —
более высокотемпературная фаза по сравнению с киноварью, но
поле ее устойчивости пока не исследовано.
В природе установлены все три кристаллические модифика-
ции и аморфная HgS. Учитывая, что они встречаются иногда на
одном и том же м-нпи, давая даже тесные срастания друг с дру-
гом, рассматривать их удобнее совместно, подчеркивая, где воз-
можно, специфические свойства каждой.
Назв. Киноварь и метациннабарит от латинского «циннабар»,
происходящего от персидского «кровь дракона» за красный
Цвет.
Хим. Киноварь близка по составу к HgS, хотя анализами
обычно устанавливаются небольшой избыток S, иногда примеси
(до 1 %), Sb, As, Си, Те (0,0п— 0,ц%). Более высокие сод.
117
Рис. 38. Киноварь:
а —одиночный кристалл; б —двойник срастания; в —комбинированный двойник сраста-
ния и прорастания
примесей отмечаются в метациннабарите: Zn до 9,5 % (при
6 % Cd) — гвадалксщарит, Cd до 12 % (при 3,1 % Zn) — сауко-
вит, Se до 8,5 % — онофрит.
Выд. Киноварь известна в толстотаблитчатых, ромбоэдриче-
ских кристаллах (рис. 38, а) длиной до нескольких сантиметров.
Характерны двойники срастания по {0001} с двойниковой осью с
(рис. 38,6), прорастания флюоритового типа и комбинирован-
ные двойники (рис. 38, в). Сплошные массы разной зернистости,
вкрапленники, порошковатые налеты, примазки. Для метацин-
набарита характерны мелкозернистые корки, порошковатые аг-
регаты, налеты, редко кристаллики тетраэдрического габитуса.
y-HgS устанавливается лишь в тесных срастаниях с киноварью
и обнаруживается под микроскопом. Обнаружены эпитаксиаль-
ные срастания киновари (игольчатые кристаллы) с флюоритом,
объясняемые распадом соединения (Са, Hg)F2, полученного
экспериментально.
Известны псевдоморфозы киновари по игольчатому антимо-
ниту с длиной игл до 2,5—3 см, при их толщине в 1,5—2 мм
(Чаувай, КпргССР).
Св. Цвет киновари от ярко- (порошковатая) до темно-крас-
ного, часто неоднородный, особенно в плотных неравномерно-
зернистых агрегатах. С поверхности постепенно темнеет. Цвет
метациннабарита серовато-черный, до коричневато-черною,
слегка красноватого. Блеск кристаллической киновари — алмаз-
ный, в плотных мелкокристаллических агрегатах — металличе-
ский, в землистых — тусклый; у метациннабарита — металличе-
ский. Киноварь иногда прозрачна, метациннабарит непрозрачен.
Хрупкие. У киновари сп. сов, по {1010}. Излом от ступенчатого
до ровного (у мелкозернистых агрегатов). Тв. 2—2,5, у мета-
циннабарита— 3. Черта киновари ярко-красная, метацинна-
барита— черная. Пл. 8—8,2 у киновари; 7,7 — у метацинна-
барита.
118
Диагн. От похожего по цвету прустита киноварь отличается
формой кристаллов, сп., более высокой пл. При нагревании в
пробирке выделяется ртуть.
Обр. Киноварь и метациннабарит — типичные минералы близ-
поверхностных гидротермальных м-ний (в основном телетер-
мальных и вулканогенных). Для этих м-ний характерны
окварцевание (образование джаспероидов), каолинизация, сери-
цитизация, цеолитизация вмещающих пород. В жилах часто
кварцитовая (джаспероидная) брекчия. Рудные минералы —
киноварь и метациннабарит, иногда в подчиненных количествах
антимонит, пирит, реже реальгар, аурипигмент, блеклые руды;
нерудные — кварц (от мелкокристаллического до халцедоновид-
ного), флюорит, барит, карбонаты.
Самым крупным м-нием этого типа является Альмаден (Сыодад-Реаль,
Испания). Оно разрабатывается уже около 2000 лет, и его запасов доста-
точно для удовлетворения всех мировых потребностей в ртути еще на 100 лет.
Крупные м-ния известны в Калифорнии (Нью-Альмадеи и Нью-Идрия).
В СССР наиболее известны Пикитовское (УССР), Хайдарканское (КпргССР)
и Акташское (Алтай) м-ния. Необычная ассоциация киновари с датолитом, ге-
матитом, редко пиритом, халькопиритом обнаружена в р-не Краснополянского
разлома (Бол. Кавказ).
Метациннабарит в значительных количествах известен на м-ниях Выш-
ковского и Береговского р-нов (Закарпатье).
Выделения сульфидов ртути, представляющие минералогический интерес,
встречены в отложениях горячих источников (Стимбот Спрингс, Невада; Суль-
фур-Бэнк, Калифорния; Камчатка). Для крупного ртутного м-ния Амиате
(Италия) установлено отложение HgS непосредственно из вулканических га-
зов (перепое в виде HgCh).
Детальные исследования распространения различных модификаций HgS
показали, что киноварь характерна для низкотемпературных моиомииераль-
пых м-ний в карбонатных породах. Температура ее образования по газово-
жидким включениям 380—420 К. Более высокотемпературные сурьмяно-ртут-
ные м-ния в джаспероидах наряду с а-HgS содержат у-HgS в виде тесных
смесей, представляющих переходные состояния у-HgS -> а-HgS. Иногда у-HgS
может преобладать. Появлению метациннабарита благоприятствуют не только
более высокая, по сравнению с киноварью, температура, но и кислая среда,
иногда одностороннее давление.
Реже киноварь образуется в зоне окисления за счет Hg-co-
держащего тетраэдрита (Рудняны, ЧССР; Джылкыдал, Алтай).
Изм. В поверхностных условиях киноварь — наиболее устой-
чивый минерал среди сульфидов и может накапливаться в рос-
сыпях (россыпи Нью-Альмадсн в Калифорнии имели даже про-
мышленное значение); метациннабарит менее устойчив. В ка-
честве вторичных по киновари образуются самородная ртуть,
реже галогениды, оксигалогениды, оксиды Hg.
Знач. Главный источник ртути (Hg 86%). Из-за высокого
показателя преломления, сильного вращения плоскости поляри-
зации, прозрачности частично в видимой и ИК-области спек-
тРа и других свойств киноварь привлекла внимание физиков;
интенсивно ведутся работы по выращиванию се монокри-
сталлов.
119
СЕКЦИЯ 5. СУЛЬФИДЫ ХАЛЬКОФИЛЬНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
С ВЫСОКИМИ СХ
Из представителей секции наиболее распространены мине-
ралы семейства реальгара — аурипигмента и гр. антимонита, от-
носящиеся к подсекции сульфидов неполновалентных р-катио-
иов, рассмотрением которых можно и ограничиться. Все они
являются моноаннонными сульфидами и относятся к отделу мо-
лекулярных кристаллов.
Семейство реальгара — аурипигмента
Семейство реальгара — аурипигмента объединяет различные
сульфиды мышьяка, имеющие много общего в условиях Обр.,
Изм., Знач., которые рассматриваются совместно после описа-
ния наиболее распространенных реальгара и аурипигмента.
Группа реальгара
Реальгар As4S4
Назв. В переводе с арабского реальгар — «пыль рудника».
Хим. Близок к AS4S4; экспериментально установлено вхожде-
ние до 2,7 мол. % Sb2S3.
Структ. островная и ее основа — молекулы AS4S4. Они напоминают моле-
кулы S8 в a-S, отличаясь КЧ As = 3: 2S + As (р3-гнбридизация As); распо-
ложение молекул в структуре близко к установленному для S8 в a-S (см.
рис. 3, а, б).
Кроме устойчивого при комнатной температуре <z-As4S4 мон. с. (Р2(/п)
существует высокотемпературный P-As4S4. Для стехиометрического As4Sj тем-
пература а превращения 525 + 3 К, в присутствии As — 512 + 3 К, в
присутствии As2S3 —536 + 3 К, что свидетельствует о возможности некоторого
отклонения состава p-реальгара от стехиометрического. p-As.iS4 имеет также
мон. с., но иные, чем у OC-AS4S4, параметры элементарной ячейки. Есть указа-
ния на синтез модификации, устойчивой при высоких давлениях (4—7 ГПа)
Выд. Землистые, порошковатые массы, налеты, корки, сплош-
ные зернистые агрегаты. Изредка призматические кристаллики
(длиной до 5 см).
Св. Цвет от ярко-красного до оранжево-желтого в зависи-
мости от агрегатного состояния и степени изменения с поверх-
ности. Блеск стеклянный до жирного. Прозрачный. Очень хруп-
кий. Сп. сов. по {010}. Излом полураковистый. Тв. 1,5—2. Черта
от оранжево-красной до ярко-красной. Пл. 3,6.
Диагн. От киновари отличается более светлым цветом, низ-
кими тв., пл., более слабым блеском. От крокоита — PbfCrOj —
более низкой тв., обликом кристаллов.
Обр., Изм., Знач. См. заключение описания семейства.
120
Группа аурипигмента
Аурипигмент AsjSg
Назв. От латинский «аурум» — золото и «пигмент» — цвет —
за золотисто-желтую окраску.
Хим. Близок к AS2S3. Отмечены ИП Sb (до 3%); синтезиро-
ваны твердые растворы (As2-xSb.v)2S3 при х 0,25, но непре-
рывной смесимости до гетчелита — AsSbS3 не обнаружено. В не-
значительных количествах установлены Си, Ag, Zn, Pb, Hg,
Ge, Se.
Структ. молекулярная, слоистая. Макромолекулярные гофрированные слои
состоят из полностью конденсированных AsSs-пирамид (AsS3 А-тетраэдров);
АэЗз-инрамиды попарно наклонены в разные стороны так, что В'-пары As3+
располагаются в пространстве между макромолекулами (и находятся в три-
гональных призмах с атомами S в вершинах — рис. 39). Расстояния As—S в
пределах макромолекул от 0,224 до 0,231 нм, между молекулами 0,347—
0,366 нм. Аналогичную структуру имеет гетчелит AsSbS3. Известен вакабая-
ишлит— (Ks, Sb)2S3, имеющий цепочечную структуру.
Выд. Плотные кристаллические массы часто радиально-лучи-
стой структуры с гребневидной огранкой поверхности, сферо-
литы, землистые выделения, налеты, корки. Известны коротко-
призматические искривленные кристаллы мон. с. (Р21//т); моно-
кристаллические выделения длиной до 60 см (Минкюлс, ЯЛССР).
Св. Цвет лимонно-желтый, красноватый в плотных радиально-
лучистых корках, особенно с их поверхности. Блеск жирный
до алмазного; на плоскостях сп. — перламутровый. Полупроз-
рачный до прозрачного. Сп. весьма сов. по {010}. Спайные пло-
скости часто волнисто изогнутые. Листочки гибки, но не упруги.
Тв. 1,5—2. Черта лимонно-желтая. Пл. 3,5.
Диагн. От желтых глета и урановых слюдок отличается
характером ассоциации и растворимостью в щелочах.
Обр. Реальгар и аурипигмент типичные минералы блпз-
поверхностных вулканогенных и телетермальных м-ний.
Скопления обоих минералов промышленного значения известны в Лу-
хуми (ГССР). Кроме них здесь встречены черный порошковатып пирит, марка-
зит, антимонит, арсенопирит; из нерудных — в основном кварц, отчасти каль-
цит. Реальгар-аурппнгментовая минерализация в виде сети неправильных про-
жилков, вкраплений в песчаниках, мергелях известна и в других районах
Кавказа. Реальгар совместно с аурипигментом — обычный минерал многих ки-
новарных и особенно киповарно-аитимонитовых .м-ний (Хайдаркап, КиргССР).
В виде тончайших. пленочек, корочек реальгар обнаружен в тонких тре-
щинах, секущих полиметаллические руды Ново-Золотушинского и Камышин-
ского м-пий (Рудный Алтай). Образование его связывают с выносом н пере-
отложением As из руд в позднюю гидротермальную стадию процесса или в
гипергенных условиях. Наряду с a-As4S4 на м-нии Алакран (Копьяпо, Чили)
обнаружен высокотемпературный реальгар ([3-As4S4) в виде правильных зе-
рен в центральной части рудных прожилков и рассеянной вкрапленности в
гранодиоритах (с пиритом).
Совместно с аурипигментом, антимонитом реальгар выделяется некото-
рыми горячими источниками (Пыр-пыр-тыр, АзССР; Камчатка; Йеллоустон-
ский парк, США). Скопления реальгара длиной до 10 см и до 3—4 см
121
Рис. 39. Структура аурипигмента:
а —проекция вдоль оси с; большие кружки атомы S на уровнях ~0 и 0,5 (±0,09), малые
атомы As около тех же уровней (±0,14); конусами показаны Е-пары внутри вертикаль-
ных тригональных призм, выделенных точечной штриховкой; сплошной и клеточной штри-
ховкой выделены AsSs — пирамиды; б—фронтальная проекция одного из двух (на ячейку)
гофрированных слоев... As^Ss. . ., оформленного в виде спаренных лент-колонок из
полуоктаэдров; атомы As смещены из центра оснований полуоктаэдров к верхним наклон-
ным треугольным граням, служащим основанием АэБз-пирамид (в смежном — инвертиро-
ванном слое их ориентация обратная)
в поперечнике известны в улексите м-ния Креймер (Калифорния, США), где
образование его также связывают с горячими источниками.
В виде вулканических возгонов реальгар с аурипигментом отмечались в
фумаролах Италии, на о-ве Ява, в тонкорассеянном состоянии в самородной
сере многих м-ний Японии.
Порошковатый реальгар и мельчайшие его прожилки обнаружены в пес-
чано-глинистых третичных отложениях по р. Каме, внзейском известняке по
р. Каменке в окр. Каменецк-Уральска; совместно с аурипигментом — в бурых
железняках и глинистых породах Керченского п-ова.
Изм. Под действием света реальгар и аурипигмент стано-
вятся светло-оранжевыми и рассыпаются в порошок. Легко ис-
тираются, крошатся и в россыпях не сохраняются.
122
Знач. На некоторых м-ниях совместно с аурипигментом (Лу-
П1 ГССР) используется как руда на As (в реальгаре до
70%> в аурипигменте до 60 % As).
Группа антимонита
Хим. К гр. антимонита относится до пяти различных мине-
ральных видов. Из них наиболее обычны антимонит Sb2S3 и
висмутин Bi2S3. Кроме того, известны хоробетсуит, близкий по
составу к SbBiS3, селенистый висмутин — Bi2(S, Se)3 (крайний
член изоморфного ряда имеет состав Bi2Se2S *).
Экспериментально получены Sb2-xAsxS3 при х 0,8 и непрерывный
ряд твердых растворов Sb2S3—Bi2S3, устойчивых при комнатной температуре.
В природе, однако, антимонит очень близок по составу к Sb2S3. Смесимость
Sb2Ss—Bi2S3 проявляется только со стороны висмутина, однако минерала, бо-
лее богатого сурьмой, чем хоробетсуит Bio.9Sb1.jS3, не обнаружено. От вис-
мутина до хоробетсуита установлен ряд минералов промежуточного состава.
Сод. As в минералах гр. антимонита до 0, п %.
Структ. См. описание типа (см. рис. 12). В соответствии со структурой
минералы этой гр. имеют ромб. с. (Pimm), вытянутые до игольчатых кри-
сталлы с сов. сп. {010}.
Антимонит Sb2S3
Назв. связывают с греческим «антемои»— цветок за сход-
ство радиально-лучистых сростков кристаллов с цветами слож-
ноцветных растений.
Хим. Близок к Sb2S3; отмечаются примеси As, Pb, Ag, Си,
Fe (0,0п — 0, д°/о), связанные в основном с механическими
загрязнениями.
Структ. См. описание гр.
Выд. Кристаллы призматического габитуса (до 60 см) с
характерной штриховкой вдоль удлинения и превосходные дру-
зы гигантских кристаллов с отработанного еще в 1886 г. м-ния
Ишинокава (о-в Сикоку, Япония) украшают коллекции круп-
нейших музеев мира. Кристаллы часто изогнуты, скручены. Рас-
пространены полисинтетические двойники роста по призме
{110} или по пинакоиду {010} и поперечные двойники, возни-
кающие при механической деформации (?). Часто радиально-
лучистые, шестоватые (рис. 40) и тонкоигольчатые до волок-
нистых агрегаты; иногда сферолиты. Реже плотные зернистые
массы.
Св. Цвет свинцово-серый, слегка голубоватый. Часто голубо-
вато-синяя или радужная побежалость. Блеск металлический.
Хрупкий. Сп. сов. по {010}. Излом ступенчатый до неровного.
На плоскостях сп. часто хорошо видимая штриховка полисин-
тетического двойникования, перпендикулярная к удлинению.
Тв. 2. Черта черная. Пл. 4,6.
При высоком давлении был синтезирован селенид висмута — Bi2Se3, изо-
«РУКтурпый с висмутином; природный Bi2Sea гуанахуатит имеет триг. с.
123
Рис. 40. Шестовато-игольчатые кристаллы антимонита па друзе кварца. Бая
Сприе, СРР. Пат. вел. ИГиР
Диагн. Голубоватым оттенком цвета, побежалостью, мень-
шей пл. и парагенезисом отличается от висмутина. Трудно
отличается иногда от буланжерита, джемсонита и подобных
тиосолей. Для них больше, чем для аитиМонита, характерны тон-
коигольчатыс и спутанноволокнистые агрегаты и менее отчет-
лива сп. В отличие от этих минералов антимонит сначала жел-
теет, а затем становятся красным под действием КОН; после
стирания раствора остается красное пятно. Антимонит пол-
ностью растворяется в НС1 с выделением H2S.
Обр. Минерал средне- и низкотемпературных гидротермаль-
ных (телетермальных) м-ний.
Встречается в кварцевых жилах и метасоматических окремнелых обра-
зованиях (джаспероидах), где может быть единственным рудным минералом
(кварц-антимопитовыс жилы в докембрийских породах Раздольнинского м-ния,
Красноярский край; пластообразпыс залежи кремнистой брекчии с антимони-
том Кадамджайского м-ния, КиргССР). Кварц-антимонитовые жилы, связан-
ные с зонами дробления и брекчирования, в большом количестве известны
в юго-вост, части КНР (самое крупное рудное поле Хси-Куаиг-Шан. Хуань).
Изредка в этих жилах встречаются киноварь, пирит; сод. антимонита дохо-
дит до 6—25 %.
В подчиненном количестве антимонит встречается в жилах с более слож-
ной минерализацией (вместе с киноварью (см.), реальгаром, аурипигментом,
блеклыми рудами в жилах Хайдаркана, КиргССР, киноварью, сфалеритом,
джемсонитом, буланжеритом в Никптовке, УССР, с разнообразными сурьмя-
ными тиосолями, пиритом, марказитом, самородным золотом, теллуридами Au
и Ag; антимонит в превосходных кристаллах (до 5—6 см), друзах, сфероли-
тах установлен в вулканогенных м-ниях золота (см.) СРР).
1-24-
Определение условий образования антимопит-киноварпой ассоциации по
в0-жидким включениям дало температуру ниже 520 К (в основном 470—
Я50°К) и давление п — 150 МПа.
° Большие количества антимонита (до 20—57 % от массы породы) уста-
шены в метасоматических карбонатных залежах в пределах юго-вост, ча-
ти КНР (Хуань) совместно с галенитом, арсенопиритом, пиритом. Подобные
Сатежи вместе с кварц-антимонитовыми жилами юго-вост, части КНР пред-
ставляют крупнейшую в мире сурьмяную провинцию.
В парагенезисе с арсенопиритом (см.), ферберитом, пиритом антимонит
установлен па м-ппи Зопхито (ГССР).
" В виде находок минералогического значения антимонит известей в отло-
жениях горячих источников и вулканических возгонов. Выносом его горячими
источниками с высоким сод. буры (см.) объясняется появление антимонита
в боратах м-ния Креймер (Калифорния) *.
Известно образование антимонита при разложении гетчелига (Хайдаркан,
КиргССР).
Изм. В поверхностных условиях легко замещается различ-
ными оксидами и гидроксидами Sb, часто образующими превос-
ходные псевдоморфозы по антимониту. Известны псевдомор-
фозы киновари по антимониту.
Знач. Антимонит — главный источник сурьмы (до 71 % Sb).
Висмутин Bi2S3
Назв. По составу.
Хим. Обычно близок к Bi2Ss. Из ИП надо отметить Си, РЬ
(□Bi->Pb, Си, реже □2Bi->3Pb), Se (до Bi2Sc2S). Примеси
Fe, Zn, As, Au, Те, отмечаемые анализами, связаны с включе-
ниями других минералов.
Структ. См. описание типа (см. рис. 12).
Выд. Удлиненные до игольчатых зерна, шестоватые и ради-
ально-лучистые агрегаты, сплошные зернистые массы. Кристал-
лы, сходные с кристаллами антимонита, большая редкость.
Известны псевдоморфозы по самородному висмуту, молиб-
дениту.
Св. Цвет оловянно-белый со свинцово-серым оттенком, на
старой поверхности постепенно тускнеет. Иногда желтовая или
синеватая побежалость. Блеск металлический. Хрупкий. Сп. сов.
по {010}. На плоскостях сп. поперечная штриховка полисинтети-
ческого двойникования (кристаллы ступенчато изогнуты). Из-
лом ступенчато-неровный до занозистого. Тв. 2—2,5. Черта свин-
Цово-серая. Пл. 6,8.
Диагн. Можно спутать с антимонитом (см.) и различными
сурьмяными и особенно висмутовыми тиосолями. В последнем
случае для точной диагностики требуются рентгенография, ми-
кроскопия и другие методы.
* Экспериментальные исследования показали, что при 520 К и давлении
около 10 МПа растворимость Sb2S3 в растворах буры может доходить до
М %.
125
Обр. Минерал высоко- и средпетемпературных гидротермаль-
ных ассоциаций, генетически связанных с кислым магматизмом
В пегматитах висмутин установлен в количествах, представляющих мине-
ралогический интерес (Сев. Карелия; Ильменские горы, Изумрудные копи
Урал Борщевочный кряж, Вост. Забайкалье), редко в промышленных кон-
центрациях (слюдяные пегматиты с бериллом, таиталпт-колумбптом, монаци-
том, уранинитом в округе Петака, Нью-Мехико, США).
Висмутин с козалитом, самородным висмутом, касситеритом, вольфрами-
том, арсенопиритом, топазом, мусковитом постоянно отмечается в кассите-
рит-вольфрамит-кварцевых рудных жилах и связанных с ними грейзенах (Бе-
луха, Букука, Читинская обл.; Караоба, КазССР); Та-ю, Цзянси, юго-вост,
часть Китай). Кварц-тумалиновые жилы Таены (Боливия) с висмутином, воль-
фрамитом и арсенопиритом долгие годы служили главными источниками Bi
в р-не. Это крупнейшее м-ние вольфрама в мире. Значительные количества
висмутина в тесной ассоциации с самородным висмутом, деревянистым оло-
вом, станнином (см.), тиосолями Ag установлены в близповерхностном вул-
каногенном м-нин Серро-Рико (Потоси, Боливия). Промышленным источни-
ком Bi висмутин выступает и в вулканогенных рудах куромоно (Икуно и
Акепобе, Хонсю, Япония; см. сфалерит). В подчиненном количестве висмутин
установлен практически во всех медно-молибденовых м-ппях Армении (вместе
с виттихенитом CusBiS3 эмплектитом CuBiS2) в выделениях халькопирита,
борнита, галенита, энаргита, теннантита, реже сфалерита и молибденита. Вис-
мутин — обычный минерал многих золото-кварцевых жил (Кочкарскос и Бе-
резовское м-ния Урала; Дарасуп, Читинская обл.).
Висмутин иногда является одним из характерных минералов скарновых
ассоциаций. В этом случае типичен парагенезис с гранатом, пироксенами, маг-
нетитом, самородным висмутом, козалитом и другими висмутовыми тпосо-
ля.мн, теллуридами Bi (м-ния Курампиского хр., ТаджССР; Окна-де-Фер, Бан-
ца Би.хор, СРР).
В небольших количествах висмутин обнаружен средн продуктов вулкани-
ческих возгонов (Вулкане, Италия).
Изм. Известны псевдоморфозы по висмутину самородного
висмута, касситерита, халькопирита, сидерита. Встречается в
россыпях, но в поверхностных условиях постепенно переходит в
желтые разных оттенков оксиды, гидроксиды, карбонаты Bi.
Знач. Руда на Bi (до 81 % Bi), хотя промышленные скоп-
ления редки.
ПОДТИП II. ХАЛЬКОСОЛИ
КЛАСС 1. ТИОСОЛИ (С СЕЛЕНОСОЛЯМИ)
Хим. Взаимодействием сульфидов As и Sb с сульфидами
щелочных металлов образуются тиосоли, например, 3Na2S +
-ф- As2S3-> 2Na3[AsS3] (23) пли 3Na2S -ф- As2S5-> 2Na3[AsSt]
(24). Эти реакции аналогичны реакциям ангидридов с основа-
ниями и могут рассматриваться как реакции взаимодействия
тиоангидридов с тиооспованиями *. Продукты реакций по ана-
* Подобные реакции широко используются в аналитической химии при
отделении As и Sb, сульфиды которых (гиоапгидрпды) растворяются в сер-
нистых щелочах, от сульфидов элементов, не растворяющихся в этих усло-
виях, — Cu2S, ZnS, FeS, AAnS и т. д. Сульфид Bi в сернистых щелочах не рас-
творяется, хотя в природе тиосоли Bi известны.
126
гии с оксосолями называют тиосолями. Тиосоли щелочных
Металлов легко гидролизуются и поэтому встречаются исключп-
* тьно редко. Роль катионов в природных тиосолях выполняют
РЬ, Си, Ag. Fc иногда Tl, Hg, Мп.
Известны как чисто мышьяковые, сурьмяные, висмутовые,
так и более редкие мышьяково-сурьмяные и сурьмяно-висмуто-
вые тиосоли. Известны также минералы с ограниченными заме-
щениями As Sb, Sb Bi или простыми целочисленными от-
ношениями As : Sb и Sb : Bi (1:1, 1 :2, 2 : 1 и т. д.).
Сера в тиосолях может замещаться селеном.
Ниже в качестве примеров рассматриваются лишь тиосоли,
наиболее широко распространенные в природе. Все они отно-
сятся к подклассу тиосолей халькофильных элементов, секции
тиосолей халькофильных элементов с низкими СХ.
Надотдел 1. Тиосоли с мономерными радикалами
Род блеклых руд Mf0M|+Y4X[3 —> Mf0M2+[YS3]4
Назв. Блеклые руды —за тусклый блеск на старой поверх-
ности; наиболее широко распространенные представители —
тетраэдрит — по форме кристаллов, и теннантит в честь англий-
ского химика С. Теннанта (1761—1815).
Хим. В самом общем виде состав блеклых руд можно выра-
зить в виде (А1к»'И1+)12}/4Х1з, где М+ — Си (до 12 ФЕ), Ag (до 2,
редко 3—5 Фе), 1/4 Sn (до 0,4 ФЕ); М2+= Fe, Zn, Hg, Cd (до
2 ФЕ каждый), Pd2+ (до 4,6 %), У = As3+, Sb3+, Те44- (до 4 ФЕ
каждый), Bi (до 0,8 ФЕ); синтезированы Cuis.sSb^is; X = S,
редко Sc. По составу в роде блеклых руд выделяют: тетра-
эдрит—CuioCu2+SbiSbi3, теннантит—CuioCu2hAs4Si3, зандберге-
рит — CuioZn2y4Si3, швацит— CuioHg2y.iSi3, фрейбергит —
(Cu12_xAgx) i2Sb4S|3 при 1 < х < 2, редко 3—5, CuioCd2Sb4Si3—
пока без названия (минерал с м-ния Тайпдрум, Перт, Шотлан-
дия), голдфилдит—Сщг-хТелБщ, хакит — Cui0Hg2_x(Sb, As)4
Se13_x при х 0,3.
Исследования с использованием микрозонда, установили непрерывный
изоморфизм As и Sb, Sb и Те и одновременно выявили пятнистое и часто
зональное распределение примесей с существенными различиями состава от-
дельных зон (сравни с зонально-изоморфными смесями рода скуттерудита;
бравоитами). Это может свидетельствовать о прерывности изоморфизма и
возможности существования самостоятельных упорядоченных фаз. Последнее
подтверждается экспериментальными исследованиями чисто медных тетра-
эдритов, позволившими выделить две фазы: Cu(2+ 6Sb4S!3 и Ciii4_^Sb-jSjs, где
о ~ 0,2 при комнатной температуре.
Структ. В основе кубической структуры блеклых руд (743/?г) лежит сфа-
д^Ритоподобиый тетраэдрический каркас (рис. 41,а), в котором четверть
”'л4-тетраэдров заменена па YEXS-тетраэдры: Zii:6Si6МыН-ЕД 12. Мнимые
^-вершины собраны в структуре в тетраэдрические чертверки, п нсучст их
означает пропуск в исходном каркасе целого тетраэдра с образованием крупных
127
a
Рис. 41. Фрагменты структуры тетраэдрита:
а—вязь из Си(1 ^.'-тетраэдров вокруг лавесовского полиэдра; б — кластерная шестерка
Си(2)-тетраэдров, вписанных в лавесовскпй полиэдр; две вершины каждого тетраэдра -
«мнимые» (помечены кружками), соответствующие неподеленным электронным парам Е;
зачернен центральный тетраэдр обратной ориентации (пустой или резервный для тринад-
цатого— в формуле — атома S); в—лавссовский полиэдр с четырьмя позициями Е-пар
(кружки) и четырьмя примыкающими к нему SbE-атомами (конусы)
полостей лавесовского типа — двепадцатпвершиннпков, ограненных по те-
траэдру четырьмя шестиугольными гранями (рнс. 41, в). В свою очередь в
лавесовскпй полиэдр можно вписать шесть малых тетраэдров, аналогичных
Л1Х4-тетраэдрам основного каркаса блеклых руд (заштрихованы на рис. 41,6),
расположенных вокруг такого же по размеру тетраэдра обратной ориентации
(черный па рис. 41,6). Над центрами треугольных граней лавесовского поли-
эдра (снаружи него) находятся атомы, образующие зонтичные группы YX3
или с учетом Е-пары — УЕХ3-тетраэдры, фиксация Е-вершип которых восста-
навливает сфалеритоподобпый каркас. На элементарную ячейку блеклых руд,
имеющую объем, эквивалентный занимаемому 32 формульными единицами
ZnS в сфалерите, приходится два лавесовских полиэдра. При этом дополни-
тельные тетраэдрические Е-вершпны одного из них оказываются над центрами
шестиугольных граней другого (в общей вершине трех заштрихованных тетра-
эдров на рис. 41,6) и наоборот.
В результате каждый вписывающийся в лавесовскпй полиэдр тетраэдр
основной («сфалеритовой») ориентации имеет две реальные Х-вершппы (на
ребрах полиэдра) и две «.мнимые» Е-вершипы (над шестиугольными гранями
полиэдра). В таких Х2Ег-тетраэдрах находятся атомы /W, кристаллохпмпчсски
резко отличные от упомянутых выше. Они смещены к X—Х-ребру, имея КЧ
по X равным 2. Шестерки таких атомов М внутри лавесовской полости, нахо-
дящихся хотя и на значительном расстоянии друг от друга (0,316 им), по ха-
рактеризующихся аномально высокими анизотропными тепловыми смешения-
ми, образуют островные кластеры. В центре каждого лавесовского полиэдра
находится «лишний» анион Х2~, дополняющий координацию каждого из ато-
мов М кластерной шестерки до трех при расстояниях М—X в пределах
0,220—0,234 нм. Тогда фопмулу блеклых руд в общем виде можно записать
Дак: (4)АГ^(2+1)Л1^ 2',3 ьё,У8Е3Х21Х2-> 2(4)М6+(2+”м3н 2+(3+Е)У4Е4Х12Х->
->2ПЧ+(2+1)^’ 2+ [^3]4Х->2М12[УХ3],/^2М12У4Х13.
Разделив позиции АН и М2+ в лавесовских полиэдрах (в большинстве
анализов отношение АН : А12+ близко к 5:1, которое можно принять за иде-
альное), идеализированную кристаллохимическую формулу блеклых руд мож-
но записать в виде ^^A4^2+1’/W4’f2+I)/Vf|+ [УХ3](Х, рассматривая УХ3(УЕХ3)-
группы в ней в качестве островных тиосолсвых радикалов.
Приведенная формула позволяет понять механизм и причины ограниче-
ния ИП. Так из 12 атомов М лишь половина имеет КЧ = 4 (А1Х4-тетраэдры),
128
поичем именно они должны замещаться на катионы с s/Агибридизацпей —
,\g+ Fe^+, Zn2+ Cd2+, Hg2+, Sn4+ (Pb1+?). При замене <4Ч1+ на <4)Д.р+ од-
* пппеменпо как отмечал А. С. Поваренных, должно происходить «восстанов-
ите» катионов (2-DM2+ до (2-MW+ по схеме ->
(4)Д/2+(2+1)Д1+. Поскольку максимальное число атомов (2+>)^2+ в формуле
оаВно двум, указанное замещение ограничивается двумя формульными еди-
ницами. В то же время изоморфизм Cu^-^-Ag4- может превосходить 2 ФЕ,
что и наблюдается в некоторых блеклых рудах (см. Хим.); появление же
gn4+ в позициях (4)А1 приведет к дефицит}7 суммы (4)Л1. Особо следует отме-
тить замещение типа АР^У3* Л1+Те4+, представляющее интересный и редкий
пример замещения между неполновалентными катионами соседних по Периоди-
ческой системе р-элсмснтов (SbE3+ и ТсЕ4+), имеющих близкие кристаллохи-
мические характеристики из-за наличия у каждого Е-пары (Те замещает Sb,
а нс S!).
Наконец, следует сказать, что (4)Си+ (как и (4’Ag+) обладает той отличи-
тельной чертой, что может смещаться в СиЗ^тетраэдрите к одной из его сто-
рон, приобретая координацию, близкую к 3. Это позволяет повысить емкость
Си54-тетраэдров, что отражается в увеличении числа атомов Си в синтетиче-
ском тетраэдрите II: Cui3,8Sb4S)8. $то же объясняет большую подвижность
Cu(Ag) в структуре блеклых руд, обладающих свойствами ионных про-
водников.
Выд. Плотные мелкозернистые агрегаты, вкрапленники не-
правильной формы. Кристаллы тетраэдрического (рис, 42), реже
кубического или октаэдрического габитуса. Двойники по {111} —
прорастания, повторные. Эпитаксиальные срастания со сфале-
ритом, халькопиритом, станнином, галенитом.
Св. Цвет стально-серый до железо-черного, иногда сереб-
ристый (фрейбергит). Блеск металлический до тусклого на ста-
рой поверхности. Хрупкие. Сп. нет. Излом неровный до ракови-
стого. Тв. 3—4 (теннантит тверже). Черта от стально-серой до
железо-черной, иногда с буроватым оттенком, у теннантита —
с вишнево-красным. Пл. 5 (тетраэдрит) — 4,6 (теннантит).
Диагн. Можно спутать с бурнонитом, который имеет, однако,
таблитчатые кристаллы, коленчатые четверники и сп. до ясной
в одном направлении; по форме кристаллов — со сфалеритом,
который в отличие от блеклой руды имеет сп., более светлую
черту, алмазный, а ие металлический блеск; от халькозина от-
личаются отсутствием ковкости — не режутся ножом. Диагно-
стика облегчается развитием вторичных минералов Си.
Обр. Типичные минералы среднетемпературных гидро-
термальных ассоциаций.
Рис. 42. Кристаллы блеклых руд
& Зак. Б94
129
Тетраэдрит в ассоциации с халькопиритом, пиритом, самородным золотом
айкинитом — CuPbBiS3 иногда в виде хороню ограненных кристаллов до 512
8 см в ребре известен в Березовском золото-кварцевом м-нии (Свердловская
обл.). Это обычный минерал сульфидной ассоциации золоторудного м-ния
Дарасун (Читинская обл.). Теннантит в парагенезисе с пиритом (см.), халько-
пиритом — типичный второстепенный минерал медноколчеданных залежей
(Урал; Рио-Тинто, Испания). Блеклая руда является одним из существенных
компонентов некоторых вулканогенных руд типа курамоно, око, кейко (Икуно
Хонсю, Япония); в тесной ассоциации со станнином (см.), халькопиритом'
сфалеритом, пираргиритом тетраэдрит установлен на м-ниях Серро-Рико (По-
тоси, Боливия).
Блеклые руды наряду с энаргитом (см.) — существенная часть сульфид-
ной ассоциации м-ний Цумеб (Намибия) и Чукпкамата (Антофагаста, Чили).
Фрейбергит является главным минералом Ag на м-нии Саншайн (р-п Кер-д
Ален, Айдахо, США), одним из ценных компонентов сложных серебряных руд
м-ний Мексики (Пачука, Реаль-дсль-Монте), а также наряду с пруститом,
пираргиритом, и другими тиосолями Ag — источником богатейших зон цемен-
тации и крупных скоплений галогенидов Ag м-ния Чаньяркильо (Копьяпо,
Чили). Известны довольно крупные скопления швацнта в сидеритовых жилах
(Рудняны, ЧССР); установлен он и на ряде киноварных м-ний (Хайдаркап
УзССР и др.).
В виде мельчайших вкрапленников теннантит вместе с борнитом, халько-
зином, реже халькопиритом, самородным серебром, галенитом, сфалеритом и
пиритом установлен в медистом мергеле мульд Заячек и Гредице в Нижней
Силезии (ПНР), кристаллы до 5 см известны в медистых песчаниках (Джез-
казган, КазССР).
Изм. Известны псевдоморфозы халькопирита, бурнонита и
сфалерита по блеклой руде. При выветривании за счет блеклых
руд образуются различные гипергенные минералы Си, арсенаты,
оксиды и гидроксиды Sb, за счет фрейбергита в зоне цемента-
ции возникают самородное серебро, акантит, в зоне окисления —
галогениды Ag; швацит при окислении иногда служит источни-
ком вторичной киновари.
Знач. Ценные компоненты медных руд (Си 45,8 % в тетра-
эдрите, 51,6%—в теннантите); фрейбергит — источник Ag в
комплексных сульфидных рудах, а иногда имеет и самостоя-
тельный интерес (фрейбсргит-сидеритовые жилы м-ния Сан-
шайн, Айдахо, США, долгое время являлись вторым по величине
источником Ag в мире). Ограниченный интерес представляет
швацит как источник Hg.
Род прустита — пираргирита
Прустит Ag3 [AsS3]
Пираргирит Ag3 [SbS3]
Назв. Прустит в честь французского химика Ж. Л. Пруста
(1754—1826); пираргирит от греческих слов «пир» — огонь (тем-
но-красный цвет) и «аргирос» — серебро.
Хим. Замещение As на Sb в прустите отмечается редко (до
As : Sb не меньше 6:1); в пираргирите ИП As более обычны
(до Sb : As = 3 : 1). Экспериментально получен непрерывный
ряд твердых растворов от прустита до пираргирита.
130
Структ. В структуре прустита (пираргирита) можно выделить колонки —
тержни из УЗо-ппрамид, в которых все f-пары атомов У направлены в одну
торону (находятся в тригональных призмах, в качестве основании которых
выступают треугольные основания УБз-пнрамид (рис. 43, о). Колонки из YS3-
пирамид связываются друг с другом катионами Ag, образующими совместно
с $2-.анионами У53-пирамид спиральные цепочки, что особенно хорошо видно
на фронтальной проекции структуры (рис. 43,6). Колонки из У53-пирамид и
спиральные цепочки — S—Ag—S — вытянуты вдоль с. Это приводит к удли-
нению кристаллов по с; одинаковая ориентация У53-пирамид (на рис. 43 вверх
£.парами катионов У31) приводит к полярности структуры и как следствие к
гемиморфности кристаллов. Из приведенных проекций структуры пираргирита
понятно, что минералы этого рода имеют триг. с. (/?3с).
Выд. Сплошные массы, прожилки, примазки; короткостолб-
чатые, столбчатые кристаллы скаленоэдричсского, ромбоэдриче-
ского облика, часто гемиморфные длиной до 10 см (Рудные
горы, ГДР; Чаньяркильо, Чили).
Св. Цвет киноварно-красный у прустита, темный вишнево-
красный до черного с красноватым оттенком у пираргирита.
С поверхности постепенно темнеют. Блеск алмазный. Кристал-
лы прустита до прозрачных, пираргирит просвечивает по краям.
Хрупкие. Сп. до ясной по {1011} в напряженных образцах. Из-
лом раковистый. Тв. 2—2,5. Черта кирпично-красная у прустита,
пурпурно-красная у пираргирита. Пл. 5,6 (прустит) — 5,8 (пи-
раргирит) .
Диагн. Легче всего спутать прустит и киноварь (см.). Реже
с пруститом путают куприт, отличающийся буро-красной чертой
и ассоциацией с другими вторичными минералами Си. Красный
цинкит имеет светлую черту и более высокую тв. (4—4,5), иной
парагенезис. Без специальных методов диагностики трудно от-
личать от миаргирита (AgSbSg), смитита (AgAsSs).
Обр. Минералы средне-, низкотемпературных гидротермаль-
ных ассоциаций.
Прустит и пираргирит с другими тиосолями серебра, аргентитом, само-
родным серебром в значительных количествах известны на многих м-ниях
Мексики (Пачука и Реаль-дель-Монте, шт. Идальго); в той же ассоциации и
с арсенидами Со, Ni. Fe, самородным мышьяком, блеклыми рудами, селени-
дами, иногда настураном — в Рудных горах (ГДР, ЧССР). На м-нии Серро-
Рико (Потоси, Боливия) они находятся в тесной ассоциации со станнином
(см.) и другими сульфидами и явились главными источниками широко разви-
тых вторичных минералов. Пираргирит и прустит наряду с другими тиосолями
Ag явились основными источниками Ag и для минералов зоны цементации —
самородного серебра (см.), аргентита, галогенидов Ag м-ния Чаньяркильо
(Чили).
В СССР описываемые минералы установлены в небольших количествах
на ряде м-ний Урала, Якутии, Средней Азии.
Изм. За счет прустита и пираргирита еще в гидротермальную
стадию могут образоваться самородное серебро, аргентит, акан-
тит. Самородное серебро, акантит, различные галогениды се-
ребра— обычные вторичные минералы зоны окисления (цемен-
тации).
Знач. Ценные компоненты серебряных руд (в прустите
Ь5>4 %, в пираргирите 60 % Ag).
5* 131
Рис 43. Структура
пираргирита:
а-проекция вдоль осп c/lt
Пунктиром выделена
ромбоэдрическая ячейка
с тригонально-призма-
тическими колонками
SbS -пирамид, проходя-
щими через ее вершины.
Заштрихованы спираль-
ные ленты 3( п Зг тетра-
эдров с Ag-KaTnonaMib
смещенными к одному
из ребер каждого тетра-
эдра. Все атомы S и Sb
перекрываются на двух
уровнях, обозначенных
цифрами в шестых до-
лях сд-трансляцин (см.
рис. 43, б, слева). Цифры
слева указывают уровни
фронтальных сечений и
соответствуют высотам
атомов S на рис. 43, б;
б — фронтальная проек-
ция. Вверху окон турены
две тригонально-призма-
тические колонки со SbSj-
пирамидами (треуголь-
никами условно показаны
Е-пары) и две спираль-
ные (2+2)Аб-ленты из
тетраэдров, на фоне ко-
торых объемными свет-
лыми линиями выделены
-S —*2)Ag -S —цепочки.
Внизу выделена ромбо-
эдрическая ячейка
Надотдел 2. Тиосоли с полимерными радикалами
Хим. К тиосолям с полимерными радикалами относится более
100 минеральных видов. Это мышьяковые, сурьмяные, внсмуто-
зые и сурьмяно-висмутовые тиосоли, в которых основную роль
играют катионы РЬ, Си, Ag, в меньшей мере Hg, Fe, Т1 и Мп.
Мышьяковые тиосоли чаще близки к определенным стехиоме-
трическим формулам, тогда как для сурьмяных и висмутовых
тиосолей характерно отклонение от стехиометрии. Это выража-
ется в изменении отношений М : У, особенно, если М = РЬ2+, по-
скольку РЬ2+ имеет большое кристаллохим ическос сходство с
Bi3+ и Sb3+, с одновременным изменением отношения (7И -ф У): S
или с компенсацией валентности низковалентными катионами,
например, по схеме У3+П -> Cu+Pb2+.
В некоторых сурьмяных тиосолях обнаружен С1 (до 4 % в
природных и до 4,5 % в синтетических тиосолях).
Структ. Общие кристаллохимические черты рассматриваемых
гиосолей выявляются особенно четко, если в их структу-
рах выделить мотивы из так называемых £-лент (состоят из
Рис. 44. Структура козалита в проекции вдоль оси с с выделенной в центре
В-лентой (обведена жирными линиями).
Большие кружки — атомы S на 1/4 (светлые) и 3/1 (заштрихованы). Сплошной и клеточной
штриховкой выделены полиэдры атомов Bi с ближней координацией 3 или 5, точечной —
их Д°полнение до КЧ=3 + 2 или 3 + 3. Линейно заштрихованы Pb-полпэдры: два октаэдра
АвУХшапочные тригопа(льяые призмы, причем для одной из них пунктиром наме-
Пэка °.9лее «рыхлая» часть среднее расстояние Pb —S='J,31 нм), примыкающая к ком-
обозНОН полУ°ктаэДРПческой шапочке (среднее расстояние РЬ—S—0,39 им). Квадратиками
значены занятые (залиты) и вакантные (не залиты) позиции Си. (Сравни с оформле-
нием той же структуры в виде укладки £-лент по паркетному мотиву на рае. 45)
133
Рис 46. Спутанно-волокнистый буланжерит на кальците и доломите. Бор.
СФРЮ. Ув. 2
У-полиэров), неподеленные электронные пары которых (Е) на-
ходятся в центральной трубчатой части таких лент.
Для пояснения изложенного можно рассмотреть способ вы-
деления Е-лент в структуре козалита Pb2Bi2S5* (рис. 44). Одна
из этих лент окаймлена жирной линией в центральной части
рисунка и для нес указано атомное наполнение полиэдров и
Е-пары Bi3+. Опа представляет собой трубчатый элемент струк-
туры (вытянутый вдоль с), состоящий из двух четырехзвенных
линеек (в поперечном разрезе) Bi-полиэдров, сдвинутых на 1/2
октаэдра относительно друг друга; Е-пары катионов Bi3+ рас-
полагаются в центральной части такой трубки — Е-ленты. Меж-
ду зубцами четырехзвенных Bi-линеек (с внешней их стороны)
Е-ленты козалита (на рис. 44 показано 5 полных Е-лснт) нахо-
дятся полуоктаэдрические фрагменты Pb-полиэдров, осущест-
вляющих связь Е-лснт друг с другом. На приведенном рисунке
хорошо виден паркетный мотив взаимной ориентировки Е-лент.
Он становится еще нагляднее, если структуру схематизировать
Е Кристаллохимическая формула козалита значительно сложнее — РЬ и
Може1е1<г П° 4CTLIPC не полностью эквивалентных позиции; кроме того в нем
Неког1 бЬ1ТЬ С11, лефпцит S н статистическое распределение части РЬ и Bi;
орые из этих деталей можно выявить, внимательно анализируя рис. 44.
135
до Е-лент, максимально разрядив пространство между ними
(рис. 45,г).
Е-ленты могут быть не только четырехзвенными, как у коза-
лита, но и одно- (рис. 45, а, ж), двух- (рис. 45, б, и, з), трех-
(рис. 45, в, О, е, м), двух-трехзвенными (рис. 45, к, л) и иной звон-
кости. Сочленяться друг с другом они могут либо с помощью
катионов, располагающихся в их внешних зубцах и между тор-
цами (рис. 45,«—е), либо непосредственно торцами (рис.
45,ж — л/). Разное положение атомов У в Е-лентах объясняет их
кристаллохимическое разнообразие. То же касается катионов Л1,
располагающихся между зубцами У-линеек и между торцами
Е-лент. В сурьмяных и особенно висмутовых тиосолях некото-
рые позиции У и РЬ2+ могут заниматься статистически; кроме
того во многих структурах в переменном количестве могут нахо-
диться дополнительные М+ (чаще Си, например, ПУ3+->
->-Cu+Pb2+; см. позиции Си на рис. 44), что приводит к несте-
хиометричности многих ленточных тиосолей.
В соответствии с ленточным мотивом структуры основная
масса рассматриваемых тиосолей наряду с зернистыми и сплош-
ными агрегатами известна в виде игольчатых до тонкоигольча-
тых, спутанно-волокнистых агрегатов (рис. 46). Для большин-
ства из них характерна сп. до сов. вдоль удлинения.
Наиболее широко распространены среди тиосолей с полимер-
ными радикалами минералы семейства буланжерита, описанием
которых можно ограничиться. При этом его удобно давать сов-
местно, подчеркивая с одной стороны сходство, а с другой раз-
личие между ними. I
Семейство буланжерита
Буланжерит Pbs+xSb-i-XS11 ( — 0,2 x 0,3)
Джемсонит FcPb-iSbeSu
Назв. Буланжерит назван в честь французского горного ин-
женера Ш. Л. Буланже (1810—1849), джемсонит — в честь шот-
ландского минералога Р. Джемсона (1774—1854).
Хим. Буланжерит имеет состав с переменными отношениями
РЬ и Sb, хотя статистически большинство анализов близко к
Pb5Sb4Sn. Из примесей важно отметить Bi (до 5,7 % в висмуто-
вом буланжерите), As (0,«%), Си (до 1 %), Бе (0, п %), Zn,
Sn (0,0/г —0,/г %), Ag (О,Оп°/о).
Состав джемсонита обычно отклоняется от идеального по
Pb : Sb и Бе: РЬ (сод. Ре доходит до 10 % вместо 2,71 %, отве-
чающем приведенной формуле). Более обычны и значительны
другие примеси — Bi (до 26,4 % в висмутовом джемсоните), As
(0, и %), Си (0, п — 3,45 %), Ag (0, п — 1,3 %), Zn (0, п%).
Выд. Кристаллы мои. с. (P2i/a) буланжерита и джемсонита —
большая редкость. Для буланжерита характерны таблптчато-
136
ппзматические’ спутанно-волокнистые (см. рис. 46), шелкови-
тые агрегаты с перистыми, занозистыми окончаниями (тонкие
Солокна гибки); для джемсонита — столбчато-призматические,
щесговатые, слаборасходящнеся, радиалыю-лучпстые агрегаты
со ступенчатыми ограничениями (сп. в трех направлениях).
Кроме того для джемсонита типичны полисинтетические двой-
ники по {100} *, а у буланжерита их нет.
Св. Цвет свинцово-серый до железо-черного. Блеск металли-
ческий. Хрупкие. Сп. у буланжерита по {100} сов., у джемсонита
сов. по {120} и {010} и хорошая по {001}. Излом в агрегатах
занозистый у буланжерита, ступенчатый у джемсонита. Тв.
2 5_3. Пл. 6,2 у буланжерита, 5,6 у джемсонита.
Диагн. Друг от друга отличаются характером агрегатов и
сп.; при более детальных исследованиях — по двойникованию
джемсонита и более низкой его пл.
Обр. Сравнительно обычные второстепенные минералы сред-
не- и низкотемпературных гидротермальных ассоциаций.
Буланжерит и джемсонит особенно характерны для некоторых полиме-
таллических м-ний (Запокровское, Спасское п др. в Читинской обл.; Трепча,
СФРЮ). При этом буланжерит, более богатый РЬ, по бедный Sb по сравне-
нию с джемсонитом (РЬ 55,23 и 40,15; Sb — 25,57 и 35,39 соответственно), на-
ходится в тесном парагенезисе с галенитом, для этой ассоциации характерны
бурнонит, халькопирит, блеклая руда, сфалерит. Для джемсонита, напротив,
ассоциация с галенитом не характерна, а типична ассоциация с сульфидами
Fe — пиритом, пирротином, высокожелезистым сфалеритом. В то же время в
сурьмяных и ртутно-сурьмяных м-ниях, для которых сульфиды Fe не харак-
терны, джемсонит отсутствует, тогда как буланжерит отмечается, в том числе
в ассоциации с антимонитом (Терексай, Гурдара, Ср. Азия). В свпнцово-сурь-
мяных м-ниях обнаружены как джемсонит, так и буланжерит (Азатек, Арм-
ССР). Оба минерала установлены и во многих золоторудных м-ниях, богатых
сульфидами (Дарасун, Читинская обл.), в том числе антимонитом (Бая
Спрнс, СРР). В полиметаллических рудах Почекуевского м-ния (Кличкииский
узел, Вост. Забайкалье) встречены наиболее богатые висмутом буланжерит
и джемсонит.
Изм. При окислении за счет буланжерита и джемсонита
образуются оксиды и гидроксиды сурьмы, биндгеймит Pbi—2Sb2—i
(О, ОН, Н2О)6._7 церуссит, англезит.
Знач. Имеют ограниченное значение в качестве источников
РЬ и Sb, будучи одной из составных частей полиметаллических
РУД.
ТИП IV. КИСЛОРОДНЫЕ СОЕДИНЕНИЯ
К типу кислородных соединений относится подавляющее
большинство минеральных видов, включающих по существу сое-
динения почти всех известных элементов. К кислородным соеди-
нениям относятся как простые (MgO, TiO2 и т. п.), так сложные
оксиды (СаТ1’О3, FeWO.i и т. п.) и оксосоли (Mg2[SiO4] и др.).
Легко наблюдается вод микроскопом.
137
При этом принято различать простые оксиды с основными (вы-
делены жирным шрифтом), амфотерными (набраны курсивом)
и кислотными свойствами (обычный шрифт), например:
Li.O ВеО В2О3 СО2
Na2O MgO AL2O3 SiO2 Р2О5 SO3.
Тогда сложные оксиды можно трактовать как соединения окси-
дов с основными свойствами (оснований) друг с другом или
с амфотерными оксидами, оксосоли — как результат взаимодей-
ствия первых с кислотными оксидами (ангидридами).
Растворение простых оксидов в воде дает основания (ще-
лочи) или кислоты. Различия между основаниями и кислотами
проявляются, как известно, в водных растворах в том, что первые
способны, реагируя с водой, присоединять протон с образова-
нием Н3О+ и ОН~-ионов, вторые, наоборот, способны сами от-
щеплять протон с образованием оксония и оксоаниона.
Можно принять, что различия между основаниями и кисло-
тами заключаются в том, что у первых связь М—О слабее, чем
О—Н, у вторых, наоборот, связь М—О сильнее, чем О—Н. Силу
связи катиона с лигандами О2~ можно выразить через приведен-
ную СХ, т. е. отношение СХ катиона к его КЧ (Торб/КЧ), Про-
анализировав связь этой величины с константами диссоциации
оснований (рис. 47, а) и кислот (рис. 47,6), легко обнаружить
прямую зависимость между ними, что полностью подтверждает
сказанное.
Таким образом, опираясь на VopG«+/K4, можно конкретизи-
ровать различия между кислотными катионами — типичными
апионообразователями и катионами с основными свойствами.
Граница между теми и другими зависит не только от абсолют-
ной величины приведенной СХ, но и от атомного номера эле-
мента — Z.
При анализе распределения катионов на графике Уорбп+/КЧ—
— Z (рис. 48) выявляются следующие важные закономерности:
1. Весь график можно поделить на 5 полей (I—V на рис. 48),
перечисленных в последовательности уменьшения основных и
усиления кислотных свойств.
2. Сила оксокислот растет не только по мере увеличения
'¥орбп+/КЧ, но и при уменьшении заряда оксорадикала (сравни,
например, оксорадикалы в рядах ЬО4]6- -> [;лО4]5~ •-> [рО4]4"
-* [ро4р- - [рО4р- или [SnOJ8- [SЬОТ- -> [TcO6r - [Ю6]П
3. Оксорадикалы с высокой отрицательной валентностью от-
вечают не только самым слабым кислотам, но и тем, для кото
рых типично образование полимерных радикалов*; большинство
из таких кислот не выделено в свободном состоянии, а образует
* Подробнее о поликонденсации и других свойствах оксокислот см. ниже
при описании подтипа оксосолсй.
138
J *0рб^/кч
oAl(0H)3
15-
pZn(OB),
/
I
10-
5-
M2j
I / /здн)2
/ I /Си(0Н)2
иЛ/ /Fe(0H)2
/ / <W0H)2
/ 4cd(0H)2 /
ySc(OM),
•0-1—г
-1 0
Ц(5Со(0Н)г zZ
pfe(OHV
10 pKb
-7Cr<0H)3
/ oV(OH)
КЧ катиона:
□ -4
V-5
o-6
о -6(услоёно)
0-7
0 — 9
0’оРб«+/КЧ)
Рис. 47. Связь между приведенной силовой характеристикой ионов
и константой диссоциации оснований (а) и кислот (<5).
/>Cu'M
5
Приняты во внимание 1\Ч катионов в твердых веществах.
гели переменного состава типа SiO2-nH2O, GeO2-nH2O, SnO2X
Х«Н2О, Sb2O5-nH2O, V2O5-nH2O, MoO3-nH2O, WO3-nH2O
и т. п.
4. Увеличение Z в пределах периода увеличивает кислотные
свойства оксидов (оксокомплексов). Это увеличение наиболее
резко у s- и /9-элементов 2-го периода (Li -> Вс-> В -> С-> N
с КЧ, меняющимся ог 4 к 3) и его амплитуда постепенно умень-
шается при переходе к s- и p-элементам с большими п (Cd->
-> In -> Sn -> Sb -> Тс -> I). Отмеченные закономерности связаны
с уменьшением величины прироста СХ с ростом Z по мере уве-
личения п (N периода) и с переходом от треугольных ([ВеО3]4~,
[ВО3]3- и т.п.) через тетраэдрические ([SiO4j4~, [РО4]3- и т.п.)
к октаэдрическим оксорадикалам [Юб]5- и т. п.). Для s- и rf-эле-
ментов прослеживается та же закономерность, но амплитуда
изменения их кислотно-основных свойств естественно заметно
меньше, чем у s- и p-элементов (ряды тетраэдрических оксора-
Днкалов [TiO.1]4--^[VO4]3--^[CrO4]2-; INbO.J^-^tMoOi]2--*
Ю^’04]2-; октаэдрического окружения катионов: К-^-Са->
->Sc->Ti->V; Rb->Sr->Y-->Zr->Nb-^Mo; Ta->\V). При
139
Рис. 48. Распределение катионов по роли в природных оксидах (поля I —V)
в зависимости от их кислотно-основных свойств, определяемых приведенной
силовой характеристикой бу и атомным номером (Z).
1 — катионы с избыточно-щелочными свойствами (bl, Na, К, Са, Sc, Mn2+, Fe2+, Rb, Sr,
Y, La, Ce3+)’ практически не известные в виде простых оксидов в земной коре, за исклю-
чением J''-катиоиов, оксиды которых более устойчивы (особенно СиО и ZnOj; II—катио;
ны, известные в природе в виде простых оксидов и входящие в состав сложных оксипов-
нграют роль компенсаторов избыточно-щелочных свойств катионов поля I; III—катионы —
компенсаторы избыточно-щелочных свойств катионов поля II в сложных оксидах, вы-
ступающие в паре с катионами поля I как d-апнонообразователи главным образом сла-
бых оксокислот и р-аинонообразователи очень слабых оксокислот; IV — р-анионообразова-
тели очень слабых оксокислот; V — р-анионообразователи слабых -> сильных оксокислот,
сила которых растет по мере уменьшения валентности оксорадикала. Сплошные полу-
жирные линки связывают р-анпоиообразователи, пунктирные —tZ-аннонообразователн
изовалептных оксорадикалов, спине — ldOeJ-комплексы с сильными связями d — О, сплош-
ные линии — катионы элементов одного периода (с одинаковым п) с одинаковой коорди-
нацией; пунктиром с точкой выделены катионы, не установленные в минералах, и линии,
связывающие их с установленными в них катионами
Этом надо отметить, что лишь [СгО4] 2--ион * отвечает сравни-
тельно сильной хромовой кислоте, тогда как остальные rf-оксо-
* Анионообразоватслп [SiOj]4-- и [СгО4]2--радикалов имеют близкие
Уорб/КЧ (56,4 и 54,4 соответственно), хотя метакрсмппсвая кислота несопо-
ставимо слабее хромовой (A’i — 2,2-10"10 и 1,8-10"’ соответственно). Это
можно объяснить меньшей валентностью [СгО4]2 -копа (подробнее см. ниже
при описании оксосолей).
140
падИкалы, даже тетраэдрические, соответствуют очень слабым
кислотам, даже более слабым, чем такие слабые кислоты с
анионообразователями, как кремниевая и германиевая. Из
этого следует, что в общей систематике минералов ванадаты,
молибдаты и вольфраматы должны рассматриваться в заклю-
чение сложных оксидов и до оксосолей с р-аннонообразовате-
1ями. Это относится даже к минералам, в которых V, Мо и W
образуют тетраэдрические оксорадикалы, и тем более к тем, в
которых их КЧ меньше четырех. В сказанном проявляются су-
щественные химические различия в свойствах cl- и р-элементов,
в частности, как анионообразователей, заставляющие вычленять
ванадаты из класса фосфатов и арсенатов, а молибдаты, воль-
фраматы и хроматы из класса сульфатов и селснатов, в которых
онп часто рассматриваются по столь общему признаку, как
rpvnn-аналогия, формальному сходству их оксорадикалов*.
Катионы s-, ps- ((6) A13+(G)G a3 h и т. п.), ds-(Sc3+, Y3h) и непол-
новалентных f- и d-элементов с низкими СХ (поля I и II па
рис. 48) образуют основные и щелочные оксиды. Высоковалент-
ные и полновалентныс катионы d-элементов (Ti4+, V4+, V5+ и
т. п.) обладают средними СХ (поле III на рис. 48) и высту-
пают либо в качестве партнеров избыточно-щелочных катионов
в сложных кислородных соединениях (сложных оксидах, оксо-
солях и т. п.), либо в качестве d-анионообразователсй (в этом
отношении типичны <4>V5+, (4)Cr6+, <4)Мо61*). Для полновалентных
катионов ^-элементов (поля IV и V па рис. 48), типична роль
р-анионообразователей в оксосолях; слабыми анионообразова-
телями выступают также (4)Ве2+, (4)А134 и т. п. катионы в слож-
ных оксидах, называемых бериллатами, алюминатами и т. д.,
представляющих по составу и свойствам переходное звено от
оксидов к оксосолям. Эти же катионы выступают в качестве
анионообразователей в оксосолях гетерополикислот типа берил-
ло-, алюмосиликатных.
Величины уОбр'г+/КЧ удобны для анализа общих закономер-
ностей изменения свойств оксидов, роли отдельных катионов в
них, приведенного выше. Для систематики же конкретных соеди-
нений, особенно с ионной связью, анализа особенностей их со-
става изоморфизма, структуры в качестве СХ лучше использо-
вать — 1п/п. Они позволяют в координатах уг- — п, разделить
катионы в ионных оксидах на две группы: 1) с низкими и
2) средними СХ (рис. 49); первая из этих групп отвечает ка-
тионам полей I и II, а вторая — поля III на рис. 48.
Особо надо остановиться на роли в оксидах катионов халь-
кофильных элементов и неполновалентных p-элементов. Для
* Следует принять во внимание, что для образования W6+, Мо6+ г;
бенно V5+, Сг6+ требуются высокие Eli, что сближает условия генезиса
их вольфраматов, молибдатов и тем более ванадатов и хроматов в
окисления рудных м-ний с образованием в тех же парагеаезпсах и ряда
и осо-
мно-
зоне
су.чь-
141
?'q(K4=e;
50-I \
eo-
40
20-
\ °Tl °Uo о Ta
\ II
°A1 M riSig Go4 \
Fe3'0Vs+ \°~r oCe4+
j °Ti?+ \ °hf
°Sc ojri \
CM9 °Y \ce5+
г.л- Lo \
Co °Sr T1+ \
°N0 °K °Rb 8Cs
4 6
Рис. 49. Распределение основных
катионов кристаллов кислородных
соединений с ионной связью в зави-
симости от СХ (у,) и главного кван-
тового числа (п) по двум группам:
I —с низкими (левая нижняя часть гра-
фика) и II —со средними (правая верхняя
часть графика) СХ; у полновалеитных ка-
тионов валентность не указана
тех и других типична ковалент-
ная связь катионов с лиганда-
ми и как результат обычность
КЧ, равных 4 (5р3-гибрпдиза-
цпя — Cu, Zn), 3(^-гибридиза-
ция— As3+, Sb3+, Bi3+, Pb2+),
5 (/др3-гибридизация — Sb3+,
Bi3+), 6 (/2ар3-гибридизация —
Pb2+, Bi3+). Ковалентная связь
приводит не только к специ-
фическим структурам и свойст-
вам подобных оксидов, но и к
своеобразным условиям их об-
разования. Неполновалентныс
катионы p-элементов занимают
особое положение еще и из-за
наличия в них несвязанных
£-пар, требующих определен-
ного объема в структурах
(сравни с халькогенидами не-
полновалентных р-элементов),
и обладают повышенной кис-
лотностью. поскольку Е-пара может выступать в качестве до-
нора электронов. В то же время халькофильные элементы со
средними СХ в полновалентном состоянии могут выступать и в
качестве анионообразователей оксокислот.
В зависимости от выраженности в структуре анионного ра-
дикала, количественной роли подобных группировок тип кисло-
родных соединений делится на два подтипа: I оксиды и гидро-
ксиды, II оксосоли, связанные друг с другом естественными
переходами.
ПОДТИП I. ОКСИДЫ И ГИДРОКСИДЫ
КЛАСС 1. ОКСИДЫ И ГИДРОКСИДЫ
Оксиды насчитывают около 300 минеральных видов, гидро-
ксиды — более 80. Среди педставителей этого класса такие ши-
роко распространенные, как минералы семейства кремнезема,
на долю которых приходится около 12,6 % от массы литосферы,
оксидов и гидроксидов Fe (3,9%), Al.
Хим. Природные оксиды в качестве анионов сод. О2-поны
(MgO, MgAl2O4, Fe2O3 и т. п.), гидроксиды — ОН“-поны
(Mg(OH)2, А1(ОН)з и т. п.). Установлены минералы, содержа-
щие одновременно О2~- и ОН_-ионы. Известны случаи частич-
ного замещения ОН_-ионов на F-- и С1_-ионы; в некоторых
гидроксидах обнаружены COj~- и 5О1~-иопы. В оксидах и осо-
142
бенно в гидроксидах устанавливается Н2О — адсорбированная и
кристаллизационная.
В качестве катионов в природных оксидах выступают в основ-
ном элементы с низкими СХ, за исключением Li, и элементов
с очень низкими СХ —К, Rb, Cs, Sr, Ва, которые более харак-
терны для силикатов, других оксосолей или даже галогенных
соединений. Катионный состав гидроксидов более ограничен —
в них главную роль играют катионы кайносимметричных d-эле-
ментов (от Ti до Zn; в основном Ain, Fe, частично Си), А1
(вместе с Мп и Fe на их долю приходится около 40 % всех
минеральных видов, в том числе широко распространенных);
большое число редких гидроксидов являются минералами
U (иоГ); сравнительно много гидроксидов Mg (в том числе
брусит Mg(OH)2), Са, тогда как на долю К, В a, Be, W, Ga, In,
Ge, Sn, Pb приходится по 1—2 минеральных вида (у Pb — 4).
Для большинства рассматриваемых минералов типична ион-
ная связь между катионами и анионами. Оксидов с ковалентной
связью гораздо меньше, хотя к ним относятся весьма широко
распространенные минералы семейства кремнезема. Ковалент-
ной связью с кислородом характеризуются и менее распростра-
ненные оксиды некоторых халькофильных элементов — Cu, Zn,
Sn, Pb, а также Cd, Hg, In, As, Sb, Bi, Se, Те. Редких гидрокси-
дов с ковалентной связью — единицы.
Близость состава оксидов и гидроксидов, ограниченное число
рассматриваемых ниже гидроксидов позволяют рассматривать
оксиды и гидроксиды совместно в рамках своеобразного класса.
Принимая во внимание строение и свойства катионов (см.
рис. 48 и 49) и считая тип химической связи важнейшим след-
ствием особенностей состава, определяющим законы формиро-
вания структур, изоморфизма, свойства, генезис, класс оксидов
и гидроксидов удобно разделить на три подкласса: I с высокими
АСХ— ионные оксиды и гидроксиды катионов, имеющих низкие
значения у, — поле I на рис. 49 (около 25 % всех оксидов, 90 %
гидроксидов, включая гидроксиды уранила); II со средними
АСХ — ионные оксиды катионов, имеющих средние у,- — поле
II на рис. 49 (более 45 % всех оксидов и всего 4—5 гидрокси-
дов); Ш ковалентные оксиды халькофильных элементов п Si;
сюда же относятся оксиды неполновалентных р-элементов—
с Е-парами (около 30 % всех оксидов и лишь ~9°/о гидро-
ксидов).
В каждом из подклассов известны как простые, так и слож-
ные оксиды и гидроксиды (последние все являются редкими
минералами).
К простым оксидам и гидроксидам относятся как минералы,
содержащие только один кристаллохнмический сорт катионов,
в том числе осложненный изоморфизмом (периклаз — MgO и
Магнезповюстит— (Mg, Fe)2'O, курнакит —Мп2+Оз и бикс-
143
бинт —(Мп, Ре)2+Оз),так и соединения включения, кристалличе-
ская матрица которых является простым оксидом, тогда как
остальные катионы размещаются в крупных полостях этой
матрицы. Такие катионы замещаются другими обычно не по за-
конам изоморфизма, а по законам ионного обмена (минералы
рода (?) криптомелана и группы псиломелана).
К сложным относятся оксиды и гидроксиды, содержащие
катионы, заметно различающиеся по СХ, независимо от их ко-
ординации. В их число включаются и разупорядоченные, в том
числе высокотемпературные фазы аналогичного состава. Увели-
чение разности СХ катионов постепенно приводит к переходу
от сложных оксидов к оксосолям со все более четко выражен-
ными анионными радикалами, в которых роль аниоиообразова-
теля играет катион с высокой СХ (см. ниже рис. 63).
При относительно небольших различиях СХ катионов, вхо-
дящих в сложные оксиды, они рассматриваются, как двойные,
тройные и т. д. оксиды (шпинель MgAl2O4 — двойной оксид Mg
и А1). При увеличении АСХ название соединения производится
так же, как и для оксосолей, содержащих в качестве анпоно-
образователя элемент с более высокой СХ. Так, хризоберилл
(6)А12(4)ВеО4 — бериллат алюминия, ильменит FcTiO3 — титанат
Fe, луешит — (12)Na(6)NbO3— ниобат Na и т. д. В то же время
различия в КЧ катионов с более высокими СХ в соединениях,
относящихся, например, к ванадатам, молибдатам и вольфра-
матам, ниобатам, учитываются использованием цифры, отве-
чающей этому КЧ перед названием *, выделением оксорадикала,
даже очень слабых оксокислот, квадратными скобками. Поэтому
правильным названием ильменита будет не просто «титанат»,
а (6)-титанат, луешита—(6)-ниобат, в отличие от (4)-титана-
тов, известных химикам и (4)-ниобатов, встречающихся даже
в природе (фергуссонит Y[NbO4]). По тому же признаку разли-
чают (4)-ванадаты (фольбортит Cu3(Н2О)2(ОН)2 [V2O7]), (5)-
ванадаты (карнотит K2{(UO2)2[V2O3]}-ЗН2О) и (б)-ванадаты
(пухерит BiVO4), (4)-вольфраматы (шеелит Са [WO4]) и (6)-
вольфраматы (ферберит (6)Fe(C)WO4), (4)-молибдаты (вульфенит
РЬ [МоО4]) и (6) -молибдаты (кёхлинит Bi2Mo06).
Среди простых оксидов и гидроксидов наиболее распростра-
нены в природе минералы семейства кремнезема, корунд, гема-
тит, рутил. Если временно исключить из рассмотрения семейство
кремнезема, включающего ангидриды слабых кремниевых кис-
лот, то остальные из приведенных минералов характеризуются
катионами с СХ-уг-, лежащими в пределах от 42 (для r6)Fe#) —
46,6 ((6)А1) до 62,7 ((6)Ti4+). Указанные пределы СХ, очевидно,
можно принять как типичные для катионов, входящих в состав
* Подобное использование КЧ в названиях химических соединений впер-
вые, очевидно, ввел Н. В. Белов с учениками, применительно к боратам (см.
ниже), среди которых они выделили (4)-бораты и (3)-бораты.
144
устойчивых в природе простых оксидов и гидроксидов. Элементы
с более низкими СХ следует считать избыточно-щелочными, с
более высокими — избыточно-кислотными. Как те, так и другие
встречаются либо в более редких простых оксидах (периклаз
и т. п.) и гидроксидах (брусит и т. п.), либо в более широко
распространенных и более многочисленных сложных оксидах,
характеризующихся средней величиной СХ катионов, близкой
к СХ катионов простых оксидов, устойчивых в природе (табл. 3).
Состав оксидов и гидроксидов может отклоняться от идеаль-
ного вследствие изоморфизма (изо- и гетеровалентного), нссте-
Таблица 3
Силовые характеристики у£- катионов некоторых сложных оксидов
Минерал СХ катионов Сред- нее значе- ние Vf
Группа А Группа В
Катион Катион
Сложные оксиды С ВЫСОКИМИ \СХ (подкласс I)
Mn2+Mng+O8 (SiO4) (браунит) (6)Мп^+ 17,5 <6>Мп’+ 46,2 53,4
(4)Si 132,7
(6)№з»Л14.5)',,А14 -1 St, а» <»>Mg 18,8 (°)А1 46,6 53,3
(сапфирин) (4^а1 60,5
™Si 132,7
А12ВеО4 (хризоберилл) (0 Al 46,6 <4>Ве 52,0 48,4
MgAI2O4 (шпинеть) (4)Mg 22,8 (6>А13 46,6 38,6
FeFe2O4 (магнетит) ^Fe^ 18,8 <6>РеУ 42,0 38,2
FeCr2O4 (хромит) 22,8 (б)Сг3+ 44,6 37,2
(1)Fe3+ 53,8
Сложные оксиды со средними АСХ (подкласс II)
Оксиды /-элементов
YNBO4 (фергуссонит) (8)уЗ+ 18,6 (1)ХЬ5+ 125,0 71,0
YTiNbOG (эвксенит) (8)уЗ+ 18,6 (G)-pj44- 62,7 50,2
(6)\тЬ3 + 69,4
CeTiNbOg (эшинит) (8)СеЗ+ 16,0 (6)yj4-(- 62,7 48,0
(6)_\b5+ 69,4
Оксиды d'-элементов
Fe\VO4 (ферберит) (6)Fe^+ 18,8 (G)yy6 + 89,7 54,2
FeNTb2Oc (колумбит) ^Fe2* 18,8 <°).\Ь5+ 69,4 52,5
РеТЮз (ильменит) <6>Fe/+ 18,8 (6)у + 62,7 40,7
^аСа\Ь2Ос (ОН, F) (пирохлор) (8|.\а+ 4,1 (G).\b5+ 69,4 38,2
(8)Са2+ 9,9
CaTiO3 (перовскит) ^Са2+ 8,3 (G)yj4 + 62,7 35,5
145
хиометрип, ионного обмена, перехода в метамиктное состояние
адсорбции примесей тонкодисперсными агрегатами.
Изовалентный изоморфизм часто и в широких пределах про-
является между следующими катионами (в скобках справа
у.): (4>Mg2+(22,8), (20,0), ^Fe2/ (22,8); <6>Mg2+ (18,8), Fe^
(18,8); Win3; (46,2), (6Фе3„+ (42,0), <6>Cr3+(44,3), W3+(41,2),
(46,6); (8)Th4+(30,0), (8)Ce4+(34,8), ^U4+(34,2); <GW+(69,4), (6)Ta5+
(62,5). При этом заметное изовалентное замещение одних ка-
тионов другими в ионных оксидах и гидроксидах вплоть до пол-
ного изоморфизма наблюдается для катионов с близкими у-.
В то же время оно более типично для сложных оксидов, чем
для простых, для эквиорбитальных катионов, чем для неэкви-
орбитальных. Последняя причина приводит к ограничению изо-
морфизма между такими широко распространенными катионами,
как '6)Fe3/ и (6)А13+, даже в сложных оксидах (шпинелидах!) и
тем более в простых оксидах — примеси А120з к гематиту и
Fe2O3 к корунду не превышают 0, п %, что обычно связывается
с большой разницей в ионных радиусах (6)А13+ и (6)Fe^, дости-
гающей более 26 % • В то же время полуторные оксиды ^-эле-
ментов проявляют значительно более широкий (замещение
Mn3+ Fe3+ в биксбиите) и даже полный изоморфизм (ряд
гематит — эсколаит Сг2Оз, установленный экспериментально).
С другой стороны, некоторые катионы элементов тип- и шринк-
аиалогов характеризуются непрерывным изоморфизмом, как
это наиболее ярко проявляется для пары <C)Nb5+ (6)Та5+.
Большие ограничения на изовалентный изоморфизм накла-
дывает различие в типе химической связи отдельных минералов.
Хорошей иллюстрацией к сказанному является пара рутил
(ионная связь)—касситерит (ковалентная связь). Полная сме-
симость для них установлена только выше 1573 К, тогда как
при нормальных условиях она крайне ограничена.
Наряду с изовалентным изоморфизмом в оксидах (и опять-
таки, в первую очередь, в сложных) широко распространен гсте-
ровалентный изоморфизм. При этом широкий изоморфизм
вплоть до полного проявляется для изоморфных пар с близкими
суммарными величинами у,, хотя и в этом случае иногда возни-
кают структуры распада твердых растворов, характерные для
минералов с координационной структурой, близкой к ПУ и про-
являющей кластерные взаимодействия (гемоильмениты, титано-
гематиты, титаномагнетиты). Иное дело сложные оксиды с суб-
слоистой и субкаркасной структурой. Для них, очевидно, из-за
более рыхлой в целом кристаллической структуры, структуры
распада не столь характерны (перовскиты, пирохлоры, эшинит).
При увеличении различий в суммарных величинах у.- заме-
щаемых и замещающих катионов до 15—30 единиц непрерыв-
ный изоморфизм невозможен, и наблюдается ограниченный, HQ
146
статочно заметный изоморфизм в раде случаев даже нсэкви-
бптальных катионов (рутил -> пльменорутил; рутил -> стрюве-
°Р Ca2+Ti4+ Ce3+Fe3+ в перовскитах). Изоморфизм с уча-
стием вакансий является классическим для случаев нестсхиоме-
пши Особо широко распространен он в ^-оксидах, катионы
которых могут изменять валентность. В качестве примера можно
привести переход от магнетита к маггемиту (по схеме 3Fe2+—>
J.Q2Fe3+ или Feft_3rFe^2xnxO4 при х^О.ЗЗ), осуществленный
полностью в экспериментальных условиях. Отклонения за счет
вакансий в анионной подрешетке известны для многих веществ,
представляющих изоморфные смеси на основе ZrO2.
Пределы различий величин yi в случае изоморфизма с уча-
стием вакансий примерно те же, что и при изовалентном изо-
морфизме без вакансий. При этом в обоих случаях изоморфизм
обычно проявляется в направлении некоторого увеличения сред-
ней величины уч (вакансии принимаются в расчет как катионы
с пулевым значением у,).
Изо- и гстеровалентный изоморфизм проявляется в оксидах
и гидроксидах с ионной связью, причем в первых полнее, чем в
последних. В то же время оксиды и гидроксиды с ковалентной
(куприт, кварц, касситерит и др.) и остаточной связью (монт-
роидит, арсенолит, сенармонтит, молибдит, редкие гидроксиды)
характеризуются высокой чистотой и обычно близки к своим
теор ст и ч ес к и м фор мул а м.
Явления ионного обмена, отличающиеся ио своей природе от
изоморфизма, характерны для минералов рода псиломелана и
группы криптомелана, имеющих каркасную структуру с поло-
стями канального типа — примеси переменных и иногда значи-
тельных количеств Na, К, Са, Sr, Ва, РЬ2+, а также Н2О.
Примером сложных оксидов, состав которых изменяется в
результате ионного обмена, являются минералы рода пирохлора
с каркасной структурой соединений включения (клеточно-ка-
нального типа), для которых причину дефицита катионов можно
выразить схемой Ca2Nb2X7-> 7/?i?33Nb2X7-> UNb2X7. Замещение
U или Th на низковалентные катионы ведет к увеличению А от
1 До 2, как это имеет место в бетафите с формулой от /4i.3052X7
До /12Л2Х7; в Са—Na-пирохлорах дефицит А доходит до 15—
25 ат. %.
Для многих ионных оксидов со средними АСХ содержащих
Разнообразные и значительные примеси, в том числе U и Th,
Уклонения от стехиометрии типичны в случае перехода их в
метамиктное состояние (почти все танталониобаты, кроме ми-
нералов семейства колумбита). При метамиктизации катионы
’Руппы А постепенно выщелачиваются. Лишь небольшая часть
их остается па месте или окисляется. Одновременно поглощается
°льшое количество Н2О. Поэтому минералы, которые нахо-
дятся в метамиктном состоянии достаточно долго, переходят
ГиДратированные смеси оксидов элементов группы В, прока-
147
ливание которых уже не может привести к восстановлению
структуры исходного минерала.
Особый случай отклонений состава от идеального представ-
ляет появление различных и часто значительных адсорбиро.
ванных примесей, характерных для тонкодпсперсных агрегатов
особенно гидроксидов Al, Fe, оксидов и гидроксидов Мп.
Структ. У оксидов и гидроксидов с высокими АСХ структуры
строятся по принципу заполнения катионами пустот в ПУ 113
анионов в соответствии с правилами Магнуса, хотя в гидрокси-
дах уже обнаруживаются заметные отклонения от ПУ. При уве-
личении СХ катиона ПУ искажается даже в простых оксидах
(рутил, бадделеит); сложные же оксиды по мере увеличения
АСХ катионов, входящих в их состав, приобретают все более
рыхлую, вплоть до каркасной структуру (перовскит, пирохлор);
при еще большей АСХ катионы с более высокими СХ становятся
анионообразоватслями, что определяет переход от простых окси-
дов через сложные оксиды к оксосолям. Благодаря тому, что
радиус ОН~-ионов близок к радиусу О2--иона, в гидроксидах
основу ПУ составляют гидроксил-иопы, а в оксигидратах —
ОН-- и О2--иопы совместно. Катионы в оксигидратах сильнее
связываются с кислородом, чем с ОН--иопами. Это приводит к
возникновению цепочечных или даже слоистых (в том числе
молекулярных) структур и как следствие к снижению симметрии
гидроксидов по сравнению с соответствующими оксидами
(табл. 4).
Св. Оксиды 5- и ^-элементов с ионной и ковалентной связью
бесцветны, прозрачны, со стеклянным блеском, оксиды d-эле-
ментов в большинстве своем имеют темную до черной окраску;
их блеск от стеклянного до полуметаллического и металличе-
ского. Поскольку большинство природных ионных оксидов со-
держит многовалентные катионы, они имеют высокую энергию
кристаллической решетки и, как следствие, высокую твердость
(6,7,8 и даже 9), высокие температуры плавления, тогда как
Таблица 4
Изменение физических свойств минералов
при переходе от оксидов к гидроксидам
Катион Минерал Сингония Плот- ность Твердость
М<т2 + Т ( Периклаз MgO Куб. 3,58 5,5—6
t Брусит Mg (ОН)г Триг. 2,40 2,5
[ Корунд А12О3 Три г. 3,95 9
Д 13 + I Диаспор а-АЮОН Ромб. 3,40 6-7
। Бемит у-АЮОН Ромб. 3,00 3,5-4
1 Гиббсит А1 (ОН)3 Мон. 2,44 2,5-3
f Гематит Feo03 Триг. 5,26 5-6
Fe8+ < Гетит a-FeOOH Ромб. 4,20 5—5,5
( Лепидокрокит y-FeOOH Ромб. 3,96 4—5
148
могие ковалентные оксиды, наоборот, имеют низкую твердость,
51 зкие температуры плавления. Плотность оксидов в целом
ниже плотности халькогенидов.
н‘ Появление низковалептного ОН~-пона вместо О2“-иона при-
водит к уменьшению силы связи катионов с анионами. След-
ствием этого является снижение пл. и тв. гидроксидов по срав-
нению с оксидами тех же элементов (см. табл. 4).
Сист. Оксидов и гидроксидов основывается на изложенных
оанее принципах (см. табл. 1), и по сравнению с халькогени-
дами здесь надо отметить появление в рамках сложных оксидов
таких отделов, как бериллаты, алюминаты, ферриты, титанаты,
тантало-ниобаты, молибдаты и вольфраматы, ванадаты.
Обр. Для понимания основных закономерностей генезиса
оксидов важнейшими являются следующие их свойства:
1) активность оксидов как оснований или ангидридов;
2) величина давления пара;
3) окислительно-восстановительные свойства оксидов.
Активность оксидов как оснований или ангидридов приво-
дит к тому, что среди минералов нет оксидов с сильно щелоч-
ными (основными) или сильно кислотными свойствами, т. е. про-
стых оксидов, содержащих катионы с слишком низкими или
слишком высокими у,-, поскольку такие оксиды переходят в оксо-
соли. Напротив, для природных условий типичны простые ок-
сиды, обладающие амфотерными — Fe2O3, AI2O3, TiO2, слабокис-
лыми свойствами — SiO2. Катионы с более низкими у/, как было
показано выше, известны лишь в сложных оксидах, где их из-
быточно-щелочные свойства уравновешиваются более кислот-
ными свойствами второго катиона (см. табл. 3).
Давление пара у ковалентных оксидов в целом выше, чем у
ионных (рис. 50). Прямые зависимости IgP—1/Т-103 оксидов,
наиболее распространенных в литосфере, находятся между пря-
мыми, отвечающими А12О3 и Fe2O3. В частности, в этот интер-
вал попадают TiO2, SiO2, SnO2; FegCU, Mn3O4, т. e. полигеиные
или эндогенные минералы (SiO2 и Fe2O3). Ниже этого интер-
вала или вблизи от прямой А12О3 находятся наиболее высоко-
температурные фазы —MgO и минералы, образующиеся в эндо-
генных, преимущественно магматических условиях — ZrO2. Бли-
же к верхнему интервалу (линия Fe2O3) расположены прямые
полигенных и гидротермальных минералов, а затем следуют
наиболее типичные для поверхностных образований Cu2O, СиО,
А1п2О3 и, наконец, оксиды Bi, Sb и As. Таким образом, для окси-
дов в условиях термического градиента Земли должна прояв-
ляться та же пространственная дифференциация, в зависимости
от их давления пара, как и у халькогенидов, хотя давление пара
°ксидов в целом ниже. При этом увеличению давления пара от-
нечают ряды типа FeO -+ Fe3O4-> Fe2O3, определяющие величину
Давления О2(Ри?. или фугитивности О2) в различных геосферах
^емли.
149
Рис. 50. Зависимость давления пара некоторых оксидов (1g Р) от обратной
температуры (1/7’ НО3):
а - оксиды s- и p-элементов; на этом же графике нанесены данные для TiC>2 и FezOg:
б— оксиды d-элементов; на этот же график нанесены данные для AlgOg. Сплошные ли-
нии (/) отвечаю' ковалентным, пунктирные (2)— ионным оксидам; штрих-пунктирная ли-
ния (5) на первом из графиков—условная граница между ионными (левый нижний угол)
н ковалентными (правая верхняя часть графика) оксидами, которая для ориентации на-
несена и на втором графике
Однако давление пара, хотя и важная, но все-таки не един-
ственная характеристика, влияющая на распределение оксидов
в отдельных ассоциациях. Надо отметить отсутствие в магмати-
ческих ассоциациях FeO, МпО, Сг2О3, редкость А12О3 (эклогито-
вые ксенолиты в кимберлитах), хотя по величинам давления
пара они лежат в области наиболее устойчивых оксидов. Это
связано с тем, что все указанные оксиды достаточно активны
в химическом отношении, особенно при высоких температурах,
существующих в магматических очагах. Поэтому они легко ре-
агируют с другими компонентами магмы и прежде всего кремне-
земом, давая силикаты.
Иные ассоциации возникают в гидротермальных жилах. Для
них из простых ионных оксидов характерцы гематит, реже ру-
150
nil, уранинит, из ковалентных — кварц, реже касситерит, т. е.
минералы с довольно широкими колебаниями в величинах дав-
аения пара. В то же время при высокой активности Са в гидро-
термальных растворах сложные оксиды не образуются, а воз-
никает кальцит. Это можно объяснить тем, что гидротермы
имеют обычно высокую активность СО2. Угольная же кислота,
будучи сильнее кремниевой, с одной стороны, препятствует об-
разованию силикатов, с другой — легко соединяется с такими
«избыточно-щелочными» катионами гидротерм, как Са, Mg, час-
1чно Fe2+ с образованием кальцита, доломита, анкерита.
Для контактовых и метаморфических ассоциаций характерны
кварц, магнетит (часто вместе с гематитом), иногда рутил (в том
числе в виде крупных скоплений), а в случае недостатка SiO2
и высокой активности Mg и А1 — шпинель и даже корунд. При
метаморфизме осадков, содержащих оксиды марганца, послед-
ние, обладая высоким давлением пара, диссоциируют с восста-
новлением Мп4+ и Мп3+ до Мп2+, который, вступая в реакцию
с другими компонентами исходных пород, образует спессарти-
новые гранаты, родонит и даже тефроит.
Для ковалентных молекулярных оксидов, отличающихся в
большинстве своем очень высоким давлением пара, высокотем-
пературные ассоциации запрещены. Это типичные минералы зон
окисления и поверхностных процессов.
Определенные различия в генезисе типичны и для оксидов
различных подклассов, секций, отделов и подотделов. Так ок-
сиды с высокими ДСХ (подкласса I) типичны для ассоциаций
термометаморфизма, магматических пород нормального ряда от
ультраосновных до кислых, гранитных пегматитов. Образование
оксидов Mg и А1, для большинства из которых ведущим усло-
вием является высокая активность глинозема или MgO, проис-
ходит в системах, недосыщепных кремнеземом — при десилифи-
кации (пегматиты линии скрещения, десилифицированные гра-
ниты, сиениты, ассимилировавшие карбонатные породы), при
контактово-метасоматических изменениях или метаморфизме
карбонатных осадочных пород (образование кальцифиров и т.п.
ассоциаций). Образование оксидов d'-элементов этого же под-
класса определяется широким спектром значений Eh (~ от FeO
До Fe2O3), хотя в основном они заключены в более узком пре-
деле (~ FeFe2O4 — Ре2О3). В целом эти минералы типичны для
ультраосновного (хромит), среднего (магнетит), кислого (маг-
нетит, гематит) магматизма, скарнов (магнетит, гематит), ги-
пергенных ассоциаций (браунит, гаусманит), некоторых кислых
метаморфических комплексов (гематит, магнетит).
Образование оксидов с средними ДСХ (подкласса II) тесно
связано с: 1) процессами кристаллизации щелочных магм и
карбонатитов, 2) остаточными продуктами кристаллизации си-
ликатных расплавов (гранитные и щелочные пегматиты). Объ-
ясняется это тем. что как те, так и другие характеризуются, с
151
одной стороны, высокими активностями избыточно-щелочных
(К, Na, Sr и т. п.) и основных (Fe2+, Мп2+) катионов, с дру.
гоп — катионов с средними у, (Ti4+, Zr4+, Nb5+, Ta5+). Помимо
этого, для ряда оксидов со средними АСХ типичны гидротер-
мальные ассоциации (уранинит; частично минералы семейства
колумбита; род вольфрамита, шеелит и т. п.), преимущественно
гипергенные ассоциации с высоким Eli, характеризующиеся при-
сутствием Мп4+ (пиролюзит, род псиломелана, группа крипто-
мелана). Для зон окисления, также с высокими Eh, характерны
(4)-, (5)- п (б)-ванадаты (карнотит K2{(UO2)2[V2O8]}-ЗН2О
и др.), (4)- и (6)-молибдаты (повеллит Са[МоО4], моурит
U4+Mo6O20• 6Н2О и др.), (4)- и (6)-вольфраматы (ферритунгстит
Ca2Fe2+Fe3+(WOJ7 • 9Н2О и др.). Реже оксиды со средними
ДСХ возникают метаморфическим путем (наиболее типично
это для рутила).
Иные условия образования отличают оксиды халькофильных
элементов и Si (подкласса III). Основная их масса — гиперген-
пые минералы, являющиеся простыми оксидами (куприт и др.),
ванадатами (деклуазит Pb(Zn, Си) (ОН) [VO4]), молибдатами
(вульфенит РЬ[МоО4]), вольфраматами (штольцит Pb[WO4]),
хроматами (крокоит Pb[CrO4J). Меньшее число оксидов этого
подкласса (группа касситерита, семейство кремнезема) возни-
кает в результате эндогенных процессов.
Поверхностные условия генезиса типичны и для подавляю-
щего числа гидроксидов, дающих крупные скопления, связанные
с осадкообразованием, формированием кор выветривания (гид-
ролиз силикатов, окисление карбонатов Fe2+, Мп2+ и т. п.) и зон
окисления рудных м-ний (гидроксиды Fe3+, Mn3+, Cu+, UO'|
и т. п.). При повышении температуры (в жарком климате), про-
цессах диагенеза и метаморфизма полные гидраты типа А1(ОН)з
переходят в оксигидраты типа A1OOFI, FeOOH, а затем в оксиды
простые (А12О3, Fe2O3) и сложные (MgAl2O4, FcFe2O4 и т. д.).
Реже гидроксиды образуются при гипогенных процессах.
ПОДКЛАСС 1. оксиды
И ГИДРОКСИДЫ с высокими А СХ
СЕКЦИЯ 1. ОКСИДЫ И ГИДРОКСИДЫ s- и ^-ЭЛЕМЕНТЫ
Из наиболее известных оксидов и гидроксидов к рассматри-
ваемой секции относятся простые оксиды и гидроксиды — перик-
лаз, брусит, корунд, диаспор, бёмит, гиббсит и двойной оксид —
шпинель. Общей их особенностью является образование в ассо-
циациях с малой активностью ангидридов: 1) при термомета-
морфизме карбонатных пород (периклаз, корунд, шпинель);
2) в десилифицпрованиых парагенезисах (корунд, шпинель);
3) во вторичных кварцитах (оксиды и гидроксиды А1); 4) при
серпентинизации (брусит); 5) в корах выветривания (брусит:
152
гиббсит, бёмит, диаспор); 6) при осадкообразовании (окспгпд-
тЫ и гидроксиды А1). По составу, парагенезису, условиям об-
разования их можно объединить в два семейства: 1) оксиды и
гидроксиды А1, 2) оксиды п гидроксиды Mg, и одно подсемей-
ство алюмошпинелидов.
Семейство оксидов и гидроксидов А1
Семейство оксидов и гидроксидов А1 объединяет минералы
групп корунда, диаспора, бемита и гиббсита, включающие клас-
терные, нормальные оксиды и молекулярные кристаллы. Все
они связаны в процессах образования взаимопереходамп. По-
этому их Обр., Изм., Знач. удобно рассматривать совместно
после описания представителей каждой из перечисленных групп.
Группа корунда
Корунд А12О3
Назв. Очевидно от древнеиндийского названия минерала —
«кауруптака».
Хим. Сод. А12О3 96—98,6%, редко ниже; из ИП установлены
Fe2O3 (до 1,8, в одном случае 9,2%), Сг2О3 (до 1,8%), Ti2O3
(до 0,5%); отмечены также SiO2, СаО (до 1,2%), FeO, MgO
(0,n%), NiO, MnO, GdO, V2O3 (0,0n%), H2O+ (до 0,2%), по-
явление которой связывают с изоморфизмом типа А134- 4- О2~->-
->М2+-ф-ОН-. Обычны механические включения, в том числе
эндотаксические, рутила, гематита, ильменита, граната, шпинели
и др.; в сапфирах Умбы (Танзания) — иглы бесцветного корунда
и апатита.
Структ. можно представить па основе ПГУ атомов О с заполнением 2/3
октаэдрических пустот. Заселенные октаэдры укладываются послойно в виде
колец из шести реберно связанных октаэдров (рпс. 51, а). Смежные этажи
заселенных октаэдров стыкуются со сдвигом на один октаэдр и попарным об-
общением граней у половины октаэдров (рис. 51,6). Таким образом, катионы
попарно сближаются, образуя островные кластеры (рпс. 51, в), и структура
в целом является координационной, кластерной.
Выд. Плотные мелкозернистые массы. Часто кристаллы, осо-
бенно метакристаллы, бочепковидного (рис. 52), столбчатого,
пластинчатого облика, реже вытянутые дипирамидальные. Кри-
сталлы часто деформированы. Полисинтетические двойники по
{1011}, с чем связана штриховка на боковых гранях — косая
(см. рис. 52) и гранях пинакоида. Известны сростки пластинча-
тых кристаллов типа железной розы.
Удлиненные и изометрические кристаллы обычно связаны с
телами, залегающими в породах, бедных SiO2 (нефелиновых
сиенитах, гипербазитах, мраморах и др.), пластинчатые — с те-
лами, залегающими в породах с избытком SiO2 (вторичные квар-
циты, гранито-гнейсы и др.).
153
Рис. 51. Структуры минералов семейства оксидов и гидроксидов А1.
Корунд: а —слой из АЮб-октаэдров —проекция на (0001), б—характер стыковки
«корундовых» слоев, сдвинутых на один октаэдр с попарным обобщением граней,
в—схема чередования в корунде пар катионов в гранносвязанных октаэдрах (по
ромбоэдрическому закону в рамках трижды двухслойной упаковки); г —структура
диаспора на основе нескопько гофрированной ПГУ атомов О, двойные линии отве-
чают связям Н+ в ОН", пунктирные —водородным связям; д — структура бёмнта.
двойными линиями показаны водородные связи между гофрированными пачками
из АЮз(ОН)з-окгаэдров; е — структура гиббсита, построенная из слоистых макро-
молекул, состоящих из А1(ОН)б октаэдров, уложенных по корундовому типу (см. а).
связанных остаточными связями
Рис. 52. Кристаллы корунда
0001
Известны псевдоморфозы по андалузиту (Семиз-Бугу,
КазССР).
Св. Цвет чистого корунда белый; от примесей Сг3+становится
красным (рубин), до красно-коричневого (Fe2O3 до 0,3%) и
фиолетового (ИПУ); от Fe — желтым (Fc2+), при различных
соотношениях Fe2+ и Fe3+ — сипим и голубым различных оттен-
ков (сапфир). Окраска часто зональная, пятнистая. Эпдотакси-
ческие вросткп рутила вызывают астеризм (появление звездча-
тых фигур в том числе двенадцатилучевых звезд) на гранях пи-
накоида (звездчатые рубины, сапфиры), иризацию отдельных
зон кристаллов. Блеск стеклянный до алмазного, перламутро-
вого (на {0001}). Просвечивает в осколках, драгоценные разно-
видности— прозрачны. Хрупкий. Сп. пет, но часто отдельность
по {0001} и {1Сл 1} вследствие полисинтетического двойникова-
ния. Излом неровный до раковистого. Тв. 9. Порошок — белый.
Пл. 4,0.
Диагн. Легко отличается по высокой тв. (в том числе от
шпинели, граната), форме кристаллов и другим признакам.
Обр., Изм., Знач. См. заключение семейства.
Группа диаспора
Диаспор а-АЮОН
Назв. От греческого «диаспора»-—рассыпаться, из-за рас-
трескивания на мелкие осколки при нагревании.
Хим. По составу чаше близок к А1ООН. Известны ИП Fe2O3
(до Н %), Сг2О3 (до 6,5%), Ga2O3 (0,00п %). Кроме того, в не-
большом количестве (0,0 п — 0, ц%) отмечены ТЮ2 (редко до
3>3%), MgO, CaO, SiO2 (редко до 1,6%), связанные скорее
Всего с механическими загрязнениями.
155
Струит. Обычно рассматривается как слабо графрироваппая ПГУ анионо
О2~ и 011~, в которой заселена половина октаэдрических пустот. А106-окта5
эдры (А1—О от 0,18520 до 0,19821 им) соединяются ребрами в цепочки, п0
парно связанные в ленты, вытянутые вдоль с. Двойные лепты чередуются в
шахматном порядке с лентами незаселенных октаэдров (рис. 51, ?);“ связц
ваясь вершинами октаэдров, образуют трехмерный каркас. Между двумя ато-
мами О каждой пары «верхней» и «нижней» ленты находятся протоны, обра-
зующие гидроксильную (двойная линия на рис. 51, а) связь с одним атомом
О (II—О равно 0,24590 им) и водородную (пунктир на рис. 51, а) с другим
(Н—О равно 0,28452 нм).
Выд. Пластинчатые, чешуйчатые, листоватые образования-
тонкодисперсные агрегаты в бокситах; натечные образования'.
Изредка кристаллы ромб. с. (РЬпт) толстотаблитчатого (дли-
ной до 5 и даже 8 см) пластинчатого, редко игольчатого об-
лика.
Св. Цвет серый, белый, желтовато-бурый, красновато-корич-
невый (ИП Fe3+), красный (Мп), зеленый (ИП Сг3+). Хроми-
стый диаспор Саранского м-ния (Свердловская обл.) и м-ния
Кайракты (КазССР) подобно александриту меняет свою ок-
раску при искусственном освещении на красновато-фиолетовую.
Блеск стеклянный, на плоскостях сп. — перламутровый. Прозра-
чен до полупрозрачного. Хрупкий. Сп. сов. по {010}. Излом сту-
пенчатый до раковистого. Тв. 6,5—7. Черта белая. Пл. 3,4.
Диагн. Похож на маргарит, хлоритоид, иногда гиббсит,
корунд. Легче всего отличать от указанных минералов по тв.
От хлоритоида — нерастворимостью в H2SO4. В топкодисперс-
ных агрегатах диагностируется рентгенографически, термогра-
фически, электронно-микроскопически.
Обр., Изм., Знач. См. заключение семейства.
Группа бёмита
Бемит у-АЮОН
Назв. В честь первооткрывателя немецкого геолога И. Бёма
(1857—1938).
Хим. Редко анализ показывает до 98% АЮОН. Обычны
примеси Fe2O3 (до 3,2%), SiO2 (до 5,3%), ТЮ2 (до 4,1 %),
иногда СаО (до 1,8%), MgO (до 1 %), Na2O + К2О (до 0,6%),
связанные в основном с механическими загрязнениями и адсорб-
цией, хотя часть их изоморфна (Fe) *. Особо надо отметить ЙП
Ga2O3 (до 0,07 %) и Sc.
Структ. слоисто-молекулярная. Зигзагообразные слои-молекулы из ребер-
носвязанных цепочек AIO3 (OI 1)з-октаэдров разделены такими же слоями не-
заселенных октаэдров; слои-пачки связаны друг с другом водородными свя-
зями (рис. 51, д). Иначе структуру можно представить как несколько иска-
женную ПКУ из попарно чередующихся слоев О2~ и ОН~-ионов, половина
октаэдрических пустот которой заполнена катионами. Заселенные А1Оз(ОН)з
* Экспериментально установлено, что при 523 К и 10-' МПа гидротер-
мально можно синтезировать бемит, содержащий не более 0,4 % Fe2O3.
156
' аэдры (А1—о ~ 0,1875 и 0,2009, А1—ОН равно 0,1852 им), связываясь
°1<''пами, образуют цепочки, вытянутые вдоль с. Эти цепочки имеют общие
РехЕа друт с другом, что и создает гофрированную слоистую макромолекулу;
Ре^тояние между молекулами (связь О—Н ... О) 0,271 нм. Различия в ха-
рактере связи а-(диаспор) и у-А1ООН (бёмит) приводят к различиям в син-
гонии. тв. (см. табл. 4), формах выделения этих минералов.
Выд. Скрытокристаллические землистые, фарфоровидные аг-
регаты, иногда мелкочешуйчатые. Редко чечевицеобразные, уп-
ущенные по {010} п боченковидные кристаллы ромб. с. (Стет).
Св. Часто бесцветный пли белый, желтоватый, розоватый,
зеленоватый. Блеск стеклянный, на плоскостях сп. — перламут-
ровый; в тонкопластинчатых аргегатах иногда шелковистый.
Прозрачный до полупрозрачного. Хрупкий. Сп. сов. по {010}.
Излом неровный, в агрегатах —до раковистого. Тв. 3,5—4. Чер-
та белая. Пл. 3,1.
Диагн. Макроскопически трудно отличается от гиббсита,
с которым часто образует очень тесные смеси (бокситы). Отли-
чия можно выявить в яснокристаллических выделениях либо
рентгенографически, термографически и др. специальными ме-
тодами.
Обр.,
Изм., Знач. См. заключительную часть семейства.
Группа гиббсита
Гиббсит у-А] (ОН)3
Назв. В честь американского минералога Д. Гиббса (1776—
1833).
Хим. Яснокристаллический гиббсит по составу близок к
А1(ОН)3; иногда небольшие ИП Fe2O3 (0,/г %), Ga2O3 (до
0,006 %), ВсО (до 0,03%)- В скрытокристаллических агрега-
тах— большое число различных механических и адсорбирован-
ных примесей: Fe2O3 (до 2%), SiO2 (до 1,4%), до 0,и % СаО,
К2О, Na2O.
Структ. можно представить па основе искаженной ПГУ из ОН_-иоиов, в
которой заселенные октаэдры располагаются послойно (рис. 51, е) с узором,
аналогичным корундовому (см. рис. 51, с) (AI—О от 0,173 до 0,198 нм). Часть
,.(Н—О ~ 0,096 нм) лежит в плоскости ПУ, другая — перпендикулярна к
чей. Подобные трехэтажные пачки образуют макромолекулярные слои, связь
между которыми из-за расположения ОП_-ионов каждой молекулы напротив
дРУг друга очень слабая (расстояние между молекулами 0,485 нм).
Выд. Скрытокристаллические агрегаты от землистых до фар-
форовидных, оолиты, червеобразные выделения, натечные об-
разования. Редко яснокристаллические выделения пластинча-
р * Известны также триг. модификация а-Л1(О1-1)з-бдйерг/7 и трикл.—
Р'А1(ОН)3-мор<Зсга«<9н7’> со структурой, относящейся к структуре у-А1(ОП)3
°чти политипно, — различия связаны с различием в последовательности че-
редования и ориентации макромолекул относительно друг друга (политипия)
Разной ориентации Н+ относительно плоскости ПУ.
157
того строения. Иногда таблитчатые до короткостолбчатых крц1
сталликп мои. с. (P2j/n), часто псевдогексагональпые, сдвойни'
кованные в парные и полисинтетические двойники срастания и
прорастания.
Св. Яснокристаллический гиббсит бесцветный, скрытокрц.
сталлический — белый, сероватый, розоватый, зеленоватый
Блеск стеклянный до перламутрового на плоскостях сп.; тусклый
в скрытокристаллических агрегатах. В кристаллах прозрачен
Хрупкий. Сп. весьма сов. по {001} (слюдоподобная). Спайные
листочки упруги. Излом ступенчатый, в агрегатах — до ровного
и раковистого. Тв. 2,5—3. Черта белая. Пл. 2,4.
Диагн. См. бёмит.
Обр., Изм., Знач. См. заключительную часть семейства.
Обр. Условия образования того или иного минерала рас-
сматриваемого семейства определяются в первую очередь тем-
пературой: у-А1(ОН)3---------> у-А1 ООН (бёмит) -°-ЗК> а-АЮОН
(диаспор)-----> AI2O3 (корунд). Поэтому гиббсит — в основном
продукт поверхностных процессов, тогда как диаспор и тем
более корунд имеют гипогенное происхождение и типичны для
ассоциаций недосыщснных кремнеземом.
Зерна красного полупрозрачного корунда обнаружены в ксенолитах экло-
гитов (до 10—12%) кимберлитовой трубки «Обнаженная» (ЯАССР),
трубки «Робертс Майер» (ЮАР).
Акцессорный корунд известен в изверженных породах, бедных кремнезе-
мом, типа сиенитов (овоиды калиевого полевого шпата, в центре с кристалла-
ми корунда длиной до 5 см в сиенитах Ильменских гор, Челябинская обл.,
Краймопт, Онтарио, Канада), нефелиновых сиенитов (Банкрофт, Онтарио, Ка-
нада). Крупные его кристаллы находятся в пегматитах, генетически связан-
ных с указанными породами (Ильменские и Вишневые горы, Челябинская
обл.; окрестности Балянгоды, Ракваны и Ратнапуры в Шри Лапка; Занскар
в Кашмире, Индия; окр. города Могок в Бирме). Сильная десилификация гра-
нитных пегматитов, кристаллизующихся в ультраосновных породах, приводит
К образованию корундовых плагиоклазитов, содержащих до 60—90 % корунда,
иногда вместе с диаспором (Борзовское м-ние, Челябинская обл.).
Диаспор установлен в мусковитовых и топазовых гидротермальных про-
жилках с флюоритом, пиритом, гюбнеритом (Караоба, КазССР).
Бемит известен как продукт гидротермального изменения фельдшпатндов
(Вишневые горы). В этих же условиях образуется гиббсит, являющийся одним
из компонентов шпреуштейнов — продуктов изменения нефелина (Вишневые
горы, Хибины).
Уникальны гидротермальные метасоматические жилы в известняках, сод.
до 80 % гиббсита (округ Най, Невада, США); в них установлены также ге-
тит, литиофорит, пиролюзит, барит, алунит, опал; в измененных известняках
па контакте с жилами— гранат, везувиан, калиевый полевой шпат, пренит,
серицит, кварц. Гиббсит обнаружен и в жилах Левобережного полиметалличе-
ского м-ния (Сев. Осетия), где температура его образования определена в
373—353 К.
В образовании остальных описанных ниже ассоциаций минералов боль-
шое значение имеет соотношение Eh и pH в момент их выделения. Экспери-
ментально установлено, что Ее(ОН)з выпадает при pH ~ 2; оптимальная ве-
личина для А1(ОН)3 от 6,5 до 7,5; Fe2+ и Мп2+ могут выпасть в виде гидро-
ксидов лишь в сильнощелочной среде (pH 8 и выше). Поэтому Fe2+ и Мп
158
время сохраняются в растворах, имеющих достаточно низкий Eh (гпд-
1Ь1 подземные воды, воды, богатые органическими веществами, и т. д.).
Е01 довышении Eh Fe2+ и Мп2т легко окисляются и выпадают в осадок *.
ПР11 ?[{е время из растворов с низкой величиной Eh, содержащих Ее2+ и
vt 2- может выделяться Л1(ОН)3 и оксигидраты А1. Напротив, при окислс-
• * растворов и повышении pH первыми выпадут гидроксиды Fe, затем Мп
Н1ПнаКОнец, Л1. Первая схема дифференциации осуществляется при образова-
”• вТоричных кварцитов, латеритов; вторая — хемогенных морских осад-
дов выделении гидроксидов, оксигидратов и оксидов Al, Fe, Мп из минераль-
ных источников.
Вторичные кварциты возникают в основном в областях активного вулка-
низма. При выносе всех оснований и сохранении глинозема, он в зависимости
от температуры может выделяться в виде диаспора (до 50 % в диаспорнтах
Чирагидзорского м-ния АзССР; Акташа, КазССР), корунда, а также входить
в состав зуниита, дюмортьерита, андалузита, пирофиллита, диккита, каоли-
нита топаза, алунита. Обычны также рутил, гематит (вторичные кварциты
Камчатско-Курильской вулканической обл.; Семиз-Бугу, КазССР; Кабаковское
и Борзовскос' м-нпя, Челябинская обл.); в отдельных участках могут образо-
вываться диаспоровые, зуниитовые, пирофиллитовые зоны, линзы, вкраплен-
ники.
При выветривании за счет гидролиза алюмосиликатов, главным оора-
зом полевых шпатов, фельдшпатпдов, возникают гидроксиды и оксигидраты
А1. Благодаря наибольшему Eh верхняя часть коры выветривания латерито-
вого типа обогащается гидроксидами, оксигидратами и оксидами Fe и Мп.
Глубже накапливаются гидроксиды и оксигидраты А] либо совместно с ги-
дроксидами, оксигидратами и оксидами Fe(Mn) —красные (железистые) бок-
ситы, либо самостоятельно — белые (маложелезистые) бокситы.
Бокситы, развивающиеся по силикатным породам, имеют существенно
гиббситовый состав. Кроме того, в них содержится бемит, иногда диаспор, гё-
тит, гидрогётит, гематит, гидрогематит, анатаз, каолинит, галлуазит, различ-
ные обломочные минералы. Эти бокситы образуют крупные залежи в виде
пластов, плащей (р. Суринам, о-в Суринам; Гайана; Сев. Бразилия; окр.
г. Литл-Рок, Арканзас, Аппалачское плоскогорье, Алабама, Теннесси, Джорд-
жия, Виргиния, США; бокситы Индонезии, Австралии, Ньясаленда), огромные
переотложенные залежи гиббситовых бокситов (Ямайка, Куба, Гаити, Доми-
никанская Республика).
Обычно бокситы возникают в условиях жаркого, тропического климата
па плоских возвышенностях. Однако их образование может происходить и в
умеренном климате. В этом случае важнейшим условием является интенсив-
ное дренирование и выщелачивание из продуктов выветривания Fe и SiO2
(гиббсит в коре выветривания гранитов у Дартмура, Юго-Зап. Англия). Близ-
ки к описанным, очевидно, условия образования гиббсита и гидроксидов же-
леза в коре выветривания серпентинизированных перидотитов Кольского мас-
сива (Сев. Урал).
Гидроксиды А! (в основном гиббсит) могут возникнуть, по-видимому, и
при Действии поверхностных сернокислых растворов, образующихся в зоне
окисления рудных м-ний, на минералы коры выветривания глинистого типа.
° этом случае для гиббсита характерна ассоциация с галлузитом, каолини-
том, аллофаном, алунитом, ярозитом, мелантеритом — Fe(H2O)6(H2O) [SO4],
оазалюминитом — AI^OHJioISOJ • 5П2О (Журавлипское м-ние, Свердловская
°°л.; бокситоносный бассейн Юж. Урала).
Своеобразный тип бокситов с преобладанием в их составе бемита или
Диаспора возникает па известняках — в виде плащей, часто карманов. Их об-
разование одни связывают с корой выветривания известняков, другие — с пе-
реотложением гидроксидов из кор выветривания силикатных пород при мор-
ких трансгрессиях, третьи — с хемогеппым выпадением гидроксидов и окси-
идратов AI из морской воды, концентрацией их в карстовых формах выще-
' Повышение Eh вызывает переход Мп2+ в осадок оксидов и гпдрокси-
Д в Мп+э Мп4+, поскольку Мп(ОН)3 и Мп (ОН) 4 крайне не устойчивы.
150
лачпваиия известняков. К этому типу относится большинство м-nnii СССр
(бёмит-дпаспоровые бокситы Красной Шапочки, Свердловской обл.; м-нпя Тцх
впнекого р-на, Ленинградская обл.). Из зарубежных надо назвать крупную
боксптоносную провинцию от Испании до Турции (м-нпя Ариеж, Эро, Бущ
дщ-Рон, Вар и др., Франция; провинции Мопте-Турчио, Аквпла, Терра-’ди-Да
воро, Италия; Далмация, Босния и др., СФРЮ; р-н Ганта, ВИР; окр. гор'
Петроу, плато Киральсрдо, долина р. Яду, СРР) и Индо-Китайского п-ова
Хемогеннымн являются кристаллический гиббсит из мелкозернистого цесча'
ника у с. Хмелевое (Тернопольская обл., УССР), гиббепт-хлорптовые конкре-
ции, обнаруженные в морских осадках близ о. Кауаи (Гавайские о-ва). Гибб-
сит иногда является существенным компонентом глин (до 20 % в каолинит-
галлуазит-монтмориллонитовых неогеновых глинах юга Белоруссии). Раскри-
сталлизовапный диаспор известен в глинистых отложениях Миссури (США)
Гиббсит обнаружен в отложениях фумарол Везувия.
Уже при диагенетических процессах за счет гиббсита появляется бёмит
а затем диаспор. Еще интенсивнее эти изменения происходят при метамор-
физме, приводящем к образованию иногда крупных скоплений диаспора и ко-
рунда с кианитом, хлоритоидом, маргаритом (Косой Брод, Свердловская
обл.). Зерна и метакристаллы корунда до 15—20 см в поперечнике, обычно
темно-красные, с большим количеством включений, известны во многих мета-
морфических породах глубокой степени метаморфизма—гнейсах, гранатовых
амфиболитах, гранулитах (Юж. Норвегия; Финская Лапландия; Рай-Из, По-
лярный Урал; районы развития корундовых пегматитов в Шри Лапка, Индии,
Бирме). В некоторых из этих пород обнаруживаются линзы и пропластки мра-
моров с корундом и шпинелью (рубины в мраморах р-на Могок, Бирма). Об-
разование красного корунда при метаморфизме связывают с уменьшением его
объема при вхождении хрома.
При контактово-метаморфических изменениях осадочных пород, богатых
глиноземом, образуются наждаки, состоящие в основном из плотного мелко-
зернистого корунда со шпинелью, магнетитом, гематитом, ильменитом, силли-
манитом, плагиоклазом, гранатом, кварцем (Сигангопское м-ние, Красноярский
край), хлоритоидом, маргаритом (о-в Наксос, Греция; корундиты нагорья Бер-
бертоп, ЮАР).
Тонкодисперсиый корунд известен в иеметаморфизованных бокситах Сев.
Урала, Казахстана, Зап. Сибири.
Обломочный корунд — акцессорный минерал многих осадоч-
ных пород.
Мельчайшие (<300 мкм) белые округлые и продолговатые
зерна корунда установлены в реголите, доставленном с Луны
«Аполлоном-11».
Изм. Под действием гидротермальных растворов корунд,
диаспор замещаются силлиманитом, кианитом, андалузитом,
цоизитом, хлоритом, мусковитом.
В поверхностных условиях рассматриваемые минералы устой-
чивы, корунд даже накапливается в россыпях.
Знач. Бокситы — основные источники А1; из них же попутно
извлекается Ga. Обычный корунд и наждаки используются как
абразивы. Прозрачные, окрашенные кристаллы — драгоценные
камни высшего класса. Особенно известны рубины из россыпей
окрестностей г. Могок (Бирма), рубины и сапфиры россыпей
Шри Ланки и сапфиры россыпей Кашмира, окр. Баттамбангка
(Кампучия). Высококачественный корунд применяется в точной
механике (опоры осей в часах и т. п.), в лазерах и других опти-
ческих устройствах. Корунд для этих целей в значительных ко-
160
Г1чествах выращивается по метод}7 Вернейля — из шихты в во-
‘оОдНо-кислородном пламени. Кроме того, все большее значе-
ние приобретает кристаллизация корунда методами Бриджмена,
Киропулоса (получены кристаллы до 10 кт) из флюса и гидро-
термальным путем (из щелочных растворов при 823 К и
2-102 МПА уже получены кристаллы до 1 кг). Синтетический
корунд широко применяется и в ювелирном деле.
Семейство оксидов и гидроксидов Mg
К этому семейству относятся минералы двух групп — перик-
лаза и брусита, Обр., Изм. и Знач. которых рассматриваются
совместно после краткой характеристики важнейших представи-
телей этих групп — периклаза и брусита.
Группа периклаза
Периклаз MgO
Назв. От греческих «пери» — всюду и «клазис»— раскалыва-
ние, из-за сов. сп. по {100}.
Хим. Часто близок к MgO; важнейшие ИП — FeO (до 8,6%;
экспериментально получен непрерывный ряд твердых растворов
до FeO), МпО (до 6%—примесь манганозита — МпО; синте-
зирован (Mg, Мп)О с 26 мол. % МпО).
Структ.— координационная; геометрически подобна NaCi(PbS), катионы
имеют КЧ = 6 и у М.§Об-октаэдроБ все ребра общие.
Выд. Обычны округлые зерна, редко кристаллы куб. с.
(БтЗ/??) октаэдрического, кубооктаэдрического, кубического га-
битуса.
Св. Бесцветный, сероватый, желтоватый, коричнево-желтый
(сод. Fe), зеленый, черный (включения!). Блеск стеклянный.
Прозрачен до просвечивающего. Сп. по {100} сов.; отдельность
по {НО}. Тв. 5,5—6. Пл. 3,58 (выч.).
Диагн. Легко растворяется в разбавленной НС1 или HNO3.
Порошок, смоченный водой, дает щелочную реакцию.
Обр., Изм., Знач. См. заключение семейства.
Группа брусита
Брусит Mg (ОН)2
Назв. В честь амеРиканск0Г0 минералога А. Бруса (1831—
Хим. Известен очень чистый брусит, но чаще он содержит
ИП МпО (до 18% в манганбрусите из Франклина, Ныо-Джер-
9й, США), FeO (до 9,6 % в ферробрусите из Асбестос, Квебек,
Канада, и 16 % в ферробрусите из Фрейберга, Саксония, ГДР),
изредка ZnO (до 3,7 % в манганбрусите из Франклина). Кроме
в Зак. 591 161
Того отмечаются СаО (до 1,2%), Fe2O3 (до 1,7%), АкО
(О,п %), SiO2 (до 1,1 %), СО2 (до 2,2 %) —за с-чет механически!
загрязнений и частичного замещения другими минералами.
Структ. молекулярная; в основе ее ПГУ из ОН~-ионов, в которой подо,
вина октаэдрических пустот послойно заселена катионами; образуются слои,
стые макромолекулы типа известных в А1(ОН)3, но без вакантных октаэдров
(Mg—О = 0,209 им; расстояния между молекулами — 0,322 нм).
Выд. /Челкочешуйчатые плотные, реже крупночешуйчатые
пластинчатые агрегаты, натечные выделения, сфероиды; при
эпитаксиальном замещении парахризотила образуются парал-
лельно-волокнистые агрегаты — немалит-, редко — толстотаблит-
чатые кристаллики триг. с. (P3ml).
Широко распространены псевдоморфозы по изометрическим
кристалликам и зернам периклаза, имеющие характерное кон-
цептрически-полосчатое, волнистое строение (деформационное
скольжение по {001} периклаза вследствие увеличения объема
почти на 40 % при переходе MgO в Mg(OH)2).
Св. Цвет белый, слегка сероватый, зеленоватый, желтоватый;
ферробрусит на воздухе быстро становится золотисто-бурым;
манганбрусит— чернеет. Блеск восковой до перламутрового на
плоскостях сп., у немалита шелковистый. Чистый крупноплас-
тинчатый брусит — прозрачный. Хрупкий. Сп. весьма сов. по
{0001}, слюдоподобные спайные пластинки и волокна немалита
гибки, но не упруги. Излом в агрегатах от ровного, чешуйчатого
до занозистого (немалит). Тв. 2,5. Черта белая. Пл. 2,4.
Диагн. В чешуйчатых, пластинчатых агрегатах брусит легко
спутать с тальком, пирофиллитом, гиббситом, немалит — с хри-
зотил-асбестом. Легче всего отличить по растворимости в НС1.
Обр., Изм., Знач. См. заключение семейства.
Обр. Периклаз — типичный минерал сухого термометамор*
физма магнезиально-карбонатных осадков. Брусит возникает
метаморфическим путем и при гидролизе магнезиальных сили-
катов (серпентинизация гипербазитов, коры выветривания на
них).
Периклаз известен в змеевиках Серовского р-иа (Свердловская обл.). ме-
таморфизованных известняках хр. Киргиз-Ата (УзССР). Мелкие кристаллы
обнаружены внутри глыб известняка, выброшенных Везувием, в мраморе близ
Преданно (Сев. Италия; вместе с бруситом), Крестмора (Калифорния; заме-
шен бруситом).
Брусит (часто немалит) содержит практически все серпснтинизированные
Массивы и м-ния Хризотил-асбеста (см.). В них образование брусита вместе
с серпентином, магнезитом, магнетитом, халцедоном можно представить реак-
цией гидролиза Mg-силикатов: 3MgFe[SiO41 + Mg2[Si2O6] + ЗН2О + СО2+
+ О Mg (ОН) 2 + Mg3 (ОН) 4 [Si2O5] + Mg [СО3] + Fe3O4 Ч- 3SiO2. (25) Со-
гласно экспериментальным исследованиям, образование брусита происходит
ниже 673 К.
При контактово-метаморфических процессах брусит возникает за счет до-
ломита CaMg[CO3]2 + Н2О Mg(OH)2 + Са[СО3] + СО2 (26) или при гИ*
дратации периклаза. Он особенно характерен для магнезиальных скарнов
162
Таблица 5
Номенклатура основных крайних членов семейства шпинелидов
4-.u!+ B=M3+
Al3 4"-Алюмошпинели (алюмошпинелиды) Сг34"-Хромшпннели (хромшпинелнды) Ре°4'-Фсрришпинели (ферришпнпелиды)
»g2+ Fe2+ Mn2+ Zn2+ Шпинель MgAl2O4 Герцинит FeAl2O8 Галаксит (Mn, Fe)Al2O4 Г анит ZnAl2O4 Магнохромит (Mg, Fe) Сг2О4 Хромит FeCr2O4 Магнезиоферрит MgF е2О4 Магнетит FeFe2O4 Якобсит MnFe2O4 Франклинит (Zn, Fe)Fe2O4
Примечание. Кроме того известны: треворит—NiFe-jO-i, кульсонит— FeV-O^,
ргьвнг-Ре2ТЮ4> хромпикотит-(Mg, Fe)(Cr, A1)2O< и др.
(ЯАССР, КНДР), часто в ассоциации с людвигитом, котоитом — Mg3[BO3]2,
различными силикатами Mg. В мраморах брусит акцессорный, реже породооб-
разующий минерал. Так, предаццит из Кандзаччолли, Предаццо (Сев. Ита-
лия) сод. до 34 % брусита; бруситовый мрамор Бакальского м-ния (Челя-
бинская обл.) — до 80 % брусита.
Известно отложение брусита в геле, выделяющемся низкотемпературным
(283 К) источником Комплекшн с pH около 12 (Лейк, Калифорния, США).
Изм. Периклаз часто замещается бруситом. Брусит в свою
очередь легко изменяется в гидротермальных условиях с обра-
зованием различных карбонатов Mg и его силикатов. При вы-
ветривании замещается карбонатами; легко выщелачивается.
Манган- и ферробрусит легко окисляются и распадаются на
воздухе с образованием аморфных смесей оксидов и гидрокси-
дов Мп, Fe, Mg.
Знач. Большие скопления брусита могут представлять инте-
рес как источники Mg (69 % MgO) и как сырье в производстве
огнеупоров для металлургии.
Семейство шпинелидов
Хим. Шппнелиды включают большое число представителей
С -общей формулой АВоСА, где А = Mg2+, Fe2+, Mn2+, Zn2+, Fe3+,
Al3+, В = Al3+, Fe3+, Cr3+, V3+, Ti4+, Mg2+, Fe2+, Ti3+ (табл. 5), т. с.
объединяют минералы двух разных секций — s- и р5-элемептов
(шпинель MgAl2O4 и другие алюмошпинелиды) и гГ-элсментов
(например, хромит FcCr2O4, магнетит FeFeoO4 и другие хром- и
Ферришпинелиды).
Учитывая реальные составы природных минералов, частоту
встречаемости отдельных шпинелидов и специфику парагенезиса,
В - кг23.Вест1.1Ь1 искусственные шппнелиды, где А = Со2+, Cd2+, Ga3+, Ge4+,
41 , Co2+, Ga34', Rh3+, V4+, Sn4+, а также AA'BO4, например, CaMgGaO.(.
Рис. 53. Структура
шпинели.
Поэтажное заполнение
по {111} октаэдрических
(слой 4, а также 2 и 0) и
октаэдрических и тетра-
эдрических пустот (слои
1, 3, 5) в рамках ПКУ из
атомов О
их целесообразно разделить на три подсе.
мейства (рода): 1) алюмо-, 2) хром- ,,
3) ферришпипелидов, описывая в рассма-
триваемой секции лишь алюмошпинелидц
а хром- и ферришпинелиды — в секции (р’
оксидов.
Структ. шпинелидов можно представить
как ПКУ из О, в которой параллельно
{111} выделяются этажи заполненных ок-
таэдрических (на рис. 53 четные с отноше-
нием заселенных и незаселенных пустот
3:1) и октаэдрически-тетраэдрических (на
рис. 53 нечетные, октаэдрический мотив —
дополнительный к первому, с одиночными
октаэдрами, связанными двойным числом
заселенных тетраэдров) пустот. В струк-
туре нормальной шпинели атомы А зани-
мают тетраэдрические позиции, в обращен-
ной— эти позиции заняты половиной ато-
мов В; известны шпинели с беспорядочным
и частично упорядоченным распределением
А и В в тетраэдрических и октаэдрических
позициях. Кроме того у у-А120з и у-Ре2О3
(маггемита) установлены дефектные
структуры шпинели, в которых до 1/3
катионных позиций вакантна, в связи с чем
формулы этих соединений следует писать
в виде А13-хО4 и Рез-хСА при х 0,33 или
АК.бтСК и Ре2,б?О4 соответственно. С осо-
бенностями структура связана куб. с.
(Fd3m) большинства шпинелидов, окта-
эдрический, ромбододекаэдрический габи-
тус кристаллов (рис. 54), отсутствие сп., ра-
ковистый излом, высокая тв., химическая и
термическая их устойчивость.
Для всех шпинелидов характерны высо-
котемпературные условия образования. В
поверхностных условиях большинство их
устойчиво и сохраняется в россыпях.
Подсемейство (род) алюмошпинелидов
Из всех алюмошпинелидов (см. табл. 5)
в природе наиболее распространена шпи-
нель, рассмотрением которой и ограничимся.
Шпинель MgAl2O4
Назв. Возможно от латинского «спинелла» — маленький шип,
за октаэдрическую форму кристаллов,
164
Рис. 54. Кристаллы шпинелидов
Хим. Известна шпинель е сод. 98,6—99,1 мол. % MgAl2O4
(розовая шпинель Шри Ланки и Кухп-Лала, ТаджССР), однако
чаще сод. MgAl2O4 ниже (до 68 мол. %) за счет ИП FeAl2O4
(0,1—30 мол. %; (Mg, Fe)А12О4 — плеонаст}, MgFe2O4 (до
7 % Fe2O3 в хлорошпинели', редко 14 и даже 30 мол. %); уста-
новлены также ИП xMgCr2O4 (до 1,4 мол. % в розовой шпи-
нели), ZnAl2O4 (до 2,5 мол. %), МпА12О4 (0, п мол. %), СоО,
СаО (до 1,8%), Na2O (до 1,4%), К2О (до 1,3%), SiO2 (до
1 %); Н2О (0,0/г %; одни анализ 0,2%). Известна иестехиомет-
рическая дефектная шпинель с сод. 75-—99 мол. % (Mg,
Fe)Al2O4 и 0,5—20,5 мол. % (Al, Сг, V)2O3 (из ксенолитов гли-
нистых сланцев в андезитах Диско, Гренландия, с самородным
железом (см.).
В шпинели обнаружены закономерные вростки рутила, тита-
нита.
Структ. См. описание семейства.
Выд. Изометрические зерна, зернистые агрегаты, кристаллы
(до 10—Ц см в ребре) октаэдрического, реже ромбододекаэд-
Рического габитуса (см. рис. 54); двойники срастания по {111} —
шпинелевый закон.
165
Характерны эндотакспчсские вросткп в магнетите в виде
звездчатых выделений и реберных пучков.
Известны эпитаксиальные срастания с магнетитом, гемати-
том, слюдой.
Св. Цвет чаще зеленовато-синий, синий до черного (Fe2+
Fe3+), реже шпинель розовая, красная (ИП Сг3+ при низком
сод. Fe2+ и Fe3+), бесцветная. Блеск стеклянный. В случае эндо-
таксических вростков рутила, титанита может наблюдаться асте-
ризм (шпинель о-ва Шри Ланка). От непрозрачной до прозрач-
ной— благородная шпинель. Хрупкая. Сп. практически пет; воз-
можна отдельность по {111}. Излом раковистый. Тв. 7,5—8.
Черта белая. Пл. 3,6.
Диагн. От граната и корунда отличается габитусом кри-
сталлов и более высокой, чем у гранатов, но более низкой, чем
у корунда, тв. Легко диагностируется под микроскопом. Среди
шнинелндов характеризуется наиболее низкой пл. (3,5—3,7) и
наиболее высокой тв.
Обр. Наиболее характерна шпинель для карбонатно-мета-
морфических и магнезиально-скарновых ассоциаций.
Образование шпинели (с диопсидом) можно представить за счет доло-
мита и каолинита карбонатных осадочных пород: 2CaMg[CO3]
Д- Alz(ОН)4[S12O5] —>-Mg’AkO.4 Д- SaMgfSioOn] Д- СаСО3 + 2НгО Д- ЗСО2 (27).
В этом случае помимо диопсида со шпинелью ассоциирует форстерит, мине-
ралы семейства гумита, флогопит, иногда кордиерит. Темно-синяя шпинель та-
кого происхождения установлена в кальцифирах р-на Слюдянки (Иркутская
обл.); отдельные кристаллы здесь имели до 4 см в ребре. Розовая шпинель
обнаружена в мраморе с графитом в верховьях р. Слюдянки. Кальцифиры
Аладанского р-на (ЯАССР) содержат много черной шпинели (кристаллы до
10 см в поперечнике). Шпинель — типичный минерал магнезиальных скарнов
(Юж. Якутия), железорудных скарнов (Благодать, Качканар, Свердловская
обл.). Прекрасные кристаллы темно-зеленой и черной хлоршпипсли (до 9 кг)
в ассоциации с диопсидом (белым), гранатом, везувианом, монтичеллитом,
хлоритами (лейхтсибергитом, пеннином) обнаружены в хлоритовых скарнах
Шишпмскнх и Нззямскпх гор (Челябинская обл.). Мельчайшие вкрапленники,
в том числе скелетные кристаллы шпинели, образуются в магнетите как ре-
зультат распада твердого раствора (Fe, Mg) (Fe, А1)2О4, что вызывает суще-
ственные затруднения в использовании таких руд.
Шпинель обнаружена в пустотах скарппрованного известняка, выброшен-
ного Везувием. Совместно с анортитом шпинель установлена в вулканических
туфах оз. Вико (Италия).
Значительные количества шпинели могут образоваться при гранитизации
магнезиально-карбонатных пород, богатых глиноземом, — пегматитовые жилы
в магнезиальных мраморах Кухи-Лал (ТаджССР) с мощными реакционными
оторочками трсмолитового, шпинель-флогопит-эистатитового и талькового со-
става. Для шпинели здесь (розовой, в кристаллах до 10 см в ребре, иногда
благородной) типична ассоциация с форстеритом, дравитом, минералами се-
мейства гумита, калиевым полевым шпатом.
Метаморфическое (мраморы, гранулиты, гнейсы) п частично пегматитовое
происхождение имеет шпинель (зеленая, красная) знаменитых россыпей драго-
ценных камней о-ва Шри Ланки (р-ны Балангоды, Ракваиы, Ратнапуры) И
Северной Бирмы (р-н Могок).
Рентгенографически шпинель установлена в некоторых хондритах.
Изм. При контактово-метасоматических и метаморфических
процессах шпинель может переходить во флогопит, корунд, ав-
106
т гранат, тальк, серпентины. В поверхностных условиях устой-
Г 1ва — накапливается в россыпях, оказывается акцессорным ми-
нералом некоторых осадочных пород.
Знач. Прозрачная, красная, розовая (лал), зеленая шпинель
лз^авна используется как драгоценный камень первого класса.
СЕКЦИЯ 3. ОКСИДЫ (/'-ЭЛЕМЕНТОВ
к рассматриваемой секции из наиболее известных оксидов
относятся минералы, содержащие Fe3+, Cr3+, Fe2+(Mg). По осо-
бенностям состава п генезису их удобно объединить в семейство
оксидов и оксигидратов Fe (простые оксиды) и подсемейства
хром- и ферришпинелпдов (сложные оксиды).
Семейство оксидов и гидроксидов Fe
Семейство оксидов и гидроксидов Fe объединяет минералы
групп гематита, гетита н лепидокрокита, включающих кластер-
ные, нормальные оксиды, гидроксиды и молекулярные кристал-
лы, связанные в процессах образования часто взапмопсрехо-
дами. Поэтому их Обр., Изм., и Знач. удобно рассматривать
совместно после описания представителей каждой из перечис-
ленных групп.
Группа гематита
Гематит Fe2O3
Назв. От греческого «эматитес»— кровавый, по цвету крис-
таллов в тонких осколках и цвету черты.
Хим. Обычно сод. Fe2O3 98—99%. Из примесей отмечены до
0,« % FeO, А12О3, TiO2, SiO2 до 0, Он — 0, п %, Na2O, MgO, CaO,
МпО, V2O3; до 0,0 n %—Cr2O3, CoO; до 1 % Sn. В титаноге-
матите до 27 мол. % FeTiO3 *. В алюмогематите из бокситов ИП
А1гО3 до 30 мол. %; его образование связывают с соосаждснисм
смешанных гелей гидроксидов Fe и А1. Кроме того известен кол-
'юидатьнодисперсный, глобулярный гидрогематит, сод. до 4—8 %
Н2О. Вода, очевидно, адсорбционная, но удаляется окончательно
лишь при 723 К. Возможны некоторые отклонения в отношении
Ье;О в основном за счет частичного перехода в магнетит. Ме-
тодом транспортных реакций, в зависимости от атмосферы, по-
(В'чены Fe2_vFcvO3_.vF.v, где м = 0,248 ± 0,0012, и Fe2-A_i/Fev/2-3 X
X где х = 0,0052 и //<0,0018. Примеси F, С1, от-
клонения от стехиометрии могут быть, очевидно, и у природного
томатпта, особенно эксгаляционпого, но на это пока не обра-
щали достаточного внимания.
обычн “ c,ICTevc Fe2O3—FcTiOj выше 970—1170 К смесимость полная, ио при
твогп 011 ТСМПеРатуре она ограничена и высокотемпературные твердые рас-
1 ы Распадаются.
167
Рис. 55. Гематит: кристаллы (а, б), двойник прорастания (в) и двойниковые
нарастания (г)
Структ. геометрически подобна структуре корунда (см. рис. 51, о, б,е),
хотя тип связи иной — за счет островных кластеров возникает прямое взаимо-
действие между атомами Fe (отличие d'- и ^-элементов!), что приводит к
проводимости и металлическому блеску гематита.
Выд. Кристаллы, триг. с (/?3с) таблитчатые, пластинчатые
(рис. 55, а, б), реже удлиненные. Грани пинакоида, ромбоэдров
часто исштрихованы из-за полисинтетического двойникования
по {1011} (сравни корунд). Известны двойники прорастания
(рис. 55, в), нарастания (рис. 55,г), сростки типа железной
розы. Мелкозернистые скопления различной плотности — крас-
ный -железняк, тонкочешуйчатые до коллоидальнодисперсных,
жирные на ощупь — железная сметана, топкопластипчатые до
грубонластинчатых массы — железный блеск, оолиты, зонально-
концентрические, почковидные, натечные агрегаты с блестящей
поверхностью — красная стеклянная голова, пленочные денд-
риты типа пиролюзитовых.
Образует псевдоморфозы по магнетиту — мартит. Октаэдры
магнетита в этом случае становятся кривограннымп. Известны
псевдоморфозы по пириту, ярозиту, кальциту (полускалсноэдри-
ческпе кристаллы до 55 X 30 мм — Шварценберг и Неебсрг, Сак-
сония, ГДР); установлены эндотаксическпе вростки гематита в
ильмените, магнетите, корунде, полевом шпате, канкрините, кар*
паллите, сильвине, сидерите; эпитаксиальные срастания с иль-
менитом, магнетитом, рутилом, псевдобрукитом FeaTiOs, воль-
фрамитом, кварцем, мусковитом.
Св. Цвет от черного с синеватым оттенком (в крупнокристал-
лических агрегатах) до ярко-красного (в скрытокристалличе-
ских агрегатах). Иногда радужная побежалость. Блеск от ме-
таллического до тусклого. В тонких осколках просвечивает.
168
Упупкий. Сп. нет. Отдельность по {0001} и {1011}, связанная
полисинтетическим двойникованием. Излом полураковистый.
5—6. Черта вишнево-красная, иногда коричневатая. Пл. 5,3.
Диагн. От ильменита, магнетита, гидроксидов Fe отличается
гнетом черты; от вольфрамита, киновари — отсутствием сп., бо-
пее низкой пл., от куприта — более высокой тв.
Обр., Изм., Знач. См. заключение семейства.
Группа гётита
Гётит ct-FeOOH
Назв. В честь поэта В. Гёте, занимавшегося различными
вопросами естествознания, в том числе геологией и минерало-
гией.
Хим. Состав кристаллов гётита в некоторых гидротермальных
м-ниях, близок к FeOOH; тонкозернистые до коллоидальных
гетиты сод. большое число механических и адсорбированных
примесей: А12О3 (частично ИП) —до 2%, SiO2 —до 2,6%,
МпО —до 1%, СаО —до 0,3%, FeO, Сг2О3, ТЮ2 —0,гс%,
иногда Р2О5, SO3. В гётитах зоны окисления рудных м-ний уста-
новлены Си, Pb, Zn, Cd, In, Т1, коры выветривания по гиперба-
зитам — Ni, Со. Известен гидрогётит <z-FeOOH-/zH2O *.
Структ. геометрически подобна диаспоровой (см. рис. 51, г).
Выд. Почковидные натечные агрегаты с гладкой блестящей
поверхностью — «бурая стеклянная голова» (рис. 56,а), сталак-
титы (рис. 56,6) с тонким радиально- и параллельно-волокни-
стым строением в изломе. Сплошные мелкокристаллические до
скрытокристаллических массы (плотные, пористые, ноздреватые,
шлаковидные, порошковатые, землистые) — бурые железняки,
лимониты**. Известны оолиты, конкреции, жеоды лимонита.
Редко кристаллы ромб. с. (Pbnm), игольчатые или уплощенные
по одному из пинакоидов, сфсрокристаллы до 3—4 см в попереч-
нике (на кварце из пегматитов Волыни, УССР).
Известны псевдоморфозы лимонита по пириту, халькопи-
риту, сфалериту и многим другим минералам Fe.
Св. Цвет кристаллов темный красно-бурый до почти черного,
мелкозернистых агрегатов — бурый до охристого. На поверх-
ности натеков иногда радужная побежалость. Блеск от ал-
мазного, полуметаллического (у кристаллов) до тусклого или
* Исследование мессбауэровских спектров гидрогётптов показало, что,
По крайней мере, часть избыточной воды не адсорбированная, а химически
связанная.
Лимониты или бурые железняки представляют собой мелкозернистые
Д° скрытокристаллическйх смеси гётита, гидрогётита, лепидокрокита, гидро-
епидокрокита, в которых один из этих минералов может преобладать, с ок-
,гидраТамп и гидроксидами А1, Мп, гелями гидроксидов Fe, Al, Мп, кремне-
. -Яом, глинистыми минералами.
159
Рис. 56. Гидрогётит:
а—«бурая стеклянная голова». Урал. Уменьш. 3; б — натечные сталактитовые образова-
ния. Урал. Уменъш. 2
шелковистого (у агрегатов). В тонких осколках прозрачен. Хруп-
кий. Тв. до 5—5,5 (у кристаллов). Сп. сов. по {010}, менее сов.
по {100}. Излом от ступенчатого до неровного, в агрегатах —
раковистый до занозистого. Черта бурая с красноватым оттен-
ком до оранжево-желтой. Пл. до 4.1.
Диагн. От гематита и лепидокрокита отличается формой
кристаллов. В лимонитах макроскопически неотличим от лепи-
докрокита. Надежно диагностируется рентгенографически. На
ощупь сухой, чем отличается от ярозита.
Обр., Изм., Знач. См. заключение семейства.
Группа лепидокрокита
Лепидокрокит y-FcOOH
Назв. По формам выделения от греческих слов «лепис» —
чешуя и «крокис» — волокно.
Хим. Состав иногда близок к FeOOH. В большинстве случаев
устанавливаются примеси МпО (до 2,4 %), FeO (до 1,5%),
170
Сао (д° АЬОз (до 1,6%), SiO2 (до 1 %), в основном
вязанные с механическими загрязнениями и адсорбцией. Из-
вестен гидролепидокрокит — y-FeOOH •/гН2О (с п до 0,4). Ис-
педование мессбауэровских спектров показало, что, по крайней
jrepe, часть воды в нем не адсорбционная, а конституционная.
Сгрукт. геометрически подобна бёмптовой (см. рис. 51,5).
Выд. Пластинчатые, мелкочешуйчатые плотповолокнпстые,
радиально-лучистые, землистые агрегаты (бурый железняк, ли-
монит). Редко мелкие таблитчатые кристаллики ромб. с.
(Стет).
Св. Цвет рубиново-красный до оранжево-бурого. Блеск полу-
металлический до алмазного, тусклый у землистых агрегатов,
шелковистый у волокнистых. В тонких срезах прозрачен. Хруп-
кий. Сп. весьма сов. по {010}, сов. по {001}, заметная по {100}.
Излом в агрегатах неровный до раковистого и занозистого. Тв.
д0 4—5. Черта оранжевая, кирпично-красная, вишнево-красная.
Пл. 4,0.
Диагн. См. гётит.
Обр., Изм., Знач. См. заключение семейства.
Обр. Гематит является полигенным (Минералом и известен,
в том числе в виде крупных скоплений, в магматических, скар-
новых, гидротермальных, поверхностных и метаморфических ас-
социациях.
Гетит редко и в небольшом количестве образуется в гипогенных усло-
виях. Основная его масса, как и более редкого лепидокрокита, связана с по-
верхностными процессами — образованием кор и зон выветривания, осадоч-
ных пород, в том числе хемогенных. Образование конкретного минерала опре-
деляют Eh, pH, температура, Рн„о> общее давление, а в поверхностных усло-
виях — еще и участие в процессах ферробактерий *.
Гематит в виде мельчайших зерен — обычный акцессорный минерал мно-
гих интрузивных пород, особенно кислых. Значительные концентрации магма-
тического гематита в эндотаксическпх срастаниях с ильменитом, образующие
рудные залежи в анортозите, известны в р-нс Аллард-Лейк (Квебек, Канада);
в срастаниях с магнетитом гематит (бедный Ti) — один из компонентов маг-
нстит-апатитовых руд Кируны (Швеция). Гематит с небольшим количеством
магнетита известен в виде крупных рудных тел в диорите близ Кокнмбо
Нили), образование которых связывают с магматической дифференциацией,
гематит — акцессорный минерал многих эффузивных пород.
В виде минералогических находок гематит и гётнг известны в пегматитах
(превосходные кристаллы и друзы гематита в мпароловых пустотах пегмати-
тов о-ва Эльба, Италия; сферолиты гётнта до 4 см в поперечнике па кристал-
лах кварца пегматитов Волыни. УССР; иглы и решетки взаимно параллель-
ных игл в топазе из пегматитов Мексики и Бразилии).
Образование гематита как продукта эксгаляцнп в виде отложения мет-
ровой мощности, возникшего за 10 дней, наблюдал в 1817 г. на Везувии
• Ьреитгаупт. Значительные скопления эксгалянионного гематита в виде про-
жилков с монтмориллонитом в гиперстеновых дацитах известны на возвышен-
Сти Кеки (Дупазуг, ВНР). Образование его можно связать с реакцией
* V
доп СЛ0Бия отделения оксидов и гидроксидов Fe от оксидов и гидроксн-
Дов Ai и рассмотрены выше.
171
2FeCl3 + 3H2O =ps Fe2O3 + 6HCI (28), протеканию которой слева направо бла-
гоприятствует понижение.температуры и давления, сравни с (37) и (38).
Гематит — обычный минерал скарновых м-ний, с которыми иногда свя.
заны его крупные скопления (Першбера, Швеция); существенную часть неко-
торых скарновых м-ний составляет мартит (гора Высокая, Свердловская обл.)
Гематит известен во многих гидротермальных жилах, например, с насту-
раном (см.). Главными жильными минералами в жилах, богатых гематитом
являются барит, кварц, сидерит, кальцит. Гематит иногда почти нацело сла-
гает их (Эйзенбах, ФРГ; Зуль, ГДР). Известны гидротермальные метасомати-
ческие залежи, сод. 80 % гематита (часто в виде красной стеклянной головы)
с кварцем и баритом (области Ланкашир и Эйршир, Шотландия).
Гётит — характерный минерал некоторых полиметаллических рудных жил
(Пршибрам, ЧССР), низкотемпературных кварцевых жил (Волк-Остров, оз.
Онежское). Совместно с пиритом и сфалеритом он установлен в Кен-Шанык
(КазССР), в виде каемок на контакте пирита и халькопирита в рудникеПеко
(Австралия). Очень редко и в небольших количествах в гидротермальных жи-
лах встречается лепидокрокит (м-ния Ангаро-Илимского р-на, Иркутская обл.;
оз. Верхнее, США).
Прекрасные метакристаллы гематига (10X7 см) образуются при гидро-
лизе (оталькованип) ультраосновпых пород 4MgFe[SiOj + П2О + СО2 ф-
4“ О2 —Mg3(OH)2[Si.iOio] -|-2Ре20з-|-Mg[COs] (29) (Шабровское м-ние,
Свердловская обл.).
В поверхностных условиях образование оксидов и гидроксидов Fe связано
с окислением: 1) Fe2+, содержащегося в ювенильных или поверхностных во-
дах, 2) минералов, содержащих Fe2+, в первую очередь карбонатов (сиде-
рита), различных силикатов. Характерным промежуточным продуктом окисле-
ния Fe2+ подземных вод является неустойчивый ферригидрит —Ре20з-18Н2О,
самопроизвольно переходящий в гематит осадочных железорудных м-ний и кор
выветривания. При замедлении окисления Fe24’ и в присутствии ферробакте-
рий ферригидрит (через раствор с катионами Fe2+) переходит в гетит. При
еще более медленном окислении в близких к нейтральным растворах, богатых
СО2, при низких температурах, в отсутствии железобактерий, при существен-
ных количествах свободного кремнезема выделяется Fe(OH)2, за счет послед-
него образуется темно-зеленый протолепидокрокит, окисление которого приво-
дит к появлению лепидокрокита. Поэтому лепидокрокит более редок и в ос-
новном связан с окислением сидеритовых образований нисходящими кисло-
родсодержащими растворами. В щелочных условиях и при невысоком Eh на-
ряду с гематитом, гётитом, лепидокрокитом могут возникать магнетит (см.)
и маггемит.
Гидроксиды и оксиды Fe (и Мп) откладываются из различ-
ных минеральных источников при их выходе на поверхность пли
смешивании с морской водой (при впадении в море или при
выходе на морском дне).
Так на о-ве Хоккайдо (Япония) известна террасовидная залежь лимонита
(образовавшаяся при окислении на поверхности Fe2+ воды минерального ис-
точника), из которой было добыто 5 млн. т лимонита (рудник Кучаи). Натеч-
ные лимониты горячих карбонатных источников Японии (Кёябара и Масу-
томи, Хоккайдо) отличаются высоким содержанием As20s (до 2,8%). Лимо-
ниты, отложившиеся из сернокислых источников, либо вовсе не содержат
As2Os (Джофу-Фолз и Сумигава, Хоккайдо), либо количество As20s в них
невелико (0,17 % на руднике Абута, Хоккайдо). Большие количества лимо-
нита отлагаются в настоящее время при спадении в Тихий океан р. Юрьева.
Она течет по склону вулкана Эбеко (о-в Парамушир) и ежесуточно выносит
35 т Fe; pH ее воды около 1.
Особое место среди минеральных источников занимают вы-
соком ииерализованные горячие источники, выходящие во впа-
172
нах центральной части Красного моря. Их связывают с тре'
Очными вулканами; аналогичные источники известны и на пен
бережье. Содержание в них Fe, Мп, Zn, Си, РЬ, хМо в 1000 раз
° пне, чем в морской воде. Осадки после удаления соли состоят
„половину из гидроксидов Fe, обогащенных Мп, Zn, Си, РЬ,
Мо Такого же типа рассолы известны на п-ове Челекен.
Красный железняк — обычный компонент кор выветривания, развиваю*
пихся преимущественно в условиях жаркого, тропического климата; большое
промышленное значение имеют гематитовые и лимонитовые латериты по сер-
пентинитам (Майари, Мао, Сан-Фелип на Кубе; п-ов Калоум, Гвинея; Хали*
невский р-н, Оренбургская обл.). Красные железняки в виде остаточных обра-
зований известны в корах выветривания железистых кварцитов (Кривой Рог,
УССР; КМ А, РСФСР).
Оригинальная кора выветривания возникла по кимберлитам диатрем Яку-
тии. Она имеет каолинит-гститовый состав и содержит тела неправильной
формы мощностью до 20 м, состоящие из гётита с гематитом (36—50 %), гибб-
снта (6—25 %), псиломелана и других оксидов и гидроксидов (4—33 %), као-
линита (2—18%).
Гетитовые коры выветривания развиваются по железистым кварцитам и
сидеритам (Кривой Рог, УССР).
Лимониты (и оксиды Мп — см.) — характерные минералы
зон окисления рудных м-ний, особенно их верхних частей. Ли-
монит здесь развивается часто в виде псевдоморфоз по различ-
ным сульфидам, обладающим специфической структурой, на-
теков, землистых масс.
Железо (и марганец), попадающее в морские водоемы из
грунтовых или поверхностных вод, термальных источников вул-
канического происхождения, из космического вещества, при вы-
ветривании пород морского дна и любым другим путем, может
концентрироваться в виде оолитовых образований.
При смешивании пресных вод с pH ~ 7 или чуть ниже, содержащих зна-
чительное количество Fc2+, с морскими, находящимися в равновесии с каль-
цитом, происходит выделение гематита в виде оолитов, псевдоморфоз по ор-
ганическим остаткам, карбонатному илу, иногда с одновременным образова-
нием сидерита и шамозита. Значительные концентрации оолитового гематита
известны в формации Клинтон (штаты Ныо-Иорк и Алабама, США). Гематит-
шамозитовые оолиты — основа железных руд р-на Уобана (Ньюфаундленд).
Лимоцнт-пиролюзитовые, лимонит-мапганитовые конкреции с сидеритом, с хло-
ритами распространены в современных донных морских и океанических осад-
ках. Примерами их крупных концентраций могут быть оолитовые лимоиит-си-
Дерит-хлоритовые и лимонитовые руды Керченского м-ния (Крым). Оолитовые
лимониты, образовавшиеся хемогенным путем, известны на р. Хопер (Волго-
градская обл.). Огромные скопления лимопит-тюрингит-шамозитовых оолито-
вых руд известны в Лотарингии (Франция), Люксембурге, Тюрингии (ГДР).
1акое же происхождение имели и первичные концентрации осадочных руд Fe,
Давшие позже м-пия типа железистых кварцитов с гематитом (см.) и магне-
ито.м в качестве главных минералов.
Гематит — акцессорный минерал соляных залежей, придаю-
щий характерный красный цвет карналлиту, полигалиту, силь-
вину, галиту и другим минералам.
1 образование в этом случае можно представить реакцией: 2FeCl3 +
г Щ\а2СО3-> Fe2O3-f-6NaCl-р ЗСО2 (30). Иглы гётита обнаружены в силь-
173
вине и карналлите соляной толщи Гиссарского хр. (УзССР), в радулах
современных гастропод. Гётит, лимонит — основные красящие пигменты кав.
неолов, сердоликов, желтых, красных, коричневых прослоев в агатах.
Особый тип лимонитовых биогенно-осадочных образований
представляют болотные, дерновые и луговые железные руды
Для них характерна тесная ассоциация лимонита с вивианитом'
В рудах много органического вещества, линзы песка, глины
местами оксидов и гидроксидов Мп. Они имеют местное значе-
ние (Липецкое и Тульские железорудные м-ния; Люнебургская
пустошь, ФРГ; Мекленбург и Бранденбург, ГДР).
Лимонитовые образования и сидеритовые залежи при мета-
морфизме дают гематит и магнетит, являющиеся основными
полезными компонентами железистых кварцитов, содержащих
также прослои кварца, куммингтонита, иногда рутила (круп-
нейшие в мире м-ния Fe Кривого Рога, УССР; КМА, РСФСР;
оз. Верхнего, США; р-на Итабири, Минас Жерайс, Бразилия;
р-нов Бихор и Ориса, Индия). Гематит и гётит — главные кра-
сящие минералы многих глин, яшм, кварцитов.
Изм. Гематит в гидротермальных условиях часто замещается
магнетитом (мушкетовитизсщия). В поверхностных условиях
плотный гематит относительно устойчив, но постепенно гидра-
тируется, разрыхляется, переходит в гидрогематит. Плотный ге-
матит встречается в россыпях, обломки гематита — акцессорные
компоненты многих осадочных пород. Гидроксиды Fe переходят
в гематит, магнетит, Fe-содержащие силикаты уже при диаге-
незе и тем более при метаморфизме.
Знач. Являются (наряду с магнетитом) важнейшими источ-
никами Fe. Плотный гематит под названием кровавика исполь-
зуется в ювелирных изделиях. Синтетический Fe2O3 применяется
при изготовлении магнитных пленок.
Род хромита (хромшпинелидов)
Хромит FeCr2O4
Назв. По составу.
Хим. Минералы никогда не отвечают формуле БеСггСД
являясь твердыми растворами FeCr2O4 — (Mg, Fe) (Al, СгДСД —
FeAl2O4— FeFe2O4 — Fe2TiO4; отмечаются также ИП Мп (до
24 %), Zn (до 2,3 %), V2O3 (до 27,6 %).
Состав тнпохимичен. Так наиболее хромистые хромиты (до 92,7 мол. °/о
FeCr2O4) обнаружены в виде включений в алмазах и в сростках с ними. Хро-
миты гипербазитов, образующие крупные скопления, обычно относят к ряду
хромит—магиохромит—плеонаст—герцинит, причем хромит дунитов бед-
нее А1, а лерцолитов и гарцбургитов — богаче AI; в виде миниатюрных мине-
рализаций в массивах гипербазитов известны ферроферрихромшпинелиды
(FcCr2O4—FeF2O4—FeAl2O4), иногда еод. до 7,7 % ТЮ2 (включения хроми-
тов в оливине пикритовой дайки Элефант-Хэд, ЮАР). Пестрый состав имеют
хромиты кимберлитов, хотя многие из них обогащены FeCr2O4 и обеднены
174
Г) Варьирующие в широких пределах изоморфные смеси FeCr2C>4—
С ТЮ____FeAkOi установлены в океанитах о-ва Лорд Хау (Тихий океан),
т^анохромиты (до 5,2 % ТЮ2) известны в бушвельдском комплексе (ЮАР).
Ыпоерывный ряд твердых растворов от титанистых хромитов до хромистых
^яномагнетитов установлен в гипербазитах Маймеча-Котуйского р-на (Сев.
г^бирской платформы). Хромиты (11—53% Сг2О3) с повышенным сод. МпО
?4 7 %) 11 V2O3 (4,5 %) обнаружены в пирротин-халькопирит-пентландитовых
-’пах интрузии слоистых габбро Ла-Перу (Аляска). Своеобразный мапга-
иованадохромит (Мп, Fe) (Сг, V)2O< (19-24 % МпО, при 0,6-2,3 % Zn, 1,7-
27 6 % V263 » 44,7—62,3 % Сг2О3) найден на пиритовом м-иии Найрне (Юж.
Австралия). Хромиты Луны из проб «Аполлона-11» и «Аполлона-12», пред-
ставляют ряд хромит-ульвит с изотропными представителями в пределах
от 91 до 75 мол. % FeCr2O4 и анизотропными в пределах 26—10 мол. %
pe2TiO.i (ульвит с 90 мол. % Fe2TiO4, самый близкий к теоретической формуле
из известных до сих пор в природе); представители серии FeCr26.t—
Д10СГ2О4—FeAUO.i—Fc2TiO4, сод. до 25% А12О3 и 9 % MgO, установлены в
образцах грунта из проб «Лупы-16».
Структ. См. описание семейства шпинелидов (см. рис. 53).
Выд. Округлые зерна, сплошные зернистые массы, шарооб-
разные выделения — нодули, ксеноморфные зерна; редко кри-
сталлы октаэдрического габитуса.
Св. Цвет черный до буровато-черного; у хромпикотита—
(Mg, Fe) (Сг, А1)2О4. Блеск металлический до жирного. В тон-
ких сколах иногда просвечивает. Хрупкий. Сп. нет. Излом не-
ровный. Тв. 5,5—7,5. Черта бурая, иногда серая до бесцвет-
ной. Пл. 5,1 (для БсСггСЧ). Немагнитен или очень слабо маг-
нитен.
Диагн. От магнетита, титапомагпетита отличается цветом
черты, при низком сод. Fe3+ — немагннтностыо. Диагностика
облегчается частой ассоциацией хромита с оливином, пироксе-
нами, образующимися за их счет серпентинами, тальком, хлори-
тами, актинолитом.
Обр. Типичный минерал, связанный с ультраосновным маг-
матизмом.
Крупные концентрации хромита возникают путем: 1) грави-
тационной сегрегации в процессе протокристаллизации ультра-
основного расплава — шлировые скопления и пластообразные
залежи вкрапленных хромитовых руд (бушвельдский комплекс,
ЮАР; округ Моа, Куба); 2) кристаллизации из остаточного рас-
плава ультраосновной магмы — линзо-, столбо- и жилообразпые
РУДные тела (главные промышленные м-ния Урала — Саран-
ское, Гологорское, Верблюжка, Алапаевское). В ассоциации с
хромитом обычны оливин, серпентины, тальк, уваровит, кемме-
рерит (Сг-хлориты).
В качестве акцессорного минерала хромит известен в различ-
ных гипербазитах, железных и каменных метеоритах (иногда
хромппкотит, сод. до 21 % MgO и 28 % А120з). В микрогаббро
Луны (материалы «Аполлонов-11 и 12») обнаружен хромит,
очень богатый титаном (до 25 мол. % Fe2TiO4).
Изм. В гидротермальных условиях хромит может замещаться
Другими шпинелидами и, постепенно окисляясь, переходить в
175
магнетит. В поверхностных условиях относительно устойчив и
накапливается в россыпях (россыпи Ключевского и Кимперсай-
ского массивов, Актюбинская обл., КазССР). Обломки зерен
хромита обнаружены в песчаниках, конгломератах Урала, Кав.
каза, Балкан. В корах выветривания по гипербазитам, возни-
кающим в жарком климате, хромит становится оспенным, тре-
щиноватым. За его счет развиваются оксиды и гидроксиды Fe3+
Знач. Хромит — основной источник хрома. Низкосортные
руды используются для изготовления огнеупорной футеровки
металлургических печей.
Род магнетита (ферритов)
Магнетит FeFezCU
Назв. Этимология не ясна.
Хим. Известны минералы, близкие к FeFe2O4, и широкие
изоморфные смеси FeFe2O4 — Fe2TiO4 (FeTiO3) — титаномагнети-
ты, FcFe2O4 — FeCr2O4 — FeAl2O4 — ферроферрихромшпинелпды;
FeO : Fc2O3 обычно < 1. Отмечены также ИП V2O3 (до 8,8 % в
ванадомагиетите Бушвельда, ЮАР; Бихора, Индия), МпО— до
20 % в м-иии Магнетитовом (Бурятская АССР) с переходом к
структуре нормальной шпинели; 30,3 % МпО при 22,7 % Мп2О3
установлено в ивакиите Mn(Fe, Мп)2О4 м-ния Гозаисо, Фукуси-
ми, Япония:
(MnOig82Mg'0,035)1,0i7(Fci,277Mn0i660Si0,013Al0 .014TI0,009)1,97sO4;
отмечены ZnO (до 2,2%), NiO, SnO2 (до Од %), Nb205, Та2О5,
Ga203(0,0/z — 0,00/2%);
некоторые допускают ИП СаО (до 2 %) и SiO2 (до 5,4 %). Маг-
нетиты с высокими сод. MgO и А12О3 (выше 5,8 °/о) обычно со-
держат эндотаксические вростки плеонаста (в магномагнетитах)
или герцинита (в титаном агнетитах); структуры распада магне-
тит-ильменит или магнетит-ульвит типичны для титаномагнети-
тов с максимальным сод. до 40 мол. % FeTiO3 и Fe2TiO4 соот-
ветственно. При высоком Eh в интрузивных породах возникает
магномагнетит, в эффузивных — дефектный магнетит (твердые
растворы FeFe2O4 — Fe2>6704); образованию магномагнетита спо-
собствует связывание Fe2+ в сульфиды при высокой активности
H2S. В некоторых скарновых магнетитах установлено 0, п % ВеО
(до 1 %), связанного с мельчайшими включениями хризоберил-
ла-— А12ВсО4, гельвина, берилла, бромеллита — ВеО и других
минералов Be.
Иногда анализы магнетита обнаруживают Н2О (до 1 %).
Структ. См. описание семейства (см. рис. 53),
176
Выд. Мелкозернистые сплошные массы, мелкая вкраплен-
ность; хорошо образованные кристаллы октаэдрического, реже
оомбододекаэдрического габитуса с характерной штриховкой на
гпанях (см. рис. 54); порядок статистической важности простых
форм: {111}, {НО}, {311}, {100}, {211}, {537}, {310}, {321}.
реже сферолиты (до 10 см в диаметре на Дашкесанском м-нии),
дендриты (длиной до 10 см в магнетит-гематитовых лавах Эль
Лако, Чили, и апатит-магнетитовых лавах Мушугай-Худук,
Гоби, МНР), волокнистые и сажистые выделения, колломорф-
ные почковидные агрегаты, оолиты.
Известны псевдоморфозы магнетита
вит (мушкетовитовыс
лавах Мушугай-Худук,
по гематиту — мушкето-
вит (мушкетовитовыс розы м-ния Питкяранта, Карельская
АССР), хризотил-асбссту (параллелъно-шестоватые прожилки)
мощностью до 3,5 см с Баженовского м-ния, Свердловская обл.),
перовскиту («кристаллы» до 2 см в ребре, Еремеевская копь,
Назямские горы, Челябинская обл.), альбиту.
Св. Цвет железо-черный, иногда на гранях кристаллов сине-
ватая побежалость. Блеск металлический, в мелкозернистых
массах до тусклого. Хрупкий. Сп. нет; иногда отдельность по
{111} — магнетит из гранитных пегматитов, титаиомагпетит. Из-
лом неровный до мелкораковистого, при отдельности — ступен-
чатый. Тв. 5,5—6. Черта черная. Пл. 5,2. Сильно магнитен; не-
которые образцы полярно магнитны.
Диагн. От гематита, браунита, якобсита, хромита, гетита
отличается черной чертой, сильной магнитпостыо.
Обр. Акцессорный магнетит известен в породах от ультра-
основных (кимберлиты Якутии) до кислых и щелочных (магне-
тит-ульвитовый титаномагнетит * щелочных пород Кольского
п-ова). С породами типа габбро связаны обособления громад-
ных масс магнетит-ильменитового титаномагнетита, находяще-
гося в ассоциации с ильменитом, хромитом (Куса, Челябинская
обл.; Бушвельд, ЮАР; Адирондак, Нью-Йорк, США). Скопле-
ния магномагнетита промышленного масштаба известны в связи
с карбонатитами (Ковдор, Кольский п-ов). Магнетитовое руд-
ное тело средней мощности 70 м, прослеженное на 15 км и до
глубины 800 м, установлено в Швеции (Кирунавара и Люсса-
вара). Оно представляет интрузив, внедрившийся между сиени-
тами и кварцевыми порфирами. Запасы руды, содержащей
~62 % Fe, составляют около 2 млрд. т.
В незначительных количествах магнетит обычно с октаэдрической отдель-
ностью, в парагенезисе с биотитом, титанитом, полевым шпатом встречается
в пегматитах (Слюдянка, Иркутской обл.; Сев. Карелия; Вишневые годы, Че-
ляотшекая обл.).
Особый интерес представляют магнетитовые лавы с гематитом и неболь-
шим количеством апатита, известные в виде застывших потоков на некоторых
ме Выделения эти обычно содержат наряду с магнетитом п ульвитом пль-
‘ нит п гематит, являющиеся продуктами дальнейшего окисления магнетита
ульвита.
177
вулканах (Эль Лако, Сев. Чили). Подобные лавы становятся пластичным
лишь выше 1700 К, но в природных условиях эта температура могла бутк
судя по пористости лав Лако, ниже из-за присутствия летучих, Магнегит-апа’
титовые лавы обнаружены в Мушугай-Худук, Гоби, МНР, фенокристаллы тн
таиомагнетита и ильменита известны в пемзе (вулкан Асам а, Япония).
Магнетит — ранний минерал, отлагающийся вокруг жерл фумарол в До.
лине Десяти Тысяч Дымов (Нов. Зеландия). Температура газов (в основном
Н2О, НС1, HF и II2S) в этих фумаролах около 923 К.
Громадные скопления магнетита имеют контактово-метасо-
матическое происхождение и чаще всего приурочены к контакту
известняков с гранитами и сиенитами (горы Магнитная, Высо-
кая, Благодать на Урале; Дашкесан, АзССР; Железный Кряж
в Читинской обл.). Магнетит в них тесно ассоциирует с грана-
том, эпидотом, пироксенами, хлоритами, сульфидами, кальцитом.
Образование подобной ассоциации можно представить за счет карбонат-
ных осадков, загрязненных оксидами и гидроксидами Fe и кварцем, по реак-
ции 4Ca[CO3]+2Fe[CO3]+2Fe2O3 +5SiO2->Ca3Fe2[SiO4]3 + CaFe'[SbO6] -U
+ FeFe2O4 + 6CO2 (31).
Известен магнетит и в некоторых гидротермальных м-ниях, хотя крупные
скопления такого типа редки (колломорфные и оолитовые магпетнт-гематито-
вые жильные руды Ангаро-Илимских м-пий, Иркутская обл.).
Магнетит постоянно присутствует в серпентинитах (1,25), хризотнл-асбе-
стс и даже образует псевдоморфозы по последнему.
При невысоком Eh в поверхностных процессах возможно неполное окис-
ление Fe2+ и образование магнетита. Так возникает магнетит в; 1) осадоч-
ных железных рудах коры выветривания серпентинитов — бобовипы, прожилки
в рудах, корки на серпентинитах в ассоциации с гетитом (гидрогётитом), ге-
матитом (гидрогематитом), хлоритом, сидеритом, марказитом (Халилово,
Оренбургская обл.), конкреции, прожилки, прослойки, псевдоморфозы по ра-
стительным остаткам в ассоциации с хлоритом, кальцитом (Малкинское м-ппе,
Сев. Кавказ): 2) епдернт-кальцит-хлорпт-гематит-магнетитовых оолитовых
осадочных рудах; 3) нижнемеловых осадочных бокситах Западной Сибири;
4) заболоченных корах выветривания по гипербазитам Среднего Придне-
стровья, Среднего (Уктуский массив) и Северного Урала; 5) торфяниках;
6) зоне окисления рудных м-пий — прожилки и вкрапленники в известняке
па м-нии Лонг-Лэйк (Онтарио, Канада), тонкозернистый магнетит в смеси
с гематитом в зоне цементации на м-нпп Болмэте (Нью-Порк, США), кри-
сталлики магнетита в корках гипса, покрывающих ппритсодержащую магне-
титовую руду на м-нии Туранглы (УзССР). конкреции магнетита в нижней
части зопы окисления .Магнитогорского м-пия (Челябинская обл.); в исходных
породах имеются кальцит и сульфиды. Гппергенный магнетит широко распро-
странен в некоторых корах выветривания железных руд КМА, где он разви-
вается за счет сидерита и мартита.
Огромные скопления магнетита связаны с железистыми квар-
цитами, возникающими при региональном метаморфизме оса-
дочных пород, обогащенных оксидами и гидроксидами Fe, или
лимонитовых залежей (Кривой Рог, УССР; КМА; оз. Верхнее,
США).
Устойчивость ассоциации магнетит + кварц в таких породах определяется
достаточно низкой активностью СО2 (иначе образуется сидерит), Н2О (ина-
че— водные силикаты Fe) и Ро, определяющем появление фаялита. При ре-
гиональном метаморфизме ультраосновных пород возникают превосходные
метакристаллы магнетита (хлоритовые сланцы Шабровского м-ния, Свердлов'
ска я обл.).
178
Магнетит (обогащенный NiO) установлен во многих метео-
тах; иногда в них же —треворит NiFe2O4. Частично магнетит
метеоритах представляет продукт окисления никелистого же-
леза после падения метеоритов на Землю.
;1е Изм. В гипогенных условиях часто замещается гематитом,
маггемитом (топохимически со снижением магнитной восприим-
чивости); известны псевдоморфозы по магнетиту сульфидов,
кальцита, гриналита. В поверхностных условиях устойчив. Яв-
ляется обычным минералом россыпей (черные пески Черномор-
ского побережья; дельты Нила, Египет; зап. побережья Италии;
на побережье Новой Зеландии много магнетитовых песков, со-
держащих до 50 % Fe, 10 % TiO2 и 0,4 % V2O5).
Знач. Ценнейшая руда на железо (до 72 % Fe); попутно из-
влекают также Ti, V, Ni и другие элементы.
ПОДКЛАСС 2. ОКСИДЫ СО СРЕДНИМИ А СХ
К подклассу оксидов со средними ДСХ относится около 200
минеральных видов, среди которых сложных оксидов почти в
6 раз больше, чем простых. Простые оксиды являются оксидами
четырсхвалентных Ti, V, Zr, Се, U, Th, Мп; сюда же отнесены
оксиды полновалентных V и Мо. Сложные оксиды являются ми-
нералами Al3+, Fe3+, Fe2+, Mn2+, TR3+, Ca2+, Na+, K+, Ba‘+, Sr24
для некоторых из оксидов характерны Sb3+, Bi3+, Sn2+, Pb2+ на-
ряду c V4+, Ti4+, Nb5+, Ta3+, Mo6+, W6+ и даже Cr6+, компенси-
рующими избыточно-щелочные свойства первых из них.
Для рассматриваемых оксидов структуры, близкие к ПУ,
скорее исключение, чем правило. Напротив, большинство из них
имеет структуры, отклоняющиеся от ПУ, вплоть до каркасных
с переходом к структурам оксосолей; ряд минералов по своей
структуре представляет соединения включения. Все рассматри-
ваемые ниже минералы этого подкласса относятся к секции
оксидов f- и ^'-элементов.
Отдел 1. Простые оксиды
В простых оксидах катионами выступают (в порядке умень-
шения yz): Mn4+, Ti4+, Zr4+, U4+, Th4+, Ce4+; сюда же отнесены
молибдит МоО3 и щербинаит V2O5. Из них Мп4+ появляется
лишь в сильно окислительной обстановке; во многих минералах
Мп4+, обладающих структурой соединений включения, устанав-
ливается Мп2+, замещающий Мп4+ с компенсацией появляюще-
гося отрицательного заряда избыточно-щелочными катионами
z‘ (Mg, Са, Na, К, Ва, РЬ и т. п.), что намечает переход от про-
стых оксидов к сложным. Учитывая эти особенности оксидов
*п> последние объединены в семейство пиролюзита, замыкаю-
щее систематику простых нормальных оксидов, располагаю-
179
Щихся в соответствии с уменьшением у, катионов. Из них ниже
рассматриваются лишь наиболее обычные минералы — рутил
уранинит, настуран и представители семейства пиролюзита. 1 ’
Семейство анатаза — рутила
К семейству анатаза — рутила относятся полиморфы ТЮ2 —
рутил (тетр. с. — P42/mnm), брукит (ромб. с. — РЬса) и анатаз
(тегр. с. — I^/amd).
Структуру рутила можно представить состоящей из лент
реберносвязанных ТЮ6-октаэдров, вытянутых вдоль с; ленты
развернуты под углом в 90° друг к другу и сдвинуты по высоте
на половину ребра октаэдра (рис. 57, а). В проекции на (001)
(рис. 57,6) хорошо видна квадратная симметрия структуры ру-
тила и квадратно-ромбическая (1:1) схема укладки анионов.
Параллельно (100) и (010) можно видеть гофрированные анион-
ные плоскости с геометрией, близкой к ПГУ*. Их непосред-
ственное сопряжение с плотно упакованными кислородными
сетками затруднено, а скорее всего невозможно без определен-
ных посредников. Для рутила в роли таковых выступают прежде
всего катионы Fe3+, для которых кроме шестерной координации
обычны также четверная и пятерная, в дом числе и в искажен-
ных формах. В результате становится возможным образование
буферных, переходных слоев от структуры, например, гематита
или магнетита, к структуре рутила. Это, по-видимому, является
решающим и при типичном коленчатом двойниковании рутила
(рис. 57, в), хотя здесь буферная прослойка уже не связана с
нивелировкой квазиплотнейшсй поверхности. В зоне срастания
двух индивидов по плоскости (101) при пересечении под углом
120° октаэдрических линеек заселенные октаэдры через один
оказываются в позициях, которые для смежного индивида на-
ходятся в пустых линейках. Эти октаэдрические позиции иной
конфигурации (квадраты на рис. 57,6), более тесные, и взаим-
ная их адаптация вряд ли возможна без уменьшения КЧ, в том
числе и за счет изменения количества анионов на этом дефор-
мированном участке.
Структура брукита легко схематизируется до четырехслойной ПУ
... гкгк... атомов О, в которой характерные брукитовые (или вольфрамито-
вые — см. ниже) зигзагообразные ленты из ТЮб-октаэдров связываются с ана-
логичными в одном из смежных (по г-закону) этажей за счет общих вершин,
а в другом (по к-закону)—также общих ребе-р. Некоторая неравноценность
связи позволяет выделить в структуре двухэтажные пакеты и внутри коор-
динационного мотива — субедопстый (расстояние Ti—О 0.187—0,204 нм.
тогда как в рутиле различия в тлине 'нчязи лишь ~0,004 нм).
Структура анатаза представляется как гщу атомов О, в которой бруки-
тового типа ленты в ^6niIX смежных этажах обобщают ребра октаэдров. В ре*
* По этой причине структуру рутила описывают часто на основе ПГУ»
что является, однако, слишком большим упрощением.
180
Рис. 57. Структура рутила:
а—боковая проекция структуры рутила вдоль [НО]; б —проекция структуры рутила вдоль
оси с (План); в-—вариант схемы коленчатого двойникования по (101) в проекции вдоль а;
клеточной штриховкой выделены полиэдры вблизи двойниковой границы, наиболее под-
верженные деформации с потенциальной заменой типа (2Fe3+)S+ -> (2Ti +4-О ) ; ве-
роятные дефектные позиции атомов о(2о->о) показаны пунктиром и стрелками; разная
толщина кружков отражает гофрированность поверхности
3Ультате общий мотив остается типичным кординационным (разброс Ti—О
вж< октаэдрах не превышает 0.003 нм). ЛАинимальпые различия длин связей
И—О в высокосимметричных структурах анатаза и рутила, очевидно, и опре-
деляют стабильность и наибольшую распространенность в природе этих мо-
дификаций ТЮг- При этом анатаз является низкотемпературной модификацией,
переход анатаз—> рутил происходит при нормальном давлении выше 1190 К.
Олнако в присутствии воды температура перехода снижается до 670 К; боль-
Шое влияние на пее оказывает и водород. Учитывая это, а также то, что ру-
тил. брукит (при обычной температуре метастаб член) и анатаз встречаются,
Ва пример, в жилах альпийского типа в тесной ассоциации друг с другом, мо-
'1<Но предположить, что на появление того или иного минерала влияет даже
181
небольшое отклонение состава TiO2 от стехиометрии, т. е. возможно, что э
не полиморфы, а самостоятельные фазы системы Ti—О.
Из трех названных минералов ниже рассматривается лищь
наиболее распространенный рутил.
Группа рутила
Рутил ТЮ2
Назв. От латинского «рутилус» — красный, красноватый.
Хим. Содержит 96—99 % TiO2, иногда сод. TiO2 снижается
до 92 %. Наиболее обычны примеси FeO (до 1,4), Nb2O5 (д0
2,5%), Fe2O3 (до 6,7%). В основном это эндотаксические
вростки • ильменита и других минералов; частично это ИП по
схеме 3Ti4+—> Fe2+(Nb, Ta)f+ с преобладанием Nb в ильменору-
тиле FexTi3_3x(Nb, Та)2л-О6 и Та в стрюверите FcxTi3_3x(Ta,
Nb)2xO6, сод. S(Nb, Та)2О5 в которых доходит до 47%. Высо-
кое сод. FeO (4—9%) и Fe2O3 (до 25—35%) может быть связано
с примесью псевдорутила Fe2O3-3TiO2, образующегося, напри-
мер, наряду с рутилом при изменении ильменита (см.). Отме-
чаются примеси Сг2О3 (до 4,3%), SnO2 (до 1,4 %, редко 3 %),
V2O5 (до 1 %) MgO, SiO2 (0, п %). Состав рутила типохимичен:
Сг характерен для рутила из кимберлитов, Nb — из щелочных
пород, V — из основных пород и карбонатйтов, Sn — из пегмати-
тов. В рутиле из обломков микробрекчии лунных пород, достав-
ленных «Аполлоном-12», установлены Nb2Os (6,4%), Сг2О3
(3,2 %)) и по 0, и Vo Та2О5, V2O3, Се2О3 и La2Os.
Структ. См. описание семейства.
Выд. Столбчатые кристаллы (рис. 58, I), от короткостолбча-
тых до игольчатых зерна, коленчатые двойники (рис. 58,11),
тройники, сетчатые (сагенитовые) полисинтетические двойники.
В последних игольчатые или столбчатые индивиды образуют
многочисленные коленчатые двойники, лежащие в одной пло-
скости, из-за чего возникает сетка с углами между отдельными
индивидами в 60 и 120°. Кристаллы часто изогнуты, исштрихо-
ваны вдоль удлинения. Известны волосовидные включения в
кварце (волосатики). Мелко- и крупнозернистые сплошные
массы; тонкозернистые смеси рутила с анатазом, кварцем, иль-
менитом — лейкоксен.
Известны эпитаксиальные нарастания рутила на гематит,
срастания рутила с ильменитом, магнетитом, кварцем, слюдами,
псевдоморфозы рутила по титаниту.
Св. Цвет темпо-бмрып, красно-бурый до черного; иногда
буровато-желтый до бесцветного. Часто слегка синеватый отте-
нок. Блеск полуметялтичсски’" до алмазного. В тонких осколках
прозрачен. Хрупкий. Сп. по {110} ясная, менее ясная по {100}.
Излом от раковистого до полураковистого и неровного. Тв.
6—6,5. Черта желтая до светло-коричневой. Пл. 4,2.
182
Рис. 58. Рутил:
I —одиночный кристалл, II—коленчатый двойник и тройник
Диагн. От циркона отличается более низкой тв. и призмати-
ческой сп., от касситерита — более низкой пл. Игольчатый ру-
тил похож на турмалин, ио они легко распознаются под микро-
скопом.
Обр. Рутил — типичный гипогенный минерал, известный в
основном в качестве акцессорного в различных интрузивных и
метаморфических породах.
Акцессорный рутил обнаружен в эклогитовых ксенолитах в кимберли-
тах, карбонатитах (кристаллы ильмснорутпла до 10 см на м-нин Тамил Наду,
Индия), габбро, гранитах, гранитных пегматитах (в том числе ильменорутил).
В апатитовых жилах, залегающих в габбро и вметающих гнейсах Крагере
(Норвегия), сод. рутила доходит до 20 % Апатит-ильменитовые руды с ру-
тилом (до 10 %) в виде даек в сиенитах — нельсониты — используются в ка-
честве титановых руд (Нельсон, Виргиния, США). Ильменорутил (гнезда до
15—20 см в поперечинке, кристаллы до 10 см) известен в некоторых фепитах
(Вишневые горы, Челябинская обл.).
Основные количества рутила связаны с метаморфическими процессами.
Это акцессорный минерал гнейсов (до 5 % рутила в линзах, залегающих в
силлиманит-биотитовых и роговообманковых гнейсах Передового хребта, Ко-
лорадо, США), кварцитов (Слюдорудник, Челябинская обл.), эклогитов (Ку-
тимскос м-нис, Пермская обл.), наждаков. В полевошиат-слюдяных и кварц-
слюдяных сланцах центрального Уралтау (Башкирия) обнаружены линзы и
гчездообразные участки пород, сод. до 50—60 % рутила с мусковитом, пеле-
сым шпатом, кварцем, турмалином, названные рутплптом. Гнезда ультраос-
новных пород с магнетитом (40%), апатитом (15 %) и рутилом (до 16 %)
известны в тонкозернистых пелитовых сланцах п метагравуакках округа Хар-
Форд (Мэр илепд, США). Образование рутила здесь связывают с низкотемпе-
ратурным региональным метаморфизмом и реакцией FeTiOs + Fe2O3-> TiO2 4-
+ FeFe2O.! (32). Рутил — обычный минерал многих вторичных кварцитов (Се-
Мпз-Бугу, Карагандинская обл.; Маунт-Пэрри, Квинсленд, Австралия).
Превосходные кристаллы рутила и особенно волосатики рутила в горном
PJстало известны в жилах альпийского типа Приполярного Урала (СССР),
нчено (Сев. Италия), Бипнснталя (Швейцария). Здесь же обычны кристаллы
РУкита, анатаза, адуляра, бесцветного апатита, титанита, горного хрусталя.
Бесцветные кристаллы рутила длиной 1—2 мм, образовавшиеся вместе
вторичными карбонатами, обнаружены средн минералов зоны окисления
183
Pb—Zn м-ния Скарнесдалеп (Офотеп, Норвегия). Появление рутила свяч
вастся с выщелачиванием титана из вмещающих пород, богатых титаните^"
Изм. Рутил — устойчивый минерал и может накапливаться
в россыпях (Атлянтское м-ние, Челябинская обл.; Самотканское
м-ние, УССР). Как один из компонентов лейкоксена рутил вме-
сте с анатазом замещает в россыпях ильменит. С устойчивостью
рутила связано появление его как акцессорного минерала во
многих осадочных породах.
Знач. Является наряду с ильменитом важнейшим источником
титана (60 % Ti). Кроме того из него извлекают Nb, Та.
Семейство уранинита
Уранинит | у4+ цб+о (д. 0 38)
Настуран J 1 х х ~+х
В семейство уранинита объединяется большое число минера-
лов, представляющих оксиды U, Th и Се. Главнейшие из них —
уранинит и настуран, которыми и ограничимся. Оба минерала
близки по составу, структуре, свойствам, условиям образования.
Поэтому их целесообразно описывать совместно.
Назв. Уранинит — по составу; настуран от греческого «нас-
тое»— плотный (из-за характера агрегатов) и по составу; си-
ноним настурана — урановая смолка.
Хим. Для уранинита сод. ГЮ2 обычно выше 50 % и доходит
до 70%, а ГЮ3 13—30 %- В настуранах сод. UO2 — 30—45 %,
а ГЮз — 33—55 %. Известны минералы, близкие к U3O8, — ура-
новые черни. Из примесей установлены РЬ (до 22%), ThO2 (до
14 и даже 27 %), У2О3 (до 14,6%), Ln2O3 (до 11%). Кроме
того обнаружены СаО (0,0/г %; до 6,6%), А12О3 (0, /г %; до
5,8%), Fe2O3 (до 1,4%), MgO (0,«%), ZrO2 (0,0 п - 0, п %),
в отдельных случаях SiO2 (до 3,8), Р2О5 (0,0/г %), Bi2O3 (до
1,5 %), V2O5 (0,5 %), SO3 (0, п %). Часто отмечаются окклюди-
рованные газы — Не, Ar, N, СО2; в гидронастуране — Н2О (до
2,5%).
Примеси носят типоморфиый характер. Так, для уранинита из пегматитов
постоянны значительные примеси ТЬО2 (обычно не ниже 2%). тогда как дня
настурана они не превышают 0,25 % или отсутствуют вовсе. Самые богатые
торием ураниниты — бреггериты имеют пегматитовое происхождение, реже
они отмечаются в пневматолптовых жилах. Ураниниты пегматитов характери-
зуются повышенным сод. Y2O3> Ln2O3. Для настуранов, в свою очередь, харак-
терны СаО, иногда Bi2O3, SiO2.
Нестехнометричный UO2+X (ufhxUx+O2+x), где х sg 0,38 — при обычной
температуре неустойчив и распадается на ЙО2 и U4O9_y. Состав минералов
может изменяться за счет выщелачивания U6+ (в том числе в гппергенных ус-
ловиях), восстановления Ue+ в U4+; в обоих случаях состав будет смещаться
в сторону UO2. Наряду с этим UO2+X может частично окисляться до ИО3, ги-
дратироваться с образованием гпдронастурана. ИП уранинита и настурана
благоприятствуют их метамиктизации, вызванной радиоактивным излучением;
этому же способствует появление примесей радиогенного РЬ. Все это приво-
|84
к неоднородности состава уранини-
ДН и настурана даже в пределах одного
кристалла (зерна).
‘ Структ. Стехиометрический UO2
„иеет структуру типа CpF2, 9 которой
песта Са заняты U<+ (КЧ = 8), а места
д о Аналогичную структуру имеют
ThO2, СеО2, чем и объясняются ИП Th
и TR. Образование UO2+a: (х 0,38)
связано с окислением части U4+ до U6+
н внедрением О с образованием ком-
плексного катиона уранила — ПОД
(рис. 59). Таким образом, геометриче-
ски структура оказывается промежуточ-
ной между структурой типа флюорита
п молекулярной структурой твердой
СО2, причем параметр а0 линейно зави-
сит от х: «0 — 0,54696 — 0,01495 х.
Уранильные группы могут распреде-
ляться в структуре статистически пли
упорядоченно. В зависимости от этого
возникает большое число структурных
разновидностей. При составе в пределах
ПО2—UOg или при беспорядочном рас-
пределении UC>2+-rpynn, описываемые
Рис. 59. Структура уранинита
(д4+иб+о7) , включающая ураниль-
ные группы UO;+ (с U6+) и катио-
ны и4+
минералы кристаллизуются в куб. с. (Fm3m). Соединения состава П2Оэ—COs
с упорядоченной структурой относятся к тетр., гекс, или ромб. с. Уранинит
и особенно настуран часто метамиктны.
Выд. Для уранинита характерны кристаллы кубического, реже
ромбододекаэдрического габитуса (рис. 60), сплошные, массив-
ные агрегаты; для настурана — колломорфные, почковидные и
тонкосферолитовые выделения; для урановой чёрни — порошко-
ватые, землистые массы, налеты.
Известны псевдоморфозы настурана по органическим остат-
кам (рис. 61), пириту, серициту, коффиниту и [SiO4].
Св. Цвет черный, у уранинита иногда до стально-серого.
Блеск от смоляного (особенно у настурана), полуметаллического
До тусклого. Редко просвечивают в тонких осколках зеленовато-
серым, темно-бурым или желтоватым цветом. Прозрачность воз-
растает по мере увеличения степени окисления. Хрупкие. Сп. нет.
Излом неровный до раковистого. Тв. 5—6; в измененных мине-
ралах понижается до 3. Черта черная, буровато-черная, слегка
блестящая. Пл. 10,6 (для UO2) До 7,5. Сильно радиоактивны.
Диагн. От блеклой руды помимо пл. и характера вторичных
продуктов отличается более высокой тв ; от ильменита — габи-
тусом кристаллов, изометричностыо зерен, большей пл., немаг-
нитностью. Важным диагностическим признаком является обра-
зование вокруг уранинита и настурана плеохроичных двори-
ков— участков минералов растрескавшихся и окрашенных в
красно-бурые тона различных оттенков. Для уранинита и насту-
рана характерны яркие красные, оранжевые, желтые вторич-
ные продукты как в виде корок, налетов, так и в виде полных
185
Рис. 60. Кристаллы уранинита
Рпс. 61. Скопления урановых ми-
нералов в форме бревна (псевдо-
морфоза по дереву). Колорадо,
США
псевдоморфоз, часто зонально-концентрического строения. Ра-
диоактивность позволяет широко использовать для диагностики
радиографию и радиометрию.
Обр. Уранинит установлен в некоторых магматических поро-
дах, пегматитах, грейзенах, реже в гидротермальных жилах. На-
стуран— типичный минерал гидротермальных жил, различных
метаморфогенных и аутигенных ассоциаций.
Акцессорный уранинит обнаружен в гранитах Лимузена и Вандеи (Фран-
ция).
В пегматитах уранинит обычно является продуктом непосредственной кри-
сталлизации пегматитового расплава. Он тесно связан с полевым шпатом, био-
гитом, монацитом, ксенотимом, циртолитом, ортитом. Промышленное значение
его ограничено, и добыча ведется обычно путем ручной выборки при разра-
ботке пегматитов на керамическое сырье (Эвье, Норвегия).
Уранинит пневматолитового происхождения известен в грейзенах, вме-
щающих вольфрамит-мусковиг-кварпевые жилы в р-не Лейк (Зап. Кумбер-
лепд, Англия). Настуран-флюоритовые прожилки в кварц-мусковитовых и
кварц-топазовых грейзенах с пиритом, сфалеритом, галенитом, халькопири-
том, вольфрамитом, молибденитом известны в ряде районов СССР.
В остаточном магматическом расплаве уран находится в форме U4+, фик-
сирующейся в виде уранинита пегматитов. При дальнейшей эволюции рас-
плава, которая идет по линии увеличения Eh. Ем+ окисляется в ).
Соединения уранила в основном сравнительно хорошо растворимы и в виде
них уран может находиться в гидротермальных растворах. При воздействии
на эти растворы восстановителей П6^ будет восстанавливаться до П4+ с об-
разованием настурана. Судя по природным ассоциациям, такими восстанови-
телями могут быть.
1. Сероводород (или селенистый водород): реакция типа UO|++ 2S>
—UO2 + (33); настуран тесно ассоциирует с сульфидами (селенидами).
186
/Мышьяковистый водород — AsH3; настуран оказывается в тесной ас-
,1ЦПП с различными арсенидами и самородным мышьяком, который может
Пазоваться, например, по реакции 3UO2+ + 2As3' —> 3UO2 + 2As (31).
P з Цоны Fe2+; реакция типа UO|+ + 2Fe2+ + 3H2O —-> UO2 + Fe2O3 +
, 6PI4 (35). Настуран тесно связан с гематитом. Если используется Fe2+ вме-
”Г ющих пород (минералов), происходит их гематптизация, приводящая к из-
менению окраски до темно-красной, буро-красной (м-ния Б. 1Медвежьего оз.,
Канада).
4. Углерод (графит) вмещающих пород; в этом случае происходит около-
жптьиое их осветление (некоторые м-ния Рудных Гор, ЧССР, ГДР).
*5. Остатки органического вещества. Таким путем иногда возникают отло-
жения настурана в песчаниках, конгломератах и его псевдоморфозы по захо-
роненным органическим остаткам, деревьям (см. рис. 61) *.
6. Различные углеводороды — газообразные (СН4 и т. п.), жидкие (нефть,
битумы, асфальтиты), твердые (лигниты, бурый и каменный уголь).
В гидротермальных растворах Uc+ находится в виде различных комплек-
сов чаше карбонатных или молибдатиых. С восстановлением U64" из этих по-
следних связывают образование молибденит-яастурановых ассоциаций. Для
настурана, возникающего за счет уранил-карбонатных комплексов, характерна
ассоциация с карбонатами, кварцем. Настуран может здесь выделяться и в
результате нарушения равновесия, например, при резком снижении давления,
приводящем к выделению СО2 или в результате реакции СО2 с вмещающими
породами.
Крупнейшим гидротермальным м-нием уранинита является Шинколобве
(Шаба, Заир), где встречены его кристаллы до 4 см в ребре. Уранинит тесно
связан с полисульфидами Ni и Со, молибденитом, самородным золотом
(в виде мелких включений в уранините, полисульфидах) и находится преиму-
щественно в магнезитовых и доломитовых жилах. Интересной особенностью
является отсутствие типичного настурана.
Кварц-пирит-галсннтовые жилы с настураном в тесной генетической связи
с пиритом, галенитом, сфалеритом, сульфидами меди, иногда молибденитом
широко распространены в США (например, Марисвэйл, Юта —правда, без
медной минерализации). Жильными минералами обычно являются флюорит и
кварц, сильно окрашенные топкораспыленным гематитом.
Крупные концентрации настурана известны в гидротермальных м-ниях пя-
тиметальной формации, где он ассоциирует с арсенидами Со, Ni, Fe (см.), са-
мородными Ag, Bi (см.), иногда As (Рудные Горы, ГДР и ЧССР; Большое
Медвежье оз., Канада). Жильными минералами в них являются либо карбо-
наты, либо кварц, часто пропитанные мельчайшими включениями гематита.
Гематитом же могут быть окрашены вмещающие породы, и по этому признаку
велись поиски наиболее богатых участков жил, например, па многих м-ниях
Канады.
К телетсрмально-метаморфическим относятся рудоносные конгломераты
крупнейшего в мире золото-уранового м-ния Витватерсранд ** (ЮАР). Насту-
ран здесь выступает совместно с золотом и пиритом в качестве минерального
Цемента кварцевого галечника древних метаморфизованных конгломератов.
Особенностью конгломератов является обилие ураноорганических соединений
^Ухолитов). В тесной ассоциации с настураном установлены сульфиды Fe, Си,
Zn, арсениды Ni и Со, кобальтин, рутил , турмалин и монацит.
пасы этого района оценены в 1,1 млрд, т руды (сод. U2O8 от 78
Общие за-
де 1030 г
-Многие авторы считают, что восстановительные свойства
ке сами органические остатки, а соединения, возникающие при их
Ре>1^е всего сероводород.
проявляют
гниении, и
*” Происхождение этого м-ния до сих пор остается до конца не ясно,
с°Тя’ большинство склонно его объяснять как результат отложения вещества
полостях кварцевых конгломератов из среднетемпературных гидротерм.
187
Особый тип представляют инфильтрационные пластообразные м-ния
стурана плато Колорадо, США (до 2000 рудопроявлений с общими запаса/'
около 55 млн. т руды, часть из которых являются крупными). Минералоги1
отдельных рудопроявлений различна. Так, есть руды, богатые и бедные ванаЯ
днем, и руды, богатые и бедные сульфидами. Общим является приуроченное/
м-ний к песчаникам, причем повышенные концентрации рудных минералов св/
заны с руслами древних потоков. Здесь известны псевдоморфозы настурана
по дереву (см. рис 61) и другим органическим остаткам, настурановый цемент
и прожилки в песчанике. Из других минералов следует отметить пирит (часто
сингенетичный с образованием осадков), халькопирит, галенит, галенит-клау-
сталит, силикаты и оксиды ванадия; установлен также урансодержащий ас-
фальтит. В рудных м-ниях, где практически отсутствует ванадиевая минерали-
зация, обнаружены многочисленные сульфиды меди, арсениды и сульфоарсе-
ниды Со, Ni и Fe. Условия возникновения этих м-ний до сих пор остаются
предметом дискуссии. Ряд исследователей связывают минерализацию с вы-
щелачиванием рудных элементов из вулканических пеплов, другие — с цирку,
ляцией грунтовых вод, но все больше авторов склоняются в пользу гидротер-
мальной гипотезы.
Промышленные концентрации U (с настураном, коффинитом, урапоорга-
ническими соединениями) известны в некоторых угленосных бассейнах (ура-
но-угольные м-ния), в пределах нефтегазоносных территорий (урано-битум-
ные м-ния) в осадочных породах, обогащенных фосфоритами, детритом (остат-
ками костей и чешуй рыб), в песчаниках, сцементированных карбонатами
(Мечек, ВНР, где настуран, U4O9, коффинит развиваются по карбонатному
цементу; появление U объясняют мобилизацией его из глинистых осадков,
адсорбировавших U, при диагенезе), в пределах нефтегазоносных территорий
(урано-битумные м-ния).
Ряд месторождений настурана и частично уранинита приурочен к мета-
морфическим породам — гнейсам, железистым кварцитам, что связывается с
мобилизацией урана, первоначально адсорбированного осадочными породами
(особенно тонкодисперснымп слоистыми силикатами) и переотложением его
в виде настурана и уранинита в пустотах и трещинах. При метаморфизме от-
ложений, богатых органическими осадками, иногда возникают урано-уголь-
пые месторождения с уранинитом, ураноорганическими соединениями.
Изм. В поверхностных условиях уранинит и настуран легко
разрушаются, переходя в красные, оранжевые и ярко-желтые
гуммиты — смеси мелкозернистых гидроксидов, карбонатов,
фосфатов, силикатов, сульфатов урана и других элементов. Их
яркий цвет может быть использован в качестве поискового при-
знака. Вторичные минералы урана так ярки и окраска их на-
столько стойка, что они издавна применялись в качестве кра-
сок, в том числе ритуальных у индейцев Аризоны, африканцев.
Знач. Уранинит и настуран — важнейшие источники урана
(сод. U до 87 %) и ряда других элементов (TR, Th, Ra).
Семейство пиролюзита — псиломелана
К рассматриваемому семейству относятся диоксиды марган-
ца-— пиролюзит р-МпОг и рамсделлит у-МпОг, а также соеди-
нения включения, имеющие марганцево-оксидпую матрицу,-^
голландит Мп8_2 (О, ОН)16-Ва2-(/ и другие минералы рода (?)
* Искусственно полученеще несколько модификаций р-МпО2, б-МпСЬ
8-МпО2, ц-МпОг и др., па рассмотрении которых останавливаться не пред-
ставляется возможным,
188
в г
Рис. 62. Схема структур некоторых минералов семейства пиролюзита — пси-
ломелана:
а —пиролюзита ((3-МпО2): б — рамсделлита (у-МпО2); в — голландита (а-МпО2); г—псило-
мелана (MgO]0-Л,Н;О) <г2
криптомелана, гр. псиломелана (Mn4+, Мп2+)50ю- (Л, Н2О)<2.
Структура пиролюзита (тетр. с. —PA^/innm) геометрически
подобна структуре рутила (рис. 62, а). Структуры рамсделлита
(ромб. с. — РЬпт), голландита (тетр, с.), псиломелана (ромб,
с. — /э222), криптомелана (тетр, с.) в своей основе имеют те же
рутилоподобные ленты из рсберносвязанных ЛЮб-октаэдров, но
не одиночные, а сдвоенные (рис. 62, б, в), или сдвоенные и стро-
енные (рис. 62,г), благодаря чему в ЛЮ2-матрнце возникают
полости-каналы, в которых при замещении части Мп44' в кар-
касе на Мп3+ или Мп2+ располагаются катионы типа Na, Са, Ва,
компенсирующие отрицательный заряд каркаса, а также моле-
кулы цсолитной Н2О; частично отрицательный заряд каркаса
может компенсироваться и заменой О2“->ОН~. Таким образом,
голландит, псиломелан, криптомелан являются канальными сое-
динениями включения со сложным и переменным составом, что
иесьма затрудняет их исследование и диагностику, порождает
большое число самостоятельных названий (часто в зависимости
°т катионов 4).
189
Ниже более подробно описываются лишь пиролюзит и пси
ломелан. При этом их Обр., Изм. Знач, рассматриваются сов'
местно в заключение описания семейства.
Пиролюзит МпО2
Назв. От греческих «пир» — огонь и «лойсис»— мытье, так
как издавна добавки пиролюзита применялись для обесцвечива-
ния стекла при его варке.
Хим. Сод. МпО2 в яснокристаллическом пиролюзите (поли-
аните) доходит до 98—99 %, в землистом, оолитовом — до
94 % (иногда до 85 %). Из примесей в 0, п % установлены Ха2О
К2О, MgO, СаО, BaO, СО2, SO3, иногда WO3 (до 0,5 %), Н2О (до
5 %). Основная масса их связана с адсорбцией и механическими
загрязнениями другими Мп-минсралами, оксидами и гидрокси-
дами Fe, Al, силикатами.
Структ. См. описание семейства.
Выд. Землистые, рыхлые, сажистые массы, плотные скрыто-
кристаллические агрегаты, зонально-концентрические и радиаль-
но-лучистые оолиты, стяжения, почковидные, гроздевидные вы-
деления, корки, пленочные дендриты. Иногда столбчатые до
игольчатых кристаллы, их шестовагые и радиально-лучистые
агрегаты. Кристаллы часто квадратного сечения с штриховкой
вдоль удлинения.
Псевдоморфозы по манганиту, псиломелану, тодорокиту и
многим другим Мл-минералам.
Св. Цвет от черного (в землистых и скрытокристаллических
агрегатах) до стально-серого, железо-серого (полианит). Иногда
синеватая побежалость. Блеск от тусклого до полуметаллическо-
го; шелковистый у тонковолокнистых агрегатов. Хрупкий. Сп.
по {110} сов.; псевдоморфозы по кристаллам манганита имеют
отдельность по {010} (сжатие на 15 % вдоль оси Ь). Тв. до
6—6,5 (полианит). Черта черная или синевато-черная; земли-
стый пачкает пальцы. Пл. 5,2.
Диагн. Трудно отличается от других оксидов и гидроксидов
Мп, особенно в землистых и скрытокристаллических агрегатах.
Частично их можно различить по черте (табл. 6), в окристалли-
зованных выделениях — по форме кристаллов. Высшие оксиды
Мп — пиролюзит, тодорокпт и другие растворяются в НС1 с вы-
делением С12. В отличие от псиломелана не окрашивает в розо-
вый цвет H2SO4 (1:1) при нагревании (реакция Фаддеева).
Обр., Изм., Знач. См. заключение описания семейства.
Псиломелан (Мп4+, М2+)5О10 • (Ва,Н2ОЦ2
Назв. За черный цвет и гладкую поверхность некоторых
выделений от греческих «псилос» — голый, гладкий и «мела*
нос» — черный.
190
Таблица 6
Цвет черты основных оксидов и гидроксидов Мп
и похожих на них минералов
—1 1 Черта Название Форм у.ча
—— Черная,тусклая Пиролюзит Криптомелан Коронадит МпО, Мп8_2(О, ОНКв-Кг-,/ Мп8-2(О, OH)ie-Pb2-y
Черная, блестя- щая (иногда си- неватая) Гетерогенит Литиофорит Бсрнесспт СоОНО Мп (ОН)2О> • (Al, Li) (Мп4+, Мп2+)5О10-(Са, Mg, Ха, К)<2
Коричнево-чер- ная до черной Псиломелан (Мп4+, Мп2+)5О10-(Ва, Н2О)<2
Шоколадная Тодорокнт Манганит (zMn4+, Мп‘-+)501о • (Са, Mg, Ва)2 (НоО)з (?) МпОНО
Светло - корич- невая Гаусманит Рансьент (тв. 3) Браунит МпМп2О4 (Мп4+, Мп2+)5О10-(Са, Н2О)<2(?) Л12+Мп|+О8 [ S iO4]
Хим. В псиломелане 12,4—17,5% ВаО (иногда до 4% и
почти полного отсутствия); МпО 6—10,7%; МпО2 59,6—74,5 %;
Н2О+ 3,8—6,1 %; примеси Fe2O3 (до 3,2%), /\12О3 (до 2,9%);
MgO 0, п % (редко до I %), СаО (редко до 1,9 %), WO3 (редко
до 2,9—3,5 %); Na2O 0,0п— 0, п %, К2О (редко до 3,4 %), СоО
(редко до 1%), SiO2 (иногда до 4,3%), СиО; Р2О5 0,0 и %;
редко V2O5 (до 1,1 %), As,O5 (до 2,2 %), SrO (до 1,4%), 1п2О3
(0,02-0,04 %), Т12О (0,п%), В2О3 (до 0,1 %), U3O8 (до 1,5 %),
RaO (ИП вместо ВаО). Известны случаи замещения до 70 %
ВаО на СаО -ф- К2О Na2O -ф- SrO. Большинство примесей — ре-
зультат механических загрязнений и адсорбции.
. Структ. См. описание семейства (рис. 62, а); по одним данным он ромб. с.
' 222), по другим — мон. с. (С 2/т).
Выд. Мелкокристаллические до скрытокристаллических агре-
гаты, натечные, гроздевидные, почковидные образования, ооли-
ТЬ|; порошковатые, землистые массы — вад, пленочные ден-
дриты.
Св. Цвет от темного стально-серого до черного. Блеск полу-
металлический до тусклого. Непрозрачный. Хрупкий. Сп. не
изблюдается. Излом неровный до скорлуповатого (в оолитах).
191
Тв. до 5—6. Черта коричнево-черная до черной, блестящая Пт
4,8 (при Ва : Н2О = 1 : 2). ’ ’
Диагн. См. пиролюзит. Легко растворяется в НС] (с выде-
лением Cl2), H2SO4, лимонной и щавелевой кислотах. При Ки.
пячении в H2SO4 (1:1) окрашивает раствор в розовый или р0.
зовато-фиолетовый цвет (реакция Фаддеева).
Обр., Изм., Знач. См. заключительную часть данного семей-
ства.
Обр. Типичные минералы поверхностных процессов — кор и
зон выветривания, морских осадков; редко и в меньших коли-
чествах образуются в близповерхностных поздних гидротер-
мальных жилах.
Полианит (кристаллы, друзы, щетки) известен в наиболее поздних гидро,
термальных жилах рудных районов Ильменау, Эльгербаха, Оренштока, Иль-
фельда (ГДР). Он ассоциирует с псиломеланом, криптомеланом, развиваю-
щимся по брауниту, гаусманиту, манганиту. Жильные минералы — барит, каль-
цит, реже кварц (от небольших до преобладающих количеств). Пиролюзит
обнаружен также в кварцевых жилах, в гранитах близ Горной Платин
(ЧССР), в кальцитовых жилах Восточной пустыни (АРЕ), золотоносных квар-
цевых жилах Зап. Австралии. Жилы с плотными, гроздевидными выделениями
криптомелана, полианита, литиофорита, иногда в виде стяжений на каолино-
вых ядрах известны в Ссрро-де-Навио (Амапа, Бразилия); жильные мине-
ралы — каолинит, гётит, измененный спессартин, гиббсит, кварц.
Своеобразный тип крупных скоплений оксидов и оксигидратов Мп пред-
ставляют метасоматические залежи, возникающие при гидротермальном изме-
нении вулканических туфов провинции Орпенте (Куба). Главным минералом
здесь является тодорокит, встречающийся вместе с развивающимся по нему
пиролюзитом. Характерны почковидные, гроздевидные выделения с зерни-
стым, зонально-концентрическим, тонким радиально-лучистым строением.
Крупнейшие м-иия пиролюзита (Чиатурское, ГССР; Никопольское, УССР;
о-в Грут-Айленд в зал. Карпентария, Австралия)—осадочно-морские. Воз-
никли они в результате коагуляции растворов, богатых Мп, при смешивании
их с морской водой. Эти растворы образуются при выветривании различных,
в первую очередь вулканических, пород. Наряду с пиролюзитом (порошкова-
тым, землистым и оолитовым), манганитом (см.) и другими оксидами и гид-
роксидами Мп в них встречаются Са—Mg-карбонаты, богатые Мп. Приуро-
ченность их к нижним частям Никопольского м-ния свидетельствует, что
условия осадконакопления первоначально были восстановительными и лишь
позже сменились сильно окис тигельными.
Известны эксгаляционно-осадочпые м-ния с пиролюзитом, образующиеся
при подводных извержениях. Так, пиролюзит ассоциирует с псиломеланом,
манганитом, рансьситом, пирохроитом — Мп(ОН)2, гетитом, лепидокрокитом,
кварцем, плагиоклазом, биотитом, кальцитом. Они образуют желваки, линзы,
прожилки и цемент в пирокластических и осадочно-пирокластических породах
Дашсалахлипского м-ния (АзССР).
Пиролюзит (пленочные дендриты, налеты, порошковатые, землистые мас-
сы, иногда желваки, оолиты) — обычный минерал кор выветривания и зон
окисления.
Очень крупные скопления остаточного пиролюзита вместе с псиломела-
ном, другими оксидами, оксигидратами и гидроксидами Мп образовались при
выветривании метаморфических пород, содержащих спессартин, родонит, кне-
белит, Mn-роговую обманку, Мп-магиетит близ Визаганатамп (Мадрас, Ми-
дия), или спессартин, пьемонтит, Мп-диопспд в окрестностях Нагпура (А‘а"
хараштра, Индия). Благодаря этим м-ниям Индия занимает второе место в
мире по добыче марганцевых руд.
192
т*0пу выветривания по Atn-филлитам со спессартином, родонитом преД-
яют и крупнейшие в Африке м-нпя Ганы, содержащие самую богатую
стаВЛцозитом (батарейную) руду в мире, по метаморфическим породам, со-
П11-аШИМ родохрозит, спессартин, родонит, тефроит — крупнейшие в Зап.
^Рушарии м-ния р-на Морру-да-Мипа (Бразилия).
Изм. Порошковатые оксиды и гидроксиды Мп в поверхност-
ях условиях дезинтегрируются, плотные образования устой-
чивы." При метаморфизме переходят в силикаты (родонит, спес-
сартин) и карбонаты (родохрозит).
Знач. Важнейшие источники Мп (в пиролюзите МпО 63%).
Чистый пиролюзит используется также при изготовлении элек-
трических батарей, в стекольной, кожевенной промышленности,
при производстве олифы, масел, воска, медицинских препаратов.
Могут служить рудами на некоторые элементы, находящиеся
в виде примесей (W = Мп м-ния Тоссорского р-на, Сев. Тянь-
Шань, сод. WO3 в виде примесей к псиломелану — до 3,5 % и пи-
ролюзиту — до ~ 0,5 %).
Отделы 2—6. Сложные оксиды
Здесь объединяются оксиды типа ЛВО3, ЛВО4, ЛВ2О6, ЛВ2Л?7
и другие, в которых катионами А могут быть Са, Na, К, Sr, Ва,
Fe'fr, Мп2*, TR3+, Al, V3+, Fe3*, U4+, Th4+, в некоторых слу-
чаях— Sb3h, Bi3+, Sn2+, Pb2+, редко Zr4+, Zn, Mg, Sn4+; группы
В — Ti4+, Nb5+, Ta5+, V5+, Mo6+, W6+, Cre% реже и в основном
в виде ИПА1, Fe^+, Zr4+, редко Cr3% V3+; О2 — может частично
замещаться на F~ и ОН~
По структуре некоторые из сложных оксидов близки к ПУ —
это либо гомокоординационные оксиды с катионами А, имею-
щими сравнительно высокие yi (род ильменита, род вольфра-
мита и т. п.), либо оксиды с неупорядоченной структурой (та-
пиолит, водженит и т. п.). Большинство же рассматриваемых
оксидов имеет гетерокоординационные структуры, вплоть до
каркасных (род перовскита), соединений включения (род пиро-
хлора), переходящие при достаточной разнице в ДСХ в струк-
туры оксосолей. Все это хорошо иллюстрируется распределе-
нием вещества с формулами ЛО2 (рутил, пиролюзит), АВОх
(ферберит), Л1[7О4] с изменением КЧ М от 8 (шеелит) до 12
(крокоит) по мере увеличения ДСХ и SZ (рис. 63). Таким обра-
зом, систематика сложных оксидов по отделам, ио мере увели-
чения СХ катионов В, а в пределах отделов — по мере умень-
шения yi катионов Л, принятая ниже, позволяет отразить
переход от сложных оксидов со структурой, близкой к ПУ, к окси-
дам со все более ажурными структурами, вплоть до солеподоб-
Ных оксидов рода фергуссонита, солей слабых оксокислот с
Структурой типа шеелита и до типичных оксосолей — хроматов.
1акое объединение минералов позволяет получить генетически
7 Зак. 594 193
150-
OPtO2
OTaO„
yOPb[W0j
on[feo4)
I Ba[WO4]
, ° Pbivoo4:
CdW04 X KCe[WO4]2
\ ' NiWOi / ooSriW04j
№0. 0«WA
V>RhTaO.
,Ag[2eO4]
ГС I X \
100 у QfrToO., ScTaO CoWO4
4 X \ 4 , . , ,7-
Тип структуры
рутила
x- вольфрамита
о— шеелита
□- циркона (монацита}
| V- барита
| ^-англезита (крокоита}
I г ,
Pb[CrO4]
I VI
I Bajeoj
oSr[CrOj
□CajCrOj ______________
2bo' ' ' ' 250
'A Z'i ,
\ [№04Jo NaLalMoO^o f KLalMocfi, J
ScNbo LlL° "phvoO 8г^оВД
x \ 4 ,4 о / OY[V04] oK[RuO]
\ Ш CaiMoQ,]/ 4
\oTivo4 t/sc[V041
100
.FetJbQ.
V OCrNbO.
фМпО2 т
OTio,
"T--1---1--1--1---1—
-10 0 50
50-
150
п
Рис. 63. Зависимость структуры соединений типа 2ЛО2 -> ЛВО4 -> Л1 [ТО4]
от фундаментальных свойств элементов — разности у”пб катионов А и В или
М и Т ^Ду”р^) и суммарного атомного номера (2Z).
Поля 1 — VI отвечают веществам со структурой типа;
1 —рутила, II —ферберита (в льфрамнта), III —шеелита, IV—шеелита -> циркона,
V—циркона -> монацита, VI — крокоита (англезита); А, В, М и Т — катионы ^'-элементов
близкие их совокупности, наметить закономерное изменение
условий образования.
Особо следует отметить, что все сложные оксиды здесь явля-
ются нормальными оксидами, за исключением минералов рода
ильменита, имеющих кластерную структуру, и редких минералов
гр. кехлинита Bi2MoO6) являющихся молекулярными кристал-
лами.
Отдел 2. Титанаты
К титанатам относится около 20 минеральных видов; неко-
торые из них широко распространены и образуют местами круп-
ные скопления. Это ильменит, перовскит и лопарит, рассмотре-
нием которых и придется ограничиться. Их общая формула
ДбО3. Если А — Fe2+, минералы обладают координационной
структурой (ильменит); уменьшение уд- катионов А приводит к
переходу к минералам с каркасной структурой (перовскит), по-
явлению в группе В наряду с Ti4+ также Nb5+, Та5+ (лопарит),
намечающих переход к танталониобатам.
Род ильменита
Ильменит FeTiO3
Назв. По месту первой находки — Ильменские горы (Челя-
бинская обл.).
Хим. Очень редко приближается к FeTiO3 (ильменит Луиджи
де Савойя, Уганда— (Fe0,962Mg0,o46) i,oo8Ti0,&9503); обычно это
твердые растворы FeTiO3 — MgTiO3 (гейкилит) — MnTiO3 (tiu~
194
5052
1123
2243
0221
Рис. 64. Кристаллы ильменита
гетеровалентным
----- :ЛР+/И3+.
00фанит)-М2О3, где М = Fe’+,
г з+ А13+, т. с. состав осложня-
тгя’не только непрерывным изо-
валентным (Fe, Mg, Мп), но и
ограниченным ~
Изоморфизмом M2+Ti4+
При этом сод. М20з доходит до
26И МОЛ. % для pQ-n- п
кенитах (до 8
моильмениты парамагнитны
могут быть однородны, осталь-
нь1е',__ ферромагнитны, обычно со
ипт — гематит), до 1,2% Сг2О3 (редко 13%), до 1,75 % А12О3.
Fe2O3 в гемоиль-
мол. % Ре20з ге-
и
структурой распада ильме-
Максимальное сод. Сг2О3 характерно для ильменитов из кимберлитов,
обычно сод. также значительные количества Fe2O3, А12О3, MgO, повышенные
сод. Сг20з, V2O3, СоО, NiO (до 0, и %)—для ильменитов из гипербазитов и
базитов, (Nb, Та)20з (0, п — п°/о)—для щелочных пород и их пегматитов.
Структ. производная от структ. корунда (см. рис. 51), в которой окта-
эдры, заселенные Fez+, чередуются через один с октаэдрами, заселенными Ti4+.
Благодаря этому симметрия ильменита снижается по сравнению с корундом
(гематитом) до /?3; известен неупорядоченный ильменит R3c.
Выд. Уплощенные и неправильной формы зерна часто с
округлыми («оплавленными») краями, реже мелкозернистые
скопления. Обычно уплощенные и тонкопластинчатые кристал-
лы, похожие на кристаллы гематита (рис. 64), с основными га-
битусными гранями {1011}, {0001} и меньшими гранями {0112},
причем грани скаленоэдра и дигексагональных дипирамид от-
сутствуют (отличие от гематита).
Описаны эпитаксиальные срастания ильменита с магнетитом,
рутилом, перовскитом, слюдой; мирмекитовые срастания с энста-
титом, диопсидом; эндотаксические вростки ильменита в хро-
мите, ульвите, магнетите (см.)—некоторые титаномагнетиты.
Св. Цвет железо-черный, иногда со стально-серым или буро-
ватым оттенком; в некоторых случаях синяя побежалость. Блеск
металлический или полуметаллический. В тонких осколках слабо
просвечивает красновато-бурым цветом. Хрупкий. Сп. нет;
иногда отдельность по {0001} и {1011} в результате полисинте-
тического двойникования. Излом раковистый до полуракови-
стого. Тв. 5—6. Чорта черпая до буровато-черной. Пл. 4,8. Ге-
Моильмениты могут быть ферромагнитными (см. Хим.).
Диагн. От магнетита и титаномагнетита отличается меньшей
магнитностью; от гематита — формой кристаллов, чертой. Диаг-
ностика облегчается частым развитием на ильмените ржавых
налетов вторичных гидроксидов Fe, появлением корок, кайм
лейкоксена — смеси вторичных продуктов от темно- до светло-
желтого цвета.
Обр. Ильменит — типичный гипогенный минерал.
7* 195
В качестве акцессорного ильменит установлен в породу
ультраосновпых (пикроильменит в кимберлитах), основных
средних, кислых и щелочных. Магматическое происхождение
имеют вкрапленники, скелетные вростки и пластинки ильме-
нита в некоторых хромитах. Крупные скопления ильменита
(в титаномагнетите) магматического происхождения связаны с
породами типа габбро (см. магнетит). Очень крупные ильменит-
гематитовые м-ния (запасы 125 млн. т руды) известны в р-Не
Аллард-Лейк (Квебек, Канада). Рудная залежь (площадью
около 5,5 га) приурочена к габбро-анортозитовому массиву и
содержит крупнозернистый ильменит или таблитчатые кристал-
лы до 1 см в поперечнике с эндотаксическими вростками гема-
тита (до 25%).
Каймы ильменита возникают при гипогенном изменении иль-
менорутила FexTi3_3x(Nb, Ta)2.vO6 (Вишневые горы, Челябин-
ская обл.).
Крупные (длиной до 15 см) кристаллы ильменита известны
в пегматитах нефелиновых сиенитов Ильменских гор (Челябин-
ская обл.), хорошо ограненные кристаллы и друзы — в щелоч-
ных пегматитах Хибинского и Ловозерского массивов. Гидро-
термальное происхождение имеет ильменит кварцевых жил цен-
тральной части Кольского п-ова, магнезитовых жил Сатки
(Челябинская обл.). Метакристаллы ильменита известны в мра-
моризованных известняках, хлоритовых сланцах (п-ов Таймыр).
Ильменит — обычный терригенный минерал многих осадоч-
ных пород. Россыпи, протяженностью 1800 м при мощности от
1,8 до 2,4 м (сод. до 50—70 % ильменита) известны в Траван-
коре и Квилоне (Индия). На Атлантическом побережье Арген-
тины ильменитовые пески (сод. до 11 % ТЮ2 и 41 % Fe2O3) про-
стираются на сотни километров при мощности от 2 до 20 м.
Россыпи меньшего размера обнаружены на побережье Балтий-
ского и Черного морей, в Италии, Индии, древние морские и
речные россыпи — во многих районах СССР.
Изм. Относительно устойчив и накапливается в россыпях,
где обычно замещается лейкоксеном — мелкозернистым агрега-
том рутила или анатаза (реже брукита) с примесью оксидов Fe,
Н2О (до 3,6 %; иногда до 11 %)• Известно замещение ильменита
титанитом, перовскитом, эшинитом, пирохлором и др.
Знач. Ильменит, особенно россыпной — основной источник Ti
(до 52,7 % ТЮ2).
Род перовскита
Хим. Минералы рода перовскита имеют формулу АВОз*,
где А = Са, Na, Fe3+, TR, Th4+, U4+, К, Sr, Ba, Pb2+; В = Ti44
* Некоторые предлагают формулу 4]_дВОз допуская дефицит в элемен-
тах группы А. Однако есть основания полагать, что такой дефицит является
результатом загрязнения материала химических анализов механическими при-
месями других минералов.
196
б
QO ©Ti СЭ Ca
<7
Рис. 65. Кристаллическая структура перовскита:
а —в шариковом; б —в полиэдрическом изображении
Nb5+, Та54-, Zr4+, Hf4+, Sn4+, W4+. Состав их редко близок к
СаТЮз- Обычны ИП в широких пределах среди элементов А, В
п гетеровалентный изоморфизм типа Ca2+Ti4+Na4 Nbo+;
Ca2+Ti4+77?3+Fe3+; 2Ca2b Na+77?3+; заметной смесимости в
ряду CaTiO3 — FeTiO3 нет, что связано с различиями в струк-
туре крайних членов из-за различий в СХ Са2+ и Fe2+. В случае
перехода описываемых минералов в метамиктное состояние в
них иногда отмечается И2О (до 2,5 и даже 4 %).
Структ. Идеализированная структура перовскита, представляющая каркас
СО6-октаэдров (рис. 65), связанных своими вершинами так, что образуются
крупные кубооктаэдрические полости с атомами /1 в центре* (КЧ А — 12),
должна была бы отвечать куб. с. Однако из-за сложности состава н разли-
чия кристаллохимических свойств замещающих друг друга элементов реаль-
ные структуры минералов характеризуются небольшими искажениями элемен-
тарных полиэдров, благодаря чему они относятся к ромб., мои. или тетр, с.,
хотя обычно имеют пссвдокубическии габитус.
Обр. Рассматриваемые минералы образуются при магмати-
ческих (щелочные и ультраосновные породы, карбонатиты), пег-
матитовых (щелочные пегматиты), реже метаморфических про-
цессах.
Перовскит СаТЮз
По имени министра уделов России графа Л. А. Пе-
(1792—1856), занимавшегося минералогией.
Редко приближается к СаТЮ3. Основные ИП: TR2O3
Назв.
РОНСКОГО
Хим. ............. ...........................
(до 8% —кнопит-, с повышенным сод. Y, Gd, Ей и Sm в кнопитах
Структура перовскита сохраняется для соединении с 0,77 t 0.99,
(га + r0)/]Z 2гс + го), Га, гв и го — радиусы катионов А. В и анионов
iibj ППЫ соответственно. Это позволило синтезировать большое число двой-
7'пХ ф более сложных оксидов типа перовскита с А — Na, К, Rb, Са, Sr, Ва,
\h и • Т|- РЬ- л£. Bi и В == Li, Mg, Al. Zn, Sc, Ti, V, Cr, Mn, Fe, Co, Ni, Zr,
1 Sn, Те, Ilf, Ta, W, Re, In, Cd, TR, U,
197
из кимберлитов по сравнению с кнопитами щелочно-ультп!
основных пород); Nb2O5 (до 26 % —дизаналит), 0, п—п % реРп'
(до 9,2 %), 0,п % FeO (до 5,7 %), Na2O (до 4,4 %), иногда $1П3
(1,2—5,5 %), MgO (до 5,7 %); отмечаются до 0, п % К2О, A12q
(до 3,3 %), Та265 (в одном случае 5 %), иногда ZrO2, ThO9 (Л
1,1 %).
Структ. См. описание рода.
Выд. Яснозернистые скопления, часто напоминающие в сколе
очень мелкозернистую черную икру. Обычны кристаллы. У пе.
ровскита, имеющего ромб. с. (Рстп), кристаллы псевдокубиче-
ские, грани блестящие, гладкие, иногда с крестообразной штри-
ховкой; у дизаналита кристаллы псевдокубичсские, иногда удли-
ненные в одном направлении с гладкими, блестящими гранями.
Для кнопита тетр. с. характерны псевдооктаэдры и комбина-
ции их с псевдокубами.
Св. Цвет при большом сод. TR или Nb черный, серовато-
черный; в других случаях красновато-бурый, оранжево-желтый,
светло-желтый. Блеск алмазный до полуметаллического, иногда
тусклый. Прозрачный в тонких осколках. Хрупкий. Сп. ясная по
псевдокубу, иногда отдельность по {111}. Излом неровный до
полураковистого. Тв. 5,5. Черта белая до серой с буроватым от-
тенком. Пл. от 4,0 до 4,3 у кнопита и дизаналита.
Диагн. Иногда похож на шпинель, от которой отличается
более низкой тв.
Обр. См. описание рода.
Перовскит — акцессорный минерал ультраосновных (кимберлиты, ппроксс-
питы) и щелочных пород, некоторых щелочных базальтов (мелилитовых, лей-
цитовых и др.), иногда титаномагнетитовых и хромитовых выделений. Кно-
пит и дизаналит — характерные минералы карбонатитов (Вуориярвп. Сев. Ка-
релия; Тулинский массив, Эвенкийский авт. округ; Тажсран, Зап. Байкал).
В щелочных пегматитах сод. перовскита иногда до 30—40 %.
Метакристаллы (до 5 см в ребре) перовскита известны в известняке и
хлоритовом сланце Шишимских и Назямских гор (Челябинская обл.), в кон-
тактово-метасоматической ассоциации с андрадитом, пироксеном, везувианом,
турмалином, титанитом, монтичеллитом и более поздним клинохлором.
В виде мелких кубиков перовскит установлен в северо-уральских бокси-
тах, корочек на флюорите — в некоторых глинах.
Изм. В эндогенных условиях перовскит замещается титани-
том, ильменитом, рутилом, магнетитом. В поверхностных усло-
виях устойчив и может сохраняться в россыпях.
Знач. Может использоваться как источник Ti, а также
•Nb, TR.
Лопарит (Се, Na, Са) (Nb, Ti) О3
Назв. По народности — лопари (саами), живущей на Коль-
ском п-ове, где был впервые найден.
Хим. Сод. главных компонентов колеблется в пределах
(в %): ТД2Оз 28—32; Na2O 6,4—9,4; СаО 3,0—5,0; ТЮ2 —до
198
_______до 12,5; установлены
ThO2' (ДО 3%), °’"% ^°’
С]О2 О, о rt % изО8: В изменен-
ных разновидностях до 3,5 Н2О.
Структ См. описание рода.
Выд. Изометрические вкрап-
ленники до 1—2 мм в попереч-
нике, реже ксеноморфные зер-
на. Характерны псевдокубиче-
ские кристаллы и двойники
прорастания флюоритового ти-
па (рис. 66).
Св. Цвет черный, серовато-
черный. Блеск до металличе-
ского. Непрозрачен. Хрупкий.
Сп. нет. Излом неровный. Тв.
Пл. 4,6—4,9.
Рис. 66. Двойник прорастания лопа-
рита в альбит-эгириновой породе.
Хибины. Нат. вел.
5,5—6. Черта коричнево-бурая.
Диагн. Похож на перовскит; определяется по двойникам
прорастания в мелких зернах — лишь специальными методами
диагностики.
Обр. Редкий. Известен в качестве акцессорного минерала
в нефелиновых сиенитах, богатых эгирином, — Ловозерские и
Хибинские тундры (Кольский п-ов; там же встречаются пегма-
титовые жилы с нефелином, эгирином, титанитом, эвдиалитом,
сахаровидным альбитом, сод. скопления метакристаллов и двой-
ников лопарита до 1 —1,5 см в ребре), Бурпалы (Сев. Прибай-
калье), Сихотэ-Алинь, щелочные пегматиты и гпдротермалиты
Коргередаба и Дугду (Вост. Тува). Обнаружен в некоторых ме-
тасоматически измененных гранитах.
Изм. В гидротермальных условиях переходит в метамиктное
состояние, замещается анатазом, ильменорутилом, в поверхно-
стных условиях довольно устойчив.
Знач. Крупные скопления — ценное сырье на Nb, TR, Th и
ряд других элементов.
Отдел 3. Танталониобаты
Хим. К танталониобатам относятся сложные оксиды с общей
формулой AmBzXn, где tn может изменяться от 1 до 2, п — от
6 до 7. Элементы А = Na, Са, TR, U, Th, Fe, Al, Мп, Mg, Sn, Sb,
K, Ba...B = Nb, Ta, Ti, Fe, Al, ..., X = O, F, OH~. В не-
которых из них весьма существенна роль Ti, намечающего пере-
ход к титанотанталониобатам и их связь с титанатами; в мине-
ралах с высоким сод. Ti иногда значительны примеси А1 (до
^(6% А19О3 в бетафите, самарските), объясняемые ИП по
схеме Ca2+Ti4+-> 77?3+(А13+, Fe3+). Из многочисленных тантало-
кпобатов главнейшими являются пять (табл. 7), которыми и
199
'Таблица
Основные танталониобаты и их кристаллохимические особенности
Типичный представитель гр. и его формула (идеализированная) Характеристика главных катионов группы 4
катион — КЧ
Минералы с субслоистой структурой
Колумбит рР2+ Ьея2+ 18,8 6
(Fe, Мп) Nb2O6 Мп^+ 17,5 6
Самарскит у3+ 20,9 6
(Y, La, Са, U) (Nb, Та, Ti, Fe3+)2O6 и4+ 34,2 6
Эвксенит Y3+ 18,6 8
(Y, Са) (Ti, \Ь)2О6 Са2+ 9,9 8
Минералы с каркасной структурой
Эшинит Се3+ 16 8
(Се, Са) (Ti, Nb)2O6 Са2+ 9,9 8
Пирохлор Са2+ 9,9 8
NaCaNb2O6F Na+ 4,1 8
целесообразно ограничиться. Они отличаются в основном преоб-
ладанием определенных катионов в группе А или В. При этом
для колумбита, самарскита, эшинита, эвксенита общую фор-
мулу принимают в виде ДВ2Л’6, а для пирохлора — Л252Х7. Ка-
тионы В составляют основу состава и структуры минералов,
наиболее устойчивую в процессах их гипогенного или гиперген-
ного изменения. Поэтому пересчет химических анализов танта-
лониобатов проводят на ЕВ = Е (Nb, Та, Ti, Fe3+ ...) = 2. Ка-
тионы же А можно расположить в ряд постепенного уменьшения
подвижности во вторичных процессах Na-> 77?3+->Ca->U4+;
Fc2+, Mn2+, Mg, Th4+, Sn4+, Sb и Bi3+ инертны; Pb2+, Ba, К не
только сохраняются при вторичных процессах, особенно гипер-
генных, но даже привносятся; иногда в гипогенных условиях
привносятся Na и Са.
Появление в группе А более подвижных катионов приводит
к образованию минералов с дефицитом А (от 0—10 ат. % У ФеР'
смита, до 15—25 % в Са—Na-пирохлорах и даже до 80 % в
Ва-пирохлорах). Поэтому из всех танталоииобатов наиболее
устойчивыми являются минералы семейства колумбита — (Fe,
Мп) (Nb, Та)20б. Этим объясняется и переход самарскита в пи-
рохлор (обручевит) (Y, U) (Nb, Fe3+)2O6 + Са2+-ф-Т12О->(Са,
Y, U)2-o.76(Nb, Fe3+)207-o,76(OH)o,76 (36), сопровождающийся ча-
стичной заменой О2- на ОН-, пропорциональной количеству
привнесенного Са2+. С выносом катионов группы А из пиро-
хлора связан переход его в колумбит (или предварительно в
ферсмит).
200
гтпукт. В качестве основы структуры всех танталониобатов
н0 рассматривать ВОб-октаэдры. Мотив же структуры опре-
*м чяется величинами СХ катионов А. При относительно боль-
ie‘- величине СХ КЧ А — 6. Структура таких минералов коор-
динационная, субслоистая, цепочечно-слоистая. При уменьшении
СХ Л-катионов ВОб-октаэдры все в большей мере подчиняются
еобходимости организации вокруг этих крупных структурных
{1НПц. Структура минералов изменяется до каркасной с КЧ
д = 8 (см/табл. 7).
Сложный состав танталониобатов, обилие среди катионов
радиоактивных элементов приводят к переходу их в метамикт-
ное состояние, характерное для всех из них, кроме минералов
семейства колумбита. При этом катионы группы А постепенно
выщелачиваются. Лишь небольшая часть их остается на месте
или окисляется (Fe2+->Fe3+). Одновременно поглощается зна-
чительное количество Н2О. Поэтому минералы, которые нахо-
дятся в метамиктном состоянии достаточно долго, переходят в
гидратированные смеси оксидов элементов группы В. Прокали-
вание их, естественно, не может привести к восстановлению
структуры исходного минерала, в отличие от частично метамикт-
ных минералов, способных восстанавливать исходную структуру.
Танталониобаты имеют сходные условия образования, часто
находятся в тесной ассоциации друг с другом. Близко и их зна-
чение для народного хозяйства. Поэтому их Обр., Изм. и Знач.
рассматриваются совместно, после описания свойств отдельных
представителей, в порядке, приведенном в табл. 7,
Семейство колумбита — тапиолита
Описываемое семейство объединяет минералы с неупорядо-
ченной структурой и общей формулой (Д, В)О2 и с упорядочен-
ной структурой при общей формуле ДВ2О6, где А = Fe2+, Мп2+,
Fe3+, Мп3+; В = Та5+, Nb5+, Sn4+; возможны и частично упоря-
доченные структуры. Появление той или иной конкретной струк-
туры зависит не только от температуры и давления, но и от со-
отношения отдельных катионов, Eh среды, определяющего, в
частности, степень замещения 3(Fe, Mn)2+->2(Fe, Mn)3+D, ста-
билизирующего тапиолитовую и колумбитовую структуры.
Тапиолит— Fe(Ta, Nb)2Oe имеет субленточную трирутило-
ВУЮ структуру, т. е. структуру типа рутила, в которой из-за упо-
рядоченного заселения октаэдрических пустот в лентах (2 ок-
таэдра с (Та, Nb)5+, затем один с Fe2+ и т. д.) параметр с увели-
чивается в 3 раза по сравнению с тем же параметром у рутила.
Структуры минералов подсемейства колумбита с общей форму-
лой <6>Д4О2 построены из реберносвязанных зигзагообразных ок-
таэдрических лент брукитового типа, обобщающих в смежных
тажах только вершины. Минимальная элементарная ячейка со-
ртава Л14О8 содержит две ТИ2-ленты (по одной в каждом этаже).
201
a
Рис. 67. Структура минералов семейства колумбита — тапиолита:
а — структура иксиолита (Та, Nb, Sn, Fe, Мп)О2; б —структура колумбита (Fe, Mn) (Nb, Та)2О6
в рамках схемы двухслойной ПУ —ленты брукитового типа упорядочены в пределах утроен-
ной пксиолитовой ячейки, в сумме шестиэтажной
В случае их кристаллографической идентичности возникает
неупорядоченная структура иксиолита (рис. 67, а) — (Та, Nb, Sn,
Fe, Mn) O2 co статистическим распределением катионов. Колум-
бит— (Fe, Mn) (Nb, Ta)2O6— имеет структуру, производную от
иксиолита за счет упорядоченного размещения катионов
(рис. 67,6). В ней выделяются (по составу) двухэтажные
(Nb, Та)-сетки, связанные (Fe, Мп)-лентами, что делает мотив
субслоистым.
Из перечисленных минералов ниже рассматриваются лишь
наиболее распространенные представители рода колумбита.
Род колумбита
Колумбит (Fe, Mn) Nb2O6
Танталит (Fe, Мп) Та2Ое
Назв. Колумбит по составу от прежнего названия элемента
ниобия; танталит — по составу.
Хим. Известны представители всего ряда твердых растворов
от (Fe, Mn)Nb2O6 до (Fe, Мп)Та2Об; постоянной примесью в
них является TiO2 (от следов до 2—3 %; в титаноколумбитах —
12,8%; ~30 мол. %). Отношение FeO : МпО от 0,008 до 25,3;
отмечается Fe2O3 (ИП ио схеме 3Fe2+-> D2Fes+) до 0, п— и %,
в одном случае 13,3 % (синтезирован Fe0,67Nb2O6). Установлены
ИП SnO2 (в 2/3 анализов) обычно <0,5%, реже 1 —1,5 %,
в единичных случаях 5,3—9,4 и даже 11,2 и 15,1 % (возможны
примеси касситерита), WO3 (чаще <0,5%; до 0,75—1,15—2,6
и даже 13 % в колумбите из Ивеленда, Норвегия), ZrOg
202
Рис. 68. Кристаллы минералов рода колумбита
(<0,8 %; до 3,3 и даже ~6 % — возможно, механические при-
меси), MgO (чаще до 0,5—0,7%; в магноколумбитах до 6,4—
9,4%), UO2 (~1% в метамиктном колумбите из Австралии),
до 2 % 77?2О3, СаО, SiO2; до 1,4 % А12О3; иногда Н2О (до 1 %).
Примеси обычно распределены неравномерно — пятнисто, зо-
нально, по отдельным пирамидам роста.
б—эпитаксиальное
Ильменские горы.
Рис. 69. Танталит-колумбит:
ct— «солнце» кристаллов танталита в кварце. КазССР. Нат. вел.,
зарастание пластинчатых кристалликов колумбита на самарските.
Челябинская обл. Ув. 2,5
203
Структ. См. описание семейства. Представители рода колумбита
ромб. с. (Рйс/z); иногда истинная симметрия ниже.
H.MekjT
Выд. Характерны кристаллы ромб. с. таблитчатого до Пча
стинчатого по {010} облика, иногда вытянутые по с (рцС.
обычны двойники, тройники по {201} с общими гранями {0101’
Грани {010} иногда исштрихованы вдоль с, что приводит к ха
рактерной перистой штриховке на совместных гранях двойнико
вых срастаний. Известны скопления крупных кристаллов мас-
сой до 200—900 кг. Сплошные массы, радиально-лучистые агре-
гаты— колумбитовые солнца (рис. 69,а), иногда в совместных
срастаниях с самарскитом, монацитом; эпитаксиальные нараста-
ния колумбита на самарските (рис. 69,6).
Св. Цвет черный до смоляно-черного; у мапгантанталитов —
от черного (при высоком сод. Fe2+, Fe3+) до светло-бурого и
розового. Блеск металлический до полуметаллического, иногда
смоляной, у светлоокрашенных представителей — стеклянный;
последние иногда прозрачны. Хрупкие. Сп. ясная по {010}, ме-
нее ясная по {100}. Излом ступенчато-неровный до раковистого.
Тв. 4,5 (колумбит) — 7 (танталит). Черта от черной до темно-
красной и серой. Пл. 5,4 (колумбит) — 8,2 (танталит).
Диагн. От ильменита отличаются обликом кристаллов, цветом
черты, большей пл.; от вольфрамита — большей тв., менее сов.
сп., менее сильным блеском; от ортита — большей пл., сп., более
темной чертой; от самарскита, эшинита, эвксенита — шерохова-
тым, ступенчато-неровным изломом, более тусклым блеском.
Обр., Изм., Знач. См. заключение данного отдела.
Семейство тантало- (и титано) ниобатов TR, Са, Na, U, Th
Группа самарскита
Самарскит (Y, Ln, Са, U) (Nb, Та, Ti)2Oe
Назв. В честь начальника штаба корпуса русских горных
инженеров В. Е. Самарского — Быховца (1803—1870).
Хим. Среди главных элементов группы В преобладает Nb;
сод. Та чаще < 30 ат. %, в единичных случаях до 50 ат. %; сод.
Ti обычно <10 ат. %, в хлопините— до ~33 ат. °/oi Ре20з
3,4—14,8%, редко ниже 0, гг %), А12О3 (1,7—4,6 %, до 5,4—
16,5 %) в приазовите. Главными элементами группы А являются
TR (Y — группа) в самарските, U + Th (до 65 ат. %) в ишика-
ваите\ обычны сод. Са (до 10 ат. %; до 50 ат. % в кальциоса-
марските); установлены также примеси FeO (0, п— 12 %), МпО
(0, п— 5%), РЬО (до 2%), MgO (до 1 %), Na2O (один анализ
1,9), иногда КгО. Часто содержится Н2О (до 3,6 %). Кроме при-
веденной формулы А520б, получающейся, если все Fe считать
Fe3+ и относить в группу В, некоторые предлагают
и АВО4; последняя предполагает все Fe в виде Fe2+,
204
Структ. Метамиктный. При нагревании образуются разные продукты
зависимости от состава исходного материала, среди которых обычно преоб-
9 тает ромб, фаза (возможно мон.; псевдоромб.) с соотношением осей, близ-
м к определенным гониометрически на природных кристаллах, перешедших
KIметамиктное состояние. На этом основании считают, что самарскит ромб. с.
^Pbcn) или мон. с. (Р2/с); псевдоромб.
Структура прокаленной кристаллической фазы напоминает структуру
вольфрамита, иногда колумбита.
Выд. Зерна неправильной, несколько вытянутой формы, часто
округлые; редко несовершенные кристаллы ромб. (мон. ?) с.,
уплощенные по {010} и вытянутые вдоль с; дендритовидные кри-
сталлы на биотите, полусферические и сферические агрегаты.
Известны эпитаксиальные срастания с колумбитом (см.
рпс. 69,6), в которых грани {010} обоих минералов парал-
лельны.
Св. Цвет смоляно-черный, бархатисто-черный, при изменении
с поверхности покрывается красновато-бурой коркой. Блеск
смоляной до полуметаллического. В тонких осколках просвечи-
вает. Хрупкий. Сп. нет. Излом раковистый. Тв. 5—6,5. Черта бу-
рая до почти черной. Пл. от 4,5 (гидратированный кальциоса-
марскит) до 6,4 (ишикаваит). Сильно радиоактивен. Слабо маг-
нитен.
Диагн. От колумбита отличается изломом, цветом черты
(у колумбита она блестит па бисквите). Диагностика облег-
чается растворимостью при кипячении в H2SO4, хорошей раство-
римостью в HF, радиоактивностью.
Обр., Изм., Знач. См. заключение отдела.
Группа эшинита
Эшинит (Се, Са, Th) (Ti, МЬ)гО6
Назв. От греческого «эсхиие» — стыд, так как к своему
стыду химики долгое время не могли произвести его анализ.
Хим. Минералы гр. эшинита являются титанониобатами, реже
танталониобатами TR, U, Th и Са. В зависимости от состава раз-
личают эшинит (TR 55—88 ат. %; Th 13—45 ат. %; Nb < 72 ат. %,
Ti < 82 ат. %), виджеццит (Са ~ 80 ат. %, Nb ~ 50 ат. %, Та и
Ti ~ по 25 ат. %), ринурсунит — Са(Та, Nb)2O6, линдокит (TR
До 90 ат. %, Th < 10 ат. %). Установлены также примеси FeO
(2,2-4,3 %), Н2О (до 2,5%), F (до 1,6%).
Структ. Метамиктный. Структура каркасного типа из сдвоенных по ребру
перовскитовых цепочек (рис. 70) условно может рассматриваться как произ-
водная от перовскита за счет кристаллографического сдвига цепочек и меж-
Цепочечных канальных полостей, причем крупные катионы А фактически за-
дИЛа'От сдвоенные пустоты с «автоэкономией»: АВХ3 X 2 = А3В3Х^
u “2Х6. Их координационный полиэдр — двухшапочная тригональная приз-
' ’ Девятый лиганд (третья шапочка) выбивается из стандартных пределов
«атомных расстояний.
Выд. Удлиненные призматические кристаллы ромб. с. (JPbnm)
Диной до 12—15 см с вертикальной штриховкой на гранях
205
Рис. 70. Структура эшинита (Са, TR, Th) (Nb, Ti)2OG:
а —схематический план —каркас, образованной сдвоенными по ребру перовскитовыми
цепочками из Nb, Ti-октаэдров; кружки — атомьН8) (Са, TR, Th) на уровнях апикальных
О-анионов; б—общий вид с акцентом на профильное изображение качающихся цепочек
с периодом в два октаэдра
{ПО}. Удлиненные до сильно вытянутых зерна. Вокруг кристал-
лов и зерен часты плеохроичные дворики; вмещающий полевой
шпат становится красным.
Св. Цвет черный до красновато-бурого. Блеск стеклянный до
смоляного и полуметаллического. В тонких осколках просвечи-
вает. Хрупкий. Сп. нет. Излом неровный до раковистого. Тв.
5,5—6,5. Черта бурая до бледно-желтой. Пл. 3,9 (кальциолиидо-
кит) — 5,4 до 5,8 (танталлиндокит). Сильно радиоактивен.
Диагн. Отличается по форме кристаллов; надежно диагно-
стируется рентгенографически.
Обр., Изм., Знач. См. заключение отдела.
Род пирохлора
Назв. От греческих слов «пир» — огонь и «хлорос» — зеленый,
так как некоторые пирохлоры зеленеют после нагревания.
Хим. Общая формула минералов рода пирохлора Ау/А-Х?-*’
->Д2_тХВ2О6, где A = Na, Са, TR, U, Th, Мп, Fe2-; Pb2+, Bi3+,
Sb3*, Sn2+; Ba, Sr, К; B = Nb, Ti, Ta, Fe3+, Zr, Al, Si; X = O2’,
OH , F , H2O; SO2-, COf", PO?’. Редкие неметамиктные пиро-
хлоры имеют формулу, близкую к NaCaNb2O6F. В зависимости
от соотношения катионов группы В (рис. 71) выделяют пиро-
хлоры (B = Nb2), бетафиты (B = NbTi), микролиты (А = Та)-
От пирохлора до бетафита наблюдается непрерывный изоморф'
ный ряд (обычно < 55 ат. % Ti; в титан-бетафите до 85—
90 ат. % Ti), тогда как сод. Та в минералах этого ряда чаше
< 10 ат. %, редко до 20 ат. %. Другой изоморфный ряд наме-
чается от микролита к пирохлору с сод. Ti < 10 ат. %; не исклю-
206
Тит ан-бетасрит
71. Соотношение катионов группы В в минералах рода пирохлора и их
номенклатура
Рис
чен разрыв смесимости в этом ряду (в интервале 70—90 ат. %
Nb анализов пока нет), в случае которого род пирохлора распа-
дается на два подрода—1 ) пирохлора и 2) микролита. Среди
катионов группы А в большинстве анализов преобладают
Na + Са; известны U-пирохлоры с U Th до 45 ат. °/0, U-микро-
литы — джалмаиты (U-q-Th до 60 ат. %); высокие сод. U 4-Th
(до 65—75 ат. %) отмечаются в бетафитах; сод. TR обычно
<50 ат. %, редко до 60—75 ат. %; ТД-пирохлоры-мариньяки-
Tbl, TR(Y), U, Th-пирохлоры— обручевиты. Известны пирохло-
ры с мельчайшими включениями битумоида.
уг сдельных элементов доходит до (в %): СаО—18; Na2O — 6;
xcc2Os—13; SY2O3-5; FeO — 10; МпО — 8; Fe2O3—10; Л12О3 — 1,6; редко
’ U°2 ~ 11: СОз — 16; U3O8 — 29; ThO2 — 4,7; SiO2 — 5,5; ZrO2 — 6;
i2?5?"73- Ta2O5 —77; TiO2 — 14; Sb2O3 — 23; SnO — 3; SrO — 6,4; BaO —
r , Ц (e пандапте): PbO — 3,2 (27—38 % в плюмбопирохлоре) , F — 0, ti—4;
0. n — n: до 8.
ко СтРУКт- ВОе-Октаэдры, обобщая все свои вершины, образуют каркас,
мо>кст бЬ1ТЬ поэтажно собран из «качающихся» перовскитовых цепо-
• простирающихся в двух взаимно перпендикулярных направлениях, по
ваюГ°ПаЛЯЛ1 Л1°б°й грани куба, например, [110] и [ПО]. Цепочки уклады-
hvt ГСЯ <<ПОлеипиией», взаимно перекрываясь темп участками, которые стя-
с|еь’ До размера ширины цепи, т. е. до ребра октаэдра (рис. 72, а, б). В ме-
Мера1Х Конта1<та О-анноиы образуют конфигурацию октаэдра, такого же раз-
(рис’'ЛТо,1! -^Об-октаэдры, но пустого. Вдоль тройной оси структуры
'Ав) выделяется сеточный мотив из октаэдров с тригональными и
20?
в
Рис. 72. Структура пирохлора (схема):
а — проекция вдоль четверной осн; в каркасе выделены две системы перовскптовых_цспо-
чек из ДОс-октаэдров (помечены стрелками) — по [ПО] па уровнях 0 и 1/2 п по [ПО] на
уровнях 1/4 и 3/4. Внизу одна цепочка опущена п нанесены А'-анноны и Л-катиопы на
четырех уровнях (связи А — Х показаны пунктиром, точечным пунктиром показана коор-
динация одного из катионов Л); б — проекция вдоль [НО]—«поленница» из перовскитовых
Цепочек, уложенных в двух взаимно перпендикулярных направлениях (внизу показано
Л?А —содержание полостей, образованных пересечением двух систем сквозных каналов);
в—частичная проекция вдоль [111]—в гексагонально-тригональной сетке из ЙО0-октаэдров
в вершинной ориентации (светлые); тройки их стянуты попеременно сверху и снизу
октаэдрами в гранной ориентации (заштрихованы)
гексагональными петлями. Тригональные стягиваются октаэдрами же, но иной
ориентации, а в гексагональных располагаются катионы А (в центре) и X-
анионы (выше и ниже); группы АХ2 вдоль каждой из тройных осей блоки-
руются октаэдрами смежных двухэтажных фрагментов.
Часто метамиктен.
Выд. Изометрические зерна, их скопления, реже выделения
неправильной формы; обычны кристаллы куб. с. (Fd3m) окта-
эдрического габитуса, у метамиктных разновидностей ребра и
гРани иногда искривлены.
Св. зависят от состава, степени изменения, метамиктиости.
Цвет от желтовато-бурого, янтарно-желтого, желто-зеленого у
нирохлора и микролита до бурого и черного у бетафита и метаг
миктных разновидностей и пирохлора с включениями битумои-
Д°в. Окраска часто зональная, пятнистая. Блеск стеклянный до
Жирного смоляного у метамиктных разновидностей. Прозрачны
209
в осколках. Хрупкие. Сп. нет. Иногда отдельность по {111}. pj3
лом неровный до раковистого, реже занозистый. Тв. 4-45-^
у бетафита, 5—6 — у пирохлора и микролита; у метамиктных
разновидностей ниже. Черта красно-бурая у бетафита; светло-
бурая, желтоватая до белой у микролита. Пл. 3,4—4,7 у пиро-
хлора (до 6,5—7,2 у РЬ, Bi-разновидностей), 4—4,9 у бетафита
5,7—6,5 у микролита; у метамиктных разновидностей ниже. В за-
висимости от состава слабо- или сильнорадиоактивны.
Диагн. От циркона отличается более низкой тв.; бетафит от
других титанониобатов отличают, используя термический анализ
и рентгенографию.
Обр., Изм., Знач. См. заключение отдела.
Обр. Важнейшими факторами, приводящими к образованию
танталониобатов, относящихся к типичным гипогенным минера-
лам, являются: 1) повышенная концентрация Nb и Та в кислых
и щелочных породах; 2) низкое отношение Ti:(Nb + Та), в про-
тивном случае Nb и Та рассеиваются, например, в биотитах, иль-
мените, титаните, а также минералах, сод. Ti в виде ИП, — пи-
роксенах, амфиболах, биотитах; 3) высокая степень дифферен-
циации материнских интрузивных комплексов; 4) развитие пост-
магматических процессов (альбитизация гранитов; образование
апогранитов; мусковитизация биотита и т. д.).
Наиболее широко распространены в природе представители
родов колумбита и пирохлора; самарскит и эшинит — относи-
тельно редкие минералы.
Колумбит — типичный акцессорный / минерал многих грани-
тов, особенно биотитовых. Обычными его спутниками являются
магнетит, ильменит, гранат, касситерит, циркон, ксенотим.
С выветрелыми биотитовыми гранитами связаны крупнейшие в мире м-нпя
колумбита Нигерии (плато Джос), обеспечивающие до 95 % мировой добычи
колумбита (без СССР). Колумбит часто связан с амазонитизированными апо-
гранитами, в которых встречаются также альбит, берилл, литиевые слюды
(Вост. Сибирь, Казахстан); иногда отмечаются микролит и пирохлор (Во-
сточная Сибирь). Танталит в качестве акцессорного минерала гранитов редок
и отмечается лишь в сильно метасоматически измененных породах.
Колумбит известен в мусковитовых и кварц-полевошпатовых
пегматитах, где он ассоциирует с шерлом, гранатом, бериллом
(европейская часть СССР; в Блэк-Хиллс, Юж. Дакота, США,
были скопления колумбита до 900 кг).
В редкометальных амазонитовых гранитных пегматитах колумбит харак-
терен для ранней стадии, танталит — для поздней (связан с альбитом)- В ли"
тиевых пегматитах колумбит ассоциирует с лепидолитом, сподуменом, поллу-
цитом, амблигонитом, рубеллитом (Казахстан, Вост. Сибирь, европейская
часть СССР). Колумбит — характерный минерал зон альбитизации и муско-
витнзашш пегматитов с касситеритом (Казахстан, Забайкалье), откуда колум-
бит-танталит иногда добывается совместно с последним (Серра-ди-Арга, П°Р‘
тугалия; Сев. Лугулу, Народная Республика Конго).
В некоторых редкометальных пегматитах устанавливается ассоциация
колумбита с уранинитом, самарскитом, эвксенитом, гадолинитом, монацитом
210
. с Юж. Норвегия). В редкометальных гранитных пегматитах Ильменских
(Челябинская обл.) установлены самарскит, эшинит, иногда колумбит, а
*°Р ;е биотит, амазонит, гранат, шерл, топаз. Значительные количества са-
ТЛпскита, эвксенита и особенно бетафита обнаружены в гранитных пегмати-
тах о-ва Мадагаскар.
Акцессорный пирохлор известен во многих щелочных поро-
дах, особенно в нефелиновых сиенитах и их пегматитах (Иль-
менские и Вишневые горы, Челябинская обл.). Для такого пи-
рохлора характерна ассоциация с нефелином, ортоклазом, цир-
коном, ильменитом, биотитом (лепидомеланом).
Повышенные концентрации акцессорного пирохлора связаны
с карбонатитами (анкеритовыми, сидеритовыми), в которых
встречаются также перовскит (дизаналит), бадделеит, магнетит,
флогопит, апатит (Вост. Сибирь, Якутия; Танзания).
Значительные концентрации пирохлора связаны с фенитами
и альбититами.
Находки пирохлора, представляющие минералогический ин-
терес, известны в щелочных эффузивах (санидиновые бомбы
Лаахерского оз., ФРГ; о. Эльба, Италия).
Реже и в меньших количествах танталониобаты (колумбит)
встречаются в гидротермальных ассоциациях. Так, мельчайшие
включения колумбита обычны во всех темпоокрашенных касси-
теритах (см.); колумбит, обогащенный Ti, известен в кварцевых
жилах (Вишневые горы, Челябинская обл.). Эшинит установлен
в некоторых грейзенах (с ильменитом, рутилом, монацитом, ти-
танитом, ксенотимом, цирконом, флюоритом, турмалином, суль-
фидами) и даже в гидротермальных отложениях в гнейсах мас-
сива Готтард (Швейцария).
Изм. Минералы рода колумбита устойчивы как в гипогенных,
так и в гипергенных условиях. Они накапливаются в. россыпях
и сохраняются в корах выветривания (выветрелые биотитовые
граниты Нигерии; Зап. Австралии). Остальные танталониобаты
легко изменяются как в гипогенных, так и в гипергенных усло-
виях, теряют часть катионов А, переходят в метамиктное состоя-
ние (в конечном счете смесь гидратов оксидов группы В); ха-
рактерны переходы самарскита в пирохлор, а пирохлора в фер-
смит и, наконец, в колумбит (железистые карбонатиты Мбея,
Танзания).
Пирохлор в поверхностных условиях относительно устойчив,
но в россыпях нс накапливается из-за хрупкости.
Знач. Танталониобаты важнейшие источники не только Nb,
*а, но также TR, а иногда U, Th и других элементов. Пирохлор
Ос°бенно ценен как сырье для производства Nb высокой сте-
пени чистоты, необходимого для атомной энергетики (по стан-
дартам США Nb должен содержать нс более 0,05 % Та), наобо-
рот, колумлит — важнейший источник чистого Та, получившего
особо большое значение при создании миниатюрных конденса-
211
Отдел 4. Ванадаты
Хим. Ванадаты насчитывают около 50 минеральных видов
На первое место средн видообразующих в них выходят Са
иО>+, РЬ; заметна роль Al, Fe3+, Na. Многие ванадаты наряду
с О2-ионами содержат ОН~-ионы, еще больше среди них кри.
сталлогидратов.
Структ. Основные особенности структуры ванадатов опреде-
ляются, с одной стороны, разностью СХ катионов групп А(Л1) и
В(Т) (см. рис. 63), с другой — соотношением А(М): В(Г), Су-
щественные различия в этих величинах, типичные для природ-
ных ванадатов, приводят к различным КЧ у V (6, 5 и 4), мно-
гообразию схем поликонденсации V-полиэдров, большому раз-
нообразию структур ванадатов. Так, известны декаванадатиые
острова [(6)Vio02s] 6~ (паскоит Са3(Н2О) 17Vio028), цепочки из
VOe-октаэдров — [<C)VO4jc7 (пухсрит BiVO4), двойные группы
из WO5 полуоктаэдров, имеющих общее ребро — [(5)V2O8]6-
(карнотит <K2{(UO2)2[V2O8j }оооо-ЗН20>ооос, цепочки (5)V05-no-
луоктаэдров — [,5)V2O6]^ fметароссит CafH-O^^OJ00), [(51V6O16]^
(метахьюэттит Ca(H2O)3[V6Oi6j00), острова [(4)VO4]3- (деклуа-
зит Pb(Zn, Си) (ОН) [VO4]), [(4)V2O7] (фольбортит Си3(Н2О)2
(OH)2[V2O7]).
Зависимость структуры от отношения А(М): В(Т) можно
иллюстрировать примером таких химических соединений, как
Кг [(4)V2O6| Кз [(5)V5O14] 0000 и К [(6)V3O8] °000, в которых умень-
шение А:В (1; 0,6 и 0,(3) соответственно) происходит как с
изменением КЧ у V (4; 5; 6), так и с увеличением степени поли-
конденсации V-полиэдров.
Рассматривая структуру ванадатов, нельзя не отметить вы-
сокие КЧ халькофильных катионов, входящих в их состав, связь
которых с характерным типом гибридизации проявляется лишь
в искажении катионных полиэдров. Так у Си2+ и Zn КЧ дохо-
дит до 6 (фольбортит Cli3(H2O)2(OH)2[V2O7] , деклуазит
Pb(Zn, Си) (ОН) (VOJ), а у РЬ и Bi даже до 8—9 (деклуазит,
шерветит Pb2[V2O7] пухерит BiVO4).
Обр. Все ванадаты являются гипергенными минералами, что
определяется необходимостью высокого Eh для окисления V до
V5+. Большое их число (особенно Са-ванадатов) характерно для
зоны окисления уникального м-ния патронита в Минас Рагра,
пров. Паско (Перу). Некоторые из ванадатов (карнотит, тюяму-
нит) образуют залежи инфильтрационного типа (плато Коло-
радо, США), ванадаты халькофильных элементов известны в
зонах окисления рудных (РЬ—Zn, РЬ—Си и Си) м-ний.
Из всех ванадатов ниже кратко описываются лишь карно-
тит и тюямунит, не только достаточно широко распространен-
ные, но известные в виде крупных скоплений, представляющих
ценное сырье на U.
212
Группа карнотита
Карнотит < К2 {(UO2)2 [VsOg]}0000 • ЗН2О >ооо°
Тюямунит < Са {(UO2)2 [V2Oe] J0000 • 8Н2О >того
Назв. Карнотит — в честь французского горного инженера и
кимпка М. А. Карно; тюямунит—по месту первоначальной на-
ходки Тюямуюн (УзССР).
Хим. Оба минерала по составу близки к приведенным форму-
лам. Искусственно К в карнотите можно заместить на Са ки-
пячением с раствором Са(НСО3)2. Можно добиться и обратного
перехода. Однако в природных минералах замещения К2=^Са
весьма ограничены. Из других примесей отмечаются незначи-
тельные количества В a, Mg, Си, Pb, Fe3+. Установлены примеси
Т1 и получен весь изоморфный ряд до T12{(UO2)2[V2O8]}-ЗН2О.
Кристаллизационная вода частично цеолитная, и ее сод. в зави-
симости от Рн2о в окружающей среде у карнотита в пределах
1—з, у тюямунита 4—10 ФЕ Н2О.
Структ. По структуре близки к фосфатам и арсенатам семейства урано-
вых слюдок (см.): ||{001) расположены гофрированные слои {(UO2)2[V2O8]}
(координационные полиэдры U и V в них менее симметричны, чем в указан-
ных фосфатах и арсенатах), связанные так же, как в семействе урановых
слюдок, водородными связями молекул Н2О *.
Карнотит кристаллизуется в мои. с. (P2i/a), тюямунит —
в ромб. (ф. гр. не определена).
Выд. Крупные кристаллы (до 1 см и более) карнотита и тю-
ямунита редки. Чаще они мелкие, до микроскопических. Более
характерно выделение в виде землистых масс, корочек, налетов,
цемента в песчаниках.
Св. Для обоих минералов характерен ярко-желтый, лимонно-
желтый, канареечно-желтый цвет. Блеск в агрегатах тусклый,
иногда жирный, стеклянный до алмазного и перламутрового на
плоскостях сп. Хрупкие. Сп. весьма сов. по {001}. Излом сту-
пенчатый. Тв. около 2. Черта светло-желтая. Пл. 5 у карнотита,
3,6—4,3 — у тюямунита.
Диагн. В отличие от отепита оба минерала не люминесцируют
в ультрафиолетовых лучах, под действием концентрированной
НС1 приобретают красно-коричневый цвет (реакция на V).
Карнотит в отличие от тюямунита более тугоплавок.
Обр. Карнотит и тюямунит широко распространенные вто-
ричные урановые минералы. Наибольшие их скопления из-
вестны в песчаниках плато Колорадо, где они находятся с дру-
гими вторичными минералами урана, уранинитом, коффинитом,
Роскоэлитом, монтрозеитом (V, Fe)OOH; в глинах с киноварью
п * Сходство структур рассматриваемых минералов с урановыми слюдками,
^Риводящее к сходству их свойств, а также близость генезиса, позволяют
есл°ГИМ авт°Рам рассматривать эти минералы совместно. Это особенно удобно,
и речь идет, например, о минералогии урана.
213
(в карстовых кавернозных известняках Сан-Карлос, Чихуахуа
Мексика); в красных песчаниках (Катанга, Заир), фосфоритах
Луи-Жантиль и Эль-Бордуж (Марокко).
Знач. См. описание отдела.
Отдел 5. Молибдаты и вольфраматы
Хим. К молибдатам и вольфраматам относится около 25 мц.
неральных видов. Среди видообразующих катионов с низкими
СХ у молибдатов на первое место выходят UO1+ и Са; известно
меньшее число молибдатов Fe24, Fe3+, Си и Pb, хотя вульфенит
РЬ[МоО4] распространен довольно широко. Относительно много
среди молибдатов кристаллогидратов; роль основных солей го-
раздо меньше, чем у ванадатов. Наиболее широко известными
вольфрамитами являются вольфраматы Fe2+, Мп2+ (род воль-
фрамита), Са (шеелит); гораздо меньшую роль играют воль-
фраматы халькофильных элементов; среди них известны кислые
соли и кристаллогидраты.
Структ. Структурные особенности молибдатов и вольфрама-
тов, как и ванадатов, определяются прежде всего ДСХ катионов
Л (Л4) и В (Т), отношением А(М):Б(Т). При небольшой вели-
чине ДСХ (см. рис. 63) возникают структуры сложных оксидов
Рис. 73. Структура шеелита в проек-
ции на (010).
CaOg —додекаэдры выделены точечной
штриховкой [\УО412~-тетраэдры — линейной
штриховкой; вакантные позиции М и М'
показаны квадратиками; намечена также
элементарная ячейка
типа ферберита (C)Fe(6)WO4,
геометрически подобные струк-
туре иксиолита (см. рис. 67,а),
при увеличении ДСХ — типа
шеелита Ca[WO4] (рис. 73);
такой же структурой облада-
ют повеллит Са [МоО4], вуль-
фенит РЬ [МоО4], штольцит
Pb[WO4J. Увеличение относи-
тельной роли Мо и W приводит
к сложным и разнообразным
поликонденсатам Мо- и W-ок-
таэдрических полиэдров, хоро-
шо известных химикам в изо-
и гетерополимолибдатах и
вольфраматах.
Обр. Часть молибдатов и
вольфраматов — типичные гид-
ротермальные минералы (р0#
вольфрамита, шеелит), н0
большинство — типичные ми-
нералы зон окисления урано-
вых (молибдаты иОз+), м°"
либденитовых (повеллит) и по-
лиметаллических м-ний (вуль-
фенит, штольцит).
214
Из всех молибдатов и вольфраматов ниже рассматриваются
шь (6)-вольфраматы рода вольфрамита и (4)-молибдаты и
вольфраматы группы шеелита.
Род вольфрамита
Ферберит FeWC>4
Вольфрамит (Fe, Мп) WO4
Гюбнерит M11WO4
Назв. Вольфрамит от немецкого «вольфрам»—«волчья пена»;
примесь вольфрамита к оловянным рудам вызывает появление
пены (шлака) на поверхности выплавляемого олова, затрудняя
п юцесс плавки; отсюда и старое русское название вольфра-
мита— волчец; ферберит и гюбнерит — по именам немецких гор-
ных инженеров Р. Ферберга и А. Гюбнера.
Хим. Род вольфрамита делится на три минеральных вида:
ферберит—100—80, вольфрамит 80—20 и гюбнерит 20—
0 мол. % FeWO4.
Из примесей отмечены Fe3+ (do 10 % !?), (Nb, Та)2О5 (до 2,2 %), MgO
(до 1,06%), СаО (до 1,39%), СиО (до 1,3%), SiO2 (до 1,04 %), А12О3 (до
0,35 %), TiO2 (до 0,2 %), а также Sc, Y, Ln (YTR до Ы0-2%), связанные
с изо- (Mg, Са) и гетсровалеитным изоморфизмом типа A2+W6+ -> /13+В5+,
где А2+ — Fe2+, Мп2+; А3+ — Fe3+; Sc, Y, Ln; B5+ = Nb5+, Tas+; возможны
также вакансии катионов A (3Fe2+ □ 2Fe3+) и В (недостаток W при заме-
щении Fe2+ на Fe3+). Примеси иногда распределены зонально или в виде
мельчайших включений других минералов (шеелита, колумбита, танталита),
образовавшихся при распаде твердых растворов.
Структ. аналогична структуре иксиолита (см. рис. 67, а) с упорядочен-
ным послойным распределением октаэдрических цепочек, с катионами Fe2+,
Мп2+ (в одном слое) и W6+ (в следующем слое), подобно послойному рас-
пределению катионов в колумбите. Таким образом, структура вольфрамита не
только субцепочечная, но и субслоистая (по {100}).
Описываемые минералы имеют мои. с. (F2/c).
Выд. Призматические, вытянутые по с (субцепочечная
структура), часто уплощенные по {100} (субслоистая струк-
тура) кристаллы (рис. 74, а) до таблитчатых, пластинчатых,
иногда игольчатых. Характерна штриховка вдоль с. Двойники
по {100} с двойниковой осью с, отличающиеся входящим углом
в 123° 48' (рис. 74,6), в том числе полисинтетические; реже двой-
ники с двойниковой плоскостью {001} пли {023} (рис. 74, в),
параллельные срастания. Пластинчатые, радиально-лучистые,
игольчатые агрегаты, сплошные массивные выделения разной
степени зернистости, часто с вытянутой (в сечении) формой ин-
дивидов, полисинтетическими двойниками.
Установлены эпитаксиальные срастания с флюоритом, квар-
Цем, эндотаксические вростки шеелита, колумбит-танталита;
псевдоморфозы по шеелиту.
Св. Цвет ферберита черный, гюбнерита — бурый с краснова-
ТЫм или фиолетовым оттенком, вольфрамита — буро-черный.
21?
102
Рис. 74. Вольфрамит:
а —одиночный кристалл; б, в —двойники
Блеск на плоскостях сп. стеклянный до алмазного и полуметал-
лического, в других направлениях — жирный. Минералы от не-
прозрачных (ферберит) до полупрозрачных (гюбнерит). Хруп-
кие. Сп. сов. по {010}, иногда отдельность по {100} и {102}. Из-
лом неровный. Тв. 4—4,5. Черта от черной и бурой у ферберита
до желтовато-бурой и даже черной у гюбнерита. Пл. 7,6
(FcWO4) —7,25 (MnWO4). Известны аномально легкие вольфра-
миты (пл. 5,1—5,5), содержащие большое число мельчайших
(0,03—3 мкм) пор, отличающиеся по составу от обычных воль-
фрамитов с высокой пл., иногда только небольшим сод. Н2О
(Браун-Шивеинское м-ние, Вост. Забайкалье; Ликпнасте,
Хухуйи, Аргентина и др.).
Диагн. Похожи иногда на сфалерит (см.), танталит-колумбит
и касситерит, которые в отличие от вольфрамитов не имеют сп.
Обр. См. описание отдела.
Для вольфрамитов грейзеновых и высокотемпературных
гидротермальных жил, связанных с кислым магматизмом, харак-
терен парагенезис с касситеритом, висмутовыми тиосолями, вис-
мутином, самородным висмутом, топазом, бериллом, циннваль-
дитом, адуляром, турмалином, кварцем, флюоритом, молибдени-
том, гематитом, магнетитом, арсенопиритом, пирротином, жиль-
бертитом (Забайкалье; Казахстан; Дальний Восток и ряд
других м-ний мира).
К этому же типу относятся крупнейшие в мире м-ния вольфрама (Та-ю.
Кит-ань, Пань Янь и другие в провинции Цзянси, КНР), представленные квар-
цевыми жилами мощностью до 2 м и длиной до 600 м с вольфрамитом, кас-
ситеритом, висмутином, пиритом, иногда шеелитом, с запасами, превышаю-
щими 1 млн. т. руды. Близки в генетическом отношении крупные м-ния Бирмы
(Мавчи в Каренни; Хсрмеигии в Тавой), содержащие иногда также турмалин,
молибденит, флюорит, берилл, ортоклаз.
Исследования газово-жидких включений в минералах м-ний этого типа
(Забайкалье, МНР и ряда др.) показали, что вольфрамит образуется при
720—520 К (чаще 620—550 К) и 55—165 МПа.
Реже и в меньших количествах минералы рода вольфрамита встречаются
в гранитах, гранитных пегматитах (горы Наньлин на юге КНР), щелочных
метасоматитах с гентгельвином (Украина),
216
Кроме того вольфрамит — обычный минерал многих вулканогенных м-пий
касситеритом (см.), на которых иногда добывается в значительных количе-
с Lv (Льяльягуа и Серро-Рико, Потоси, Боливия; Акенобе и другие м-ния
' п Известны кварцевые жилы с ферберитом, антимонитом, арсенопиритом
/Яопхито, ГССР), кварц-ангидрит-пиритовые прожилки с вольфрамитом
(Кальмакыр, УзССР). Минералогический интерес представляют находки воль-
апамита в хрусталеносных жилах альпийского типа (Полярный Урал), в не-
которых скарновых м-ниях с шеелитом.
Повышенная активность S при образовании минералов рода вольфрамита
ппдводит к уменьшению в них количества Fe и ассоциации гюбнерит + пир-
ротин (пирит); повышение активности Са может привести к образованию вме-
сто вольфрамита (или по нему) шеелита, хотя известен парагенезис вольфра-
мит + ангидрит. Ферберит устойчив в кислых и слабокнслых растворах, в
нейтральных он может замещаться сульфидами Fe, которые выделяются из
богатых W растворов лишь в щелочных условиях.
Изм. В поверхностных условиях сравнительно устойчивы и
образуют россыпи, иногда крупные (р-н Иоа-1\ань-Хсиен, Ху-
нань, КНР). Однако при переносе на большие расстояния воль-
фрамит не сохраняется вследствие механического истирания.
В некоторых случаях в качестве гипергенных продуктов но ним
развиваются яркие желтые вольфрамовые охры.
Из гипогенных изменений наиболее обычно замещение воль-
фрамита шеелитом вплоть до образования полных псевдо-
морфоз.
Знач. Важнейшие руды вольфрама (WO3 до 75%); попутно
из них могут извлекаться Sc, Nb, Та и другие примеси.
Группа шеелита
В гр. шеелита находятся шеелит Ca[WO4], повеллит
Са[МоО4], вульфенит РЬ[МоО4]4 и штольцит Pb[WO4], из ко-
торых ниже рассматриваются лишь два первых.
В структуре описываемых минералов можно выделить не-
сколько сжатые по вертикальной оси тетраэдры ТО4 (Т = W),
Са (или РЬ2+) — додекаэдры (КЧ М = 8) и вакантные позиции
М и М', имеющие искаженно октаэдрическое окружение из ато-
мов О (см. рис. 73). Вдоль оси с СаО8-додекаэдры, М- и ТИ'-ок-
таэдры и ТО4-тетраэдры образуют балки-стержни (их оси — чет-
верные, инверсионные оси структуры), в которых указанные по-
лиэдры чередуются в последовательности — СаО8—ЛЮ6—7О4—
Al'Oe—СаО8—. Балки сдвинуты по вертикали друг относительно
Друга так, что каждый M(M')-октаэдр имеет три общих ребра
с ^О4-тетраэдрами (одним в «своем» стержне и двумя в боко-
вых смежных), одно ребро — с Са-додекаэдром (в том же
Стержне) и две общих грани с Са-додекаэдрами; Са-додекаэдры
Не имеют общих ребер с ГО4-тетраэдрами, а лишь общие О-вер-
Шины.
В полном соответствии со структурой все описываемые ми-
нералы кристаллизуются в тетр. с. (/4i/a).
217
Шеелит С a [W04]
Назв. В честь шведского химика К. В. Шееле (1742- -17861
впервые открывшего вольфрамовую кислоту именно в этом ми
нерале.
Хим. Наиболее существенная ИП Мо--до 8—12%
Са[МоО4] в молибдошеелите *; при высоком сод. Мо образуются
структуры распада твердых растворов с сегрегацией Са[МоО41
по плоскостям {001}. Установлены также Мп2+ (до 0,5—0,8 %)
вхождение которого связывают частично с замещением Са на
Мп2+, частичным проявлением изоморфизма по схеме [WO4]2——
->-[MnF4]2-, частично с вхождением Мп2+ в октаэдрические ва-
кансии структуры (зарождение гюбнеритовой фазы); TR (до
0,55 TR2O3), Сгб+, Си2+ (в купрошеелите до 7 % СиО, скорее в
виде механических примесей других минералов). Известен шее-
лит, сод. до 3,3 % Н2О и 2,1 % F.
Структ. См. описание гр.
Выд. Кристаллы дипирамидального (псевдооктаэдрического)
облика (рис. 75) с преобладанием граней {101} или {112}, реже
таблитчатые по {001}. Двойники по {ПО}, очевидно, сравни-
тельно обычны, хотя внешне они очень похожи на одиночные
кристаллы и часто пропускаются. Известны плотные различной
зернистости сплошные массы, изредка натечные агрегаты. Уста-
новлены структуры распада с повеллитом, молибденитом, псев-
доморфозы по вольфрамиту.
Св. Шеелит чаще всего бесцветный до белого, желтовато-
белый, бледно-желтый, серый; реже коричневый, черный (вклю-
чения частиц MoS2), зеленый (купрошеелит), оранжевый. Иног-
да прозрачен. Блеск жирный до алмазного. Хрупкий. Сп. по
{101} до ясной, по {112} прерывистая; у молибдошеелита— до
ясной по {001} —параллельно выделениям повеллита в структу-
рах распада**. Излом неровный до полураковистого. Тв. 4,5—5.
Черта белая. Пл. 6,1; уменьшается в молибдошеелите по мере
увеличения сод. Мо. Большинство шеелитов сильно люминесци-
руют в ультрафиолетовых лучах голубовато-белым до белого
и желтовато-белого (у молпбдошеелита) светом, хотя встре-
чаются и не люмпнесцирующие шеелиты.
* Экспериментальные исследования в гидротермальных растворах при 0,1
и 0,2 ГПа показали, что непрерывные твердые растворы Ca[WO4]—CafMoOij
устойчивы лишь выше 970 К; ниже этой температуры появляется разрыв сме-
симости, достигающий 47—67 и 35—67 мол. % Са[МоО4} при 770 и 570 К
соответственно. При этих же температурах получены данные, указывающие
на возможность образования соединения Cac[WO4] [МоО4].
** Это обстоятельство приводит к значительной роли в ограиенин облом-
ков, получающихся при дроблении молибдошеелита, плоскостей {001}, покры-
тых повеллитом, что приводит к существенному изменению поверхностны
свойств молибдошеелита по сравнению с шеелитом, с чем необходимо счг-
таться, например, при разработке схем флотации руд,
218
Диагн. Легко узнается по
форме кристаллов и пл., в
сплошных массах—по высокой
пл., блеску, низкой тв. Когда
шеелит образует отдельные
вкрапленники в кварце или по-
левом шпате, его легко пропу-
стить — основным методом экс-
пресс-дпагностики является об-
лучение ультрафиолетовым
светом.
Обр. См. описание отдела.
Самые типичные и наиболее крупные скопления шеелита связаны с м-ния-
чл скарнового типа, в которых он встречается с гранатом, диопсид-геденбер-
гитом, тремолитом, эпидотом, везувианом, молибденитом, флюоритом (Тыр-
ны-Ауз, Сев. Кавказ; Чорух-Дайрон, ТаджССР), иногда в пирротине (Май-
хура, ТаджССР). Исследование газово-жидких включений скарнового шеелита
из Чорух-Дайрона показало, что он образовался при 720—480 К.
Шеелит обычный минерал высокотемпературных Sn—W грейзенов и руд-
ных жил (Восточная Сибирь), встречающийся в них в той же ассоциации, что
и вольфрамит (см.).
В небольших количествах он известен в гранитных пегматитах (Ореана,
Невада, США), в некоторых средне- и низкотемпературных гидротермальных
жилах (Ледвилл, Колорадо, США), вулканогенных ассоциациях (Боливия)
с касситеритом (см.), в жилах альпийского типа (Полярный Урал).
Описан натечный гипергенный шеелит, сод. до 7,8 % МоО3, 3,3 % Н2О,
2,1 % F (Акчатау, КазССР).
Изм. В поверхностных условиях не очень устойчив, хотя и
встречается иногда в россыпях. Причиной недостаточной стой-
кости является не только механическое истирание, но и раство-
рение— известно образование пустот выщелачивания на месте
зерен шеелита. В гипогенных условиях довольно часто заме-
щается вольфрамитом.
Знач. Важнейшая руда па W, а иногда и на Мо (молибдо-
шеелит).
В последнее время все в больших масштабах выращивают
монокристаллы шеелита, используемые в оптических квантовых
генераторах и других современных устройствах.
Повеллит Са [МоОД
Назв. в честь американского минералога Дж. У. Пауелла
(1834—1902).
Хим. Из ИП к повеллиту следует отметить W (до 10 % WO3);
обычны Fe2O3, SiO2 за счет загрязнений.
Структ. См. описание гр.
Выд. Землистые, порошковатые, охристые агрегаты, реже
Плотные массы; часто плотные или рыхлые псевдоморфозы
по молибдениту, имеющие листовато-пластинчатое строение.
219
Мелкие таблитчатые и дипирамидальные кристаллы редки. Ц3
вестны эндотаксические вростки в шеелит (см.), возникающл
при распаде твердых растворов.
Св. Повеллит имеет бледно-желтый, серовато-белый, ре>Ке
желто-зеленый цвет; иногда коричневый, синий, черный. Блеск
у землистых масс тусклый, у псевдоморфоз на плоскостях че-
шуек— часто перламутровый, в плотных агрегатах и у кристал-
лов— алмазный до смолистого и полуметаллического. Хрупкий
Излом неровный. Тв. 3,5—4, у землистых масс и псевдоморфоз
по молибдениту около 1. Черта светлая с желтоватым или зеле-
новатым оттенком. Пл. 4,2; увеличивается в случае примесей
WO3. В ультрафиолетовых лучах люминесцирует кремовато-
желтым до желтого светом.
Обр. Характерный гипергенный минерал зоны окисления, за-
мещающий молибденит (ряд м-ний Центр. Казахстана, Центр.
Сибири). Очень редко встречается в виде гипогенного минерала
в высокотемпературных гидротермальных жилах и даже неко-
торых пегматитах (Ильменские горы, Челябинская обл.).
Изм. В поверхностных условиях неустойчив, легко разла-
гается, истирается и рассеивается.
Знач. Поисковый минерал на первичное молибденитовое
оруденение.
ПОДКЛАСС 3. ОКСИДЫ И ГИДРОКСИДЫ
ХАЛЬКОФИЛЬНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ И Si
СЕКЦИЯ 4. ОКСИДЫ ХАЛЬКОФИЛЬНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
с низкими сх
Семейство оксидов Си
Группа куприта
Куприт Си2О
Назв. По составу от латинского «купрум» — медь.
Хим. Близок к Си2О. Отмечались примеси до 0, п% Бс20з,
SiO2, ZnO, РЬО, СаО, избыток Си (за счет мельчайших включе-
ний самородной меди), Н2О, следы Se, I, Ge, In (до 0,001 %.
Центр. Казахстан).
Структ. Геометрически подобна структуре аргентита (с.м. рис. 32).
Выд. Мелкозернистые плотные и порошковатыс массы
{кирпичная руда), иногда тесные смеси с лимонитом (печеноч-
ная руда). Реже более крупнокристаллические агрегаты. Кри-
сталлы куб. с. (РпЗт) кубического, октаэдрического, ромбодо-
декаэдрического габитуса. Столбчатые кристаллы, вискеры —
халькотрихит с резким удлинением вдоль одной из осей Ц, 115
220 •
)сгки в виде плоских и объемных сеток с углом между инди-
видами 90°.
Эпитаксиальные срастания с самородной медью, халькопири-
ом; эндотаксические вростки в барите.
Известны псевдоморфозы куприта по самородной меди.
Св. Цвет от кирпично-красного в землистых агрегатах до
коричнево-красного в плотных агрегатах и темно-красного,
почти черного с синеватым оттенком в кристаллах. Блеск от
аразного до полуметаллического и тусклого в мелкозернистых
массах. В тонких осколках просвечивает; редко прозрачные кри-
сталлы. Хрупкий. Сп. до ясной по {1Н}, редко по {100}. Излом
неровный до раковистого. Тв. 3,5—4. Черта от красной до ко-
ричнево-красной, блестящая. Пл. 6,2.
Диагн. Иногда похож на гематит (см.), киноварь (см.),
прустит, пираргирит (см.). Диагностика облегчается постоянной
ассоциацией с различными вторичными минералами Си — мала-
хитом, азуритом и др., имеющими яркую зеленую или синюю
окраску, самородной медью. Растворим в НС1.
Обр. Типичный минерал зоны окисления и особенно зоны
цементации медио-сульфпдных м-ний.
В значительных количествах куприт накапливается редко. Самая крупная
в мире концентрация вторичных минералов Си известна в зоне выветривания
м-ния Чукикамата (Антофагаста, Чили). Здесь изменение борнита (см.), халь-
копирита, пирита, молибденита, энаргита, блеклых руд, отложившихся вместе
с кварцем в открытых трещинах и в мелких прожилках в гидротермально из-
мененных кварцевых порфирах и гранодиоритах, происходило в сухих усло-
виях высокогорной пустыни Атакама при значительном привноси солей, и преж-
де всего NaCl, ветром С океана и в результате вулканических извержений.
Вторичные минералы меди представлены купритом, самородной медью, бро-
шантитом Си4(ОН)б[8О4], антлеритом Cus(OH)4[SO4], халькантитом Cu[SO4]X
Х5Н2О, кренкитом Na2Cu [SO4]2-2H?O, натрохальцитом NaCu2(OH) [SO4]2 X
ХН2О, купропиапитом CuFc4 (61 O^SCUb 2H2O, линдгренитом Cu3(OH)2[Mo04]2,
дженивикситом Cu2Fe2 (ОН) 4[AsO4] 2 Н2О, беллинджеритом ЗСи [Ю3] 2• 2FI2O,
атакамитом Сц2(ОН)2С1 и многими другими.
Хорошим купритом прославились Гумешевское, Турьинское, Меднорудян-
ское (халькотрихит) м-ния (Свердловская обл.). Прекрасные кристаллы его,
размером до нескольких сантиметров, известны на Джезказганском м-нии
(КазССР), Шесси (близ Лиона, Франция); на м-нии Онганья (Намибия) най-
дены кристаллы массой более 2 кг.
Куприт установлен в фосфоритах кембро-силурийских отло-
жений Приднестровья (УССР). Конкреции из халькозина, ку-
прита и малахита известны вместе с конкрециями ванадиевых
Минералов в трещинах, пустотах, воронках в известняках и до-
ломитах Отави (Намибия).
Изм. Куприт — ранний минерал процессов окисления или
минерал зоны цементации. При дальнейшем окислении он за-
Мегцается малахитом, азуритом, атакамитом и др.
Известны псевдоморфозы по куприту малахита — с округ-
‘Ыми ребрами и вдавленными гранями (Шесси, Франция), са-
1ородной меди, гидроксидов Fe,
221-
Знач. Полезный компонент медных руд (СиО 89%); редки
прозрачные кристаллы (Оганья, Намибия) используются J
драгоценный камень (п ~ 2,66, d = 6,07 г/см3). Синтетический
порошковатый куприт широко используется в выпрямителях
СЕКЦИЯ 5. ОКСИДЫ ХАЛЬКОФИЛЬНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
С ВЫСОКИМИ СХ и Si
Группа касситерита
Касситерит SnO2
Назв. От древнеримского названия Касситеридских (Британ-
ских) о-вов, откуда римляне вывозили касситерит.
Хим. Сод. SnO2 95—99%- Сод. примесей (Nb, Та)2О5 до 4 5
и даже 12,5%, WO3, ZrO2, TiO2, SiO2, FeO, Fe2O3, A12O2, Mnb
no 0, n%; незначительная их часть (0, n%) является изоморф-
ной, основная же масса связана с эндотаксическими вростками
моссита Fe-Nb2O6, тапиолита FcTa2O5, танталита, колумбита,
вольфрамита, рутила, анатаза, шпинели, циркона, часто распо-
лагающимися в кристаллах по зонам роста. Установлены при-
меси FeSn(OH)6, y-FeOOH и мельчайшие включения вплоть
до сфер диаметром в 0,0 п им твердых растворов Fe2SnO4—
Fe2O3, благодаря чему касситериты становятся слабомагнит-
ными. Известны эндотаксические вростки касситерита в маг-
нетите.
Максимальные примеси характерны для касситеритов из пегматитов. Сод.
(Та, Nb)2Os в них обычно выше 1 %, причем Та > Nb. В касситеритах поле-
вопшат-кварцевой формации примеси (Та, Nb)2O$ составляют около 1 %.
В касситеритах же м-ний кварцевой формации сод. (Nb, Та)20з в пределах
0,00/т — 0,я %, причем Nb > Та.
Для скрытокристаллического деревянистого олова состав ме-
нее постоянен. Сод. в нем SnO2 — 92—95 %. Из примесей наибо-
лее существенны SiO2 (до 4%), Fe2O3 (до 4%), А12О3 (до
1,4 %). Особо следует отметить сод. In (до 1,35 % 1п2О3). Основ-
ная масса этих примесей — результат загрязнения деревянистого
олова мельчайшими включениями силикатов, джалиндита
1п(ОН)3, индита In2S3 и других минералов.
Структ. геометрически подобна структуре рутила (см. рис. 57), но связь
в ней имеет ковалентную, а не ионную природу.
Выд. Кристаллы от дипирамидальных (из пегматитов) Д°
столбчатых (рис. 76) и даже игольчатых (из гидротермальных
жил); коленчатые двойники (рис. 76). В близповерхностных
вулканогенно-гидротермальных месторождениях, в которых от-
ложение касситерита происходило очень быстро и часто перво-
начально в коллоидальной форме, возникает деревянистое олово
(рис. 77) или зонально-концентрические кварц-касситеритовЫ
222
Ill
Рис. 76. Отдельный кристалл и двойники касситерита
агрегаты, касситеритовые корки тонкой радиально-лучистой
структуры.
Известны также тесные смеси мелкозернистого касситерита
с коллоидальными оксидами Sn (Делно, Невада, США).
Установлены закономерные срастания касситерита с квар-
цем, тапиолитом, колумбитом-танталитом.
Св. Цвет коричневый разных оттенков, серый, иногда черный
(в пегматитах), реже желтый, оранжевый, красный, зеленый,
белый. Окраска часто зональная, пятнистая. Блеск алмазный
до полуметаллического, иногда тусклый (деревянистое олово).
Просвечивает в тонких осколках. Хрупкий. Сп. по {100} и
{110} несов. до ясной. Излом от полураковистого до ровного,
Рис- 77. Де} евянистое олово. Галька из россыпей Северо-Востока. У в. 7
223
скорлуповатого (деревянистое олово). Тв. 6—7. Черта белая
слегка сероватая, желтоватая до темно-бурой. Пл. 7,0. Касси-
терит, содержащий включения магнетита, магнитен.
Диагн. Похож па рутил (см.), циркон. От последнего отли-
чается несколько более низкой тв. и большой пл.
Обр. Касситерит — типичный гипогенный минерал, связанный
с кислым магматизмом — гранитами, пегматитами, грейзенами
гидротермальными жилами.
Образование касситерита схематически можно представить по реакции
SnF.j Д-2Н2О =s=t SnO-2 +-1HF (37). Слева направо опа проходит ие только
с увеличением объема, но и с выделением тепла. Поэтому ей благоприят-
ствуют снижение давления и температуры. Напротив, при более высоких дав-
лениях и температурах, т. е. в более глубоких частях земной коры, будут со-
храняться SnF.j и Н2О. Подобный характер имеет и реакция образования
кварца SiF4 + 2Н2О SiO4 + 4HF (38).
Высвобождающаяся при реакции HF не только интенсивно гидролизует
вмещающие породы с образованием грейзенов, по и приводит к образованию
в них F-содержащих минералов. Этим объясняется, с одной стороны, широ-
кое развитие пневматолито-метасоматических процессов, сопровождающих об-
разование касситерита, с другой — его ассоциация с кварцем и F-содержа-
щими минералами — топазом, флюоритом.
Акцессорный минерал касситерит установлен во многих гранитах —Ко-
ростеньский плутон (УССР), биолитовые граниты Нигерии, оловорудные гра-
ниты Таиланда. Последние интенсивно турмалппизированы, серицитизированы
и каолипизированы. Касситерит, ассоциирующий с ферберитом, монацитом,
ксенотимом, ильменорутилом, спессартином, представляет промышленный ин-
терес. Особенно выгодны в этом отношении каолинизированные залежи.
В относительно небольших количествах, но иногда в кристаллах в не-
сколько килограммов касситерит известен в гранитных пегматитах (р. Опои,
Читинская обл.), в том числе редкометальпых Li, Nb, Та (Казахстан).
Наиболее крупные скопления его связаны с высокотемпературными грей-
зеновыми и гидротермальными м-ниями. В них касситерит находится в тес-
ном парагенезисе с топазом, альбитом, кварцем, мусковитом, иногда цинн-
вальдитом, турмалином, флюоритом, арсенопиритом, пиритом. В этой же ас-
социации известны вольфрамит, шеелит, самородный висмут, висмутин, коза-
лит (многочисленные м-пия Забайкалья, Северо-Востока СССР, Казахстана).
В каолинизпрованных грейзенах Дорова (Нигерия) сод. касситерита доходит
до 45 % при сод. кварца 35, топаза 8, берилла 2, глинистых минералов 10 %.
В некоторых гидротермальных жилах с касситеритом значительную роль
играют сульфиды (особенно пирротин), турмалин (турмалин-касситернтовые
м-пия Приморья, Боливии), хлориты (м-ния Приморья).
В близповерхностных вулканогенно-гидротермальных м-ниях парагенезис
минералов часто близок к описанному, но касситерит представлен колломорф-
нымн разновидностями (Хабаровский край, Приморье). В подобных м-ннях
касситерит может быть в тончайшей смеси с другими сульфидами (м-пия
типа Икуно, Хонсю, Япония) или в парагенезисе с станнином (см.) и тП0"
солями Ag (Серро-Рико и Льяльягуа, Потоси, Боливия). р
Касситерит установлен в отложениях фумарол Этны, богатых НС! и Нг.
Меньшее значение имеет касситерит, образовавшийся в гидротермальную
стадию формирования скарнов. В этом случае он входит в состав рудных жи-т
и гнезд, залегающих в скарнах со скаполитом, пироксеном, флогопитом, шее-
литом, датолитом, людвигитом, турмалином (Питкяранта, Карельская АССг,
ряд м-ний Мексики, Китая, Намибии, Аляски).
* На самом деле эти реакции сложнее и протекают с участием комллек
Сов типа [Sn(OH)4F2]2“, [Sn(OH)1F,i]'I~, [Sn(OH)2F2]° и др.
224
редко в небольших количествах, в виде землистых и колломорфных об-
зований касситерит возникает в зоне окисления, за счет оловосодержащих
Рафидов (станнина). Известны случаи образования касситерита как про-
дукта гипогенного окисления сложных сульфидов (тиллита).
Изм. В поверхностных условиях устойчив п накапливается
в россыпях. Россыпи Бирмы, Таиланда, Малаккского п-ова, Ин-
донезии, вытянутые полосой на 1600 км при ширине до 190 км,
представляют крупнейшую оловянную провинцию мира.
Знач. Важнейшая руда на олово (Sn 79%); из этих руд
иногда извлекают Nb, Та, W, In.
Семейство кремнезема
К семейству кремнезема относятся минералы, представляю-
щие различные разновидности двуокиси кремния. На их долю
приходится около 12,6 % от массы земной коры. Это важнейшие
породообразующие минералы различных магматических, оса-
дочных и метаморфических пород. Известны породы и жилы,
почти нацело состоящие из кремнезема.
В настоящее время установлено 12 полиморфных модифика-
ций кристаллического SiO2 (табл. 8). Из них основными яв-
ляются а-кварц (низкотемпературный кварц, или просто кварц),
(3-кварц (высокотемпературный кварц), 84(^2}-тридимит (или
просто тридимит} и ^-кристобалит (или просто кристобалит}.
В природе известно также кварцевое стекло — лешательерит и
коллоидальный кремнезем —- опал, попадающие в сферу инте-
ресов минералогии, несмотря на некристаллическое состояние.
Главные полиморфные модификации SiO2 устойчивы при
обычном давлении, и появление каждой из них определяется
температурой (рис. 78):
а-кварц < - -> р-кварц тридимит (S4) < х
2143 ±5'1 к
кристобалит (0) ~----- расплав.
Повышение давления расширяет поле устойчивости а-кварца
За счет 0-кварца, кристобалита (0) за счет тридимита (S4). При
Давлении же выше 2 ГПа появляется новая, более плотная мо-
дификация SiO2— коэсит, а при .еще более высоком давлении
(выше 9—10 ГПа) — стишовит. Поле устойчивости кварца в
присутствии воды увеличивается, вытесняя поля кристобалита
и тридимита; при 0,2 ГПа кварц может кристаллизоваться не-
посредственно из расплава (выше 1573 К). В то же время в без-
иодных условиях тридимит и кристобалит могут очень долго
сохраняться, не переходя в кварц. Этим объясняют их присут-
ствие в породах Луны с возрастом более 3 млрд. лет.
При высоких скоростях кристаллизации, низких температу-
х> например, в поверхностных условиях, и при раскристалли-
8 Зак. 594 225
'Таблица 8
Минералы и некоторые искусственные модификации семейства кремнезе
Полиморфные модификации SiO_>
Название Верхний предел устойчивости, К Плотность Сингония
а-кварц 846 2,645 . Триг.
а-кварц 1143 2,53 Г екс.
[о-кварц] f S]-тридимит —89,5 333—348 (873 К) Мон.
61 < 52-тридимит 388 2,26 Ромб.
(, Ss-тридимит 523 Структура
54(₽2)-тридимит 1143 (плавится 2,22 доменная Г екс.
а-кристобалит при 1943 К) 473—548 2,32 Тетр.
Р-кристобалит 1973 2,20 Куб.
[Китит] (плавление) Синтезирован при 2,50 Тетр.
Коэсит 653-858 (35-126 МПа) Синтезирован при 2,93 Мон.
Стишовит 773-1073 (3,5 ГПа) Синтезирован при 4,35 Тетр.
> 1746 (16 ГПа)
Тонковолокнистые разновидности SiO2 (образующие плотные натечные
агрегаты в виде корок, сталактитов, жеод и т. п.)
Тонковолокнистый а-кварц / Гонковолокнистый а-кристобалнт
Название Удлинение Название Удлинение
Халцедон Кварций Люцетин [1120]-или [1010] [0000] + [2113]?+ Люссатит Люссатин [110]+ [Ill]?-
Аморфные разновидности SiO2
Название Плотность Условия образования (устойчивости)
Опал Лешательерит 1,8-2,25 2,20 Рентгеноаморфиый гель кремнекислоты; при нагревании постепенно обезвоживается и раскристаллнзовывается. Кварцевое стекло (вулканогенное), ПРП 1273 К быстро раскристаллнзовывается
Примечание. Полужирным шрифтом выделены модификации и разновидн° *
наиболее широко распространенные в природе; в квадратные скобки взяты пазва
модификаций, не обнаруженных среди минералов. Известно также стекло, поЛУча1юи\.ь10,
при действии взрыва на кварц, отличается от лешательерита повышенной плотное
Такое стекло, например, обнаружено в Аризонском метеоритном кратере (США).
226
пии геля кремнекислоты
вместо кварца обычно обра-
зуются а-кристобалит, а-
тоидимит и пх смеси друг с
другом, способные долгое
время сохраняться, не пере-
ходя в кварц.
Структ. В основе струк-
туры всех кристаллических
представителей семейства
кремнезема лежат SiO4-Te-
траэдры, связанные своими
вершинами в каркас (все
атомы О — мостиковые)*.
Изменение взаимной ориен-
тации БЮгтетраэдров при-
водит к разной коифигура-
Рис. 78. Т — P-диаграмма SiOs.
Пунктиром показаны экстраполированные
участки фазовых границ полсН, кружками —
точки нонвариантного трехфазного равно-
весия; К—p-кристобалит, Т — |За-тридимит
ции и размерам пустот в каркасе, появлению полиморфов и
структурных разновидностей.
Так в структуре а- и [3-кварца имеются пустоты двух типов
(рис. 79,а). Одни из них треугольные (между тремя ребрами
соединившихся 8Ю4-тетраэдров). Через центры этих пустот про-
ходят оси симметрии третьего порядка, вокруг которых «закру-
чиваются» SiO.i-тетраэдры. Пустоты другого типа — более круп-
ные, шестиугольные — обладают тройной (а-кварц, см. рис. 79,а)
или шестерной ([3-кварц, см. рис. 79,6) винтовой осью симмет-
рии. В соответствии с этим а- и (3-кварц имеют право- и лево-
сторонние энантиоморфные формы. При этом а-кварц кристал-
лизуется в триг. с. (РЗ^! и Р3221—правый и левый соответ-
ственно), а [3-кварц — в гекс. с. (Р6222 и Р6422— правый и левый
кварц соответственно).
В структуре S4([32)-тридимита 8Ю4-тетраэдры направлены
вершинами в разные стороны (рис. 79, s). Благодаря этому
образуются крупные полости и намечается слоистость по {0001}.
В ориентации тетраэдров может наблюдаться разная степень
беспорядка и в связи с этим различная последовательность че-
редования слоев, обусловливающая появление структурных раз-
новидностей и модификаций тридимита (тридимиты Si, S2, S3,
S4). Тридимит с упорядоченной структурой имеет гекс. с.
(^63/т/ис).
В структуре (3-кристобалита (куб. с. — Fd3m или Р213) па-
раллельно {111} можно выделить также слои 8Ю4-тетраэдров с
вершинами, попеременно обращенными в разные стороны, в
^-кристобалите (тетр. с. — P4i2i2 или 7)43212) наблюдается иска-
жение структуры из-за изменения направления связей.
cki Врипципиально иное строение имеет структура стишовита, геометриче-
1 подобная структуре касситерита, с КЧ Si = 6 = 4-f> 2.
8* 227
Каркас структуры коэсита напоминает алюмокремнекисло-
родпый каркас полевых шпатов. В нем можно выделить два типа
квадратных полостей: || {010} и ~ || {001}; квадраты 5Ю4-тетра-
эдров образуют диагональные цепочки, перекрещивающиеся че-
рез один уровень в плоскостях {001}.
Из минералов семейства кремнезема ниже рассматриваются
лишь главнейшие: а- и р-кварц (совместно), тридимит, кристо-
балит, халцедон и опал.
f 9 % ° ?
228
Кварц SiC>2
Назв. Возможно от немецкого «кверклюфтертц» — попереч-
1Х (секущих) жил пли жильного материала, с поперечной к
зальбандам структурой, упрощенного затем до «кверертц» и
«кварц»- Название .могло прийти от древних славянских рудоко-
оВ использовавших для обозначения кварца слово «твердый»:
«кварди» — по-западиославянеки, «тврди» — по-чешски, «твар-
дИ» -— по-польски.
В древности кристаллы кварца рассматривались как особая
форма льда. Лед по-гречески «кристаллос». Отсюда «горный
хрусталь» и «кристалл».
~ Хим. Один из наиболее чистых минералов. Сод. примесей
обычно нс выше п • 10~3— 10~4 % - Из ИП важнейшими являются
(в 1%): А1 (до 74 + 14), Fe (до 74—94), Li (18+19), Na
(до 6-20), К (до 9-19), Mg (1,4 + 32), Ti (7+16). Ga (0,/г).
Кроме того отмечались Be, В, Са, Ge, Мп, Ni, Си, Nb, Ag, Н+
и ОН-. Распределение примесей иногда зональное и векториаль-
ное. Обнаружены также включения с HgO, битумами, нефтью,
газами — СО2, СН4.
Структ.См. описание семейства.
Небольшой размер пустот каркасной структуры кварца объясняет край-
нюю ограниченность гетеровалентного изоморфизма, например типа Si -»
-> A1AI+ (дополнительные катионы А1+ и Ы+ входят в пустоты). Этим кварц
существенно отличается от каркасных алюмосиликатов, среди которых
его часто рассматривают. Образование же ОН~-групп допускается непосред-
ственно в тетраэдрах каркаса.
Переход а р в кварце энантнотропен, и минералогу приходится иметь
дело всегда с а-кварцем. У чистого кварца оп происходит при 846,5 К. У 95 %
природного кварца температура перехода 846,5 + 2,5 К. Однако известны
кварцы с ИП Li, Na, К, температура ос =+ [3 перехода которых снижается до
809 К; напротив, температура инверсии синтетического кварца с ИП Ge по-
вышается до 865 и даже 896—913 К- Температура сс =+ [3 перехода возрастает
со скоростью примерно 26°/ГПа и при 3,4 + 3 ГПа достигает 1573 К.
а p-переход в кварце сопровождается заметным объемным эффектом.
Это может вызвать растрескивание [3-кварца и образование сотового кварца
(см. рис. 80), трещины в котором залечены и часто переполнены газово-жид-
кими включениями. По этой причине параморфозы сс-кварца по Р-кварцу ста-
новятся полупрозрачными и даже молочно-белыми. В случае нарастания на
такой кварц а-кварца возникают кристаллы с сотовым ядром.
Рис. 79. Структура минералов се-
мейства кремнезема в проекции
на (0001):
а—«-кварца; б —(3-кварца; в — [Зг-три-
димита.
/ — тетраэдр S1O4; 2 — атомы Si; 3—ато-
мы Q
229
Рис. 80. Кварц:
а —кристаллы ffJ-кварца из эффузивов Армении; б—кристаллы а-кварца из заморышей
пегматитов Зерендинского плутона, Сев. Казахстан; в — сотовый кварц, образовавшийся
залечиванием трещин, возникших при Р~>й-переходе, с каемкой а —кварца по периферии.
Волынь, УССР; г — скелетные кристаллы кварца (черные) из графической зоны пегма-
титов. Центр. Казахстан. 9/10 нат. вел.
Выд. Сплошные массы различной степени плотности и зерни-
стости от грубошестоватых до скрытокристаллических, рогови-
ковоподобных (яшмы, кремни), тонковолокнистых, сферолито-
вых, натечных (см. Халцедон), землистых. Часто кристаллы.
Кристаллы р-кварца имеют дипирамидальный габитус. Грани
призмы у них либо вовсе не развиты, либо развиты незначи-
тельно (рис. 80).
Главными габитусными формами cc-кварца являются призм3
т {1010}, положительный г {1011} и отрицательный z {0111}
230
ромбоэдры. Реже встречаются небольшие грани тригональной
бипирамиды $ {1121} и положительного трапецоэдра х {5161},
в случае присутствия которых легко определить кристаллы пра-
вого и левого (рис. 81) кварца морфологически. Остальные про-
стые формы (их описано около 530) встречаются редко. Кри-
сталлы могут быть от длинно- до короткопризматических и даже
изометрических. При преимущественном развитии положитель-
ного ромбоэдра изометрический кристалл может быть псевдоку-
ическим, а при равномерном развитии обоих ромбоэдров —
исевдогексагональным. Благодаря неравномерному развитию
Раней призмы могут возникать сильно искаженные кристаллы,
иогда пластинчатого облика.
231
a
б
г
д е
Рис. 81. Отдельные кристаллы и
наиболее характерные двойники
а-кварца.
а — обычный кварц с развитием граней
только призмы и положительного ромбо-
эдра; кристаллы кварца-, б—правый и
в—левый; двойники кварца-, г—дофи-
нейский (левый), д — бразильский,
е —японский
Рис. 82. Характер срастания от-
дельных индивидов в бразильском
(вверху слева) и дофинейских
(все остальное) двойниках кварна’
выявленных путем травления ба-
зального среза
Скелетные кристаллы кварца известны в пегматитах (см.
80), в открытых полостях жил альпийского типа (до не-
скольких кг на м-ниях Полярного Урала).
С Важным диагностическим признаком кварца является штри-
овка граней призмы. Обычно она горизонтальная и лишь редко
вертикальная (иногда у кварца пневматолитового происхож-
дения).
Одиночные, несдвоиниковапные кристаллы кварца очень
редки. Для кварца установлено около 20 различных законов
двойникования. Из них важнейшими являются дофинейский,
бразильский и японский.
Дофинейские двойники представляют собой прорастания
(реже срастания) правых или левых кристаллов кварца, повер-
нутых относительно друг друга вокруг оси с на 180° (см. рис. 81).
Морфологически они устанавливаются по изменению характера
штриховки граней призмы, легко обнаруживаемому на отсвет.
Базальные их сечения после травления выявляют прихотливые
границы индивидов, хотя и подчиняющиеся часто триг. симме-
трии в своем взаимном расположении (рис. 82).
Дофинейские двойники образуются при пластических дефор-
мациях кварца, либо при уменьшении объема в результате
р-> a-перехода, либо под действием одностороннего давления.
Сдвойникованные срастания можно перевести в монокристалл
путем быстрого нагрева до температуры инверсии и последую-
щего охлаждения, т. е. «-> «-превращения.
Бразильские двойники (см. рис. 81) представляют параллель-
ные прорастания (реже срастания) правого и левого кристал-
лов кварца по плоскости призмы т {1120}, один из которых по-
вернут вокруг оси с на 180°. Двойники по бразильскому закону
легко выявляются по изменению характера горизонтальной штри-
ховки граней призмы. Границы между индивидами в этом слу-
чае более правильные, чем в дофинейских двойниках, и имеют
резко полигональные очертания. Этим же бразильские двойники
отличаются от дофинейских на протравленных базальных се-
чениях кристаллов (см. рис. 82).
Искусственно бразильские двойники пока получить не уда-
лось. Не исчезают они и при а-> «-переходах.
Бразильские двойники широко распространены в природе и
особенно характерны для низкотемпературного гидротермаль-
ного кварца.
Японские двойники представляют срастания двух индивидов
одного или разного энантиоморфного типа, в которых угол меж-
ДУ осями с близок к 90° (84° 30'), тогда как плоскости срастания
могут быть различны. По этим признакам выделяют 4 типа
японских двойников кварца и 10 подтипов. Они имеют обычно
аблитчатый, сплюснутый облик, из-за преимущественного раз-
ития лишь двух граней призмы каждого из индивидов. Эти
.. оиники встречаются более редко, хотя на некоторых м-ниях
233
(Япония; Мадан, НРБ) они достаточно обычны. Из м-ний Япо-
нии известны двойники до 0,5 м в поперечнике.
Помимо описанных простых двойников часто встречаются комбинирован
ные двойники, например, одновременно по бразильскому и дофниейскому За"
конам; индивиды, образующие японские двойники обычно сдвойннкованы по
дофинейскому, бразильскому или комбинированным законам.
Установлены ориентированные срастания кварца с большим
числом минералов (табл. 9), из которых наиболее известны
письменные кварц-полевошпатовые срастания пегматитов. Из
Таблица 9
Некоторые закономерные срастания кварца с другими минералами
Минерал Ориентировка относительно кварца Условия нахождения
Эндотак сические срастания, возникшие при pacnadt ? твердых растворов
Рутил Ось с рутила || ребрам та, тс, ас кварца (/п = {1010}, а — {1120}, с = {0001}) Голубой кварц неко- торых эффузивов И метаморфических ио-
род; розовый кварц
пегматитов
Эндотаксические графические срастания,
возникшие при одновременной кристаллизации из эвтектики
Полевой
шпат
Грани {100} полевого шпата || {1010} кварца*
Грани {010} полевого шпата || {1121} кварца
Гранитные пегмати-
ты**
Эпитаксиальные нарастания
Аквама-
рин
Гематит
Флюорит
Пирит
Грани {ЮН)} аквамарина || {1010} кварца
Грани {ЮТО} аквамарина I {ЮТО} кварца
Грани {ЮТО} аквамарина — < 48°
{1010} кварца
Грани {1211} аквамарина || {1211} кварца
(срастание по {1010} кварца)
Грани {0001} гематита || {ЮТ1} кварца
Грани {100} флюорита ||{ЮТ1} кварца
(L3 обоих минералов ||)
Грани {001} пирита || {10? 1} кварца
Пневматолитовые ЖИ'
лы, грейзены
Г идротермальные
рудные жилы
Кальцит
Грани {0001} кальцита || {1011}, {1121}
или {1122} кварца***
Жилы альпийского
типа
* Законов срастания кварца с полевым шпатом известно гораздо больше и приве.
денные два являются лишь их примерами.
** Известны также графические срастания кварца с турмалином, гранатом, споду'
меном, кордиеритом. -он
*** Кальцит часто выщелачивается, и в этом случае возникает своеобразный кварц
с «надпилами».
234
«сориентированных срастаний наиболее обычны игольчатые (во-
посы Венеры) и сетчатые (сагенитовые) включения рутила,
игольчатые и волокнистые включения амфиболов, чешуйчатые
включения гематита, брукита, хлорита, хорошо ограненные кри-
сталлики пирита, герсдорфита, эпидота. В дымчатом и синева-
том кварце пегматитов иногда устанавливаются игольчатые
включения турмалина. В кварце метаморфического происхож-
дения часты игольчатые и волокнистые включения амфиболов,
чеШУЙки слюды, гематита (в авантюринах). Включения гема-
тита переполняют кристаллы кварца некоторых м-пий насту-
рана (см.). Они обычны для многих аметистов.
Известны псевдоморфозы кварца по различным минералам:
пириту, турмалину (избирательное замещение зеленого турма-
лина в ядрах зональных кристаллов из пегматитов Сев. Ниге-
рии), хризотил-асбесту с сохранением параллелыю-шестоватого
строения (д. Федина, Свердловская обл.; Капо-Норди, о-в Эль-
ба), тонковолокнистые псевдоморфозы по амфиболовым асбе-
стам с гетитом — тигровый, кошачий, соколиный глаз, по апо-
филлиту («кристаллы» до 1 см в поперечнике из окр. Ахалцыхе,
ГССР, и до 7 см с правобережья р. Ниж. Тунгуска, Эвенкийский
авт. округ), клинохлору (пластинчатые «кристаллы» до
25X2 — 3 мм, д. Шайдурова, Свердловская обл.), петалиту
(смеси кварца и сподумена или кварца и кукеита из пегматитов
Казахстана), датолиту (рудник Дейтор, Девоншир, Англия),
кальциту (много разных м-пий), арагониту (волокнистый кварц
в каменноугольных породах Донбасса), целестину («кристаллы»
до 5 мм, с. Сюкеево, правый берег р. Волги), бариту, ангидриту
(«бристольский алмаз» — кварц, замещающий ангидритовые
конкреции в доломитовых конгломератах окр. г. Бристоля,
Англия), органическим остаткам — кораллам, древесине, рако-
винам.
Св. Бесцветные прозрачные кристаллы — горный хрусталь,
мармарошский диамант. Часто кварц мутный, непрозрачный се-
рый, молочный (переполненный трещинами и газово-жидкими
включениями). Окраска дымчатого кварца и черного мориона
имеет сложную природу. Ее вызывают F-центры радиационного
происхождения, связанные с образованием дефектов электрон-
ного типа, О-, дивакансий О—О, Si—О, вызванных первона-
чальными ИП А13+ (иногда Са) и диффузией компенсирующих
катионов Li+, Na+ или И-5- от дефектных тетраэдров. Золотисто-
Желтая окраска цитрина связана с облучением кварца, содер-
жащего ИП А13+ (меньшие, чем в морионе), в результате кото-
рого Li, Na+ и Н+ локализуются вблизи А13+. Сиреневая до фио-
летово-синей окраска аметиста обусловлена облучением кварца
с ИП Fe3+, переходящего в результате этого в Fe4+. Розовая
окраска обусловлена ИП Ti3+ с компенсацией заряда Li+, Na+,
'• Включения игл рутила вызывают голубую окраску, вклю-
ения гематита — красную («компостелъский рубин» из гипса и
235
арагонита Сантьяго-де-Компостель, Арагона, Испания; сургуч-
ный кварц жил с настураном), эпидота, актинолита, хлоритов—
зеленую, турмалина — синюю и голубую, молибденита и других
сульфидов — серую до черной. Окраска часто зональная, пятни-
стая. Псевдоморфозы кварца и гётита по амфпболовым асбестам
имеют цвет от золотисто-желтого (много гётита) — тигровый
глаз, до синего (много неизмененного амфибол-асбеста)—соко-
линый глаз.
Блеск от стеклянного (у крупнокристаллического кварца) до
тусклого (у скрытокристаллического); иногда шелковистый
(псевдоморфозы по амфибол-асбестам типа тигрового глаза).
Хрупкий. Сп. обычно нет; у кристаллов, находящихся в напря-
женном состоянии или содержащих ориентированные газово-
жидкие включения, отмочена отдельность по {1011}, {1010},
{0111} и {0001}. Излом раковистый. Тв. 7; па гранях {1010}
выше, чем на {0001}; |1с, тв. выше, чем в поперечном на-
правлении. Черта бесцветная. Пл. 2,64; у кварца из эклогитов
до 2,7.
Диагн. Иногда от кварца трудно отличить кордиерит, для
которого характерны синеватый цвет, отдельность по пинакоиду,
замещение темно-зелеными хлоритами. В зернах кварц похож
на топаз, отличающийся большей тв. (8), сов. сп. по {001},
большей пл.; от фенакита отличается формой кристаллов и
оптически.
Обр., Изм., Знач. См. заключение описания семейства.
Халцедон S1O2
Назв. связывают с древним названием города Халцедон
(Битинья), на побережье Мраморного моря, через который вы-
возились ювелирные камни.
Хим. Сод. SiO2 в пределах 90—99 %. Из примесей особо
следует отметить Fe2O3 (до 3,2 %), А120з (до 3 %), MgO и СаО
(более 1 %), Н2О (до 5,5%), оксиды Мп, соединения Ni. При-
меси в халцедоне располагаются в порах и каналах между во-
локнами, между зернами, сферолитами, их слоями. В зависи-
мости от внешних условий они могут выщелачиваться или, нао-
борот, поглощаться. Им же объясняется переменное сод. воды
и возможность искусственного окрашивания халцедона путем
пропитывания его различными соединениями.
Выд. Плотные скрытокристаллические прожилки, корки,
натечные агрегаты с почковидной поверхностью (рис. 83, а),
сталактиты, жеоды (рис. 83, б), формы выполнения газовых поло-
стей в эффузивах — округлые, бутылковидные, стволо- и дерево-
образные— пустот внутри сферолоидов кислых лав (часто
звездчатых в сечении), контракционных трещин лав — полостей
выщелачивания в карбонатных породах и т. п.
236
Рис. 83. Халцедон:
а—почковидная натечная корка на известняке. Окр. ст- Голутвино, Московская обл.
9/10 нат. вел.; б — бастионный агат с кварцем в центре. Россыпь р. Амур. Нат. вел.
237
Микроскопические исследования обнаруживают тонковолокнистое, сфер0.
литовое строение халцедона. Отдельные волокна имеют длину 10~4—10—з
и редко достигают величины, при которой их видно невооруженным глазом
Ориентированы они обычно удлинением перпендикулярно к слоистости. Под
электронным микроскопом обнаруживаются мельчайшие поры диаметром по-
рядка 0,1 мкм, размеры и концентрация которых могут различаться, даже в
одном натечном образовании от слоя к слою.
Халцедон характеризуется слоистостью от грубой до тончайшей, доходя-
щей до 6500—7000 слоев на 1 см, идущей параллельно стейкам породы, вме-
щающей халцедон, — облекающая слоистость (см. рнс. 88,6) или параллельно
поверхности Земли — горизонтальная слоистость. Слои могут отличаться друг
от друга пс только толщиной и пористостью, но и окраской. Кроме того, они
могут чередоваться с прослоями люссатита, люссатина, опала, кварца, иногда
кальцита.
Горизонтальную слоистость можно использовать в качестве минералогиче-
ского уровня при определении элементов залегания эффузивов. Если складко-
образование происходит во время формирования халцедоновых жеод, ориен-
тировка горизонтальной слоистости может меняться.
Известны псевдоморфозы халцедона по кварцу, кальциту,
флюориту, органическим остаткам, особенно по дереву, сохра-
няющие многие детали строения древесины.
Св. Халцедон — белый, серовато-белый, голубовато-серый.
Примеси оксидов и гидроксидов Fe окрашивают его в красный
(сердолик}, каштаново-бурый, оранжево-красный, красно-корич-
невый цвет (сардер, карнеол}. Яблочно-зеленый халцедон, окра-
шенный примесями Ni (гель гидроксида, аквакомплсксы
[Ni (Н2О)6] 2+, адсорбированные на поверхности халцедона и в
порах, Ni-силикаты) — хризопраз-, изумрудно-зеленый прозрач-
ный халцедон, окрашенный Сг20з, — маторолит. Голубовато-
синий халцедон — сапфирин. Халцедон, окрашенный тонкодпс-
персными сульфидами, — голубовато-черный до черного, окси-
дами Мп и органическими веществами — коричневый до черного.
Окраска часто полосчатая — агаты. По морфологии зон разли-
чают агаты бастионные (см. рис. 83, б}, очковые, руинные, ланд-
шафтные, трубчатые. Параллельно-слоистые агаты называются
ониксами. Из других разновидностей укажем энгидрос, пред-
ставляющий собой агатовую или халцедоновую жеоду с жид-
костью внутри. Иногда халцедон непрозрачен, имеет пятнистую
окраску; моховой агат — молочно-белый халцедон с дендрит-
ными выделениями оксидов Мп, реже Fe; плазма — яблочно-зе-
леный до темно-зеленого халцедон, содержащий обильные вклю-
чения хлоритов, селадонита, микроволокна амфиболов; гелио-
троп пли кровавик — плазма с ярко-красными пятнами окси-
дов Fe.
Блеск тусклый до воскового. Просвечивает до прозрачного
в краях и срезах иногда толщиной более 1 см. Хрупкий. Сп. нет.
Излом раковистый, скорлуповато-раковистый, когда скол про-
ходит по поверхности, отделяющей слои друг от друга. Тв. 6,5—
7. Черта бесцветная. Пл. ~2,6.
Обр., Изм., Знач. См. заключение описания семейства.
238
Тридимит SiO2
Назв. От греческого «тридимос»— тройной из-за того, что
часто образует тройники.
Хим. Количество SiO2 составляет 95—97 %. Остальное при-
ходится на А12О3 (до 2,7%), Fe2O3 (до 3,2%), СаО (до 1 %),
Na2O (до 0,8%), К2О (до 0,75%), ТЮ2 (до 0,9%), Н2О (до
1 %)• Интересно, что примеси тридимита из Илумаса (Калифор-
ния) пересчитываются на NaCaAl3, что хорошо согласуется с
компенсацией избыточного отрицательного заряда каркаса при
замене Si4+ на АН по схеме: □Si3+—>Al3+Ca2+Na+.
Структ. См. описание семейства. Крупными полостями в структуре объ-
ясняются значительно более высокие сод. примесей по сравнению с кварцем.
С этим же связываются затруднения перехода тридимита в кварц.
Выд. |32-тридимит встречается в виде мелкокристаллических,
пластинчатых, розетковидных агрегатов, сферолитов, иногда
очень тонковолокнистого строения, в лавах; в виде звездчатых
двойников срастания (рис. 84), реже отдельных пластинок на-
растания на стенки пузырей пузырчатых лав, редко — до 1 —
1,5 см (эффузивы с. Ухрут, Ахалцыхский р-он, ГССР; дациты
Эрмани-дон, Юж. Осетия; лавы Серро-де-Сан-Кристобаль, Мек-
сика).
Обнаружены тонкопластинчатые агрегаты, сферолиты pi-три-
димита в кристобалит-тридимитовых (КТ) опалах, люссатите,
люссатине (см. Опал), в псевдоморфозах по древесине.
Св. р2-тридимнт бесцветный до белого, сероватого, желто-
ватого. Блеск стеклянный до перламутрового (на {0001}),
Рис. 84. Двойниковые срастания пластинчатых кристаллов тридимита
с гранями с {00011, т {ЮТО}, а {1120}, р {1011}:
а—сложное срастание четырех индивидов с двойниковыми плоскостями {1016} (между
«чдивидамп I —Ш и II —IV) и {3034} (между индивидами I —II); б —тройник по {3931}
239
Прозрачный до непрозрачного. Хрупкий. Сп. несов. по {0001} п
{1610}. Излом раковистый. Тв. 6,5—7. Черта бесцветная Пт
2,18—2,33.
Диагн. Легко диагностируется в кристаллах и тройниках
В сферолитах, особенно тонколучистых, агрегатах неправильной
формы можно определить, лишь используя детальные методы
исследования.
Обр., Изм., Знач. См. заключение семейства.
Кристобалит SiO2
Назв. По месту первой находки — Сан-Кристобаль-де-лас-
Касас, Чьяпас, Мексика.
Хим. В химическом отношении изучен недостаточно. Примеси
Al, Fe, щелочных элементов установлены в количествах, значи-
тельно превышающих допустимые для кварца.
Структ. См. описание семейства.
Выд. р-Кристобалит встречается в виде октаэдрических, реже
кубических кристалликов и их сростков — двойников по шпи-
нелевому закону, размером до 1 мм. Известны скелетные кри-
сталлы, вытянутые вдоль [100], и сферолиты, являющиеся про-
дуктом раскристаллизации вулканического стекла. «-Кристоба-
лит выделяется в виде почковидных натеков, скрытокристаллп-
ческих и тонковолокнистых, иногда сферолитовых образований
в КТ-опалах (см. Опал).
Св. Цвет белый, молочно-белыщ слегка голубоватый (в поч-
ковидных корочках). Блеск от тусклого до стеклянного. Полу-
прозрачный. Хрупкий. Си. нет. Излом мелкораковистый. Тв.
6,5—7. Черта бесцветная. Пл. 2,32 (а) — 2,22 (р).
Диагн. Диагностируется по формам выделения. Растворим
в кипящей соде. Трудно отличается от халцедона, опала и дру-
гих минералов семейства кремнезема. Распознается термогра-
фически, микроскопически и другими методами. От халцедона
отличается меньшей тв., большей хрупкостью, восковым до пер-
ламутрового блеском, растрескиванием, иногда липнет к языку.
Обр. Изм., Знач. См. заключение семейства.
Опал SiOs-n Н2О
Назв. связывают с санскритским словом «упала» — самоцвет.
Хим. Количество SiO2 составляет всего 65—90 %. Остальное
приходится на долю П2О (4,5 до 20%), А12О3 (до 9%), Fe2O3
(до 3 %), TiO2 (до 5 %), иногда SO3 (до 6 %), S (до 4 %), МпО
(до 10%), ZrO2 (до 8—12%), ПЬ2Оэ (до 1,5%), органического
вещества (до 3,9 % в черном опале из пегматитов Волыни,
УССР). Основная масса примесей находится в адсорбирован-
ном состоянии и в виде механических включений других мине-
240
палов (оксиды и гидроксиды Fe, глинистые минералы, оксиды
и гидроксиды Мп).
Структ. Коллоидальная кремнекислота глобулярного строения. Глобули
могут иметь разный диаметр и беспорядочно располагаться в объеме — обьпы
ный опал или полуопал либо иметь равный диаметр (от 150 до 400 им) и
укладываться в ПКУ — благородный опал. Каждая из таких сфер в свою
очередь состоит из скоплений маленьких (< 80 нм в диаметре) шариков крем-
незема. Благодаря глобулярному строению опалы имеют большое количество
микропор (с радиусом менее 1,5 нм), соединяющихся иногда в каналы. Из-за
большой удельной поверхности опалы обладают сильно выраженной адсорб-
ционной способностью, с чем и связано высокое сод. в них Н2О и различных
примесей. Опалы постепенно раскристаллизовываются и переходят в субми-
кроскопическис волокнистые а-кристобалпт (люссатит), Pi -тридимит, их
смесь — КТ-опал.
Выд. Натечные агрегаты различной формы — корки, почко-
видные массы, оолиты, землистые агрегаты, часто с трещинами
усыхания. Опал — основная составная часть кремнистых туфов
п гейзеритов, имеющих причудливую форму. Он же слагает ске-
леты морских организмов (губок, радиолярий), входит в дре-
весину некоторых растений (хвощи). Известны многочисленные
псевдоморфозы опала по животным и растительным остаткам.
Св. Бесцветный, прозрачный опал — гиалит, встречается
редко; обычно имеет молочно-белую, зеленую разных оттенков
(примеси селадонита, хлорита, нонтронита, гарниерита, не-
пуита), оранжево-красную, красно-бурую, коричневую (примеси
оксидов и гидроксидов железа) до черной (от оксидов Мп и
органических соединений) окраску. Чаще опал настолько пере-
полнен мельчайшими частицами минералов-примесей, что стано-
вится непрозрачным (полуопал). Значительно реже встречается
полупрозрачный опал с характерной опалесценцией и радужной
иризацией (благородный опал), связанной с дифракцией света
на ПКУ (ПГУ) из глобулей кремнезема.
Блеск тусклый до воскового, перламутрового, иногда стек-
лянный (гиалит). Благородный опал — полупрозрачный до про-
зрачного; обычный — от просвечивающего по краям до непро-
зрачного. Очень хрупкий. Сп. нет. Растрескивается при дегидра-
тации. Излом раковистый. Тв. 5—6,5. Черта белая до слабоокра-
шенной (у цветных разновидностей). Пл. 1,8—2,3 (в зависи-
мости от количества НгО).
Диагн. От халцедона отличается меньшей тв., большей
хрупкостью, восковым до перламутрового блеском, растрески-
ванием, иногда липнет к языку.
Обр., Изм., Знач. См. заключение семейства.
Обр. сс-Кварц — самый распространенный полигенный мине-
рал, p-кварц типичен для высокотемпературных кислых магма-
тических ассоциаций, р-тридимит и р-кристобалит характерны
Для эффузивных пород, кислых лав; халцедон, а-кристобалит,
Pi-тридимит, опал—типичные минералы низкотемпературных
Видротерм, продуктов гидролиза силикатов, в том числе в корах
241
выветривания, диагенеза. Коэсит и стишовит — редкие высоко,
барические минералы.
Кристаллики 0-кристобалита встречаются на стейках газовых пузырей
в кислых лавах (часто в закономерных срастаниях с 02-трпдпмнтом); скелет-
ные кристаллы и сферолиты известны как продукт раскристаллизации обси-
диана (молодые лавы Кавказа, Закарпатья, Камчатки, Калифорнии), мель-
чайшие кристаллики составляют до 40—60 % некоторых вулканических пеп-
ловых почв (Кенебстсу, Хоккайдо, Япония).
Вулканогенный 02-тридимит встречается в пустотах кислых эффузцВов
(двойниковые срастания и отдельные кристаллы). Его происхождение связы-
вают с переотложением SiO2 под действием горючих газов, циркулировавших
в породах сразу же после их застывания. Поэтому 02-триднмит появляется
иногда через несколько месяцев после извержения на стейках газовых пу-
стот. Он известен и как продукт раскристаллизации вулканического стекла
(сферолиты, звездчатые вкрапленники), являясь иногда существенным породо-
образующим минералом. В СССР известен в липаритах АрмССР (гора Ар-
тели), эффузивах ГССР (у г. Батуми), Закарпатья (гора Черная, у г. Вино-
градов), Камчатки. Эффузивы Сан-Хуан (Колорадо, CIJIA) содержат до 25 %
тридимита.
Совместно с халцедоном, люссатитом, кварцем тридимит в виде мельчай-
ших кристалликов, тройников обнаружен в _РЬ—Си—Zn м-нии на юго-запад-
пом берегу р. Маскодобит (Галифакс, Новая Шотландия, Канада). Хемогеп-
ные 0-кристобалит и 02-тридимит обнаружены в радиоляриевых глубоковод-
ных аргиллитах.
0-Кварц — важный породообразующий минерал кислых интрузивных п
эффузивных пород — гранитов, гранодиоритов, кварцевых порфиров, липари-
тов (см. рис. 80, а).
Кварц — характерный минерал гранитных пегматитов. Оп нс только вхо-
дит в письменные срастания, но в некоторых пегматитах образует сплошные
сливные ядра их центральных частей. Известны полости (занорыши) с хорошо
ограненными кристаллами дымчатого кварца, мориона, горного хрусталя (в
пегматитах Волыни обнаружены кристаллы массой до 10 т, Казахстана —
70 т). Гигантские кристаллы в основной массе непрозрачны, имеют пятнистую
окраску, хотя головки их могут быть высокого качества и прозрачны. Из
пегматитов же известен розовый кварц. Исследование пегматитов Казахстана
и Забайкалья показало, что хрусталеносные пегматиты приурочены к апи-
кальным частям гранитных массивов и все имеют зональное строение. Внеш-
няя аплитовая зона их кристаллизовалась при температуре не ниже 973—
993 К и давлении > I02 А4Па; кварцевое ядро — начиная с 873—923 К и при
давлении п-10 МПа; в занорышах кварц начал расти при 873 К и давлении не
менее 60 МПа, т. е. первоначально выделялся 0-кварц. Процесс продолжался
до 423—353 К и 10—15 МПа давления; сотовый кварц покрывался более пли
менее мощным слоем а-кварца (см. рис. 86, о).
Растворимость SiO2 велика даже в чистом водяном паре, особенно пере-
сыщенном, находящемся в надкритическом состоянии (образуются соединения
типа Si(OII)4, Si2O(OH)e). Она резко возрастает от HF (38) и НС1. Раство-
римость кремнезема увеличивается также в щелочных и сульфидно-щелочных
растворах — возникают растворимые силикаты (типа Na2SiO3) и комплексные
анионы (типа HSiOj, HSiO2S'). Возможен также перепое SiO2 в коллоидных
растворах. Все это приводит к выносу большого количества кремнезема при
магматической деятельности, переносу его постмагматическими флюидами и
гидротермами. Кремнезем легко мобилизуется при метаморфических процес-
сах.
Отдельные гидротермальные жилы, состоящие из сплошного кварца, ино-
гда с небольшим количеством сульфидов, имеют протяженность в десятки ки-
лометров (жила Пфальц (ФРГ) длиной до 150 км; мощность окварцованнои
зоны сбросов, связанной с этой жилой, доходит до 100 м). На 95—97 % из
кварца состоят многие золото-кварцевые жилы, достигающие также огром-
242
размеров (см. самородное золото). В телетсрмалыгых жилах и зонах
'вари мелкозернистый, халцедоновидпый, часто с киноварью (см.), аптимо-
лгтом. Мелкокристаллический до скрытокристаллпческого кварц характерен
’ вулканических жил с зелотом (см.).
Д* Превосходными кристаллами и друзами горного хрусталя (сс-кварца), ре-
же цитрина, дымчатого кварца славятся жилы альпийского типа (Полярный
Урал, Южный Урал, Западный Памир; Швейцарские и Итальянские Альпы).
Температуры образования кварца оцениваются здесь от 570—510 К (иногда
выше 570 К) до 370—350 К, а давление в п-10 МПа.
С низкотемпературными (обычно ниже 570 К) гидротермальными процес-
сами связано образование жил с кристаллами и щетками аметиста (Ватиха,
Свердловская обл.; мыс Кораблик, Кольский п-ов).
Кварц — обычный минерал миндалин в базальтах и полостей в сферо-
лоидах кислых лав и т. п., где он находится в тесной ассоциации с халцедо-
ном, агатом, кальцитом, цеолитами. Здесь же встречается аметист.
’Значительные количества кварца образуются в качестве конечного про-
дукта гидролиза силикатов в областях активного вулканизма (вторичные
кварциты). При подводных вулканических извержениях иногда образуются
существенно кварцевые породы, переходящие в результате диагенеза в яшмы.
В поверхностных условиях кремнезем, в том числе возникающий при гид-
ролизе силикатов, может растворяться и переотлагаться в виде новообразо-
ваний. Так возникают корочки, щетки кварца в корах выветривания, зонах
окисления (зонах выщелачивания), жеоды и пропластки кремней и крупно-
кристаллического кварца иногда со щетками аметиста в осадочных породах —
вместе с халцедоном (иногда агатом), кальцитом (карбонатные отложения
Подмосковья), «бипирам«дальние» кристаллики кварца в галите, гипсе, ан-
гидрите. Установлено, что кварц может кристаллизоваться при комнатной тем-
пературе и непосредственно из морской воды.
Кварц — типичный минерал метаморфических пород — различных сланцев,
гнейсов, железистых кварцитов. Метаморфическим путем окончательно форми-
руются пестроокрашенные яшмы, образуются псевдоморфозы кварца по ам-
фибол-асбссту— тигровый, кошачий, соколиный глаз (Ноупурт, Канская про-
винция, ЮАР), авантюрин.
Халцедон в небольшом количестве известен в некоторых гидротермаль-
ных жилах (Пршнбрам, ЧССР). Основная же масса его связана с эффузив-
ными породами и возникает на поздней стадии формирования минералов мин-
далин (эффузивы Закавказья; траппы Сибири; эффузивы Деканского плоско-
горья в Индии; вулканические породы Бразилии и Уругвая с жеодами до
7 мм в поперечнике), газовых пузырей игшшбритов (Чиуауа, Мексика), сфе-
ролоидов риолитов и других кислых лав (Кызыл-Туганское и др. м-ния КазССР:
р. Оной, Вост. Забайкалье). Не исключено, чго халцедон эффузивов возни-
кает не только в газовых пузырьках лав, но и под действием поздних
гидрогерм при раскристаллизации лешательерита или обсидиана, обособивше-
гося при формировании эффузнва в виде капель. Об этом же свидетельствуют
экспериментальные результаты получения халцедона при обработке кварцевого
стекла горячими щелочными растворами.
Халцедон — обычный минерал кремневых жеод и прослоек в осадочных
породах. Иногда здесь же образуется агат (окр. ст. Голутвин, Московская
обл.). Постоянно присутствует халцедон в корах выветривания, особенно
силикатно-ннкелевого типа. При изменении серпентинита образуется и Сг-со-
Дсржащий маторолнт (ювелирного качества минерал обнаружен в р-пе Мто-
Рошана, Зимбабве).
Многие исследователи считают, что халцедон, особенно агат, возникает
пРи раскристаллизации коллоидных растворов, и полосчатость халцедона свя-
зывают с многократным поступлением материала в полость или с ритмичным
осаждением его из геля. Другие считают, что халцедон образовался из истин-
ных растворов, многократно проникавших в полость пли ритмично поступав-
ших в трещины. Главным доказательством неколлоидной природы растворов
лужит сферолитовое строение отдельных зон халцедона, их явное нараста-
Ие Друг на друга, на кристаллы кварца и других минералов, выделившихся
243
раньше халцедона или образующих зоны в его выделениях. Однако такпА
же образования могут возникать из коллоидных сред, для которых по-
мимо раскристаллизации, беспорядочной в пространстве, известна и Кри.
сталлизация не только сферолитов, но и достаточно крупных полногранных
кристаллов.
Полосчатая окраска агатов может вызываться различными причинами-
1) многостадийным отложением материала, 2) избирательным поглощением
примесей отдельными слоями, отличающимися пористостью (как при отло-
жении отдельных слоев, так и эпигенетически, например в россыпях), 3) дцф.
фузионнымп явлениями в пористых и коллоидных средах (явление Лизе-
ганга).
Люссатит, реже люссатии как продукты раскристаллизации опала выде-
ляются в виде отдельных прослоек в халцедоновых (агатовых) жеодах, ко-
рок, покрывающих поверхность халцедоновых жеод изнутри (р. Ссргсевка,
Приморье) или в виде трубочек прихотливых очертаний диаметром до 1—
2 мм в мембранном агате. В некоторых случаях его сод. до 40 % объема
халцедоновых миндалин (Идживапское м-нне, АрмССР). Волокнистый кри-
стобалит— обычный продукт раскристаллизации опала.
Из м-ний халцедона (агата) за рубежом большой известностью поль-
зуются огромные россыпи Уругвая (реки Уругвай, Кваренп, Бол. п Мал.
Каталан и др.), Деканского нагорья (Индия), р. Апалалава (Мадага-
скар).
Особую декоративную ценность представляют псевдоморфозы халцедона
(часто совместно с опалом) по дереву, возникающие за счет кремнезема вме-
щающих или перекрывающих вулканических пепловых слоев и часто сохра-
няющие тончайшую текстуру древесины. Из м-ний этого типа за рубежом
следует отметить Окаменевший Лес в Аризоне (США), где известны окаме-
невшие бревна диаметром до 2—2,5 м и длиной до 20 м. Из м-ний на тер-
ритории СССР можно указать м-ния окрестностей Львова, Владивостока, Тби
лиси.
В областях современного вулканизма широко распространен гидротер-
мальный опал, отлагающийся из горячих источников в виде гейзеритов, крем-
нистых туфов (Камчатка, Курильские о-ва, Исландия, Йеллоустонский парк
в США). Опал —обычный минерал миндалекамеппых эффузивов среднего!
кислого состава. Часто он встречается в жеодах, нарастая па халцедон илг
(реже) слагая отдельные прослои в агате (траппы Сибири, вулканические по-
роды р. Сергеевка, Приморье). В гидротермальных условиях опал легко ре-
кристаллизовывается в а-кристобалит (люссатин, люссатит), переходит в КТ-
опал; благородный опал сохраняется редко (горы Симонка и Лпбаика, ЧССР;
благородный огненный опал из риолитов Карстаро, Мексика). Реже опал
встречается в качестве позднего минерала в рудных жилах.
При выветривании опал образуется в корах силикатно-никслевого (бурые
разных оттенков и зеленые полуопалы Южного Урала) и каолинового типа —
псликанпты УССР и Казахстана (прозрачный оранжево-красный опал, енльне
растрескивающийся и мутнеющий на воздухе). В этих случаях опал выде-
ляется в виде прожилков, гнезд, корок.
С процессами выветривания связано и образование благородного опала
(в том числе огненного — черного, иризирующего красным цветом) знамени-
тых м-ний Юж. Австралии (Кубер-Псдп и Андалузка, Лайтпнпг Ридж). Опал
образует жилы, прожилки, псевдоморфозы по раковинам, белемнитам, запол-
няет все поры в породе на опаловом горизонте (10—40 м от поверхности)
Кремнезем, высвобождающийся при выветривании и каолинизации полевых
шпатов вулканических пепловых обломков, поступает в слабокнслые поверх-
ностные воды, содержащие до 3 % сульфатов и хлоридов (в условиях
пустынного климата Юж. Австралии), где находится в виде тончайшей суспен-
зии, содержащей сферы диаметром ~50 им. По мере просачивания через ар-
гиллиты концентрация SiOa повышается, и начинают выделяться глобули кол-
лоидальной SiOo. При медленном испарении растворов в полостях, сообша'0'
щихся с атмосферой, или при избирательной диффузии воды через глинистые
прослои, глобули, отстаиваясь, укладываются в ПКУ. При дальнейшей цемеН-
244
ацип происходит некоторая деформация сфер и заполнение промежутков мс-
v ними аморфным SiOj. Благородный опал лучшего качества отличается
^очти полным заполнением этих промежутков, благодаря чему трещины усы-
хания в нем нс появляются. Максимальная скорость отложения опала из рас-
творов, содержащих 100 %о SiO2, в полости, сообщающейся с атмосферой на
гптбиие 10 м от поверхности, определяется в 1 см за 200 000 лет. С благо-
родным опалом ассоциируют обычный опал, образующийся в менее благо-
приятных условиях, например, интенсивного испарения и привнося вещества,
а также гипс, алунит, натроярозит.
Опал, часто раскристаллизованный в Pi-тридимиг и а-крпстобалит, вместе
с криптокристаллическим кварцем (в том числе хризопразом), халцедоном из-
вестен практически во всех корах выветривания гипербазитов; с корами, воз-
никающими по Ni-гнпербазитам, связан хризопраз.
Опал в виде конических окончаний кальцитовых сталактитов и отдельных
зон в них, составляющих до 5,3 %, обнаружен в пещерах Ла-Куэва-де-Лас-
Брайяс (Мспдоса, Аргентина).
Огромные количества опала образуются осадочным путем; является обыч-
ным хемогенпым минералом многих м-ний окисленных руд Fe, Al и особенно
Мп, служит кремнистым цементом многих песчаников, в больших количе-
ствах отлагается в биогенных осадках (опока, трепел, диатомит, радио-
лярит и т. д.).
Коэсит встречен в ассоциации с гранатом и омфацитом в виде включений
в алмазе из анабарских россыпей (ЯАССР); коэситовыс гроспидиты известны
в ЮАР. Коэсит и стишовит установлены в импактитах (Попигайский кратер,
Сев. Сибирской платформы, Эльгыгытгын, Чукотка; купол Вредефорд,
ЮАР).
Тридимит — обычный акцессорный минерал каменных мете-
оритов (богатых кальцием ахондритов). Содержание его может
доходить до п %•
Тридимит (0,7%) вместе с кристобалитом (0,4%) обнару-
жен в агрегатах мозаичной структуры в ппрокссн-плагиоклазо-
вых базальтах Моря Имбриум на Луне, доставленных «Аполло-
ном-15».
Кварц в небольших количествах обнаруживается в железных
и каменных метеоритах, хотя часто его относят к загрязнениям
метеоритов земным веществом,
Изм. Известны параморфозы кварца по кристобалиту; опал
при диагенезе переходит в КТ-опал, а затем в кварц; сорбиро-
ванные опалом Al, Fe, Mg служат источником образования
монтмориллонита, сепиолита, галлуазита, клиноптилолита и др.
Кварц и халцедон устойчивы и накапливаются в россыпях. Ага-
ты выветриваются неравномерно с преимущественным выщела-
чиванием скрытокристаллических зон халцедона и особенно
опала, люссатита, люссатина. Из-за относительно высокой рас-
творимости, особенно в щелочных растворах, опал легко перехо-
дит в раствор и является основным поставщиком кремнезема,
содержащегося в поверхностных водах. Этим же объясняется
появление псевдоморфоз опала по разным минералам и органи-
ческим остаткам.
Знач. Кварц используется для варки кварцевого и силикат-
ных стекол, в керамической, металлургической (кислый флюс),
строительной промышленности. Горный хрусталь — ценное опти-
245
ческое и пьезоэлектрическое сырье, сырье для получения крем,
ния и его соединений *.
Горный хрусталь, аметист, цитрин, дымчатый кварц, аван-
тюрин, псевдоморфозы кварца по амфибол-асбестам (тигровый
глаз и др.), срастания кварца с рутилом — волосатик издавна
привлекали внимание ювелиров. Широко используются для раз-
личных поделок яшмы (Юж. Урал, Зап. Сибирь).
Халцедон используется в точном приборостроении (призмы
и опоры в аналитических весах), лабораторной практике (ступ-
ки и истиратели). Кремень был главным орудием охоты и труда
людей каменного века. Для ювелирных целей широко исполь-
зуется, агат и различные прозрачные и полупрозрачные разно-
видности халцедона с яркой окраской.
Резко возрастающая нужда в горном хрустале для важнейших областей
техники и ограниченные количества его в природе привели к созданию про-
мышленности синтетического кварца, получающей кристаллы горного хрусталя
(до 10 кг и более) гидротермальной перекристаллизацией в автоклавах. Раз-
работаны способы получения дымчатого кварца, цитрина, аметиста и других
цветных разновидное гей для ювелирных целен, облагораживания слабо окра-
шенных агатов.
ПОДТИП п. оксосоли
Подтип оксосолей объединяет более 1000 минеральных ви-
дов. Для понимания их химизма и многих других особенностей
необходимо напомнить, что среди оксосолей различают сле-
дующие. , ’
1. Средние (нейтральные) соли, в которых отсутствуют ка-
кие-либо анионы кроме аниона данной кислоты, нет протонов,
гидроксильных групп.
2. Кислые соли, содержащие наряду с катионами протон,
рассматриваемый часто как остаток от протонов многоосновной
кислоты, не полностью вытесненных металлом, или появившийся
в результате гидролиза; в кислых оксосолях Нн связан с О кис-
лотного радикала.
3. Основные соли, содержащие в своем составе гидроксил,
входящий в непосредственное катионное окружение, рассматри-
ваемый либо как результат частичной реакции гидрата основа-
ния с кислотой, когда не все ОН~-группы гидрата основания
участвуют в образовании соли, либо (чаще) как результат ги-
дролиза. Сюда же относятся и оксосоли, содержащие дополни-
тельные О2--ионы (2ОН--> О2-+ Н2О).
4. Кисло-основные соли, в которых часть протонов связана
с О анионных радикалов, а другая часть —с О, входящим в
катионное окружение и не связанным с анионообразователем.
* Около 90 % мировой добычи кварца обеспечивают коренные (жеоды в
докембрии Лпгнас и Бамбул, перекрывающих песчаниках и секущих пегмати-
тах) и россыпные м-ния Бразилии.
246
5. Простые (однометальные) соли — соли одного катиона
(или нескольких, замещающих друг друга по законам изомор-
физма или ионного обмена) и сложные (двойные) соли, содер-
жащие два и более различных катионов, занимающих самостоя-
тельные позиции в структуре. Они в свою очередь могут быть
средними, кислыми, основными или кисло-основными.
6. Соли изо- п гетерополикислот с гомо- и гетероядерными
радикалами; в последних присутствует несколько анпопообра-
зователей, играющих близкую кристаллохимическую роль (алю-
мосиликаты с радикалами [AlSi3Os] ~[AloSigOe]2— и т. п.).
7. Смешанные соли, в состав которых входит несколько
кислотных радикалов * (например, силикатоборат дравит
КаМёзА1б(ОН, F) 3+1 [SicOis] [ВОз] з и т. п.).
8. Кристаллогидраты — соли, содержащие молекулы Н2О,
входящие в полости соединений включения (цеолиты и т. п.),
либо находящиеся в катионном окружении (катионные окта-
эдрические комплексы типа [TVa (Н2О)6]+ в буре и т. п.)**, либо
играющие буферную роль.
В комплексных анионах оксосолей в качестве анпонообразо-
вателей выступают элементы, способные в паре с кислородом
давать ковалентную связь по донорно-акцепторному механизму,
т. е. с достаточно высокими СХ. Среди s- и р-элементов ***
_Ве В С N
Al Si PS [Cl]
[Ge] As Se Br
Sb Те I
среди d-элементов
Ti V Cr [Mn]
Zr Nb Mo
Ta W.
* К смешанным солям не относятся соединения-включения, в которых те
или иные ионы находятся в полостях каркаса-матрицы (как в случае псило-
мелана или многих фельдшпатидов). Место смешанных солей в систематике
определяется оксоанионом более сильной кислоты.
** Это часто приводит к образованию кисло-основных солей, когда один
ион Нт молекулы Ы2О оказывается более прочно связанным с кислородом
катионного окружения, другой — с кислородом кислотного радикала.
*** Полужирным даны элементы, входящие в состав анионов широко рас-
пространенных и достаточно устойчивых минералов; курсивом—элементы,
входящие в состав анионов редких минералов; подчеркнуты элементы, из-
вестные в составе мпогоядериых анионов типа берилле-, алюмосиликатов;
в квадратных скобках — символы элементов, не образующих природных
Оксосолей, но известных в химической практике; остальные элементы (и
°тчасти подчеркнутые пунктиром элементы) играют в минералах роль пере-
ходную от двойных оксидов к оксосолям,
247
Строение анионных оксокомплексов определяется типом ги-
бридизации анионообразователя. Так, для Be, имеющего мини-
мальные энергетические различия $- и р-орбиталей среди пере-
численных элементов 2-го периода, характерна ^-гибридиза-
ция. Она определяет четвертичную координацию Be в берилла-
тах (А1г[ВеО4]), гетероядерных оксорадикалах бериллосили-
катов и т. п.
Большее по сравнению с Be различие в величинах потен-
циальной энергии s- и р-орбиталей атомов В приводит к появ-
лению наряду с тетраэдрической (при $р3-гибридизации) пло-
ской треугольной координации (хр2-гибридизацпя). Известно
также много боратов с полиядерными анионными радикалами
содержащими одновременно (4)В и (3)В.
Для С и N энергетические различия s- и р-орбиталей столь
велики, что у них при образовании ковалентной связи по до-
норно-акцепторному механизму с кислородом можно использо-
вать только £р2-орбитали, в результате чего возникают типич-
ные треугольные оксорадикалы — [СО3]2“ и [NO3] , характер-
ные для карбонатов и нитратов соответственно.
Все анионообразователи 3-го периода способны к 5р3-гибри-
дизации. Поэтому для них характерны анионные комплексы
типа [Т04] (8-ао-, где N — номер группы (алюмосиликаты, сили-
каты, фосфаты, сульфаты, перхлораты соответственно; послед-
ние нестойкие).
$р3-Гибридизацней объясняется существование тетраэдриче-
ских [GeO4]4--, [AsO4] 3~-, [SeO4]2"-, [ВгО4] “-радикалов, из ко-
торых лишь [AsO4] - и [ScO4] 2“-ионы известны в природных
арсенатах и редких селенатах.
Анионообразователи Sn4+, Sb5+, Тес+ и 17+-полновалентпые
р-катионы 5-го периода — могут использовать и часть своих ва-
кантных 4/-орбиталей, заполняющихся в нормальной последова-
тельности, начиная с 4-го элемента 6-го периода — Се, но прояв-
ляющих акцепторные свойства уже у последних элементов 5-го
периода: /2$р3-гибридизацией объясняется образование октаэдри-
ческих анионных радикалов типа [Х06] (12~л')-( [SnO6]8—»
[SbO6]7- [ТеОб]6-, [1О6]5-).
Для неполновалентных р-катиопов, выступающих анионо-
образователями, как и в случае оксидов, существенна стерео-
химическая роль нсподеленной Е-пары, занимающей! в кристал-
лических структурах объем, соизмеримый с 02“ (оксорадикалы
типа [АО3](8-Л,)-/где А = Р3+, As3+, Sb3+, S4+, Se4+, Te4+, Cl5+, Br5+,
I5+, которые очень редко устанавливаются в минералах и ниже
подробнее не рассматриваются).
Тетраэдрические анионные радикалы способны образовывать
и некоторые высокоспиновые V b — VII b — катионы V5+, Сг6+,
Мо6+, W6+, Мп7+ (последний известен только в химических сое-
динениях). В то же время для части полновалентных VI&-(Mo,
248
} всех V Ь- и тем более IV t-катпонов во многих оксосолях
типично КЧ = 6 или даже более высокое (Zr, Hf), что опре-
деляет их роль компенсаторов избыточно-щелочных свойств
других катионов в сложных оксосолях.
В одноядерных анионных радикалах только часть валент-
ности О2- удовлетворяется анионообразователсм. Этим объяс-
няется их «внешняя» валентность, как правило, компенсируемая
катионами оксосолей. Некоторые оксорадикалы способны к по-
ликонденсации (образования полиядерных оксорадикалов),
когда О2"-лигапд становится общим для двух радикалов (обра-
зует кислородный мостик).
Примером может служить двухядерный анионный радикал
[Si2O7]6", в котором оба атома сохраняют тетраэдрическую
координацию. Появление мостикового кислорода, обслуживаю-
щего двумя электронными парами сразу два атома Si, приво-
дит к снижению числа лигандов и внешнего отрицательного
заряда в пересчете на один анионообразователь. Поликонденса-
ция [5Ю4]4~-тстраэдров может продолжаться вплоть до обра-
зования трехмерных каркасов. В последних все кислородные
атомы [SiOJ 4~-тстраэдров оказываются мостиковыми — возни-
кают ажурные структуры с относительно крупными полостями
и скомпенсированным зарядом. Формула таких полимерных кар-
касов соответствует SiO2, и они отвечают структурам минералов
семейства кремнезема * **.
Разнообразные полиядерные анионы характерны для сили'
катов, для которых установлены гомоядерные кремневые и гете-
роядерные, например алюмокремневые анионные радикалы
[AlmSi„02(;re-/3.jE~oo • Полимерные анионы характерны и для
многих боратов, среди которых известны минералы с радика-
лами, содержащими как треугольные [ВО3]3~, так и тетраэдри-
ческие [ВО4]5- группы одновременно***. Необычны они для
фосфатов, сульфатов.
* Полимерные каркасы возможны только для одноядерных радикалов,
валентность которых не менее четырех, что обеспечивает четыре внешних
связи [SiO4]4~, [GcO4]4~, [AIO?]5-, [ВО4]5-, [BcOj6~. Полная поликонден-
сация трехвалептпых радикалов (при трех внешних связях) приводит к дву-
черному слою. Снижение валентности (числа внешних связей) до двух при-
водит к возможности образования только цепочечных полимерных анионов.
Одновалентные анионные комплексы не способны к поликонденсации.
** Индексы оо, оооо и оооосс при радикале означают его бесконечное
протяжение в одном (цепочки, ленты), двух (сетки, слои) и трех (каркасы)
измерениях соответственно. Они помещаются снизу при обозначении изолиро-
ванных радикалов, когда вверху остается место для указания валентности,
и сверху — в формулах минералов, в которых снизу находится коэффициент,
отвечающий числу радикалов в формуле, например, для талька с радикалом
1^1205]^о^оф0рМуЛа запишется в виде А'Щз(ОН)2[81'2О5] ТО2Ю.
*** Полимерные анионы характерны для многих солей мышьяковой и
Чрьмяпой кислот, получаемых сплавлением As2Os и ЗЬ20з с щелочами.
249
Увеличение приведенной СХ — уорбп+/КЧ (с учетом Z)
имеющей для важнейших анионов следующее значение:
[ВеО4]6’ [во4]5- [во3]3- [coj2- [NO3r
32,8 86,2 114,9 238,8 418,3
[А1О4Г [SiO4]4- [РО4]3- [SO4]2-
32,2 56,4 90,3 130,2
[AsO4]3- [SeOJ2~
63,7 87,3
и валентности аниопообразоватсля в пределах каждого из пе-
риодов отвечает усилению связи М—L и, как следствие, умень-
шению числа внешних активных О2- — ионов оксорадикалов:
Это вызывает: 1) уменьшение расстояний аиионообразова-
тель —лиганд (в нм): [ВО3]3- (0,134—0,140)—>-[СО3]2~ (0,127—
0,130)->-[7V03]- (0,122—0,127); [ВеО4]6~ (~ 0,164)-> [ВО4]5~
(0,140—0,150); [А1О4]5- (0,161— 0,172)->[SiO4] 4~ (0,161 +
+ 0,003)^[Р04]3- (0,148—0,156)-^[SO4]2- (0,143—0,148); 2) по-
вышение индивидуальной устойчивости оксоаниопов; 3) умень-
шение силы связи Н—О в соответствующих кислотах, повышение
их силы (см. рпс. 47, б); 4) уменьшение энергии кристалличе-
ской решетки оксосолей и, как следствие, — снижение их темпе-
ратуры плавления, увеличение растворимости; 5) снижение спо-
собности к поликонденсации.
При увеличении Z анионообразователей тип-аналогов, сопро-
вождающемся уменьшением Торб«+/КЧ, склонность анионных
радикалов к поликонденсации повышается и в результате вместо
водорастворимых ангидридов появляются твердые кристалли-
ческие оксиды типа As2O3, SbaOs, все более трудно растворимые
в воде (в результате упрочнения мостиковых связей). То же хо-
рошо видно па примере тетраэдрических анионных радикалов
^-элементов VI 6-подгруппы: [СгО4]2~ (уо-«+/КЧ — 54,4),
[хМоО4]2~ (30,9) и [\VO4]2- (26,8): хромовый ангидрид хорошо
250
пастворим, тогда как МоО3 и WO3 трудно растворимы в воде,
оответствующие соединения получают синтезом из водных рас-
творов, сплавлением, кристаллизацией из флюсов или гидротер-
мальным путем.
Повышение степени поликонденсации оксорадикалов сопро-
вождается повышением силы образующихся кислот:
Кислота Формула Р*а
Отборная Н3ВОз (мономер) 9,24
Метаборная НВО2 (тример) 9,12
Тетраборпая Н0В4О7 (тетрамер) —4
Ортофосфорная Н3РО4 (мономер) 2,12
Пирофосфорная Н4Р2О7 (димер) 0,85
Эти изменения можно связать с уменьшением по мере поли-
конденсации относительного числа лигандов, что приводит к
увеличению приведенной СХ апионообразователя.
Катионный состав устойчивых оксосолей, особенно известных
в виде минералов, определяется требованием максимального
соответствия между силой основания и силой кислоты. Чем силь-
нее кислота, т. е. чем выше СХ апионообразователя или степень
поликонденсации анионных радикалов для одного и того же
апионообразователя, тем более щелочным должен быть катион,
образующий с данным радикалом устойчивую среднюю оксо-
соль, тем меньше должна быть СХ этого катиона или тем боль-
ше должна быть величина его Z.
Заканчивая краткую характеристику оксосолей, необходимо
отметить четыре крайних типа взаимодействия оксорадикалов
с катионами:
1. Взаимодействие катионов непосредственно с концевыми
(валентными) О-лигандами оксорадикала (Mg2[SiO4], Се[РО4],
Са[СО3] и т. п.).
2. Взаимодействие катионов с усредненным отрицательным
зарядом полимерных оксорадикалов или макромолекул (первый
из названных случаев типичен для соединений включения с кар-
касными берилло- и алюмосиликатными радикалами семей-
ства фельдшпатидов, цеолитов и т. п., второй — для взаимо-
действия мсжслоевых катионов с макромолекулярными пач-
ками— слюды, хлориты и т. п.).
3. Взаимодействие катионов, усредняющих свой заряд в ре-
зультате гидратации, с концевыми (Анонами оксорадикалов
(6ypa_Na2(H2O)8[B4O5(OH)4J и т. п.).
4. Взаимодействие гидратированных катионов, имеющих
Усредненную положительную валентность, с усредненным отри-
цательным зарядом полимерного аниона (цеолиты с крупными
полостями и полностью гидратированными катионами типа
стильбита [AlSi3O8] 2, Са (Н2О)б.
Различия в типах взаимодействия катион-оксорадикал объ-
ясняют многие особенности химического состава минералов,
251
преимущественное проявление ими изоморфизма, пли ионного
обмена, отклонения от стехиометрии и т. п..При этом следует
учитывать, что во многих минералах взаимодействие катионов
с оксорадикалами имеет промежуточный характер.
КЛАСС 1. СИЛИКАТЫ
Хим. Главными элементами, играющими роль видообразую-
щих катионов в силикатах, являются преимущественно эле-
менты 2, 3 и 4-го периодов, обладающие низкими-срсднпмп СХ
Это* Li, Be, Na, Mg, Al, К, Ca, TR, Ti, Zr (с ИП Hf), Mn2+, Fe2+‘
Fe3+. Реже в ограниченном количестве известны силикаты, в ко-
торых видообразующими являются V, Ni, Nb, Та; Th, U. То же
можно сказать и об элементах с наиболее низкими СХ — Rb, Sr
Cs, Ва, хотя известны чисто бариевые алюмосиликаты и даже
собственно силикаты. Особое место среди силикатов занимают
минералы, в которых видообразующими выступают Cu2+, Zn
Sn2+, Pb2+, As3+, Sb3+ и даже Bi3:\
Многие силикаты являются основными, значительно меньшее
их число—кислыми и кисло-основными солями; среди силика-
тов много кристаллогидратов, содержащих, молекулы Н20 раз-
ного типа; некоторые из силикатов (особенно слюды) содержат
ионы Н30+.
Наряду с берилло-, алюмосиликатами и собственно сили-
катами, известны смешанные соли, содержащие анионы более
сильных кислот, чем кремниевые, относящиеся по этому приз-
наку к следующим классам минералов.
Из минералов, относящихся к однометальным (простым) со-
лям ортокремниевой кислоты H4[SiO4], наиболее распростра-
нены оливин (Mg, Fe, Mn)2[SiO4], циркон Zr [SiO4] и фенакит
Be2[SiO4]. При этом два последних минерала, особенно циркон,
не только образуются при высокотемпературных процессах, но
устойчивы и в поверхностных условиях, тогда как оливины
легко гидролизуются гидротермальными растворами и в коре
выветривания. Таким образом, для ортокремниевой кислоты со-
ответствующими по силе можно принять Zr и Be с 56,3
(п = 5) и 131,0 (п = 2) соответственно, тогда как катионы типа
Mg (yoP6"+ = 61; «. = 3), Fe2+ (44,4; п = 4) представляются по-
граничными.
В силикатах степень поликонденсации [SiO4] 4~-групп выра-
жается числом концевых атомов О, приходящихся па один Si.
т. е. числом внешних электростатических связей, приходящихся
на один Si каждого из радикалов. Так радикал [SiO4]4" имеет
* Жирным шрифтом выделены ocoOq важные для силикатов катионы,
252
о
_ I
4 внешних 0:0 —Si—О ; в радикале [Si2O7]6- на один Si
О'
О О’
приходится уже не 4, а 3 внешних О : О’—Si—О—Si—О’ и т. д.
О’ О'
Определить число концевых атомов О (К) в любом тетраэдри-
ческом радикале можно по формуле К = (2-0 — 4Т)/Т, где О —
число атомов О, Т — число анионообразователей в формуле ра-
дикала. В зависимости от величины К выделяют тетра-, тетра-
три-, три-ди-, ди, ди-моно-, моно-, моно-пуль и пульсиликаты
(см. табл. 1). Последние являются берилло-, алюмо- и т.п. сили-
катами, поскольку полная поликонденсация [SiO4]-тетраэдров
приводит к минералам семейства кремнезема с формулой
[SiO2] °00000, которые могут рассматриваться как предельный слу-
чай поликонденсации радикалов собственно нульсиликатов.
По мере увеличения степени поликонденсации [SiOJ ^-те-
траэдров происходит увеличение силы кремнекислот. В соответ-
ствии с этим уменьшается Уорб«+ катионов, образующих про-
стые (однометальные) силикаты в виде минералов, что можно
в общих чертах иллюстрировать следующими примерами
(в скобках Торб"+ 11 п катионов):
Фенакит Be? (S iO4’ 1 (131,0; ti = 2)
Циркон Zr [SiO4j 1 (56,3; n = 5)
Тортвейтит Sc [Si2O7] 1 (50,2; n = 4)
Иттриалит Y [Si2O7] (32,03: n = 5)
Волластонит Са3 [Si3OQ] |°° (22,1; n — 4)
Альбит Na [AlSi3Os]000000(18>5; n — 3)
Ортоклаз К [Al Si3Ofi]000000(7,3; ti — 4)
Поллуцит Cs [AlSi20c]ooooo°(4,2; n = 6)
-мономер
-димер
-тример
-(объемный
каркасный)
-полимер
(К = 4)
(К = 3)
(К-2)
(К = 0)
хотя в этом перечне нс учтены различия в физико-химических
условиях образования отдельных минералов и полиморфизм
полимерных радикалов.
Появление в силикатах избыточно-щелочных катионов по от-
ношению к определенному кремнекислородному радикалу воз-
можно при компенсации этих свойств разными способами. Так
в сложных силикатах наряду с избыточно-щелочными появля-
ются более кислые катионы и средняя величина Уорб«+ оказы-
вается близка к характерной для катионов, отвечающих по силе
Данному кислородному радикалу (табл. 10). В основных солях
избыточно-щелочные свойства катионов компенсируются ОН"
(или О2-)-ионами (тальк Mgs (ОН) 2 [Si20s] 2, кианит AlgOfSiO-J
253
Таблица ю
Величины уп+ катионов в некоторых двойных силикатах
орб
Анионный радикал Примеры Катионы Средняя орб
11збытэч- но-щелоч- нои Более кислый
Катион vra+ орб Катион Чп+ орб
Мономер CaMg [SiO4]-монтичеллит Са 22,1 Mg 61,1 41,6
(К = 4) CasAl2 [SiOJg-rpoccyaHp Са 22,1 128,7 64 7
Тример BaZr [SisOgj-fiaiinpiiT Ва 11,6 Zr 56,3 34,0
(К = 2) BaTi [Si3Osj-бснитоит Ва 11,6 Ti 94,8 53,2
Цепочечный поли- мер (К = 2) CaFc [8цОс]“-гедепбсргит Са 22,1 Fe2 + 44,4 33,2
Ленточный поли- мер (К = 1,5) Na2Zr [Si401i)°°-B.TacoBHT Na 18,5 Zr 56,3 31,2
Сеточный поли- мер (К= 1) Кг^г [51б01й]осоо-делипт К 7,3 Zr 56,3 23,6
и многие др.), в кислых—протоном Н+ (пектолит NaCa2[Si3O9H]
и некоторые др.), в смешанных солях, принадлежащих к другим
классам — анионами более сильных кислот — [ВО3]3~, [РОд]3—,
[СО3]2~, [NOs]~ и т.п. (дравит NaMg3Al6(OH, F)4[Si60i8) (ВО3]3
и некоторые др.).
Структ. Важнейшей кристаллоструктурной особенностью си-
ликатов при тетраэдрической координации Si4+ ^/^-гибридиза-
ция) является предрасположенность [SiO4] ^-тетраэдров к по-
ликонденсации. В зависимости от степени поликонденсации
ТО.гтетраэдров кислотные радикалы в силикатах могут иметь
разное строение. Так главнейшие островные кремнекислородные
радикалы имеют следующее строение:
а) единичный [SiO4] 4~-тетраэдр— ортогруппа (форстерит —
Mg2[SiO4]);
б) группа из двух связанных общей вершиной тетраэдров
[Зи&У^-диортогруппа (гемиморфит {Zn4(OH)2[Si2O7]} -Н2О);
в) триортогруппа [Si3Oi0]8~ (розенханит —Са3 [Si3Oi0H2]);
г) тройное кольцо (рис. 85, a) [Si3O9]6- (бенитоит
BaTi [Si3O9]);
д) четверное кольцо (рис. 85,6) [SLOi2]8~ (баотит
Ba4(Ti, Nb)8Oi6[Si4OI2]Cl);
e) шестерное кольцо (рис. 85, s) [Si6OiS],2_ (диоптаз
CtiefSieOis] -6H2O);
ж) сдвоенное четверное кольцо [SigO^J8- (экапит KTh(Na,
Са, Mn)2[Sis02o]);
254
Рис. 85. Главнейшие типы колец [ S Ю4]1 -тетраэдров:
о —бенитоитовое [SigOo]6-; б— баотитовое [Si..Oi218-; в —диоптазовое [SigOi в]1 г—ми-
ларптовое (согдпанптовое) [Si^Ogol12-
з) сдвоенное шестерное кольцо (рис. 85,г) [Sii203o]l2~ (сог-
дианит KNa(Zr, Fe, Ti)2| Li3 [Si^Oso]) •
Собственно силикатов с островными радикалами в), г), д),
е), ж), з) мало; более распространены такие группы, например,
в берилле-, алюмо- и т. п. силикатах, где они являются состав-
ными частями более сложных берилло-алюмокремииевых и т. п.
радикалов, как это имеет место, например, в берилле—
Д12 [Ве3 (Si6Ots) 1, миларите — КСа2[(Ве, Al)3] [ (Sii2O30) ] X
Х0,7Н2О. Известно и небольшое число природных силикатов
с кремнекислородным радикалом, содержащим девятерные
кольца [Si9O27] 1S~ (эвдиалит — Nai2CafiZr3Fe3 [Si3O9] 2 [SigOs?]).
Число катионов кремния в формуле простых островных ра-
дикалов отвечает числу объединенных [SiO.il4*'-тетраэдров, 02_-
ионов — учетверенному числу катионов Si44 минус число поли-
конденсированных тетраэдров; общая формула простых коль-
цевых радикалов — [SiO3]77re_ при /7 = 3, 4, 6, сдвоенных—
[Si2O5]J"_ при п = 4 и 6 (в случае сдвоенных колец число Об-
менов уменьшается на число Si в одиночном кольце).
Важнейшие типы цепочечных радикалов в силикатах сво-
дятся к следующим *:
а) цепочка из параллельно ориентированных диортогрупп с
периодом повторяемости в два [SiO4] 4--тетраэдра (рис. 86, а)—•
пироксеновая цепочка (диопсид — CaMg [Si^]00);
б) цепочка из чередующихся диортогрупп и одиночных
[SiO4] 4~-тетраэдров, повернутых в другую сторону, с периодом
* Простейшей цепочки, состоящей из [ЗЮ4]4~-тетраэдров, направленных
ВеРШпнамн в одну сторону, среди силикатов нс установлено. Подобная це-
почка обнаружена лишь средн германатов и носит название метагермаиатной.
255
Рис. 86. Некоторые типы цепочек [8Ю4]‘'_-тетраэдров:
а —пироксеновая [SizOnl4'; б—волластоннтовая ISisOg]6-* в—родонитовая [ShOid6""-
ОО ОО и СХ»
г —стокезитовая [Si6O18]^-; d-батиситовая [Si40i2]^. е_астрОфпллцтоаая [SLjO^]^
повторяемости в три [SiO4] ^тетраэдра (рис. 86, б) — волласто-
нитовая цепочка (волластонит — Са3 [SisOg]°0);
в) реже встречается цепочка, близкая к волластонптовой, в
которой через 5 элементарных [SiO4] ^-тетраэдров происходят
сдвиги в сторону (рис. 86, в) — родонитовая цепочка (родонит
СаМп4 [Si50i5]
г) цепочки из разноориентированных диортогрупп, связан-
ных [SiO4] 4~-тетраэдрами иной ориентации (рис. 86, а) — сто-
кезитовая цепочка (стокезит — Ca2Sn2 [SieOis]00 -4Н2О);
д) зигзагообразная цепочка из вертикальных диортогрупи,
поочередно смещенных относительно друг друга, с периодом
повторяемости в четыре [SiO4] ^-тетраэдра (рис. 86, д) — бати-
ситовая цепочка (батисит — Na2BaTi2O2[Si4Oi2]то);
а) зигзагообразная цепочка из горизонтальных диорто-
групп— се можно рассматривать и как пироксеновую цепочку
с добавлением к ней с обеих сторон [SiO4] 4~-тетраэдров
(рис. 86, а)— астрофиллитовая цепочка (астрофиллит —
{Fe7(OH, F)4O3Ti2[Si40i2] °°} • K,sNa).
Цепочки в, г, д, е в силикатах редки; в единичных силикатах
установлены, например цепочки с периодом повторяемости в 6
(стокезит Ca2Sn2[Si60i8]O0-4H20), 7 (пироксмангит (Мп, Mg, Fe)?
(Si?O2i)°°) и даже 12 (5Ю4)4--тетраэдров (аламозит
Pb2[Si12O36]~).
Общая формула всех перечисленных цепочечных радикалов
отвечает [SiO3]„n , где п = 2, 3, 4, 5, 6, 7.
256
Рис. 87. Некоторые типы лент [8Ю.1]4~-тетраэдроБ:
с—силлиманитовая [AlSiOs]3-; б — амфиболовая [Si.iOii]6-; в—джпмтомпсопптовая
ОО ОО
ISieOig]^-; а —власовптовая [Si |О, д — ксоноглиговая [SigOi;]^-; е —иарсарсукито-
вая трубчатая лента [SigC^ol^
Важнейшими ленточными радикалами являются:
а) лента силлиманитового типа (рис. 87, а), которую можно
представить как результат конденсации (Si, Al)-диортогрупп
(силлиманит — Al [AlSiО5] °°);
б) лента из сдвоенных пироксеновых цепочек (рис. 87,6) —
амфиболовая лента (тремолит Ca2(Mg, Fe)5(OH2)[Si4O11]“);
в) лента из трех пироксеновых цепочек (рис. 87, в)— джим-
томпсонитовая лента (джимтопсонит— (Mg, Fe)y(OH)2 [Si6Ol6]™);
г) ступенчатая лента из четверных «налезающих» колец
[SiO4] 4~-тетраэдров (рис. 87, а) — власовитовая лента (власо-
впт— Na2Zr [S14O11]00);
д) лента из сдвоенных волластоннтоподобпых цепочек, в ко-
торой в конденсации участвуют лишь одиночные [SiO4] ^-тетра-
эдры (рис. 87,6)— ксонотлитовая лента (ксонотлит —
Cae(OH)2[SieOi7]~);
е) трубчатая лента из вертикальных дпортогрупп, образую-
щих трубку с квадратным поперечным сечением (вид сверху на
ленту, показанную иа рис. 87, е) — нарсарсукитовая лента (нар-
сарсукит — Na4fi202[Si802o]00).
Наиболее известны минералы с амфиболовыми лентами;
в последнее время в ряде минералов установлены джимтомпсо-
нитовые ленты. Остальные лен гы характерны для единичных
структур. Кроме перечисленных следует упомянуть также вино-
гРадовитовые ленты — результат поликонденсации двух пироксе-
новых цепочек, у которых в конденсации участвуют все
9 Зак. 594 2 57
[SiO4] 4~-тетраэдры (в амфиболовых лентах—половина, чередую,
щихся через один — см. рис. 87, 6) —[Si4O10]^ (впноградовнт
Na4Ti4O4[Si2O6jr [Si.1O10]°o) ветвистые * ленты с формулой [Si8O ор-
(кайепкхит—Y4Ca377?(OII) (Н2О)5[Si8O20]00[СО3] 6-2Н2О). редКц
в собственно силикатах и кремнекислородиыс радикалы в виде
трубчатых лепт, установленные в нарсарсуките (Na4Ti2O9.
[Si802o]~ — см. рис. 87, е), мизеритс (KCa5(OII)-FfSpO-Jv
X [Si60i5]°°), капасите K2NaCa2Na3(OH, F) 4 [Sii203o] ). Пере-
численные лепты, кроме амфиболовой, джпмтомпсонптовой
власовитовой и ксонотлитовой, имеют формулы, которые можно
написать в виде [У2О5]„ с п = 1, 2, 3, 4 и 6. В случае п = ]
тетраэдрические атомы (Т) представлены наряду с кремнием
AI— [AlSiOo]3- в силлиманитовой ленте; при п = 2, 3, 4 и 6,
если атомы Т представлены только кремнием, общая формула
таких радикалов примет вид [Si2O5]^_.
Цепочки и ленты [SiO4] 4--тетраэдров поликонденсируются в
сетки, которые могут быть полярными, когда все вершины те-
траэдров смотрят в одну сторону (рис. 88, а), двусторонними,
когда часть тетраэдров смотрит своими вершинами в одну, а
часть — в другую сторону (рис. 88,6—д).
По высоте различают: одноэтажные сетки — высотой в один [SiO4]4--Te-
траэдр (рис. 88, а); двухэтажные (рис. 88,6—д'), трехэтажпыс (пренит —
Са2А1(ОН)2-[AlSisOio] 00 00); редко встречаются четырехэтажные сетки (гпро-
лнт — Са7(ОН)2[А15!15Оз8]“к'-К(Н-гО)~9). По форме колец [SiO4]4--тетраэдров
различают сетки с шестерными кольцами, наиболее обычные в минералах, ко-
торые можно представить как результат поликонденсации пироксеновых це-
почек, или амфиболовых и джимтомпсонитовых лент (рис. 88, о, г, д), с вось-
мерными и четверными (рис. 88,6), восьмерными и пятерными (рис. 88, б),
восьмерными, шестерными и четверными (деллиит — K2Zr[SieOis]00. двенад-
Цатериыми, шестерными и четверными (манганпиросмалит—(Мп, Fe)ie(OH.
Cl) со TSieOis] °000), двенадцатерными и четверными кольцами (икерит —
Са (H2O)2Sn [Al2Si6O20H]го~).
Интересно, что несмотря на столь большое разнообразие в
геометрическом строении, сеточные радикалы можно свести к
общей формуле (7'9O5)rt, а при Т — Si — к [Si2O5] п2п~, где п =
= 1, 2, 3, 4 и 6.
Последней степенью поликонденсации является соединение
[SiO4] 4~-тетраэдров всеми своими вершинами друг с другом.
Возникает каркасная структура, характерная для большин-
ства модификаций кремнезема — SiO2. Такой каркас полно-
стью электростатически скомпенсирован. Поэтому собственно
* Анализируя геометрические особенности кремнекислородных радикалов
Ф. Либау установил, что наиболее обычны полпконденсированные радикалы
с равным количеством мостиковых О у каждого [SiO^4--тетраэдра; мотивы
с различным их числом типа линейных триортогрупп [Si30iol8~ (у среднего те-
траэдра два мостиковых О, у крайних — по одному), ветвистых цепочек вроде
астрофиллитовой (у центральных тетраэдров пироксеновой цепочки по 3 мо-
стиковых О, у крайних — по одному) и т. п., редки.
258
d
Рис. 88. Некоторые типы сеток из [SiO4]' -тетраэдров:
а—каолннитовая [S12O5]2" : б— апофиллнтовая ISiiOio]^^8 — окенитовая [SigOgol^ то,
сетки кремнекислородных ^тетраэдров из амфиболовых лент, ориентированных верши-
нами в разные стороны', г — в сепиолите, <? —в антигорите
9*
259
[st о I8
L 3 1O-I
6
Таблица 11
[ЭД1г~
6
Рис. 89. Некоторые примеры изомерии в простейших полимерных кремне-
кислородных радикалах:
а — дпортогруппы [Si2O7]6~; б-триортогруппы [SI3O10]8-; в— шестерные колыза [Si6OiB]I2~
силикаты с подобной структурой неизвестны. Напротив, каркас-
ная структура характерна для многих алюмо- и бсриллосилика-
тов. Каркас таких минералов состоит, например, из поликонденси-
рованных [SiO4]4~- и [АЮ4] 5--тетраэдров. Появляющийся в
этом случае избыточный отрицательный заряд компенсируется
крупными катионами, располагающимися в пустотах каркаса.
Во многих каркасных алюмосиликатах Al и Si в тетраэдрах распреде-
ляются неупорядоченно или переходят в такое состояние при повышении тем-
пературы, так что выделять отдельные мотивы [51'04]4~-тетраэдров ие имеет
смысла. Напротив, для них важно описание единого алюмокремпекислородпого
мотива. Инос дело бериллоспликаты. В их структурах из-за существенно боль-
ших кристаллохимических различий Be и Si распределяются упорядоченно,
что позволяет выделять в пределах единых бериллосплпкатпых апнойных ра-
дикалов мотивы из [5*О4]4~-тетраэдров, определяющие зачастую целый ряд
физических свойств таких минералов (см. ниже описание соответствующих
секторов). Этот признак кладется в основу выделения надотрядов в соот-
ветствующих таксонах минералогической систематики.
В заключение краткого рассмотрения типов полимерных анионных ради-
калов в силикатах необходимо отметить проявление в них изомерии и поли-
морфизма. Изомерия проявляется в разной относительной ориентации
[5Ю4]4~-тетраэдров в радикалах (рис. 89). Полиморфизм выражается в раз-
ном строении радикалов с одинаковой эмпирической формулой. Примерами
его являются амфиболовая и власовитовая лепты, обладающие одинаковой
формулой [Si4On]^ при разном строении лент (см. рис. 87, б, а). Особенно
разнообразны проявления полиморфизма среди дисиликатов и моносиликатов-
260-
Полиморфизм радикалов дисиликатов [SiOsf
261
to
Полиморфизм радикалов моносиликатов fSi О 12«—
1 2 э'я
Тип радикала п Формула радикала Примеры
Кольцевой (двухэтажные кольца) 4 6 [Si8O20]-8 [Si1203o]’2- Стокиит Согдианит Ca2Th [Sig02o] KNa (Zr, Fe, Ti)2 [Si)203o]
О Простой 1 2 3 6 [AlSiO5jt [Si4O10]l- |Si6O15t- |Sil2oX2 Силлиманит Виноградовит Эльпидит Зектзерит Al Al[SiO5]°° Na4Ti4O4[Si2O6]~[Si4Ol0r Na2Zr[Si6OI5]°°-3I-I2O Na2Li2Zr2 [Si12O30]°°
<и Трубчатый 2 4 6 lsi4o10]L- [Si8O20]^, [Sil2O30]|; Фенаксит Нарсарсукит Канасит KNaFe [Si4Oio]°° Na4Ti?O2 [S i802o]°° K2NaCa5Na3 (OH. F)4 [Si1203o]°°
Полярные 1 |Si20X-« Каолинит Al2(OH)4[Si2O5r°
колен Г офрированные 1 2 |Si2O5)t„ rsi4o10]t-„ Натросилит Сарбонит Na2 [Si205jTOO° Ba? fSi4Oi0Jooo°
—
Из 6-членных двухэтажные 1 2 4 6 [SigOgJ^oo [Si4OI0]OOO3 [Si802o]^,co [$1120зо1оооо Антигорит Эртоантигорит Лентагонит Далыгорскит {А1 Сепиолит Mg6(OlI)«tSi4O10)TOTO Mgs (OH)8[Si4Ol0r°°° CaVOtSi4Ol0r°°= -4H2O 2_xMg5-3x (H2O)4 (OH)2 [Si802or°° • (H2O)4 {Mg8 (H2O)4 (OH)4 [Si12O30r°°} - (H2O)8
2 8-ми и 4-х 2 1S i4O10]ooco Джиллеспит BaFe [Si4010]ooo°
О О дых колеи 8-ми и 5-ти 3 |Si6015]cooo Окенит {(Ca4 (H2O)3)2 [Si6O16p lSicO15]r°} Ca2 (H2O)n
HiaL’h-3| и ‘ 8-мп, 6-ти и 4-х Делиит K2Zr[Si6O15]°°“
[з 4, 5, 6. ? 12-ти, 6-ти и 4-х Манганопиросмалит (Мп, Fe)16 (ОН, Cl)20 [Si6O15]“°°
12-ти и 4-х 4 [T802o]oooo Икерит Ca2 (H2O)2Sn [AUSieOzoH]0000
Гофрированный трехэтажный 2 [T40|q]oooo Пропит Ca2Al (OH)2 [AlSiaOid0000
Так для первых из них, имеющих эмпирическую формулу [SiOs]^1’, в
природных соединениях обнаружено 5 типов кольцевых радикалов и 8 цепо-
чечных (табл. 11), для вторых при формуле [Si2O5]2n" — 2 кольцевых , 7 лен-
точных и 13 сеточных (табл. 12).
Координационные числа катионов в силикатах с ионной
связью определяются величинами СХ — уОбрп+ и Z элементов
(рис. 90, а) и они изменяются от 4 (элементы с высокими СХ и
невысокими Z — Be, Al, отчасти с низкими — средними СХ — Li,
Fe3+, Cr3+, Mg) к 6 (средние СХ — Li, Mg, Ti, Fe3+, Sc, Mn2+,
Fe2+, Ni2+, Nb, отчасти — Ca, Y, Zr), 6—7 (Zr, Ce), 8—9 до 9—12
(низкие СХ, средние — высокие — Z — К, Rb, Sr, Са, Ва)*.
* Это справедливо для нормальных условий; изменение физико-химиче-
ских параметров изменяет КЧ: повышение Т, как правило, вызывает его умень-
шение, повышение Р — увеличение. Воздействие Т и Р на разные катионы раз-
лично и зависит от их СХ, определяющей силу связи катиона с лигандами.
Так (4)Л1 переходит в (6’А1 уже при давлениях в несколько ГПа (переход сил-
лиманит-> кианит и т. п.), тогда как для перехода (4>Si -> (6)Si требуется
12—15 ГПа и выше (СХ Si > СХ А1). Большое влияние па КЧ оказывают и
264
Рис. 90. Зависимость КЧ катионов в силикатах с ионной связью от СХ и Z
элементов (а) и катионов (6)
Еще лучше эта связь проявляется, если в качестве меры СХ
использовать у,, учитывающую усредненные величины ионных
радиусов (рис. 90,6). Меньшее число катионов в силикатах ха-
рактеризуется ковалентной связью. Для них КЧ определяется
другие элементы, входящие в состав минерала. Так в случае катионов типа
(9~12,К, (8-12)Са в средних силикатах А1, компенсирующий их избыточно-ще-
лочные свойства, принимает КЧ — 4 (полевые шпаты, нефелин и т. п.). На-
против, для средних силикатов Mg, Fe2+, Мп2+, характерен (6>А1 (гранаты),
тогда как в основных силикатах (8)А1 может быть наряду с (7-8)Са (семей-
ство эпидота), поскольку избыточно-щелочные свойства Са компенсируются
дополнительными О2- и ОН--иопамп. Именно в изменении КЧ заключается
кристаллохимическпй смысл понятия амфотерности, его проявление. Таким об-
разом, амфотерность понятие относительное, зависящее как от физико-химиче-
ских параметров, так и от СХ партнеров по соединению. Целесообразно здесь
привести еще ряд примеров, уже не относящихся к классу силикатов. Так,
амфотерность W проявляется, например, в том, что ферберит FeWO4, содер-
жащий наряду с W Fe2+ со средней СХ, относится к сложным оксидам — в
нем КЧ Fe2+ и W6+ равно 6. В то же время Ca[WO4] —типичный вольфра-
мат с КЧ W равным 4, что понятно, поскольку СХ Са < Fe. Другой пример
представляет пара Na3[AsS4] и Cu3AsS4. Первое соединение типичная тио-
соль с ионной связью Na-тетраэдрические анионы [AsS4[3~, тогда как Cu3AsS4
(энаргит) — сложный сульфид со структурой производной от структуры сфа-
лерита (СХ Na < СХ Си). Наконец, надо обратить внимание на такие соеди-
ИД’ИЯ, как (4)SiO2, (4>АИЧРО4 (поперечное замещение 2Si->Al + P) и
S'( РгО7 — в нем из-за значительной удельной роли Р5+, обладающего го-
раздо более высокой СХ, чем Si4*, последний приобретает КЧ = 6.
265
типом гибридизации. Это Сн2+ (обычно квадратная координация
ds/Агибридизация; реже 1<Ч = 6), 2п2+(£/?3-гибридизация-
КЧ = 4), Sn2+, Pb2+ (^-гибридизация с резонансом; КЧ = 6)’
Sn2+, As3+, Sb3+, Bi3+ (р3-гибридизация; КЧ = 3, а с учетом
Е-пар—4). «р3-гибридизацией объясняются, очевидно, и случаи
КЧ = 4 у Fe3/', когда Fe3+ замещает Si (тетраферрифлогопит и
т. п.), почему на графике у—Z (рис. 90,6) ^Fe3; оказывается
в поле катионов с КЧ = 6.
При взаимодействии с кремнекислородными радикалами ка-
тионов со средними СХ и невысокими Z (Be, Al), требующими
четверной координации, образуются структуры, в которых воз-
никают единые берилло- или алюмокремнекислородные мотивы.
Это является следствием сходства кристаллохимических свойств
(4)Ве и (4)А1 с (4)Si, выражающегося, в частности, в близости раз-
меров соответствующих тетраэдрических групп.
Из-за более низкой валентности Be и А1 по сравнению с Si
подобная поликонденсация не может привести, однако, к пол-
ному насыщению валентностей О из-за, чего берилло- и алюмо-
кремнекислородныс каркасы всегда приобретают отрицательный
заряд. Это обусловливает появление в таких минералах низко-
валентных катионов со средними-низкими СХ, образование раз-
нообразных берилло- и алюмосиликатов, для которых харак-
терны катионы с избыточно-щелочными свойствами.
Особого внимания заслуживает компенсация отрицательного заряда на-
пример, бсриллосиликатных радикалов, катионами, формирующими тетраэдри-
ческое окружение и прежде всего Be. В этом случае мостиковые атомы О,
определяемые обычно как двойные точки структуры, становятся тройными и
даже четверными точками структуры. Это объясняет, почему определение чис-
ла К, например, для фенакита Be2[SiO4l дает отрицательную величину
(Be2[SiO4] — Т3О4 и тогда К= (8—12)/3 = — 0,75), что на первый взгляд
может привести в замешательство. Выход из этого положения заключается
в том, чтобы фенакит условно рассматривать как бериллосиликат Be:
: Be[Be(SiO4)]. Это относится и к ряду других Be минералов.
Иное положение складывается, когда тетраэдрическое окру-
жение формируется халькофильным элементом. С одной сто-
роны, это приводит к образованию значительно более крупных
ЕОгтетраэдров (Zn—0 = 0,195, О—0 = 0,320 нм), с другой —
к легкости образования основных солей и кристаллогидратов
типа гемиморфита {Zn4(OH)2 [Si2O7]} -Н2О. Не исключено уча-
стие гпО4-тетраэдров и в формировании средних силикатов, но
их структура должна быть достаточно свободной и подвижной,
как это типично, например, для структуры типа фенакита, кото-
рой обладают весьма различные соединения, в том числе вил-
лемит Zn2 [SiO4].
В структурах силикатов, содержащих катионы, для которых характерно
КЧ = 6, можно выделить различные мотивы катионных полиэдров, повто-
ряющиеся в разных минералах, от островных октаэдрических групп через це-
почки, колонки, лепты до стенок (рис. 91, а—г), причем для них более обычно
266
е
Рис. 91. Некоторые мотивы из катионных октаэдров в силикатах:
титанитовая цепочка; ленты: б—эпндотовая, в —пироксеновая (стержневая лента из
" (1)-октаэдров, показанная на рис. 109), г — амфиболовая (стержневая лента из М (1)-,
Л1(2)- и Л1 (З)-октаэдров, показанная на рис. 117), д — ильвантовая; е — перрьеритовая
стенка
соединение октаэдров друг с другом ребрами и значительно реже их соеди-
нение через общие вершины. Установлены также мотивы из других полиэдров
и мотивы из различных катионных полиэдров.
С кристаллохимических позиций соответствие силы опреде-
ленной поликремниевой кислоты силе катиона заключается в
соразмерности величины катиона (его эффективного объема),
267
г
Рис. 92. Постепенное усложнение мотива из 5Ю4-тетраэдров по мере по-
явления в структуре силиката более крупных катионных полиэдров:
а — сочетание ЗЮ4-тетраэдров (черные треугольники) с небольшими ЛЮе-октаэдрами;
б — цепочка из 8Ю4-тетраэдров, сочетающаяся с М§Об-октаэдрами в энстатите; е —цепочка
ЗЮ4-тетраэцров волластонитового типа, сочетающаяся с крупными СаОб-октаэдрамп;
г — цепочка родонитового типа, сочетающаяся в структуре родонита с более мелкими
МпОе-октаэдрамп и крупными СаОв-октаэдрами
геометрически выражающейся через ребра его координацион-
ных полиэдров, являющихся собственно расстояниями между
концевыми атомами О в SiOn-радикале. Поэтому небольшие
катионные тетраэдры (у (4)Ве, (4)А1), соединяясь с [SiO4] '^-те-
траэдрами, образуют с последними, как уже отмечалось, единый
структурный мотив берилле-, алюмосиликатов. Небольшие окта-
эдрические полиэдры, типичные для Mg, Fe2+ и т. п. катионов,
непринужденно сопрягаются с концевыми атомами О одиночных
[SiO4] 4--тетраэдров— образуются минералы типа оливинов
M2[SiO4] (рис. 92, g), полимерных кремнекислородных (рис. 92,6)
алюмокремнекислородных и т. п. радикалов.
Увеличение размера октаэдров вызывает необходимость по-
ликонденсации [SiO4] 4“-тетраэдров в пироксеновидные цепочки
(рис. 92, б, а) и более сложные кремнекислородные радикалы —
ленты, слои, каркасы (см. ниже, например, описание структур
268
пироксенов
и амфиболов). Поскольку поликонденсации (SiO4]4~-
првводит к сокращению концевых (активных) ато-
vob О, их относительная роль при усложнении кремнекисло-
одного радикала уменьшается. Это либо вызывает снижение
валентности (и СХ) катионов, либо требует появления дополни-
тельных анионов О2-, ОН-, обеспечивающих необходимое ка-
тионное окружение. Это особенно существенно для многовалент-
ных катионов типа Al3+, Fe3+ и тем более Ti4*, Zr4+, Nb5+, когда
дополнительные анионы требуются даже в тетраспликатах (киа-
нит AkOlSiOJ, титанит CaTiO [SiO4]), не говоря о силикатах
с полимерными анионами, когда уже многие три- и трп-дисплп-
каты оказываются основными солями (семейство эпидота).
В еще большей мере это относится к ленточным (основные, соли
типа амфиболов) и сеточным (семейства серпентинов, каоли-
нита, хлоритов, слюд п др.) силикатам, являющимся типичными
основными солями (в некоторых из них катионные октаэдры
насчитывают до четырех ОН~-ионов в вершинах — /И(ОН)4О2-
октаэдры в серпентинах, каолините и т. п.).
Соответствие силы определенной кремниевой кислоты силе
основания объясняет то, что средние простые (однометальные)
собственно силикаты являются чаще тетрасиликатами (род оли-
вина), либо дисиликатами (род энстатита, группа волластони-
та)— для них характерны сравнительно простые плотные струк-
туры. При этом более типичными следует признать островные
структуры, поскольку цепочечные ромбопирокссны менее раз-
нообразны и встречаются реже, чем клинопироксены, боль-
шинство из которых являются не простыми, а сложными
солями.
Ленточные силикаты представляют собой всегда сложные и
к тому же основные соли. Эта тенденция нарушается лишь при
переходе к сеточным собственно силикатам. Если же временно
не рассматривать последние, а вместо них рассмотреть отдел
сеточных алюмосиликатов, а за ними отдел каркасных алюмо-
силикатов, легко видеть, что она сохраняется.
Особого внимания с этой точки зрения заслуживают цео-
литы. Сопоставление состава полевых шпатов и цеолитов пока-
зывает, что для первых из них главную роль играет К, затем
идут Na, Са. В цеолитах же основную роль играют Са, Na. Роль
К в них значительно скромнее. В то же время цеолиты отли-
чаются от полевых шпатов содержанием молекул НгО.
Более рыхлый каркас цеолитов по сравнению с полевыми
шпатами при сходстве в них природы крупных катионов можно
объяснить тем, что в образовании цеолитовых структур прини-
мают участие не «голенькие», а гидратированные катионы —
шсвакомплексы М(Н2О)л большего радиуса и более сложной
геометрии. При этом в одних случаях катионы слабо гидрати-
рованы и радиус аквакомплексов невелик, в других могут воз-
шкать аквакомплексы большего радиуса.
269
ванного Li (у п+ — 28,5
Радиус аквакомплекса определяется силой взаимодействия катиона, пп0
порциоиальной величине у^п+ с диполями Н2О. Поэтому радиус гидратцр0*
значительно больше — 0,340 нм, чем гидратцро-
ванного Cs — 0,228 нм (у ^я<+ = 4,2), несмотря на то, что ионный радиус Li
(0,068 и 0,082 им при КЧ = 4 и 6) много меньше ионного радиуса Qs
(0,178 нм при КЧ = 6). По этой жз причине радиус гидратированного
Ка (у „+= 18,5) меньше радиуса гидратированного Са (у ,г+ = 22п
\ орб ~ / \ орб ’ J
хотя эффективные ионные радиусы негидратированных катионов близки
(0,110 и 0,108 им при КЧ — 6 соответственно).
Большой величиной у п+ объясняется прочность аквакомплсксов Са и
как следствие, более значительная его роль в цеолитах, по сравнению с Ха и
тем более К (среди 41 природного цеолита десять являются практически чи-
сто 'Кальциевыми, а еще в 25 кальций играет существенную либо даже пре-
обладающую роль; чисто Na-цеолитами являются лишь анальцим, натролит и
гоннардит).
Таким образом, цеолиты по своей структуре и свойствам
(содержанию цеолитной воды, способности к ионному обмену и
т. п.) должны рассматриваться как типичные соединения вклю-
чения 3-й группы Ф. Крамера.
Все изложенное позволяет усложнение кремнекислородного,
а затем алюмокремнекислородного радикала по мере усиления
щелочных свойств катионов представить следующим рядом
(в скобках указаны типоморфные катионы): островные тстрасп-
ликаты (Mg, Fe2+, Мп2+, Zr)->цепочечные дисиликаты (Са)->
-> ленточные ди-моносиликаты (Na)—> сеточные моноалюмосили-
каты (К)-> каркасные нульалюмосиликаты типа полевых шпа-
тов (К, Na, Са)-> цеолиты (гидратированные Са, Na). Анало-
гично можно подходить к пониманию особенностей состава
бернллосиликатов.
Сеточные собственно моносиликаты (семейства талька, сер-
пентинов, хлоритов, каолинита, палыгорскита) выпадают из
цепи последовательного усложнения кремнекислородных (алю-
мокремнекислородных) радикалов, поскольку они отличаются
практически отсутствием К и, напротив, большой ролью в их
составе Mg и (6)А1. В то же время для тех и других характерны
ОН^-ионы, т. е. те и другие являются основными солями, причем
относительная роль ОН~-ионов особенно велика в сеточных соб-
ственно моносиликатах.
Учитывая сказанное, легко понять, что сеточные собственно
моносиликаты относятся к средним тетра- и диспликатам так
же, как гидроксиды относятся к оксидам, являясь продуктами
их гидратации, а в данном случае — гидролиза. Именно этим
можно объяснить типичность для сеточных собственно силика-
тов бруситового и гиббситового мотивов, характерных для ги-
дроксидов Mg и А1.
Полимерные кольцевые и тем более цепочечные, ленточные и сеточные
радикалы имеют большие возможности приспособления к различным катион-
ным полиэдрам за счет изменения угла сопряжения [S'O^4--тетраэдров ДРУГ
с другом. Так, например, зигзагообразная пироксеновая цепочка может вы-
270
ваться при сопряжении с более крупными катионными полиэдрами вплоть
ТЯГобразования сторонами [5Ю-1]4~-тетраэдров прямой линии (см., например,
д0 описание структур энстатита и диопсида и форму пироксеновых цепо-
йИ^на рис. 109); гексагональное кольцо (в том числе в амфиболовых лентах
ЧеКстках из пироксеновых — амфнболовых — джпмтомпсонитовых лент) мо-
'1- т деформироваться в дптригоналыюе и в пределе —в тригональное. Ссточ-
й'е радцкалы при взаимодействии с катионами, имеющими высокие СХ, силь-
НЫ деформируются, приобретая гофрированную поверхность. Все это приводит
^ознаЧителыю большему разнообразию состава соответствующих минералов
по сравнению с тетра-, тетра-трп- и трисиликатами. В качестве примеров
1ожно привести минералы семейств пироксенов, амфиболов, слюд, для кото-
рых' К тому же устанавливаются разнообразные и широкие изоморфные заме-
щения.
Давая общую характеристику силикатных структур, необходимо остано-
виться на особенностях структурных переходов от одних минералов к дру-
гим в полисом этических сериях. К полисоматической серии относятся мине-
ралы, структуру которых можно представить состоящей из одинаковых (или
сходных) слоистых модулей *, различное чередование которых определяет осо-
бенности каждого из них. Состав промежуточных минералов такой серии вы-
ражается через составы се крайних членов. Это можно пояснить на полисома-
тических сериях биопирыболов (название от биотит + пироксен = амфибол):
KFe3(OH)2[AlSi3O10]O0O° + 2CaMg[Si2O6]TO —>
биотит диопсид
—> KCa2(Mg, Fe)s(OH)2[AISi7O22]°°;
эдснит
AAg3(OH)2[Si2O5]20000 + 2Mg2[Si2Oc]°° —> Mg7(OH)2[Si4O(!]r и т. д.
тальк энстатит антофиллит
Структуры биопирпболов вдоль с (в проекции на (001)) можно схема-
тизировать до балочных модулей разной ширины **, в случае пироксенов,
амфиболов, джимтомпсонита и т. п. минералов и до трехслойных макромоле-
кулярных пачек у слюд/талька (пирофиллита). У первых из них середину
балочных модулей составляет стержневая лента катионных октаэдров — полу-
тора-, трех- и четырехзвенная (рис. 93, II, в; III, а) в балочных модулях пи-
роксенов, амфиболов и джимтомпсонита соответственно (рис. 93, I). По обе
стороны от центральных октаэдрических лент находятся кремнекислородные
пироксеновые цепочки, амфиболовые или джимтомпсонитовые лепты ***
(рис. 93, о; сравни с рис. 87, а; 87, б, в). В структурах талька (пирофилли-
та)/слюд отдельные модули (рис. 93,11,5) эквивалентны слоистым макромо-
лекулярным пачкам из бруситовой (или гиббситовой) стенки в центре и
* Модули — структурные элементы, представляющие заключительную
ступень схематизации кристаллических структур в ряду: атомная (шарико-
вая) модель —>- полиэдрическая модель-* модульная модель структуры. При-
мером их являются £-ленты структур тиосолей (см. рис. 45), балочные мо-
дули полисоматической серии минералов от пироксенов до амфиболов—пи-
Риоолов (ш/рокссны + амфиболы), вторичные структурные единицы — SBU
(Secondary Biklings Units), с помощью которых часто описываются струк-
туры алюмосиликатов, в том числе цеолитов (см. ниже).
Катионы, занимающие М(2)-позиции в пироксенах, М(4) и А в амфи-
°°лах (см. описание структур этих минералов ниже), связывающие в реаль-
ных структурах «балки» друг с другом при схематизации опускаются и па
Рис^93НЫХ схсмах СТРУКТУР им соответствуют межбалочные просветы (см.
Ниже при описании структур пироксенов и амфиболов показано, что
с помощью балочных модулей удобно выявлять различия в ф. гр. отдельных
Рсдставптелсй этих семейств.
271
s
г сконечной в двух измерениях сетки с шестерными кольцами кремнекислород-
HL тетраэдров (эти пачки электростатически нейтральны у талька и пиро-
Литпита и отрицательно заряжены у слюд).
™ Таким образом, переход от пироксенов к тальку (слюдам) в биопири-
Гопах выражается в постепенном расширении кремиекислородных мотн-
ов из пироксеновых цепочек: пироксеновая цепочка (1)-> амфиболовая лен-
та (2) джимтомпсонитовая лента (3)тальковая (слюдяная) сетка
(со) Подтверждением этого служит обнаружение минерала с лентой из
333-х пироксеновых цепочек; нашедшие его авторы замечают, что между
таким и слоистым (тальковым) радикалом «различия становятся лингвисти-
ческими».
Из сопоставления (рис. 93,II) структур видно не только родство всех
биопириболов, по и существование смешапполенточных структурных мотивов,
первый из которых был обнаружен в честерите (рис. 93,11, 4— чередование
балочных модулей амфнболового и джимтомпсонитового типа в пропорции
(1:1). Специальные исследования в этом направлении позволили выявить
смешанноленточные минералы с различным порядком чередования антофил-
литового (2), джимтомпсонитового (3) и более широкого (4) балочных мо-
дулей: (2233), (233), (232233), (222333), (2332323), (2333), (433323), (2234)
if (43332343332423), и здесь наверняка можно ожидать большого нового фак-
тического материала.
Аналогично можно изображать структуры многих других минералов с се-
точными кремнекислородными, (берилло- и алюмокремнекислородными) ради-
калами. В качестве примера на том же рисунке приведено изображение струк-
тур антигорита (рис. 93,111,/), хризотила (рис. 93, III, 2) из слоистых моду-
лей разной толщины и с разной этажностью кремиекислородных сеток (двух-
этажная сетка и двухслойная пачка в антигорите; одноэтажная сетка и двух-
слойная пачка в хризотиле), палыгорскита из поликондепсированных балоч-
ных модулей амфнболового и джимтомпсонитового типа соответственно
(рис. 93, III, 3) и сепиолита из поликондепсированных балочных модулей, со-
держащих кремнекислородные ленты в 4 пироксеновые цепочки (рис. 93, III,
4). При этом для двух последних минералов четко выявляется каркасная
структура с канальными полостями, заставляющая относить их к соединениям
включения.
Другие примеры полисоматических серий представляют многочисленные
серии смешаннослойных минералов, типа тальк-хлорита, каолииит-монтморил-
лопита и т. д., где в качестве крайних компонентов выступают тальк (пиро-
филлит), хлориты, гидрослюды, каолинит, смектиты. В них слоистые (часто
макромолекулярные) пачки разного строения закономерно илй неупорядо-
ченно переслаиваются друг с другом, определяя состав н структуру отдельных
представителей полисоматических серий.
Сист. В зависимости от СХ катионов (см. рис. 49) класс
силикатов делится на три подкласса: 1) силикаты, содержащие
катионы с низкими СХ (поле I, на рис. 49), 2) со средними СХ
(поле II на рис. 49), 3) силикаты халькофильных элементов.
Минералы первых двух подклассов характеризуются преиму-
щественно ионной связью катионов с кремиекислородиыми ра-
дикалами, третьего — ковалентной. Затем выделяются сектора:
1) собственно силикатов и алюмосиликатов и 2) бериллосилика-
тов. По величине К выделяются надотделы, которые в свою оче-
редь делятся на отделы простых и сложных силикатов, средних,
основных, кислых и т. д. силикатов последние делятся на ряды
(см. табл. 1).
Обр. Силикаты являются полигенными минералами. Характер
их ассоциаций определяется многими причинами, из которых
273
прежде всего следует назвать: 1) исходный химический состав
системы, 2) Р—/'-параметры минералообразования, 3) парцц.
альное давление Н2О, 4) активность кислот более сильных, чем
кремниевые.
Первый из факторов приводит к образованию двух крайних
типов магматических силикатных ассоциаций: 1) пород нор-
мального ряда от ультраосновных, в том числе мономинераль-
ных оливиновых (дунитов), до кислых типа гранитов, характе-
ризующихся большой ролью алюмосиликатов, и 2) пород агпаи-
тового ряда.
Первые из этих ассоциаций отличаются подавляющей ролью
силикатов с высокими АСХ (подкласса 1), тогда как силикаты
со средними АСХ известны в них в виде акцессорных минералов
(циркон, титанит). В поздних порциях кислого магматического
расплава наряду с избыточно-щелочными катионами (Na, К),
входящими преимущественно в полевые шпаты, накапливаются
Be, Zr, Nb, Та, особенно характерные для пегматитовых распла-
вов *.
Поэтому гранитные пегматиты отличаются повышенным
содержанием не только сложных оксидов, в том числе тантало-
ниобатов (см. выше), но также бериллосиликатов (берилла,
фенакита), некоторых силикатов подкласса. II (циркона, ти-
танита).
В агпаитовых (щелочных) магмах, богатых избыточно-ще-
лочными элементами, и прежде всего К, Na, и недосыщенных
SiO2, возникает большое число каркасных алюмосиликатов (по-
левые шпаты, фельдшпатиды), находящихся в тесной ассоциа-
ции с низкоплавкими натриевыми пироксенами (эгирин, эгирин-
авгит) и разнообразными минералами, относящимися к под-
классу II (титанит, эвдиалит, циркон и другие минералы, харак-
терные для щелочных пород и пегматитов, например, Хибинских
и Ловозсрских тундр на Кольском п-ове).
Из магм, богатых Н2О, и в тесно с ними связанных гидротер-
мальных жилах выделяются фельдшпатиды п цеолиты (напри-
мер, гакманит и натролитовые жилы Ловозерского массива).
При этом плотные цеолиты, содержащие слабогидратированные
катионы Са (жисмондин, томсонит) и сходного размера гидра-
тированные катионы Na (натролит), являются относительно вы-
сокотемпературными. К пим близки ломонтит (аквакомплекс
[Са(Н2О)2]2+) и анальцим ([Na(H2O)2]+). Напротив, низкотсм-
* Концентрация Be в поздних магматических расплавах, особенно в пег-
матитах, объясняется тем, что связь Be—О значительно слабее связи Si—О
(Уорб = 131,0 и 225,6 у Be и Si соответственно). Таким образом, [SiO.]]‘1“-T6'
траэдры энергетически много выгоднее [ВсО4]6--тетраэдров, которые поэтому
и не могут входить в состав ранних силикатов,
274
пературными являются цеолиты с полностью гидратированными
катионами типа [Са (П2О)8]2+ (гейландит, особенно клиноптило-
лит, которые иногда слагают мощные вулканогенно-осадочные
тол ши)-
Наконец, силикаты халькофильных элементов (подкласс III)
возникают лишь в системах с высокой их активностью, типич-
ных для зон окисления рудных м-ний (хризоколла, гемиморфит,
диоптаз и т. п.).
Тесная связь силикатного парагенезиса с составом минера-
лообразующей среды проявляется и при метаморфизме. При
этом особо надо отметить образование подобным путем силикат-
ных ассоциаций, иногда существенно отличающихся от магмато-
гениых (например, при метаморфизме глинистых или карбонат-
ных осадочных пород, в первом случае с высокоглиноземистыми
минералами семейства кианита, ставролитом, хлоритоидом и
т. л., во втором — волластонитом и другими силикатами Са
и Mg).
Влияние Т—Р параметров на характер минеральных ассо-
циаций объясняется прежде всего кристаллохимической специ-
фикой отдельных силикатов. Так постепенный переход от тетра-
силикатов (оливины, гранаты) к нульалюмосиликатам, за-
вершающийся цеолитами, отвечает уменьшению СХ катионов,
разрыхлению структуры (уменьшению плотности минералов) и,
как следствие, — снижению энергии кристаллической решетки,
понижению температуры плавления. Поэтому стандартный ряд
магматической кристаллизации Боуэна начинается с наиболее
тугоплавких тстрасиликатов Mg (уорб«+ = 61,1) и Fe2+ (44,4)-
оливинов. По мере накопления в расплаве катионов с более низ-
кими СХ и снижения температуры на смену оливинам, приходят
пироксены — цепочечные дисиликаты (Са! — 22,1), затем амфи-
болы— основные ленточные ди-моносиликаты (Са, отчасти Na
18,5), полевые шпаты — каркасные нульалюмосиликаты (Na,
К! — 7,3) и, наконец, нульсиликат — оксид SiO2.
С этих позиций понятна и обратная тенденция смены мине-
ралов, наблюдаемая при метаморфизме. На первых ступенях
здесь появляются каркасные нульалюмосиликаты (цеолиты, по-
левые шпаты), затем они уступают место сеточным моноалюмо-
силикатам (слюды, хлориты), ленточным ди-моносиликатам
(амфиболы), цепочечным дисиликатам (пироксены). Для сред-
них ступеней метаморфизма характерны островные тетра-триси-
ликаты (эпидот, цоизит и др.), а для глубинных ступеней —
островные тетрасиликаты (гранаты, оливины, кианит).
Парциальное давление (активность) Н2О (Рн2о) определяет
прежде всего степень гидролиза силикатов, развивающе-
гося ступенчато, поскольку силикаты — соли многоосновных
кремниевых кислот. Схематически этот процесс можно иллю-
275
стрпровать на примере пяти ступеней гидролиза форстерита-
8Mg2[SiO,J + ЮН,0 — MgXOH)2[Si4O„]2 + 9Mg(OH)j *; (39)
(форстерит) (амфибол)
Mg7(OH)2[Si4O„]2+2H2O —* 2Mg3(OH)2[Si2O5]2 + Mg(OH)2 *; (40)
(амфибол) (тальк)
2Mg3(OH)2(Si2O5]2 + 2H2O —► Mg6(OH)8[Si2O5]2 + 4SiO2; (41)
(тальк) (хлорит)
Mg6(OH)8[Si,O5], 2Mg3(OH)3(OH)4[Si2Os]; (42)
(хлорит) (хризотил)
Mg3(OH)4[Si2O5]2 + H2O —> 3Mg(OH): + 2SiO2. (43)
(хризотил)
По той же схеме происходит гидролиз пироксенов: 4Mg2[Si2O6] +
+ 2H2O->Mg7(OH)2[Si4Oii]2 4-Mg(OH)2 (44) железосодержа-
щих силикатов (1,29); в случае силикатов А1 образуются пиро-
филлит, Al-хлорит и каолинит соответственно.
Наиболее типичными ранними продуктами гидролиза алюмо-
силикатов являются слюды. Образование, например, мусковита
за счет калиевого полевого шпата можно представить реак-
цией**: 3K[AISi3O8] + 2H+->KAl2(OH)2[AlSi3O10]+6SiO2 +
+ 2К+. (45). Затем образуются гидрослюды, монтмориллонит,
каолинит, гидроксиды А1 и SiO2.
Для обеих схем гидролиза типично выщелачивание па пер-
вых ступенях оснований, особенно существенное для собственно
силикатов, а затем и кремнезема.
Степень развития процессов гидролиза, т. е. то, какие из про-
межуточных основных солей образуются и сохраняются, опре-
деляется в первую очередь температурой, pH, интенсивностью
водообмена, активностью катионов. Так, при достаточной ак-
тивности Mg, Al в условиях относительно высокой температуры
возникают хлориты (особенно по тетрасиликатам), а в условиях
высокой активности К —мусковит. При более низкой темпера-
туре и высокой активности Mg, Al, Са, Na образуются смешан-
нослойные хлорпт-смектиты, которые при более низкой темпера-
туре замещаются смектитами. При высокой активности К обра-
зуются иллиты, затем пллит-смсктиты и смектиты. В условиях
* Вместо Mg (ОН) 2 в природе часто образуются различные карбопаты
Mg, a SiO2 представлен минералами семейства кремнезема, опалом, гелями
кремнезема.
** Эта реакция выражает суть образования грейзенов, когда за счет гид-
ролиза кислых пород, богатых алюмосиликатами, возникают кварц-серицито-
вые грейзены, содержащие в случае участия летучих соединений, топаз, флюо-
рит (F), турмалин (В).
276
гсокой активности Mg возникают вермикулиты. Они затем
в вещаются смешаннослойными вермикулитами и смектитами.
При достаточном водообмене смектиты в свою очередь перехо-
дят в кандиты.
Этим определяются ассоциации, возникающие при гидротер-
мальном изменении вмещающих пород (хлоритизация, серпен-
тинизация, каолинизация и т. п.), в областях активного вулка-
низма (вплоть до вторичных кварцитов), в корах выветривания
(вплоть до каолинитовых и бокситовых); основные силикаты
типичны и для многих осадочных ассоциаций (гидрослюды, као-
линит, смектиты и т. п.), хотя при высокой активности Са, К
в этих условиях могут возникать цеолиты и даже полевые шпа-
ты, пироксены (эгирин).
В гидротермальных системах, отличающихся высокой актив-
ностью угольной кислоты (Рсо2) более сильной, чем кремние-
вые, возникают ассоциации, для которых не характерны сили-
каты (из них лишь в высокотемпературных жилах известны по-
левые шпаты и такие основные силикаты, как слюды, хлориты,
каолинит), и, напротив, типичен кварц, тогда как катионы свя-
зываются в карбонаты.
Общие закономерности образования силикатов, описанные
выше, находятся в полном соответствии с их кристаллохимиче-
скими особенностями и, в частности, со степенью поликонденса-
ции [SiO4] 4 5~-тетраэдров, определяющей последовательность
смены одних минералов другими по мере развития того или
иного процесса. Поликонденсацию (8Ю4]4~-тетраэдров схемати-
чески можно представить как результат силификации, т. с. ре-
акции присоединения кремнезема или гидролиза, т. е. реакции
взаимодействия с Н! (НгО) или отщепления1 О *2-:
щепления О2-:
I. Силификация:
II. Гидролиз
Ila:
1) 3[SiO4]4-+ SiO2 —> 2[Si2O7]6~
2) 2[Si2O7]6* + 2SiO2 —-> 3[Si2O6fc
3) [Si2O7]6" 4-2SiO2 ——>[Si4O(1£
1) 2[ S IO4]4' + 2H+ —[Si2O7]6’+ H2O
2) [ S2iO7]6- + 2H+ —> [ S i2O6]t + H2O
3) 2[ S i2O6£ + 2H+ —> [ S i 4O, I ]t + H2O
4)
(Si4O(l£+2SiO2 —>3[Si2O5]foo 4)[Si4O1I£ + 2H+—>2[Si2O5]X-TO+H2O
5) [Si205£oo + 2H+—>2SiO2TOOOTO+2H2O
III. Отщепление O2~: 116:
l)2[SiO4]4-—> [Si2O7]G~ + O2- 1) 2[SiO4]4-+ H2O —> [Si2O7]6~ + 2(OH)"
2) [Si2O7]6-—HSi.Odt + O2' 2) (Si2O7|6- + H2O—>[Si2Oe]t"+2(OH)-
3)2[Si2O6]^ —^[Si4OH£ + O2~ 3)2[Si2O6£ + H2O^[Si4On]t+2(OH)-
4) [ShO,,]^6 —> 4) [Si4OHfc+H2O —2[Si2O5]^+2(OH)-
5) (SiaOg]^ —>2SiO^°°°°+O2' 5) [Si205£oo+H2° ~* 2SiO^°°+2(OH)‘.
277
Первая из приведенных схем отвечает кристаллизации сичи
катов из магмы, изменению их структуры и состава в результат'
взаимодействия выделившихся минералов с силикатным распла
вом. В этой связи уместно привести образное описание процесса
магматической кристаллизации, данное Н. В. Беловым, исхо-
дившим из анализа формирования силикатов восьми наиболее
распространенных в земной коре элементов — О (50%), Si
(25%; YOp6'H-= 225,6), А1 (9%; уОрбп+ = 128,7) и пяти «трех-
процентников» — Mg (уорб«+ = 61,1), Fe2+ (44,4), Са (22,1),
Na (18,5) и К (7,3). Н. В. Белов писал: «Магма предполагается
бесконечной трехмерной сеткой... из Si- и Al-тетраэдров, связан-
ных между собой общими кислородными вершинами, поскольку
кларк кислорода недостаточен для того, чтобы каждый из
«тетраэдрических» элементов обладал собственными четырьмя
атомами О... Для атомов Si и А1 — «сильных» катионов с круп-
ным зарядом и малым радиусом (высокими СХ — А. Г.) — есте-
ственно быть подальше друг от друга, чему препятствуют общие
атомы кислорода. В результате трехмерная сетка получается
максимально разреженной с малой плотностью (<бЗ г/см3) и,
возможно, более крупными кавернами. В них «хорошо себя чув-
ствуют» более крупные катионы К, Na, Са и недостаточно «уют-
но» средние — Mg, Fe, стремящиеся поэтому покинуть сетку
магмы (неупорядоченный рыхлый алюмокремнекислородный
каркас — А. Г.) с образованием собственной темноцветной и тя-
желой фазы (плотность >3 г/см3). Таким образом, первыми
выделяться из магмы должны массы периклаза MgO (темпера-
тура плавления 3073 К), разбавленные увеличивающимися пор-
циями изоморфного FeO. Различия в основности и кислотности
двух фаз (MgO и силикатного расплава — А. Г.)—причина си-
лификации...— вырывания из тетраэдрической вязи отдельных
«молекмл» SiO2— и периклаз быстро превращается в форстерит
Mg2[SiOJ, а вместе с Fe — в оливин (Mg, Fe)2[SiO4]... При
понижающейся температуре в темноцветную фазу уходят уве-
личивающиеся количества SiO2, оливин сменяется пироксена-
ми... , чтобы дальше потесниться в пользу биотитов... (см. урав-
нения силификации /, 2, 3, приведенные выше, — А. Г.). Окисле-
ние двухвалентного железа в трехвалентное приводит к проме-
жуточной конденсации пироксеновых цепочек в сдвоенные лен-
ты, характерные для... роговых обманок... Прогрессирующая
силификация — поглощение плотноупакованными Mg(Fe)-окта-
эдрами все увеличивающихся г прочно удерживаемых количеств
кремнезема характерна для тевой — темпоцветной ветви извест-
ной вилки Боуэна. На правой ее ветви записывается развиваю-
щийся процесс в освобождающейся от неудобных атомов
Me(Fc) тетраэдрической массе. Крупные двухзарядные катионы
Са способны стабилизировать «па месте» отдельные участки
вязи из тетраэдров, а именно «более слабые» — там, где велико
278
содержание алюминия; таким образом создаются первые свет-
лые образования из дифференцирующейся магмы — кристаллы
анортита Са [Al2Si2O8]. По мере остывания магмы и истощения
запасов «трехпроцентнпка» Са в стабилизации тетраэдрической
вязи принимает участие «напарник» двухвалентного кальция с
тем же радиусом — одновалентный натрий (ио с более низкой
СХ, чем у Са, — А. Г.). Создаются плагиоклазы со снижаю-
щимся содержанием Са и увеличивающимся количеством Na
вплоть до чисто натриевого альбита Na [AlSiaOg] • К концу про-
цесса дифференциации начинают выделяться и К-полевые шпа-
ты с крупным, но не сильным катионом К (с самой низкой СХ —
Д Г.), иногда совместно с Na в виде микроклина» (Белов, 1976,
с.’274—275).
Отсюда ясно, почему в агпаитовых магмах, бедных кремне-
земом, но богатых щелочными элементами, первыми выделяются
каркасные алюмосиликаты — полевые шпаты, нефелин, и лишь
затем слюды, пироксены, для образования которых в первые
этапы кристаллизации недостает более сильных катионов и
кремнекисл оты.
Силификация силикатов за счет их реакции с магматическим
расплавом развивается при его охлаждении. Напротив, при
плавлении силикатов должен происходить процесс их десилифи-
кации. Примером тому является инконгруэнтное плавление эн-
статита с образованием форстерита и расплава SiO2, происхо-
дящее при обычном давлении.
Рассматривая процессы магматической дифференциации в
расплавах нормального и агпаитового рядов, как крайние слу-
чаи магматической кристаллизации, с кристаллохимической
точки зрения следует обратить внимание еще на два важных
обстоятельства: 1) проявление амфотерных свойств алюминием
и 2) изменение валентности катионов по мерс развития про-
цесса.
В ранних продуктах магматической дифференциации А!
играет типично кислотную роль (кристаллизация Са-плагиокла-
зов по правой ветви вилки Боуэна для пород нормального ряда,
появление полевых шпатов, нефелина на ранних этапах кристал-
лизации агпаитовой магмы), наследуя ее из состояния в рас-
плаве. По мере развития процесса кристаллизации (магмати-
ческой дифференциации) и выхода в твердую фазу значительной
части катионов с уменьшающимися СХ, в виде оливинов (Mg,
Fe2+), пироксенов (Са, Mg, частично Na), плагиоклазов (Са,
Na), а в агпаитовых магмах — К — Na-полевых шпатов и
нефелина (К, Na), повышается концентрация в магме Al, Fe3+
(его накопление связано не только с кристаллизационной диф-
ференциацией, но и с повышением Eh по мере развития про-
цесса), а в агпаитовых магмах еще и Ti, Zr, Nb, Та. Происходит
существенное изменение состава расплава в пользу катионов
279
с более высокими СХ*, что и заставляет А1 проявлять свои
основные свойства, приобретая КЧ = 6.
При кристаллизации пород нормального ряда, обедненных к
этому моменту по сод. Fe (большие количества его в виде Fc2+
вошли в оливины, пироксены, амфиболы), изменение свойств
алюминия с кислотных на основные проявляется частичной сме-
ной его КЧ с четырех до шести в виде ИП типа (6)AF4)A1->AI2+Si4+
для пироксенов (авгит и др.), амфиболов (роговая обманка)
Позже (6)А1 совместно с (4)А1 входят в состав минералов семей-
ства слюд, в которых (6)А1 обычно преобладает над <4>A1. В за-
ключительный этап кристаллизации минеральных ассоциаций
этого ряда при образовании гранитов и гранитных пегматитов
возникают самостоятельные минералы (6)А1-берилл и силпкато-
фторид-топаз.
В агпаитовой магме, отличающейся пониженным сод. SiO2,
основная масса А1 расходуется в виде (4)А1 на ранние каркас-
ные алюмосиликаты, поэтому <6)А1 появляется в основном
в виде ИП в пироксенах (эгирин-авгитах), реже и в мень-
шем количестве — в слюдах. Его роль в этих ассоциациях
играет прежде всего (6Фезч-, накапливающийся в значительных
количествах наряду с Fe2+, поскольку Fe входит в ранние алю-
мосиликаты (К — Na-полевые шпаты, нефелин) лишь в виде
незначительных ИП (пироксены — эгирин, эгирин-авгит, амфи-
болы— арфведсонит). Ту же роль, что (6)А1 в породах нормаль-
ного ряда, в щелочных породах играют Ti (титанит, вплоть до
пород, сод. 90—95 % титанита; астрофиллит, лампрофиллит и
др.), Zr (циркон, эвдиалит и др.), иногда TR, Nb и Та.
Изменение валентности катионов по мере развития процесса
находит также свое кристаллохимическое объяснение. Выше
отмечалось, что атомов кислорода в исходной магме не хватает
даже для одиночно-тетраэдрической координации всего Si (п
тем более Si и А1). Поэтому при развитии кристаллизационной
дифференциации пород нормального ряда, начинающейся с те-
трасиликатов (оливины), играющих роль главных минералов
в гипербазитах, с накоплением в расплаве катионов с срсдпими-
высокими СХ, поликонденсация с высвобождением (экономией)
О2~ (ОН- )-ионов (схемы II, б и III на с. 276) становится совер-
шенно необходимой для образования многовалентными катио-
нами октаэдрического окружения. Иные условия складываются
при кристаллизационной дифференциации агпаитовой магмы,
поскольку первыми из нее выделяются каркасные алюмосили-
каты с предельно возможной степенью поликонденсации Si-
и А1-тстраэдров, и условия для выделения минералов с много-
валентными катионами (с среднпми-высокими СХ) здесь ока-
зываются благоприятными с самого начала.
* См. примечание о проявлении амфотерности как следствия разных ка-
тионных партнеров на с. 264—265.
280
Поскольку кристаллизация силикатов из магматического
асплава сопровождается накоплением в нем летучих и прежде
всего Н2О, СО2, ПО, HF, растворимость которых в расплаве
значительно выше, чем в твердой фазе, повышение их актив-
ности (и Fh2o) приводит к «включению» механизма поликонден-
сации [5104]4--тетраэдров за счет гидролиза (см. с. 277, II), за-
метно проявляющегося уже с момента выделения в породах нор-
мального ряда амфиболов и тем более слюд.
Схема поликонденсации [SiO4]^-тетраэдров за счет гидро-
лиза отвечает процессам изменения силикатов гидротермаль-
ными растворами (автометасоматнческими, вокруг гидротер-
мальных жил, в областях активного вулканизма, в корах вы-
ветривания) и объясняет образование хемогенным путем и при
диагенезе главным образом основных и значительно реже сред-
них силикатов.
Повышение температуры при метаморфизме отвечает сниже-
нию -Рн2о, вызывающему потерю ОН~-ионов силикатами, депо-
ликонденсацию кремнекислородных радикалов, т. е. процесс,
обратный тому, который описан схемой гидролиза. Этим объяс-
няется обратная смена силикатных ассоциаций при развитии
процессов метаморфизма. При этом давление, повышающее
Рн2о, будет замедлять указанный процесс.
Особо надо обратить внимание на условия образования так
называемых амфибол-асбсстов и хризотил-асбеста. С одной сто-
роны они требуют больших скоростей роста, высоких пересы-
щений, быстрой смены физико-химических параметров, способ-
ствующих возникновению и сохранению сеточных мотивов с мно-
гочисленными линейными дислокациями, т. е. возникновению
анионных лент промежуточной между амфиболовой лентой и
тальковой сеткой ширины. С другой стороны, асбсстизация ам-
фиболов (чаще всего антофиллита) может быть одной из ранних
ступеней его гидролиза, происходящего с выносом катионов
Af (4) из межмодульного пространства (см. рис. 93) и стыковкой
амфиболовых лент в более широкие анионные ленты. С этим
же, очевидно, связано и постоянное присутствие тончайших
вростков амфибол-асбестов в тальке.
ПОДКЛАСС 1. СИЛИКАТЫ С ВЫСОКИМИ А СХ
СЕКТОР 1. СОБСТВЕННО СИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТЫ
Надотдел 1. Тетрасилика?ы (К = 4)
К тетрасиликатам относятся минералы, в которых в качестве
типоморфпого катиона можно принять <6)Mg2+ с у, = 18,8 (сред-
ние простые тетрасиликаты рода оливина, представители кото-
рого сод. также в виде ИП Fe2*, Мп^, близкие по у, к Mg'21').
Появление Са2+ характерно для средних сложных собственно
тетрасиликатов (гр. монтичеллита, подрод уграндитов), тогда
281
как <6)Д13+ типичен для средних сложных тетрасиликатов рОда
граната (роль (6М43+ в них могут играть также (G)Fc|+ (6,сгз+
отчасти и основных собственно тстрасиликатов (кианит
андалузит, ставролит, хлоритоид). Тетрасиликаты — характер-
ные гипогенные минералы. По условиям образования наиболее
распространенные из них можно объединить в несколько харак-
терных парагенетических групп: 1) минералы пород верхней
мантии и ультраосновных интрузивов (средние тетрасилпкатц
рода оливина, рода монтичеллита, подрода пнральспитов);
2) скарнов и кальцифиров (средние тстрасиликаты рода оливи-
на, подрода уграндитов); 3) метаморфических пород (средние
тетрасиликаты подрода пнральспитов, основные тетрасиликаты
семейства кианита, ставролит, хлоритоид).
Отдел 1. Простые тетрасиликаты
Ряд 1. Средние тетрасилакаты
Род оливина
Форстерит Mg2 [SiO4] (Fo)
Оливин (Mg, Fe)2[SiO4]
Фаялит Fe [S1O4] (Fa)
Кнебелит (Mn, Fe)2 [SiO4] ‘
Тефроит Mn2 [SiO4]
Назв. Форстерит — в честь лондонского коллекционера и тор-
говца минералами А. Дж. Форстера (1739—1806); оливин — за
оливково-зеленый цвет; фаялит — по месту находки на о-ве
Фаяль (Азорские о-ва); кнебелит — в честь его первооткрыва-
теля майора Ф. Кнебеля; тефроит — за пепельно-серый цвет —
«тефрос» (по-гречески).
Хим. К роду оливина относятся минералы с общей формулой
A4|+[SiO4]. Главными катионами в них выступают Mg (форсте-
рит), Fe (фаялит), Мп (тефроит). Минералы, сод. все три ка-
тиона в большом количестве (репериты) и промежуточные чле-
ны ряда тефроит — форстерит (пикротефроиты), редки. Обычно
встречаются представители ряда форстерит — фаялит — горто-
нолиты (чаще их называют оливинами, как и вообще минералы
промежуточного состава), реже ряда фаялит — тефроит — кне-
белиты (рис. 94).
В виде примесей отмечаются также СаО (обычно <1 %; редко до 4,5 и
даже 6%), NiO (до 0,6%)*, СоО (до 0,0 я %); изредка А12О3 (до 9,95 /о!
допускается частичное замещение Si-^Al), Fe2O3 (до 3,2 % в разновидности
фаялита (?) таласските), Сг2О3 (0, я %)• Известен титаноливин (до 2 % TiOz,
кроме того, 1,8 % F и 1,0 % Н2О+), ципкеодержащий реперит (10,7 ZnO).
* Незначительность примесей МпО и NiO в оливинах, MgO в кнебели-
тах объясняется концентрационным фактором, поскольку экспериментально
установлена полная смесимость, в том числе и в ряду A4g2SiO4—Ni2SiO<i.
282
цинксодержащий тефроит (до 19 % ZnO) *. Устанавливается положительная
корреляция в сод. Fe—Мп, Mg—Ni, Ni—Cr, Мп—Са. Детальное исследование
показывает часто зональное изменение состава, например, обогащение внеш-
них частей зерен FeO, NiO, а центральных—MgO, СаО.
Примеси РегОз, А12О3, Н2О, СО2 часто связаны с мельчай-
шими включениями шпинелидов, развитием вторичных продук-
тов— серпентинов, магнезита и т. и.
В оливине лунного грунта, доставленного «Луной-16», обна-
ружены мельчайшие включения, отвечающие составу базаль-
тов— риолитов, сложенные агрегатами плагиоклаза, ильменита
и стекла.
Состав минералов типоморфен (см. Обр.).
Струкг. Обычно идеализируют до ПГУ из О2- с слоями II{100}, в кото-
рой вдоль с идут зигзагообразные ленты Л'Юв-октаэдров, чередующиеся в ПГУ
в шахматном порядке, и связанные 5Ю4-тетраэдрами (рис. 95, а). На самом
Деле Л1О6-октаэдры сильно искажены и неэквивалентны, что позволяет вы-
делить разные позиции М— /И(1) и Л1(2) (рис. 95,6); сильно искажены и
5|О4-тетраэдры, приближающиеся к тригональным пирамидам Распределение
катионов по ним чаще беспорядочное; иногда наблюдается преимущественное
заселение, например, Mg — M(l), Fe — Л1(2), Ni —Л1(1), Mg — Л1 (2)—в гор-
тонолитах, Fe --М (1), Мп — /И (2) — в кнебелитах
Установлена более плотная ^-модификация Mg2[SiO4] со структурой шпи-
нели, образующаяся при 10—13 ГПа и 970—1370 К. Для природного оливина,
* Часть ZnO связана с примесью цинкита — ZnO и франклинита, и доля
изоморфного Zn нс установлена.
283
Рис. 95. Структура оливина:
а—идеализированная на основе ПГУ
структура из зигзагообразных цепочек
ЛЮд-октаэдров н ЗЮ-ртетраэдвов;
б — лента из искаженных ЛЮе-октаэдров
с цепочкой центросимметричных окта-
эдров в центральной части — Л1 (1) п не-
цснтросимметричных ЛЮд-октаэдров
по краям М (2)
Рис. 96. Кристаллы оливина
содержащего 93 % Mg2[SiO4], линия равновесного перехода в ^-модификацию
описывается уравнением Р(102 МПа) = 0,054 Г+ 61. Таким образом, в ман-
тии в сухих условиях глубже 370 км при 1420 К должна была бы существо-
вать P-форма. Однако в магме всегда имеется какое-то количество воды, кото-
рая, судя по экспериментальным данным, может реагировать при давлении
4—10 ГПа и 1570—970 К с форстеритом, образуя соединение, изоструктурпое
с пироксенами: Alg2[SiO4] + 2Н2О Mg2[SiH4Oe]00 (46).
Выд. Изометрические зерна, зернистые до сливных сплошные
массы фенокристаллов и ксенолитов в базальтах; вулканические
бомбы. Известны кристаллы ромб. с. (РЬпт) короткостолбча-
того, уплощенного по {010} или {100} облика (рис. 96), скелет-
ные (в базальтах) и округлые кристаллы (в паласитах).
Отмечены ориентированные срастания с ильменитом, магне-
титом; ориентированные включения в алмазе; графические сра-
стания с титаномагнетитом, пироксенами; субграфичсские сра-
стания кнебелита с пирротином, халькопиритом.
Св. Цвет от белого, желтоватого, сероватого у форстерита
до оливково-зеленого у гортонолита, от темно-зеленого до чер-
ного у фаялита; пепельно-серый у тефроита. Прозрачный зеле-
ный оливин — хризолит (за рубежом — перидот). Блеск стек-
лянный до металловидного на плоскостях сп. Хрупкий. Сп. °
большинстве случаев пет, но иногда до ясной по {100}, {010} и
{001}. Излом раковистый до ступенчатого. Тв. форстерита 7.
гортонолита 6,5—7, фаялита 6—6,5, тефроита 5,5—6. Черта
284
fieiafl зеленоватая, желтоватая до серой у тефроита. Пл. от
3 2 У Mg2[SiO4] до 4,4 у Fes lSiO4] и 4,3 у Mn2[SiO4].
’ Диагн. Друг от друга отличаются цветом, тв., характером ас-
социаций: пироксены, серпентины для гортонолита; карбонаты,
особенно магнезиальные, хондродит, гумит, клиногумит, флого-
пНТ___для форстерита; богатые Fe минералы, иногда кварц —
для фаялита; родонит и другие силикаты Мп — для тефроита.
Обр. Типичные гипогенные минералы. Роль их изменяется от
породообразующих в гппербазитах до акцессорных в кислых по-
родах. Они образуются также в результате контактово-метасо-
матических и метаморфических процессов.
При магматической кристаллизации более ранние оливины и оливины ги-
пербазитов богаче Fo по сравнению с более поздними * или с оливинами ос-
новных и тем более кислых пород, состав которых доходит почти до чи-
стого Fa.
Самыми глубинными из известных на Земле оливинов считаются мельчай-
шие включения форстерита (FoSi **) в кристаллах алмаза — чаще одиночные,
иногда совместные с Сг-ппропом или с Сг-пиропсм и Cr-диопсидом. Образо-
вание его связывают с кристаллизацией в мантии Земли при давлении выше
4 ГПа и температуре около 1370 К. Форстерит (До84-9б)—обычный минерал
кимберлитов (иногда хризолит!).
Существенно оливиновые породы — дуниты (80—100 % оливина) и оли-
вин-пироксеновые перидотиты (30—70 % оливина) известны в виде крупных
массивов во многих местах Урала (Кыштымский, Денежкин Камень и др.).
В этих же породах наряду с форстеритом (FoS0-S3) отмечаются пироксены,
хромшпинелиды, самородные платиноиды; оливины часто серпентинизнрованы.
В массивах ультраосновных пород центрального типа, генетически связан-
ных с щелочными породами, иногда с карбонатитами, известны более желе-
зистые оливины (До87_9з). Для них характерна ассоциация с титаномагпети-
том, флогопитом, шорломитом, перовскитом, иногда апатитом (Лесная Ба-
рака, Карельская АССР; Африкапда, Кольский п-ов; Тулинский массив, Крас-
ноярский край). В подобных породах встречается хризолит: ювелирные зерна
до 10X15X30 мм из оливинитов и оливиновых прожилков в титаномагне-
тите массива Кугда (Красноярский край).
Оливины со значительным колебанием состава (Аовт-эз установлены в круп-
ных габбро-перидотитовых массивах расслоенного типа (Бушвельский массив
с м-ниями хромита в ЮАР, Норильский массив с медно-нпкелевыми м-пиями,
Красноярский край).
Оливины промежуточного состава (А043-92) известны в виде фенокристал-
лов во многих базальтах (Фергана, Закавказье), траппах (Сибирь), лавах со-
временных вулканов (Камчатка, Гавайские о-ва).
Фаялит (МЩ-эв) обнаружен в гранитах рапакиви Каневского и Черкас-
ского массивов (УССР), в Финляндии; в гранитах Коростеньского плутона
(УССР); в сиенитах Уайт-Маунтин (Калифорния, США). В адамеллитах Нью-
фаундленда (Лабрадор, Канада) фаялит составляет до 50 % породы. В виде
фенокристаллов он обнаружен в оливин-кварцевых диабазах (р. Тюнг,
ЯАССР), дацитах (Исландия; Мулкак Хаконе, Япония), кислых лавах Везу-
вия, туфах и обсидиане о-ва Липари (Италия).
* Переход от Со к Fa, т. е. замена Mg —61,1) на Fe2^(y”p6 —
= 44,4) — катион с меньшей СХ, вызывает ослабление связи /Ч— О и пони-
жение энергии кристаллической решетки. Поэтому происходит снижение тем-
пературы плавления с 2163 К (для Fo) до 1478 К (для Fa) и выделение, по
мере снижения температуры, оливинов, все более богатых Fa.
** Цифры снизу указывают сод. соответствующего компонента в мол. %.
285
Крупные кристаллы фаялита и монокристаллические зерна неправильной
формы (до 15—20 см) известны в некоторых гранитных пегматитах (хр. [-Щ
гаях, Магаданской обл.; Барнет Каунти, Техас, США; Брессонон, Сев. Ига'
лпя). Изредка в гранитных пегматитах встречается кнебелит (кристаллы дли-
ной до 10 см в пегматитах по р. Харангон, Гиссарский хр., ТаджССР).
Форстерит — характерный минерал Mg-скарнов, где он встречается сов-
местно с боратами (людвигит), шпинелью, диопсидом, флогопитом (Таежное
м-ние ЯАССР). В железорудных скарнах иногда образуется фаялит (Мысов-
ское м-ние на Байкале; Ракпорт, хМассачусетс, США), богатые Fe минералы
(Первый Северный рудник, Ивдельский р-н, Свердловская обл.; Данемор
Пайсберг и др., Швеция). Кнебелит — главный минерал дорудных скарнов
Садонского полиметаллического м-ния (Сев Кавказ). Кнебелит с тефроитом
родонитом, иногда в виде крупных масс, известен на многих контактово-мета-
соматических м-ниях Японии (Касс, Факумаки и др.).
Известны редкие фаялитовые грейзены, в которых фаялит замещает био-
тит и полевые шпаты, содержащие до 30—40 и даже до 100 % фаялита
(Верхне-Колымский р-п, Магаданская обл.).
При метаморфизме богатых Mg карбонатных пород образуется форстерит,
находящийся в ассоциации со шпинелью, диопсидом, флогопитом, тремолитом'
минералами семейства гумита (кальцифиры Слюдянского р-на, Иркутская
обл.; Алданского р-на, Юж. Якутия). При метаморфизме богатых Fe пород
возникает фаялит (F090-92) в ассоциации с ферросилитом, геденбергитом, квар-
цем, гранатом, магнетитом, составляя в отдельных прослойках до 50—G0 %
(p-н Мариупольских м-пий железистых кварцитов, УССР). Метаморфизм
богатых Мп осадочных пород приводит к образованию кристаллических
сланцев и гнейсов, богатых тефроитом, кнебелитом, спессартином, родо-
нитом.
Оливины — обычные минералы метеоритов, играю-
щие в некоторых из них главную роль (хондриты). Для этих
оливинов низко содержание NiO. Оливин, богатый Fa (Fa65),
обнаружен лишь в ахондрите Накхла. Оливины установлены в
лунном грунте в образцах плотных лунных пород.
Изм. Оливины изменяются уже при магматическом процессе,
когда за счет реакции с расплавом вокруг разъеденных (резор-
бированных) зерен оливина появляются каймы пироксена
Mg2 [SiO4J -ф- SiO2 (из расплава)—> Mg2 [SisOe] (47), или пиро-
ксена и магнетита, образующегося за счет частичного окисления
Fe2+ оливина. Оливины эффузивных пород замещаются иддппг-
ситом — тонкозернистым слюдоподобным агрегатом хлоритов,
гётита, глинистых минералов, SiO2. Особенно интенсивно гидро-
лизуются оливины под действием гидротермальных растворов
(1; 25; 29; 39). Пс исключено, что вода в этих случаях при
снижении давления выделяется из породы, в которой она на-
ходилась в виде Mg2[SiH4O6] (реакция, обратная 46). В по-
верхностных условиях оливины также гидролизуются (39—43)
и являются основными источниками главных минералов кор
выветривания енликатно-никелевого типа — хлоритов, серпен-
тинов, брусита, магнезита, кремнезема; за счет Fc2+ оли-
вина образуются магнетит (см.), гематит, гётит (см.). Выветри-
вание пород, богатых тефроитом, кнебелитом, часто содер Ж ашпх
родонит, спессартин, приводит к образованию марганцевых кор
выветривания (см. пиролюзит),
286
Знач. Оливинсодержащие породы используются в качестве
строительного камня, как сырье для производства технического
стекла. Залежи, богатые тефроитом, кнебелитом, иногда служат
марганцевыми рудами (Япония). Хризолит — драгоценный ка-
мень. Оливиновыс породы — основные источники образующихся
по ним крупных м-ний талька, асбеста, никеля и кобальта (коры
силикатно-никелевого типа); тефроит-кнебелитовые породы —
м-ний марганца (марганцевые коры выветривания).
Отдел 2. Сложные тетрасиликаты
Ряд I. Средние тетрасиликаты
Группа монтичеллита
Монтичеллит CaMg[SiO4]
Назв. В честь итальянского минералога Т. Монтичелли.
Хим. Известен монтичеллит, сод. до 90 % CaMg[SiO4]
(Ахматовская копь, Назямские горы, Челябинская обл.); обыч-
ны ИП Fe, Мп, замещающих Mg и намечающих ряды
CaxMg[SiO4]—CaFe[SiO4] — кирнштейнит (чуть больше 50 мол.
% кирпштейнита) и CaMg [SiO4] — CaMn [SiО4] — глаукохроит
(до 10 % глаукохроита); кирнштейнит и глаукохроит встреча-
ются редко. Изоморфизм с форстеритом крайне ограничен *
(около 4 мол % Mg2[SiO4]).
Структ. Аналогична структуре оливина (см.): катионы упорядочены:
Л1(1) — Mg, Fe2+, Мп2+, М(2) — Са.
Выд. Зернистые массы, иногда очень плотные; кристаллы
ромб. с. (Ртсп) короткопризматического габитуса, похожие на
кристаллы оливина (см. рис. 96) с преимущественным развитием
граней {010}, {НО}, {120}.
Св. Бесцветный, сероватый, желтоватый до зеленовато-
желтого. Блеск стеклянный. Хрупкий. Сп. несов. по {010}. Излом
раковистый. Тв. 5—6. Черта белая. Пл. 3,0.
Диагн. От форстерита, гортонолита отличается рентгеногра-
фически и оптическим путем.
Обр. Для монтичеллита допускается непосредственная кри-
сталлизация из магматического расплава в некоторых гиперба-
зптах; он типичный контактово-метасоматический минерал.
Монтичеллит часто отмечается в кимберлитах (до 20—30 %); иногда он
является основным минералом (трубка «Монтичеллитовая», ЯАССР). Монти-
челлит образуется либо за счет оливина, либо кристаллизуется после выделе-
ния основной массы оливина (температура плавления чистого CaMg[SiO4l в
сУхпх условиях при 102 1\Па—1771 К).
*' Имеются экспериментальные данные, согласно которым CaMg[SiO4]
при атмосферном давлении неустойчив. Он стабилизируется лишь в виде
твердого раствора, сод. > 7 % Ао.
287
Монтичеллит является породообразующим в моптичеллит-нефслип-оливп
новой породе с перовскитом, флогопитом, кальцитом (Гросс-Бруккарос, На'
мибпя) —промежуточный между кимберлитами и карбонатитами.
Щелочные породы с монтичеллитом и карбонатиты с монтичеллитом из-
вестны в ряде массивов центрального типа. Характерна ассоциация монти-
челлита с магнетитом (с ИП Mg), флогопитом (Ковдор, Кольский п-ов), а
также перовскитом, шорломитом, апатитом (Гули, Красноярский край).
Известны моптпчеллитсодержащие нефелиновые базальты (Тасмания) u
нефелиниты (вулкан Шахеру, Заир).
Монтичеллит — обычный минерал, возникающий при воздействии интру-
зий траппов на карбонатные породы (р. Нижн. Тунгуска и другие р-ны раз-
вития сибирских траппов). Он установлен во многих скарнах (Юж. При-
морье; Гавасай и Алмалык, УзССР; Капсай, ТаджССР; в скарнах железоруд-
ного м-ния Леспромхозное в Горной Шорин — до 80—88 % монтичеллита)/
Минералы ряда монтичеллит — кирпштейнит, сод. более 50 мол. %
CaFefSiOJ,-обнаружены в волластонитовых скарнах Тажеранского щелочно-
карбонатитового массива (Зап. Байкал).
Изы. Замещается серпентинами, пироксенами.
Знач. Практического значения пока не имеет.
Род граната
Ппральспиты
Уграндиты
Пироп
Альмандин
Спессартин
Г россуляр
Андрадит
Уваровит
Mg3Al2 [S iO4]3
Fe3Al2 [SiO4]3
Мп3А12 [S iO4]з
Са3А*2 [SЮ4]2
Ca3Fe2 [SiO4]3
Ca3Cr2 [SIO4]3
Назв. «гранат» связывают с плодом граната — «гранатум»
по лагыни, на внутренность которого похожи по цвету красные
гранаты; пироп — от греческого «пиропос» — подобный огню,
из-за красного цвета; альмандин и спессартин — по месту пер-
воначальных находок в Алабандс (Малая Азия) и Спессарт
(Бавария, ФРГ); гроссуляр от латинского ribes grossolaria —
крыжовник, из-за сходства окраски с плодами крыжовника;
андрадит и уваровит — в честь португальского минералога
д’Андрада Э. Сильва (1763—1838) и министра просвещения и
президента Академии Наук России графа С. С. Уварова (1786—
1855).
Хим. К гранатам относятся минералы с общей формулой
АзЖО.Дз, где A = Mg2+, Fc2+, Mn2+, Са2+, Y3+, реже Na+, К';
В = Al3+, Fe3+, Сг3+, Мп3+, реже V3+, Ti3*. Ti4+, Zr4+, иногда TR3+;
T — Si4+, в небольшой степени Al3+, Fe31', Ti4+. Обычно это
твердые растворы, в которых преобладают два компонента
(минала), а остальные составляют 10—20 мол. %. Установ-
лены непрерывные ряды пироп — альмандин, альмандин —
спессартин и гроссуляр — андрадит. (Mg, Fe, iMn)Al-грана-
ты, называемые пиральспитами, редко проявляют смесимость
с Са — (Al, Fe, Сг)-гранатами — уграндитами, хотя известны
альмандин (38—54 мол. %)-гроссуляровый (39—49 мол. %) гра*
288
дат (из метаморфизованных габбро центрального Сикоку, Япо*
н11Я), спессартин (53,3 мол. %)-гроссуляровый (35,5 мол. %)
гранат — джонстонит (из санидин-слюдистой дайки с фенокри-
сталлами полевого шпата около Сигнет, юж. Тасмания), аль-
мандин-гроссуляровый гранат (шеелитовые скарны Куга, Фуд-
зигатани, Япония); растворимость между пнральспитами и
уграндитами увеличивается с увеличением Р (гранаты гроспи-
дитовых и эклогитовых ксенолитов в кимберлитах).
Экспериментальные исследования подтверждают возможность непрерыв-
ной смесимости в рядах гроссуляр-спессартин, гроссуляр-альмандин, а при вы-
соком давлении спессартин-уваровит. Непрерывная растворимость установлена
в ряду гроссуляр-уваровит. Намечается ряд пироп — Mg3Cr2[SiO4]3 — кнор-
рингит (до 30—46 мол. % кноррингита при 68—50 мл. % пиропа). Для ряда
пироп-спессартин установлен разрыв смесимости. Обнаружен также андрадит
ссод. 51 мол. % Mn3Fe2fSiO4]3 — кальдерита-, синтезированы Мп3Сг2[81О4]з
(выше 3 ГПа) и Fe3Cr2[SiO4]3 (выше 6 ГПа).
Во многих зернах граната Mg, Fe, Мп, Са распределены зо-
нально; обычно в ядре сод. Мп, Са, выше, чем во внешней части,
обогащенной Fe и Мп; реже зональность обратная.
Некоторые андрадиты отличаются повышенным сод. TiO2
(до 11,5 % в меланите, до 22 % —шорломите). В них же иногда
устанавливается высокое сод. ZrO2 (13 % в шорломите Вуорияр-
ви, Карельская АССР). В кимцеите из карбонатитов Магнст Ков
(Арканзас, США) установлено 29,9 % ZrO2. Экспериментально
получены непрерывные твердые растворы в ряду Ca3Fe2 [SiO4]3
(андрадит)—Ca3Ti2[Fe0,67Sio.3304]3 (шорломит) —Ca3(Zr, Al)2
[(Si, Al)О4]з (кимцеит).
Изредка встречаются гранаты, сод. V2O3 (до 2,6—3 % в пиропе м-ния
Мерунице, ЧССР; спессартине пегматитов Канозеро, Кольский п-ов, 5,8 % —
в андрадите из Давид-Ост (Намибия); до 22 % в промежуточном члене ряда
Са3(А1, Fe)2rSiO4]3 — Ca3V2[SiO4]3— голдманите и до 25 % в Mn3V2[SiO4l3 —
яматоите). Известны гранаты, сод. до 0,25 % (Та, Nb)2Os — шорломиты Ков-
дора (Кольский п-ов), до 1 % SnO2— андрадиты* скарнов р-на Крушной горы
(ЧССР), до 2% SnO2. в дханразите — оловосодержащем альмандине из био-
титовых гнейсов р-на Гая, шт. Бихар (Индия), до 1,3 % В2О3 — андрадит
из Арепдаля (Норвегия). В гранатах постоянно отмечаются небольшие
(0я %) примеси Na3O (иногда до 2,5 %), К2О, иногда избыток SiO2.
Сложность состава граната связана с широким изоморфизмом внутри
групп А и В, гетеровалентпым изоморфизмом Fe3+Si4+ —» Ti4+Al3+
Fe3+Si4+ —> Zr4+Al3+ 2Fe3+ —> Sn4+Fe2+; 2.42+ —> Ma+TR3+, возможно
Ca2+Al3+ -—> Na+Si4+- Легкость замещения одних элементов другими позво-
лила синтезировать большое количество искусственных соединений до 40
Различных элементов (вплоть до сложных оксидов, неправильно называемых
нз-за сходства структуры также гранатами, например, «иттрий-алюминиевый
гранат» — ИА Г - Y3A15O12).
Особо следует сказать о повышенном сод. Н2О в некоторых
гроссулярах —4,6 % в гидрогроссуляре и 8—13 % в гибшите.
* Обнаружены структуры распада андрадитов, сод. Sn, с образованием
«керита Ca2(II2O)2Sn[Al2Si6O20H2].
10 Зак. 594
289
Рис. 97. Структура граната:
а— взаимное расположение ЛЮб-октаэдров и [БЮЦ'"-тетраэдров, образующих субкар-
касную постройку с крупными пустотами; б—взаимосвязь ЛЮв-полиэдров, заполняющих
крупные полости субкаркасной структуры, с ЛГОв-октаэдрами и [5Ю4]4“-тетраэдрами
Экспериментально получены твердые растворы ряда Са3(Л1, Fe) 2[SiO.{]3 —
Са3(А1, Fe)2(OII)i2. Методами ИКС и ДМР в этих минералах установлены
А1 (ОН) 6-октаэдры. Поэтому для них предлагается формула Ca3Alz(OH)I2-4x X
X[SiO4]x при 0 < х < 3. Состав гранатов зависит от условии образования
(см.).
Структ. можно представить в виде каркаса из 8Ю4-тетраэдров и ВОс-ок-
таэдров, в полостях которого находятся скрученные кубы--/Юз-полпэдры
(рис. 97). Важной ее особенностью является возможность выделения цепочек,
состоящих из ВОб-октаэдров, соединенных пустыми треугольными призмами
(с квадратными гранями /1О8-полиэдров), идущих по четырем пепсрссекаю-
щимся телесным диагоналям элементарных кубов. Эти цепи соединены друг
с другом АО8-полиэдрами и 5Ю4-тетраэдрами.
Выд. Изометрические зерна, вкрапленники зернистые до
плотных сливных агрегаты, иногда радиально-лучистого и ше-
стоватого строения. Часто кристаллы куб. с. (Ia3d) ром-
бододекаэдрического или тетрагонтриоктаэдрического габитуса
(рис. 98). Простые формы {НО}, {211}, {321}—формы роста;
{221}, {100} и {111} — растворения; некоторые кристаллы, пре-
терпевшие сильное растворение, превращаются в кубоиды. Из-
вестны искаженные кристаллы вплоть до сильно сжатых чече-
вицеобразных, вытянутых вдоль Ц. На гранях {НО} иногда
штриховка, параллельная длинной диагонали, на {210}—па-
раллельная ребру {211}: {НО}; часто ступени роста, формы
травления; иногда черепитчатая поверхность. В скарнах уста-
новлены футлярные кристаллы.
Известны закономерные срастания граната с алмазом, муско-
витом, рутилом, корундом, топазом, кварцем (письменная струк-
тура), ортоклазом, битовнитом (письменная структура), псевдо-
морфозы по плагиоклазам.
290
Рис. 98. Кристаллы граната
Св. Редко бесцветные (гроссуляр); пиропы от оранжево-
красных до темно-красных с фиолетовым оттенком (высокое
сод. Сг3+) и густо-красных (при одновременной примеси (4)Fe3+—
богемские пиропы), иногда (высокое сод. Сг34- при одновре-
менно высоком сод. Са2+)— зеленые при обычном свете и крас-
но-фиолетовые при искусственном освещении; гроссуляры — зе-
леные разных оттенков до изумрудно-зеленых сод. Сг (деман-
тоид} и Сг3+ и V3+ (цавориты из Танзании и Кении), адрадиты —
красно-коричневые ((6)Fc3+), спессартины — розовые до оранже-
во-красных ((8)Мп2+) и красно-коричневых (<6)Fe3+), альманди-
ны — фиолетово-красные ((8)Fe2+), уваровиты — изумрудно-зеле-
ные, меланит и шорломит — черные. Окраска иногда пятнистая,
зональная. Блеск — стеклянный, жирный, смоляной до алмаз-
ного. Хрупкие, в зернистых агрегатах — рассыпчатые. Сп. нет;
иногда отдельность по {110}. Излом неровный до полуракови-
стого, у зональных кристаллов иногда скорлуповатый. Тв. 6,5
до 7,5 (пиропы, альмандины, спессартины). Черта белая или
светлая разных оттенков. Пл. для крайних членов: 3,57 —пироп,
4,30 — альмандин, 4,19 — спессартин, 3,60 — гроссуляр, 3,87 —
андрадит, 3,83 — уваровит.
Диагн. Похож на шпинель (см.), везувиан (см.).
Обр. Гранаты — гипогенные минералы (эклогиты, перидо-
титы, пироксенпты, гранитные пегматиты, скарны, метаморфи-
ческие породы). Их состав и парагенезис определяются валовым
химическим составом системы и се интенсивными физико-хими-
ческими пар аметр ами.
В качестве примера можно привести влияние на парагенезис граната экло-
гитов (магматических и метаморфических) соотношения СаО : MgO : FcO в
исходной системе. Здесь важную роль играет реакция ЗПир -f- 2Ки 2Гр -|-
+ 2/(е (48), где Пир — пироксен, Ки— кианит, Гр — гранат, Кв — кварц. При
высоком сод. СаО минимальный объем имеет ассоциация Пир + Kir, Гр в этом
случае может появиться лишь как избыточный по отношению к Кв минерал.
Поэтому ассоциация Пир + Ки или Пир + Ки + Гр характерна для богатых
Кальцием кианитовых эклогитов и гроеппдптов, образующихся при высоком
Давлении в верхней мантии Земли, либо кианитовых эклогитов глубинных фа-
111111 метаморфизма. Пир и Гр в подобных ассоциациях содержат много Са,
Т-с. первый представлен диопсидом, второй — гроссуляром. При высоком сод.
и особенно FeO в тех же условиях устойчива ассоциация Гр-}-Кв
10* 291
(правая часть уравнения (48). Пир может в этом случае появиться как изб.
точный по отношению к Ки компонент. Возникнут эклогиты с парагенезнсо'"
Гр + Пир + Кв, в которых гранат преимущественно пироповый (эклогит,'
мантии) или альмандиновый (метаморфические эклогиты).
Величины pH и Eh, определяющие отношения Fe2+ : Fe3+, влияют на пояп
ление альмандина (Fe2+) или андрадита (Fe3+). Большое влияние на ха
рактер парагенезиса гранатов оказывает парциальное давление СО2, опреде'
ляющее равновесие реакций с гранатами типа (31). Повышение давления
Н2О и снижение температуры приведет к переходу гранатов в гидрогра.
паты.
Пироп-кноррингитовые гранаты (Cr-пиропы) встречаются в виде мельчай-
ших включений в кристаллах алмаза (ЯАССР; ЮАР), в ассоциации с оливи-
ном, энстатитом, Сг-дпопсидом, ильменитом, алмазом в кимберлитах трубки
Као (Лесото). Они рассматрваются как минералы наиболее глубоких 113
доступных косвенному исследованию частей мантии, образовавшиеся со-
гласно экспериментальным данным при 3—4 ГПа и выше; обнаружение их
в кимберлитах рассматривается как положительный критерий алмазонос-
ности *.
Пироп-гроссуляровые гранаты установлены в гроспидитовых ксенолитах
в кимберлитах трубки «Загадочная» (ЯАССР). Сод. Са3А12 [S Ю^] 3 в них от
25 до 90 % с одповременым увеличением Na2O в ассоциирующих с ними пи-
роксенах до 5 и даже 7—8%. Интервал образования этих пород принимается
в 2—3 ГПа.
Пироп-альмандиновые гранаты (до 79 мол. % M^AUSiOJ3) иногда
с повышенным сод. уваровита (10—18 мол %), кноррннгита (выше 20 мол. %)
характерны для эклогитовых ксенолитов кимберлитов (ЯАССР; ЮАР).
Для них типична ассоциация с диопсидом, иногда кианитом (в эклогитах); с
ильменитом, оливином, диопсидом (в кимберлитах). По наличию пиропа в рос-
сыпях ведутся поиски коренных кимберлитовых' трубок.
Пироп — акцессорный минерал перидотитов и пнроксенитов, в том числе
серпентипизированных (Кутна Гора, Мерунице и др., ЧССР; Стокдейл, Кан-
зас, США); известен в базитах Камчатки, траппах Сибири, кислых вулкани-
тах Приморья; вместе с авгитом, роговой обманкой в вулканической брекчии
Какануи (Нов. Зеландия).
Пироп метаморфического происхождения установлен в амфиболитах Ким-
персая (Юж. Урал), силлиманит-гиперстен-кордиерит-биотитовых породах
Анабарского массива.
Известен в россыпях, из которых иногда добывается (Чешкое Средне-
горье).
Альмандин — наиболее обычный из встречаемых в природе гранатов. Мак-
симальное ,сод. в нем альмандинового мипала— 93,4 % (кристаллические
сланцы Западных Кейв, Кольский п-ов). Акцессорный минерал многих кислых
'интрузивных и эффузивных пород. В них он может быть как первично-магма-
тическим, так и ксеногенным (чаще), образовавшимся при контаминации кис-
лым расплавом глинистых осадочных пород. Для мусковитовых пегматитов
обычен альмандиновый гранат, для редкометальпых — альмапдин-спессарти-
повый.
Типичный гранат кристаллических сланцев, гнейсов, возникающих при ре-
гиональном метаморфизме глинистых пород (биотит-граиатовые сланцы и
гнейсы с кварцем, кианитом, иногда жедритом Кольского п-ова и Карелии).
Вместе с пироксеном, амфиболом и кварцем образуется при высокой степени
метаморфизма (метаморфические эклогиты Урала, Казахстана, Альп). По мере
развития метаморфизма в гранате увеличивается сод. пиропового компонента
и уменьшается спессартинового и гросссулярового (Лимузен, Франция). Сов-
местно с куммингтонитом, магнетитом, гематитом известен в железистых квар-
цитах (Кривой Рог). Редкие пиральспит-гроссуляровые гранаты установлены
* В связи с этихМ особый интерес представляют находки хромовых пиро-
пов в терригенных отложениях Украины,
292
..поксен-роговообмапкоБых породах р-на Виктории (Невада, США), глау-
В ьановых сланцах Калифорнии, метаморфизованных пегматитах Альп. Нап-
'-'тее обычный гранат обломочных минералов осадочных пород.
° Спессартин наиболее обычен для редкометальных гранитных пегматитов
, аЛЬбнтом, минералами лития, танталит-колумбитом) — до 87—94 мол. %
МпзА1’[5Ю^]з в пегматитах Тсплеспна, о. Мадагаскар; Воджины (Австра-
лия) В подобных же пегматитах известен Y-спессартин. В гранатах мусковп-
говых, берилловых и амазонитовых пегматитов роль спессартинового компо-
нента уменьшается. Значительна роль спессартинового компонента в спессар-
Тпн-альмапдиновых гранатах некоторых гранитов (Карпа, Ирландия) и рио-
литов (Томас-Рейндж, Юта, США). Гранаты с преобладанием спессартинового
компонента встречаются в марганцевых скарнах с родонитом, тефроитом, пи-
роксмангитом—(Мп, Fe)7[Si7O2i]андрадитом (Франклин, Иыо-Джерси,
США; Мелдон, Девоншир, Англия). В небольшом количестве встречается в
гидротермальных кварцевых жилах (Вост.-Коунрадскос м-ние, КазССР; Ка-
немши, Киото, Япония). Линзы и пропластки сп.сссартин-кварцевых пород с
небольшой примесью хлорита, кальцита, мусковита обнаружены в метапели-
товых породах Новой Шотландии (Канада). Гранат в этих породах рассмат-
ривается как первично-осадочный.
Совместно с родонитом, тефроитом — один из породообразующих минера-
лов кристаллических слаипев (в том числе метаморфизованных пород ниж-
него докембрия Украинского щита).
Редкие гранаты гроссуляр-спессартинового состава обнаружены в апо-
физе пегматита, секущей переслаивающуюся толщу гнейсов, известково-сили-
катных пород и руд Мп в Голдопгрп (Гуджарат, Индия). Богатые гроссуля-
ром гранаты ряда пироп — гроссуляр (см.) известны в гроспндптовых экло-
гитах в кимберлитах (ЯАССР).
Мелапит и шорломит — типичные минералы щелочно-карбонатитовых мас-
сивов центрального типа (Ковдор и Африканца, Кольский п-ов; Гули, Красно-
ярский край; Магпет-Ков, Арканзас, США). Опп известны в некоторых ще-
лочных эффузивах (фонолитах, нефелинитах), иногда в скарнах.
Андрадит-гроссуляровые гранаты — широко распространены. Реже встре-
чаются минералы, близкие к крайним членам (до 98,8 мол. % Са3Гс2[5Ю4]з в
андрадите из скарнов Банца Бихор, СРР до 97,6 мол. % в серпептипи-
зированиых габбро-диабазах Прато, Италия; до 96,7 мол. % Са3А12[SiO4]3
в гроссуляре из жил в серпентините Джорджтауна, Калифорния,
США).
Акцессорный андрадит известен в сиенитах (п-ов Святой Нос, Байкал;
Фукуншинсан, КНДР), перидотитах (Симонита, Гума, Япония), риолитах и
туфах (Подвыгорлат, ЧССР), вулканических выбросах Монте-Соммы (Италия).
Андрадит, образовавшийся под действием фумарол с температурой > 970 К,
циркулировавших по трещинам в трахите, известен в Менуар (Франция), и
Фант-Але (Эфиопия). К, Ма-андрадиты — первично-магматические второсте-
пенные, реже — породообразующие (в бораланитах, святоноситах) минералы
калиевых щелочных пород.
Кристаллы Y-андрадита с плохо развитыми гранями размером до 10 см
установлены в гранитных пегматитах южнее Гатино Парк, Квебек (Канада).
Андрадит — обычный минерал приконтактовых зон гранитных пегматитов,
внедрившихся в карбонатные породы (Слюдянка, Иркутская обл.).
Главная масса грандитов связана со скарнами, возникающими при кон-
тактово-метасоматических изменениях известняков. Типичными спутниками
граната в этом случае оказываются пироксены, магнетит (см.), эпидот, везу-
виан, актинолит, гематит (см.), волластонит, шеелит (см.), иногда датолит
(см.), данбурит (см.), пирротин (см.). В магнезиально-скарновой формации
Каратюбе (УзССР) установлен Сг—V-гроссуляр (до 13 % Сг2О3 и 3,7 %
' гО3).
В небольшом количестве известен гидротермальный андрадит (полевошпа-
товые жилы Глен Лыос, Абердиншир, Шотландия; кварцевые жилы с золо-
том Олгппского р-на на Алтае).
293
Грандиты, более близкие по составу к гроссуляру, возникают при взаимо-
действии основной магмы с карбонатными породами (демантоид Урала). 6цц
характерны для шеелитовых скарнов. Чаще они образуются при гидротер-
мальных изменениях кимберлитов (ЯАССР), дунитов (Урал), базальтов. Хо-
рошие светлоокрашенные кристаллы гроссуляра известны в гидротермально
измененных траппах Сибирской платформы (р. Вилюй).
Известны апдрадитсодержашие метаморфические породы (Анабарский и
Алданский массивы). Гроссуляр установлен в некоторых сильно метаморфизо-
ванных анортозитовых породах. Грандиты — обычные минералы яшм. В мета-
морфических известково-силикатных гнейсах Юж. Кении и Сев. Танзании об-
наружен цаворит (с V-диопсидом, V-цоизитом, V-титанитом. V-магнетитом
скаполитом, графитом).
Уваровит-кноррингит-пироп-альмандиновые гранаты, сод. выше 20 мол. %
Ca3Cr2[SiO4J3, характерны для включений в алмазе эклогитовых и гроеппднто-
вых ксенолитов в кимберлитах и кимберлитов (ЯАССР; ЮАР).
Уваровит-гроссуляровые гранаты в парагенезисе с хромитом, Сг-хлори-
тами, серпентинами известны в ультраосновных породах типа дунитов особен-
но серпснтинизированных (Кимперсайское м-ние, Юж. Урал; Сарановское
м-иие, Свердловская обл.; Бушвельд, ЮАР), в граиат-серпентиповых поро-
дах-родингитах; гранат из р-на Нукабира, Хидака (Япония), сод. до 18 %
СазСг2[51О4]3. Для уваровита родингитов характерна ассоциация с гидрогрос-
сулярами. Образование уваровит-гроссулярового граната в серпентинитах не-
которые связывают с его кристаллизацией из гидротермальных растворов, вы-
звавших серпентинизацию.
Изм. Гранаты изменяются под действием гидротермальных
растворов в хлориты, пироксены, амфиболы, полевые шпаты,
иногда эпидот, скаполиты, серпентины и др. (например, кели-
фитовые оторочки вторичных продуктов, возникающие вокруг
зерен пиропа в эклогитах). В поверхностных условиях большин-
ство гранатов относительно устойчиво, хотя постепенно их зерна
корродируются, растворяются (появляются кубоиды и другие
характерные формы); альмандин-спессартиновые гранаты ин-
тенсивно выветриваются с образованием оксидов и гидроксидов
Fe, Мп (см. Пиролюзит).
В россыпях обычны пироп, альмандин. Последний явля-
ется и наиболее типичным обломочным минералом осадочных
пород.
Знач. Пироп-альмандиновые и альмандин-спессартиновые
гранаты, иногда андрадит, используются в качестве абразивов.
Прозрачные и полупрозрачные разновидности применяются в
ювелирном деле («капские рубины» — пиропы из перидотитов
п кимберлитов Капской провинции ЮАР; пиропы — «богемские
рубины» из россыпей ЧССР; демантоид и гессопит Урала; цаво-
рит Кении и Танзании). Типоморфизм гранатов используется
для корреляции осадочных толщ. Большое число сложных окси-
дов со структурой граната типа Y3AI5O12 выращивается в виде
монокристаллов, используемых в квантовой электронике и юве-
лирами, — гранатиты.
Ряд 2. Основные тетрасиликаты
Семейство кианита
Кианит (6)А12О [SiOJ
Андалузит ,6)А!<о)А1О [SiO4]
Силлиманит (6)А1 [AlSiO5]°°
Назв. Кианит — от «кианос»— темно-синий по-гречески;
андалузит — по месту первой находки в Андалузии (Испания);
силлиманит — в честь американского химика и геолога Б. Сил-
лимана (1779-1864).
Хим. Все три минерала — полиморфные модификации и
часто близки к идеальному составу.
Из ИП важнейшими являются Fe2O3 (в кианите до 1 %; в силлиманите
до 1,8 %; в андалузите обычно до 3—4 %, а в Мп—Fe-апдалузпте — виридине,
сод. до 7 % Мп2О3, даже до 9,6 %); обычно 0, п % MgO, FeO, CaO, TiO2 (до
1,4%), 0,0 n °/o — 0, n% Na2O, K2O; иногда Сг20з (до 1,8 % в метаморфиче-
ском хромкианите и даже 12,9 % в хромкианите* из гроспидптов).
В анализах всех трех модификаций Н2О+ (до 0,7%), входя-
щая, судя по ИК. спектрам, в виде ОН~-групп. Отношение
А120з : SiO2 может отклоняться от теоретического, особенно для
силлиманита.
Структ. Во всех трех модификациях половина А1 имеет КЧ = 6. Эти
А1О6-октаэдры, связываясь ребрами, образуют прямолинейные <6)А1-ленты («ли-
нейки»), вытянутые вдоль с. В кианите вторая половина А1 имеет КЧ = 6.
Эти Al-октаэдры на четырех чередующихся уровнях (~0, 1/4, 1/2 и 3/4 с)
прокладывают ленты <С)А1-октаэдров, обобщая ребра между ними в соотно-
шении 4 октаэдра на две (С)А!-ленты. Ленты Al-октаэдров прокладываются
только с одной стороны. В результате образуется трельяжная стенка общей
шириной в 2,5 ребра октаэдра с пережимами, заполненными Si-тетраэдрами
(верх на рис. 99, а). Эти тетраэдры одну из своих вершин связывают со смеж-
ными стенками, вставляя между ними полоски вакантных от заселения окта-
эдрически-тетраэдрическпх (ОТ) колонок. В итоге общий мотив структуры
кианита оказывается субслонстым Это и определяет уплощенный габитус
его кристаллов, сов. сп. по {100}.
В андалузите вторая половина А1, имеющая КЧ = 5 (трпгопалыю-пкра-
мидальвая координация), связывает вместе с Si-тетраэдрами (6,А1-ленты по
мотиву, близкому к квадратному (верх на рис 99, б), чем объясняется псевдо-
тетрагональный облик кристаллов андалузита.
В силлиманите <6>А1-ленты связываются лентами (см. рис. 87, а) из чере-
дующихся Si- и Ai-тстраэДров (рис. 99, е).
Взаимосвязь между структурами отдельных полиморфов A12SiOs легко
выявляется, если в качестве опорных рассматривать в каждой из них (6)А1-
ленты. В этом случае их можно представить на базе единой ПКУ из атомов О
с увеличивающимся числом вакансий в ряду кианит-> андалузит-> силлима-
нит (рис. 99).
Экспериментальные исследования показали, что предельная раствори-
мость Cr2SiOs в кианите при 1473 К составляет 24 мол. % при 2 ГПа и
~40 мол. % при 4ГПа; при этих же условиях Ст в небольшом количестве
Может входить и в силлиманит.
295
Рис. 99. Минералы семейства кианита
Вверху —сопоставление структур кианита (а), андалузита (б) и силлиманита (о) на базе ПКУ
атомов О (на «б» и «в» атомы О показаны кружками, имеющими разную величину и
раскраску в зависимости от уровня; квадратами разной величины обозначены кислород-
ные вакансии на двух уровнях). Внизу — кристаллы кианита (а) и андалузита (б)
Твердыми растворами ряда силлиманит — муллит (Al[ALSi2-xOs,5_0i5x)
объясняются отклонения в отношении AI2O3: S1O2, устанавливаемые в силли-
маните.
Кианит, андалузит и силлиманит характеризуются специфи-
ческими формами выделения, свойствами и диагностическими
особенностями, которые удобно рассмотреть отдельно для каж-
дого из минералов.
Обр., Изм., Знач. этих минералов рассматриваются в заклю-
чении семейства совместно.
Кианит
Ёыд. Пластинчатые зерна, сноповидные радиально-лучистые,
Жилковатые агрегаты. Кристаллы трикл. с. (Р/), вытянутые,
уплощенные по {100} (см. нижнюю часть рис. 99, а; рис. 100, а),
с плохо развитыми головками, длиной до 1 м (Зап. Кейвы, Коль-
ский п-ов), часто изогнуты (параллельные смещения J_ к с),
скручены, грубо исштрихованы вдоль с (параллельные сраста-
ния, двойникование) и тонко исштрихованы _L к с (деформа-
296
кристалл (а)
Рис. 100. Одиночный
и двойники (б) кианита
шя). Обычны двойники (рис.
100 б) и радиально-лучистые
сростки.
установлены параморфозы по
андалузиту до 6 см в поперечни-
ке сохранившие крестообразное
распределение темных включе-
ний, характерных для хиастоли-
та (Зап. Кейвы, Кольский п-ов).
Известны параморфозы по силлиманиту, псевдоморфозы по кор-
диериту.
Обнаружены срастания со ставролитом, силлиманитом, анда-
лузитом, мусковитом, венчиковые нарастания на зернах корунда.
В кианите обычны включения кварца, слюды, рутила, ильме-
нита, ставролита, силлиманита, турмалина, гематита, граната,
графита, магнетита и других минералов.
Св. Цвет голубой и синий разных оттенков, зеленый (примеси
Сг), желтый, бурый (включение гематита), реже бесцветный;
серый, черный (тончайшие включения графита, магнетита). Го-
лубую и синюю окраски одни связывают с примесями Ti (пере-
ход Ti3+->Ti4+), другие с примесями Fe (переход Fc2+->Fe3+).
Окраска часто зональная, пятнистая, трещинная. Блеск стеклян-
ный до перламутрового на плоскостях сп. Прозрачный до непро-
зрачного. Хрупкий. Сп. сов. по {100}, менее сов. по {010}; от-
дельность по {001}. Излом ступенчатый. Тв. на гранях {100} —
5,5 || с, 6,5 — J_ к с; на гранях {010} 6 — _L к с и 7 — || с; на гра-
нях {001} :5,5 и 6,5|| и J_ к b соответственно. Черта бесцветная.
Пл. 3,5.
Диагн. В большинсте случаев легко диагностируется по
перечисленным свойствам.
Обр., Изм., Знач. См. заключение семейства.
Андалузит
Выд. Призматические кристаллы ромб. с. (Рппт) псевдо-
тетрагональпые с близким к квадратному сечением (см. ниж-
нюю часть рис. 99,6). Иногда грубая штриховка, параллельная
с. Столбчатые, шестоватые, лучистые агрегаты, отдельные зер-
на, волокнистые массы.
Известны параморфозы андалузита по кианиту.
В андалузите обычны включения графита, магнетита, кварца,
рутила, корунда, граната, циркона, глинистых минералов, угли-
стых частиц и др.
Св. Цвет розовый, красный, бурый, серый, реже бесцветный
и темно-зеленый (виридин). Окраска иногда неравномерная.
Включения графита, углистых частиц, магнетита часто распре-
делены секторально и образуют на поперечном сколе кри-
сталла крестообразные фигуры — хиастолит. Блеск стеклянный
297
до тусклого. Прозрачный до непрозрачного. Хрупкий. Сп. ясная
иногда сов. по {НО}; по {100} — менее сов.; по {010}—почти
нет; у виридина сп. сов. по {110} и {101}, иногда по {001}; от-
дельность по {120} и {230}. Излом неровный, неяснораковистый
до занозистого. Тв. 6,5—7,5. Черта бесцветная. Пл. 3,1.
Диагн. В большинстве случаев легко диагностируется; в лу-
чистых и зернистых агрегатах надежно определяется оптическим
путем.
Обр., Изм., Знач. См. заключение семейства.
Силлиманит
Выд, Тонковолокнистые и спутанноволокнистые массы, розет-
ки, нодули из мелковолокнистого силлиманита в срастании с
кварцем и другими минералами. Редко отдельные игольчатые
кристаллы ромб. с. (Pbntn).
Св. Цвет белый, серый, желтоватый, светло-бурый, бледно-
зеленый. Блеск стеклянный до шелковистого. Прозрачный до
полупрозрачного. Хрупкий. Сп. сов. по {010} (из-за тонковолок-
нистого строения обычно наблюдается лишь под микроскопом).
Излом в агрегатах — занозистый. Тв. 7 (в тонковолокнистых
агрегатах определяется с трудом). Черта бесцветная. Пл. 3,2.
Диагн. От волокнистых амфиболов отличается более высокой
тв., характером ассоциации, оптическими методами.
Обр., Изм., Знач. См. заключение семейства.
Обр. Все. три полиморфные модификации Al2SiO5— типичные
гипогенные минералы (граниты, гранитные пегматиты, метамор-
фогенные ассоциации, особенно обедненные SiO2).
Кианит — минерал наиболее высоких давлений*, андалузит — низких дав-
лений и умеренных температур, силлиманит — высоких температур и невысо-
ких давлений (рис. 101). Из-за малой скорости превращения минералов друг
в друга и влияния на равновесие большого числа невыясненных факторов для
нонвариаитпой тройной точки величины Р и Т даются разными исследовате-
лями от 0,25 до 0,92 ГПа и 660—890 К. Изучение влияния ИП Fe и Мп по-
казало, что по мере их увеличения кривая равновесия андалузит силлима-
нит как бы вращается вокруг ковариантной точки. Поле андалузита (вири-
дипа) при этом увеличивается за счет поля силлиманита, а затем и кианита.
Исследования в присутствии жидкой ГКО показали, что кианит стабилен при
атмосферном давлении. Из-за малой скорости перехода одной модификации
в другую в одних и тех же ассоциациях могут встречаться как два, так и
все три минерала одновременно.
Акцессорный хромкианпт известен в ксенолитах эклогитов и гроспидптов
в кимберлитах (ЯАССР; ЮАР). Изредка в гранитах устанавливается акцес-
сорный кианит (Каскельявр, сев.-зап. часть Кольского п-ова), андалузит (до
1,5 % в гранитах Муллач-наи-Койрпан, Инвернесс, Великобритания, гдеопрас-
* В природе кианит может возникать при гораздо более низких давле-
ниях. Так, его образование (розетки до 5 см в поперечнике) в филлитах Пама
(ЮАР) относят к Р — 0,15—0,2 ГПа и Т — 573—593 К. Объясняют появле-
ние кианита в них ИП Ti (до 1,4 % ТЮг) и Mg (0,3—0,8 % MgO) и, воз-
можно. катализирующей ролью мельчайших включений графита,
298
Т, К
рис. 101. Схематическая Т — Р-диаграмма
Al2SiO5, построенная В. С. Соболевым с
учетом экспериментальных данных и соот-
ношений минералов в природе
+ I Силлиманит
1273-
773-
Андалузит/
Кианит
273
2РгГПа
сматривается как первичный минерал, позже замещенный мусковитом) или
андалузит и силлиманит (биотитовые граниты с кордиеритом, шпинелью, хло-
ритом массива Чьорго, Яно-Колымская складчатая область; где их появле-
ние связывают с первой стадией формирования вторичных кварцитов). Силли-
манит в гранитах иногда выделяется как продукт распада твердых растворов
с полевым шпатом.
Все три минерала известны в гранитных пегматитах, обычно как резуль-
тат: I) ассимиляции пород, богатых глиноземом, 2) внедрения в карбонатные
породы или 3) частичного кислотного выщелачивания. Кианит установлен в
слюдяных пегматитах Мамского р-па (Иркутская обл.), Елового Наволока
(Карельская АССР), в гранитных пегматитах Село Майн (Северная Каро-
лина, США — кристаллы длиной до I м); андалузит (кристаллы длиной до
3 см)—в гранитных пегматитах близ Верчплли (сев.-зап. часть Италии).
В пегматитах Кухи-Лал (ТаджССР) содержание андалузита доходит до 20 %.
Для него обычна ассоциация с дравитом, кварцем. Здесь же установлены
шпинель (см.), форстерит (см.). Силлиманитовые пегматиты с хризобериллом,
шпинелью, гранатом, бериллом, цирконом, колумбит-танталитом, висмутином,
магнетитом известны среди амфибол-биотитовых гнейсов Марщикова (ЧССР).
Образование силлиманитов в них объясняют реакцией мусковита с кремнезе-
мом пегматитового флюида: КА!2(ОН)2[AlSi3Oio] + SiO2 =р± AlfAlSiOg] 4*
4-K[AlSi3O8] + Н2О (50). Кианит в пегматитах содержит меньше ИП и вклю-
чений других минералов, чем кианит метаморфических пород. Его образова-
ние, судя по газово-жидким включениям, происходило в мамских пегматитах
при 873 К и 1,2 ГПа.
Редко андалузит возникает при грейзенизацин гранитов (в Сев.-Вост. За-
байкалье; Бикинском прогибе на Дальнем Востоке); в грейзенах Дальнен-
ского р-на КазССР содержится до 80 % андалузита наряду с кварцем, му-
сковитом, жильбертитом.
Андалузит, реже силлиманит, наряду с диаспором (см.), корундом (см.)
выделяются в значительных количествах при образовании вторичных кварци-
тов (андалузит Борзовского м-ния корунда в Свердловской обл., вторичных
кварцитов Джусинского колчеданного м-ния на Юж. Урале; силлиманит вто-
ричных кварцитов Сысертско-Ильмсиогорского гнейсового комплекса, Челя-
бинская обл.). Крупным промышленным м-нисм андалузита являются вторич-
ные кварциты Уайт Маунти в Калифорнии (США).
Андалузит, реже силлиманит и редко кианит возникают в контактовых
ореолах вокруг интрузивов и входят в состав некоторых роговиков (р. Урух,
СО АССР; Берикуль в Зап. Сибири; Алданский массив — желваки андалу-
зита до 10 см в поперечнике, составляющие до 50 % роговиков и др.).
Крупные скопления кианита, андалузита и силлиманита образуются мета-
морфическим путем. Из них можно назвать кианитовые и киапит-ставролпто-
вые сланцы с кварцем, мусковитом, биотитом, плагиоклазом, гранатом,
299
ильменитом, рутилом в Кейвах (центр Кольского п-ова); кпанит-кварц-сери-
цнтовыс сланцы Борисовского и Михайловского м-ний (Челябинская обл)
кианитовые гнейсы и сланцы Чайпытского м-ния (Становой хр., ЯАССР)
Крупнейшим кианитовым м-нием мира являются кианитовые сланцы с рути-
лом, мусковитом, турмалином, топазом, корундом в штатах Бихар и Орисса
(Индия), образующие пояс длиной 70 км и шириной 10 км. Андалузит-силли-
маннтовые слюдяные сланцы с кианитом, биотитом, мусковитом, серицитом
полевым шпатом, гранатом известны в р-не с. Березовка (на р. Иртыш’
КазССР). Кристаллы розового андалузита длиной до 20 см встречены в слан-
цах верховий р. Ляйлик (УзССР) с кварцем, графитом, биотитом, муско-
витом, хлоритом, магнетитом, гранатом.
Почти повсеместно с метаморфическими комплексами связаны кварце-
вые жилы альпийского типа с кианитом (превосходные кристаллы из жил в
Тирольских Альпах, Австрия), андалузитом (кристаллы длиной до 13 см, тол-
щиной до 3 см в р-не Кройцек, Каринтия, Австрия), андалузитом и силли-
манитом (кристаллы андалузита длиной до 7 см в жилах с корундом, муско-
витом в верховьях р. Баксан, Кабардинская АССР). Кианит, андалузит на-
ходятся в зальбаидовых частях кварцевых жил и даже в пустотах.
Все три минерала устойчивы в поверхностных условиях и на-
капливаются в россыпях, иногда в значительных количествах.
Это кианитовые россыпи речек Каменки и Сппарки (Челябинская обл.).
р. Чайныт (ЯАССР), остаточные валуны с кианитом промышленного значе-
ния в Сингбхум (Бихар и Орисса, Индия), возникшие при выветривании кварц-
кианптовых и кианитовых сланцев, элювиальные и аллювиальные пески с про-
мышленным содержанием андалузита в Трансваале (ЮАР). Единственное
промышленное м-ние силлимаита представляют валуны из выветрелых участ-
ков силлиманитовых сланцев р-па Сингбхум (Индия). Эти же минералы —
обычные терригенно-обломочные компоненты осадочных пород.
Изм. В метаморфических условиях могут образовывать
параморфозы друг ио другу, превращаться в мусковит — реак-
ция обратная (50), гранат и другие богатые глиноземом сили-
каты. В эклогитах кианит с поверхности иногда покрывается
тончайшими плагиоклаз-шпинелевыми каемками. В гидротер-
мальных условиях за счет кианита, андалузита, силлиманита
могут образовываться слюды (мусковит, маргарит) и, наконец,
каолинит. Каолинит в одних случаях, корунд и диаспор в дру-
гих, кварц — в третьих могут возникнуть за счет указанных ми-
нералов во вторичных кварцитах.
В поверхностных условиях устойчивы, хотя иногда переходят
в глинистые минералы.
Знач. Все три минерала используются для изготовления
прочных высокоогнеупорных и кислотоустойчивых материалов,
получения кремнийалюминиевого сплава — силумина; предло-
жен способ извлечения из них А120з- Прозрачные окрашенные
разновидности используются как драгоценные камни III класса.
Они известны из Индии, Шри Ланки, Швейцарии, Танзании,
Бразилии, США (Монтана).
Группа ставролита
Ставролит 4А12О [S1О4] • AlxFe2O4H4-3x (0 < х<1)
Назв. От греческих слов «ставрос» — крест и «литое» — ка-
мень, из-за характерных крестообразных двойников,
300
I
рис. 102. Одиночный кристалл (а) и двойники прорастания (б, в) ставролита
Хим. Всегда отклоняется от теоретической формулы из-за
ИП Mg (п —3,2% MgO), Fe3+ (1 - 6 % Fe2O3), Ti (0,/г — 1,1 %
TiO2).
Известны редкие ставролиты, сод. до 8,5% СоО (и 0,9 % NiO)—люса-
кит, до 7,4 % ZnO — цинк-ставролит, до 11,6% Мп2О3 — нордмаркит, 0,9 %
Сг20з; СаО—0, п, в одном анализе — 5,2 %. Сод. 112О изменяется от 0,00 до
2,8 %• Исследования показали наличие в ставролите ОН~-групп. Установлено
секториальпое изменение состава.
Структ. близка к ПКУ из О; _1_ b чередуются стенки кианитового типа,
лент АЮе-октаэдров, параллельных с, связанных А1О6-октаэдрами и SiO4-Te-
граэдрами со слоями из Fe2+(O, ОН)4-тетраэдров и АЮе-октаэдров, соеди-
ненных вершинами. Наличие слоев последнего типа отражается в структурной
формуле в виде AlAFe2O4H4-3x. Неэквивалентность катионных позиций про-
является в преимущественном замещении (Ь,А13+ на Fe3+, Мп3+. Мл2+, Мп2++
-J-Mn3+; (4>Fe — на Mg2+, Со2+, Ni2+, Zn2+, Ti4+, Fe3+; возможен также изо-
морфизм (6,А13+ _> ^Ca2+Si4+. Упорядоченное распределение катионов при-
водит к снижению симметрии.
Выд. Кристаллы мои. с. (С2/т), псевдоромбические, коротко-
до длиннопризматического габитуса (рис. 102, а). Обычны кре-
стообразные двойники прорастания (рис. 102, б, в), реже трой-
ники и более сложные срастания. Зерна, зернистые агрегаты.
Известны эпитаксиальные срастания с кианитом, в которых
{010} ставролита II {100} кианита и оси с обоих кристаллов
имеют одну ориентировку.
Св. Цвет коричневый до черного, желтовато-бурый, редко
темно-синий. Блеск стеклянный до смоляного, на гранях часто
тусклый. Непрозрачен, редко просвечивает. Хрупкий. Сп. сов.
по {010} и {100}, несов. по {НО}. Излом от ступенчатого до ра--
ковистого, иногда занозистый. Тв. 7—7,5. Черта бесцветная до
сероватой. Пл. 3,7—3,95.
Диагн. Легко диагностируется по форме кристаллов, двойни-
ков, характеру ассоциации.
Обр. Ставролит — типичный минерал высокоглиноземистых
метаморфических пород.
Экспериментальные исследования показали, что в зависимости от давле-
ния и температуры происходят следующие реакции, определяющие парагене-
зис ставролита: 1) при 0,2—0,5 ГПа и 790—810 К ставролит образуется
301
за счет хлоритоида и силлиманита; 2) при 0,15—0,35 ГПа и более высокой тем.
пературе 820—970 К он переходит в кордиерит и андалузит; при более высо-
ком давлении (Р > 0,5 ГПа) вместо андалузита возникает кианит; 3) при
еще более высоком давлении (до 1 ГПа) за счет ставролита образуется гра-
нат. Поэтому ставролит является минералом средних ступеней метаморфизма
Ставролит-мусковитовые, кианит-ставролптовые, спллнманпт-ставролнто-
вые кристаллические сланцы с кварцем, биотитом, плагиоклазом, ильменитом
углистым веществом известны в Кейвах (центр Кольского п-ова); кварц-кца’
нитовые сланцы с альмандином, мусковитом — в Хозаваре (Карелия) и >.1Но.
гпх других местах. Гнейсы со ставролитом, кварцем, биотитом, силлиманитом
известны в Приазовье, Карелии, на Восточном Таймыре. Обнаружен и ставро-
лит магматического происхождения в ассоциации с кианитом в амфиболитах
среди метаморфизованных габброидных анортозитов р. Сифорт (Нов. Зелан-
дия).
Является обычным минералом россыпей и терригенно-обло-
мочной фракции осадочных пород.
Изм. При ретроградном метаморфизме переходит в биотит,
хлоритоид, при прогрессивном — в кордиерит, гранат. Известно
замещение хлоритом.
В поверхностных условиях ставролит устойчив, хотя иногда
коалинизируется.
Знач. Практического значения пока не имеет.
I
Группа хлоритоида
Хлоритоид {(Fe2+, Mg)2 (Al, Fe3+) A13O2 (OH)4[ SiO.; ]2}
Назв. За сходство по внешнему виду с хлоритами.
Хим. Состав колеблется в основном из-за ИП: Fe2+-—>Mg
(10—25, до 42 ат. %), Al->Fe3+ (~5' до 14 ат. °/о), иногда
Fe2+->Mn (5—10 до 17 ат. % в оттрелите). Отмечаются также
ТЮ2 (0, п % —из-за примесей рутила) и F (0,0, п %).
Структ. Можно представить в виде бруситоподобных стенок ЗМХ2
-> Mz2 О2 (ОН)4, чередующихся с шшшелеподобными стенками А13П Os-
Стенки соединяются друг с другом атомами Si, образующими остров-
ные SiOz.-группы (рис. 103). Благодаря тому, что катионные стенки распола-
гаются ± к с, для хлоритоида характерны уплощенные индивиды с преимуще-
ственным развитием плоскостей {001} и сов. сп. по {001}. Однако благодаря
сильной связи между стенками за счет Si4+ хлоритоид имеет высокую тв,
(6.5), резко отличающую его от хлоритов слюд, и др.
Известны два политипа мои. с. (С2/с) и трикл. с. (С1), предположительно
различающиеся относительным расположением октаэдрических слоев и особен-
ностями связи. Допускается их одинаковое распространение в природе.
Выд. Чешуйчатые агрегаты, плохо ограненные порфироб-
ласты в кристаллических сланцах размером от 0, п до п-10 мм-
Св. Цвет темно-зеленый, зелеповато-черный, темно-синий.
Блеск стеклянный до алмазного, часто тусклый. Прозрачен в
тонких пластинках. Хрупкий. Сп. сов. по {001}, часто нссов. сп.
по плоскостям, пересекающимся под углом — 120 или — 60°.
Излом неровный. Тв. 6,5. Черта бесцветная, зеленовато-белая,
зеленовато-серая. Пл. 3,6.
302
Рис. 103. Структура хлоритоида в проекции на (010)
Диагн. От хлоритов, слюд и других минералов, похожих по
формам выделения, сп., цвету, отличается более высокой тв.,
большей пл.
Обр. Характерный минерал метаморфических пород.
При низкой степени метаморфизма образуются хлоритоидсодержащие
сланцы с кварцем, хлоритом, мусковитом, магнезитом, ильменитом, иногда
эпидотом, рутилом, гематитом и др. (Кривой Рог, Белозсрское железорудное
м-пие, УССР; Енисейский кряж).
На средних ступенях метаморфизма для хлоритоида характерна ассоциа-
ция с биотитом, гранатом, иногда кварцем, муковитом (Кривой Рог, УССР),
При дальнейшем повышении давления хлоритоид полностью или частично
переходит в ставролит, гранат, минералы семейства кианита. В тех случаях,
когда хлоритоид не полностью перешел в эти минералы или сохраняется в ка-
честве избыточного компонента, возникают гранат-слюдяпые сланцы с хло-
ритоидом, силлиманитом (Зап. Кейвы, Кольский п-ов).
Роговики с хлоритоидом, андалузитом, кварцем известны в Трансваале
(ЮАР), Брокен-Хилле (Австралия).
Хлоритоид обнаружен в колчеданной руде Озерного м-ния
(БурАССР), где его появление связывается с контактово-мета-
морфическим процессом.
Изм. При прогрессивном метаморфизме переходит в ставро-
лит и далее в кордиерит, гранат. В поверхностных условиях до-
вольно устойчив, хотя иногда замещается смесью каолинита,
гиббсита и лимонита.
Знач. Практического значения пока не имеет.
303
Надотдел 2. Тетра-трисиликаты (4 > К > 3)
Отдел 2. Сложные тетра-трисиликаты
Ряд 2. Основные тетра-трисиликаты
Группа везувиана
Везувиан
(8)Са19<6) (Al, Mg, Fe, Ti)8(6> AI?5JFe3+O2 (OH, F)8 [SIO4]10 [Si2O7]4
Назв. по месту первоначальной находки вблизи Везувия
(Италия).
Хим. В зависимости от состава выделяют: титанвезувиан
(до 4,7 % TiO2), хромвезувиан (до 2,3 % Сг2О3), бериллистый
везувиан (до 4 % ВеО), редкоземельный везувиан (до 4,3—
16,7 % 77?20з с изоморфизмом типа Са2+А13+->- Се3+Ре2+ и
2Ca2+->Ce3+Na+ (?); обычно с повышенным сод. TiO2 — 3—
3,5 %, ThO2 — 0, п %, UsOs — до 1 %), манганвезувиан (до 4,5 %
1ЧпО). Кроме того отмечаются ИП В (часто 0, п до 2,7 % В2О3),
небольшие примеси Na, К. Состав иногда изменяется зонально,
пятнисто. Учитывая сложность состава везувиана и недостаточ-
ную его изученность, можно ожидать, что под этим названием
пока объединяется несколько близких по составу и свойствам
минеральных видов. Это относится в первую очередь, очевидно,
к «сурьмяному везувиану» из р-на Саравак (Малайзия), сод.
15,7% Sb2O3.
Структ. довольно сложна и подробно на ней останавливаться не пред-
ставляется возможным. Отметим лишь разные позиции катионов (см. фор-
мулу), присутствие островных орто- и диортогрупп. Редкоземельный везувиан
обычно метамиктен.
Выд. Кристаллы тетр. с. (Р4/ппс) столбчато-призматиче-
ского габитуса, квадратного сечения, часто с сложной скульпту-
рой на гранях (рис. 104). Зернистые до сливных агрегаты, часто
ограненные с поверхности; плотные радиально-лучистые массы
(с диаметром сфероидов до 5—6 см—Ак-Чагыл, КазССР), па-
раллельно-шестоватые агрегаты.
Св. Цвет желто-зеленый, бутылочно-зеленый до зеленовато-
коричневого, бурый (титанвезувиан) до черного (редкоземель-
ный везувиан): бесцветный, серый, фиолетовый, красноватый,
304
.001
Рис. 104. Кристаллы везувиана
изумрудно-зеленый (хромвезувиан), голубой (циприн с приме-
сями Fe2+, Си?). Окраска иногда зональная, пятнистая. Блеск
стеклянный, до смолистого. Хрупкий. Сп. практически нет;
иногда несов. по {110}, {100}, {001}. Излом неровный до рако-
вистого. Тв. 5—6,5. Черта белая, зеленоватая, буроватая. Пл.
3,3—3,4 до 3,6 (при 16,7% TR2O3).
Диагн. От гранатов, эпидота отличается формой кристаллов,
от гранатов — более низкой тв., от эпидота — отсутствием сп.
Обр. Типичный минерал известковых скарнов; встречается в
других гипогенных ассоциациях.
Для везувиана известковых скарнов характерна ассоциация с гранатом,
эпидотом, хлоритами, диопсидом, скаполитом (Кедабек, АзССР; Назямские
горы, Челябинская обл.; рудник Юлия, Хакасская АО).
Прекрасные кристаллы везувиана длиной до 5 см известны в виде вкрап-
ленников (вместе с гроссуляром и ахтарандитом) в гидротермально изменен-
ных траппах по р. Вилюй (ЯАССР). Этот везувиан, отличающийся повы-
шенным сод. В, оптической двуосностыо и положительностью, называется
вилуитом.
Везувиан (титанвезувиан) известен в массивах щелочных пород (Афри-
канца, Кольский п-ов). В связи с ультраосновными породами везувиан изве-
стен на Урале (Баженовское м-пне, Свердловская обл.), в Джоржтауне (Ка-
лифорния, США).
Везувиан метаморфического происхождения связан с хлоритовыми слан-
цами (Назямские горы, Челябинская обл.). Иногда он обнаруживается в
биотитовых сланцах, филлитах, роговиках.
Обломки зерен, окатанные кристаллы известны в россыпях
(руч. Мунилкан ЯАССР; Борзовка, Урал).
Изм. При гидротермальных процессах может замещаться
хлоритами; кальцитом, тальком, гроссуляром, эпидотом, пиро-
ксенами, скаполитом, пренитом, цеолитами. В поверхностных
условиях устойчив.
Знач. Редкие прозрачные разновидности используются в
ювелирных изделиях.
305
Семейство эпидота
Группа цоизита
Цоизит Са2А13О (ОН) [SiOJ [Si2O7]
Группа эпидота
Клиноцоизит Са2А13О (ОН) [SiO4] [Si2O7]
Эпидот Ca2FeAl2O (ОН) [SiO4] [Si2O7]
Группа ортита
Ортит Ce2Fe2A10 (ОН) [SiO4] [Si2O7]
Назв. Цоизит — в честь австрийского коллекционера минера*
лов 3. Цоиза (1747—1819) в коллекции которого его впервые
обнаружили; эпидот —от греческого «эпидозис»—приращение—
за форму поперечного сечения кристаллов в виде параллело-
грамма, в отличие от ромбической формы сечения амфиболов;
ортит — от греческого «ортос» — прямой — по очертанию кри-
сталлов.
Хим. Общая формула минералов семейства эпидота
М2ЛГ3(ОН)7’3О12, где М — Са2+, 77?3+, Мп2+, незначительные ко-
личества Na+ К+, Sr2+, в единичных случаях РЬ2:; М' ~ А134\
Fe3+, Мп3+, резко подчиненные количества Те2+, Mg2+, иногда
Ti3+, Сг3+ Vs+; Т = Si.
Основные изоморфные замещения: Al3+ Fc3+, Мп3+; Са2+А13+ у
> 77?s+(Fe2+, Mg2+). в небольшой мерс 2Са2+—> Ка+Т/?3+; Са'!+Л13+—>
•—> Fe2+Ti3+; не исключен ограниченный изоморфизм Si4+ + О2" А13|_ +
+ ОН-. В некоторых минералах до 1,7 % F, 0, п % В2О3. Для характеристики
состава часто используют отношения:
Р _ Fe3+ , _ Fe3+ 4~ Mn3+
~ Fe3+4-Al3+ В * * 11 ? “ Fe3++ Mn3++ Al3+ ‘
В зависимости от преобладания тех или иных катионов в
группах М и М' различают: 1) Са — Al-минералы: цоизит, кли-
ноцоизит (F <0,05); 2) Са— А1 — Fe-минералы — эпидоты
(0,05 < F < 0,40); 3) Са, Мп — А1, Мп, Fe-минералы — пьемон-
титы (обычно 0,2 < F' 0,7); 4) 77?-мииералы— ортиты. Между
клиноцоизитом и эпидотом установлены непрерывные твердые
растворы. Изоморфизм цоизит — клиноцоизит и эпидот — ортит
ограничен, хотя пределы пока не установлены.
Сод. 77?2О3 в ортите обычно в пределах 13—15 % (до 22 %). В нем уста-
новлены примеси ThO2(0, п %), MgO (до 14,2 %), TiO2 (до 2 %), отмечаются
примеси и3О8 (до 0,5 %) и многие другие. Кроме основных минералов вы-
деляют большое число разновидностей: тулит (цоизит, сод. 0, п % МпО), тав-
мавит (эпидот п клиноцоизит, сод. 6,8—11,2 % Сг2О3), мухинит (эпидот, сод.
11,3% V2O3 — Ca2VAl2(OIi)Si3O12, танзанит (прозрачный цоизит, сод. ИП Сг
и V); манганортит (до 7 % МпО), иттроортит (до 12,4 % Y2O3), магнезиоортит
(до 14,5 % MgO), бериллийортит (до 5,5 % ВеО), нагателит (ортит, сод. Д°
6,5 Р2О5).
306
Рис. 105. Структура эпидота:
ВОл-октаэдры, образующие цепочки |[6, не
заштрихованы; Л<‘-6(РеО6)-октаэдры вне це-
почек заштрихованы; SiOj-тетраэдры и
5[2О7-группы покрыты точками. Пунктн-
i ром выделена элементарная ячейка
Струят. Основу структуры эпидота представляют прямолинейные ленты
ЛГОб-октаэдров, связанных друг с другом ребрами, вытянутые вдоль b (свет-
лые октаэдры на рис. 105). Ленты двух типов, один из которых отличается
присоединением слева и справа двух дополнительных А1, Fe-октаэдров (за-
штрихованы на рис. 105), обобщающих с лентой по два ребра и утраивающих
ее (в торцевой проекции). Лепты связаны SiO^—Si2O7-rpynnaMn в смешанный
каркас с крупными полостями, в которых располагаются атомы М. В эпидоте
атомы Са имеют КЧ = 7, хотя по расстоянию Са—О можно выделить Са(1)
(0,2415—0,2587 нм) и Са (2) (0,2307—0,2785 нм); Fe преимущественно входит
в октаэдры на периферии цепочек (как показано на рис. 105), с учетом чего
формула эпидота Ca2FeAl2O(OH) [SiO4] [Si2O7], В структуре ортита преиму-
щественно занимает положения Са(/) эпидота, a TR — Са(2), приобретая
КЧ = 9. Переход от мои. клиноцоизита, изоструктурного с эпидотом, к ромб,
цоизиту можно представить путем скольжения по {100} с образованием косых
двойников. Ортит часто метамиктный.
В зависимости от состава и структуры минералы описывае-
мого семейства объединяют в три гр.: цоизита (ромб. с.—
Рпта), эпидота (мон. с. — P2j/m) и ортита (мои. с. — Р21/т).
У цоизита по составу, свойствам и условиям образования много
общего с клиноцоизитом, который в свою очередь изоморфен
с эпидотом. В то же время ортит занимает в этом отношении
особое положение. Поэтому далее эпидот с близкими к нему
минералами и ортит описываются раздельно.
Эпидот
Выд. Богатые гранями кристаллы (рис. 106), вытянутые по b
(субцепочечпая структура!), часто исштрихованы вдоль удли-
нения. Радиально-лучистые, шестоватые, веерообразные и соло-
мовидные агрегаты, иногда крупнопластинчатыс (цоизит, кли-
ноцоизит); зернистые агрегаты до сливных (эпидозит). Обнару-
жены псевдоморфозы эпидота по гранату (в ребре ~ 4 см) и
скаполиту (длиной 6—8 см) — скарны Арендаля (Норвегия),
Цоизита — по лавсониту и глаукофану.
Известны эпитаксиальные срастания клиноцоизита с эпидо-
том; эпидота с ортитом (иногда индивиды зонального строения).
Зональное строение имеют некоторые эпидот-пьемонтитовые
307
Ill
Рис. 106. Кристаллы эпидота
индивиды. Отмечены эпитак-
сиальные срастания клиноцои-
зита с роговой обманкой, эпи-
дота с биотитом, эндотаксиче-
ские вростки в эпидоте турма-
лина, рутила.
Св. Цвет зависит от соста-
ва; при сод. Fe до 0,2 ФЕ—-
бесцветный, белый, сероватый
при 0,2—0,5 Fe — зелено-желтый, при 0,5—0,8 Fe — желтова-
то-зеленый, до 1,1 Fe — темно-зеленый; при сод. до 0,п%
МпО и небольшом количестве Fe — светло-розовый (тулит)-
пьемонтиты — красно-бурые, темные; от Сг2О3— ярко-зеленый;
мухинит— черный. В кристаллах иногда прозрачны. В этом'
случае эпидот проявляет отчетливый дихроизм от темного
зеленовато-коричневого цвета до непрозрачного. В Танза-
нии обнаружен прозрачный Сг, сод. V (V2O3~1%) цоизит
яркой фиолетово-голубой окраски, плеохроирующий до розо-
вого, названный танзанитом. Блеск стеклянный до смоля-
ного; на плоскостях сп. до перламутрового. Сп. у цоизита весьма
сов. по {100}, несов. по {001}, клиноцоизита — сов. по {100} и
{001}, эпидота и пьемонтита — сов. по {001} и несов. по {100}.
Излом неровный, неяснораковистый, иногда ступенчатый. Тв. от
6—6,5 у цоизита до 6,5—7 у эпидота. Черта белая, сероватая до
светлой фисташковой у эпидота и вишнево-красной у пьемон-
тита. Пл. 3,2—3,5 (увеличивается от ИП Fe и Мп).
Диагн. От турмалина, везувиана, граната отличаются сп.,
структурой агрегатов, формой кристаллов; друг от друга — по
цвету и оптически.
Обр. Типичные гипогенные минералы (скарны, метаморфи-
ческие породы, некоторые эффузивы), реже образуются аути-
генным путем. Наиболее распространен эпидот.
Для понимания условий образования метаморфического эпидота (клино-
цоизита или цоизита) представляют интерес реакции взаимодействия каоли-
нита или хлорита с карбонатом кальция: 3Alo(OH)4[Si2Or,] + 4СаСОз
2Са2А13О(ОН) [SiO4] [Si2O7] + 4СО2 + 5ЬЬО(51) и 3(Mg, Fe)5Al(OH)8 X
X [AlSi3OI0)+ЮСаСОз+2lSiO, ^=± 2Са2А!йО(ОН) [SiO4](Si2O7] +
+ 3Ca2(iMg, Fe)5(OH)2[Si4Oii]2 + 10СО2 + 8Н2О (52). Таким образом, на
образование описываемых минералов большое влияние оказывают Fcc>2 и FH20-
Реакции протекают в условиях средних ступеней метаморфизма (эксперимен-
тально установлено, что эпидот при 0,15 ГПа образуется при интервале тем-
ператур— 590- 700 К) и объясняют обычную для эпидота ассоциацию с ам-
фиболами (52), столь характерную для зеленых сланцев. Более высокая сте-
пень метаморфизма благоприятствует возникновению цоизита. В зависимости
от Eh, определяющего отношение Fe2'' : Fe3+, возникают эпидоты, более или
менее богатые Fes+, или клиноцоизит и цоизит.
Зеленые сланцы с различным количеством эпидота, клиноцоизита, цоизита
вплоть до чистых эпидозитов известны на многих территориях (Сев. Кавказ,
Урал, Алданский р-н). Клиноцоизит и цоизит особенно характерны для мета-
морфизованных маложелезистых осадочных пород (ассоциация с кальцитом,
мусковитом, иногда с гранатом, кварцем, андалузитом). Эпидот известен в
308
торых метаморфических породах с гранатом и в кианитовых сланцах
!,еК°яь1 и слои вулканогенно-осадочных пород в кианитовых сланцах по р. Хо-
^Л1<ан Витимо-Патомское нагорье).
-1аК щИроко развито гидротермальное изменение (гидролиз) плагиоклаза раз-
цных изверженных пород с образованием мелкозернистых выделений эпи-
ЛНтл " клиноцоизита, цоизита в смеси с альбитом, хлоритом, серицитом,
Д%ьпитом (соссюритизация): 8Са[ A12S i2Oe] + 5Mg2[Si20d + 1ОН2О —>
st 4Са2А1зО(ОН) [SiO4] [SbO7] +2Mg5Al(OH)8f AlSi3Ol0| + 8SiO2 (53)
Эпидот, реже клиноцоизит и цоизиг, широко распространены в скарнах,
обычно как более поздние минералы, часто образующиеся за счет граната,
везувиана, пироксенов, амфиболов, скаполита. Особенно характерен эпидот
„,1Я? железорудных скарнов (Дашкесан, АзССР). Известны монокристилличе-
скне индивиды более 20 см в поперечнике и хорошо ограненные кристаллы
длиной до 15 см (Кусипское м-ние; Зеленцовская копь, Назямскне горы, Че-
лябинская обл.), прозрачные иногда двуконечные прекрасно ограненные кри-
сталлы длиной до 4—5 см (Кацна Яма у д. Шайтанка, Свердловская обл.).
Эпидот установлен в миндалинах эффузивов (эпидотовые миндалины до
5 см в поперечнике известны в эффузивах Кавалеровского р-на, Приморье; до
0 5_] см в поперечнике — в эффузивах мыса Фиолент, окр. г. Севастополя),
пропилитах. В тесной ассоциации с галенитом и флюоритом клиноцоизитом
(в том числе кристаллы до 3—5 см) обнаружен в поздних гидротермальных
жилах одного из редкометальных м-ний Енисейского кряжа.
Аутигенный эпидот известен в девонских кремнистых сланцах Эльзаса
(Франция), песчаниках и алевролитах Верхоянья. В некоторых глинистых и
песчано-глинистых породах терригенный эпидот составляет до 75 % минера-
лов тяжелой фракции (породы Западно-Сибирской низменности).
Изм. В гипогенных условиях замещаются хлоритами грана-
том, слюдами. В поверхностных условиях устойчивы.
Знач. Редкие прозрачные разновидности (тапзанит) исполь-
зуются в качестве полудрагоценного камня. Эпидотизированные
породы — иногда поисковый признак на различное оруденение.
Ортит
Выд. Пластинчатые, досковидные иногда столбчатые кри-
сталлы, их сростки, сливные агрегаты.
Св. Цвет черный, буровато-черный. Блеск до смолистого.
Хрупкий. Сп. практически нет (упрочнение связи Се—О по срав-
нению с Са—О в эпидоте). Излом неровный до раковистого.
Тв. 5—6,5. Черта серая до коричневой. Пл. 3,3—4,2. Часто ра-
диоактивен.
Диагн. От похожих тантало-ниобатов и титанатов отличается
формой кристаллов и часто более высокой тв.; надежная диаг-
ностика возможна рентгенографическим или оптическим путем.
По ортиту часто развиваются бурые вторичные продукты; во-
круг ортита — плеохроичные дворики.
Обр. Типичный гипогенный минерал (граниты, гранитные
пегматиты, карбонатиты, гидротермальные жилы).
Акцессорный
УССР; р_ Басы-
^Рал), гранодио!
ортит известен во многих гранитах (Салтычья Могила,
[жия, КиргССР; Эрзянский массив, Тува; Приполярный
пах (Малый Хинган), диоритах (Кара-Тюбе, УзССР), квар-
цевых сиенитах (Пассакон Вей, Нью-Гемпшир, США), сиенитах (Плаупшен
Ч?Уид, ГДР), монцонитах (Каджарап, АрмССР), трахитах (Лаахерское оз.,
фРГ), игнимбритах (р. Козлипка на Кавказе).
309
Характерный минерал гранитных пегматитов, особенно мусковитовьтх
редкометальных с эвксенитом, эшинитом, цирконом, уранинитом; досковиИ
ные кристаллы длиной до 50 см и 20 см в поперечнике (Восточная Сибирь)
В ассоциации с бастнезитом, паризитом, монацитом, ксенотимом, баритоу
целестином ортит известен в карбонатитах (Сибирь). Акцессорный ортит об’
наружен в витрофировых риолитах (вулкан Твид-Шилд. Нов. 10. Уэльс).
Ортит установлен в гидротермальных и гидротермально-грейзеновых
м-ниях, связанных с гранитами (Кольский п-ов), в ряде скарновых железо,
рудных м-ний Урала, Кавказа, Енисейского кряжа, в фенилах (Ловозерский
массив; Вишневые горы, Челябинская обл.). Жилы с ортитом, альбитом н ге-
матитом известны в линзах метаморфизованных сланцев и песчаников, зале-
гающих в гипсоносных породах Брамана (Савойя, Франция). С образова-
нием ортита за счет метаморфизма биотита, плагиоклаза и монацита связы-
вают его появление в чарнокитах Вост. Гат (Индия).
Изм. В эпитермальных и гипергенных условиях часто заме-
щается бастнезитом (пегматиты Норвегии). На поверхности
выветривается, переходя в аморфную смесь TT?2O3, Fe2O3, А12О3,
SiO2, ThO2, образующую ржаво-бурую или красновато-бурую
корку на ортите. Для ее состава характерно повышение относи-
тельной роли ThO2 и снижение количества TR2O3 по сравнению
с исходным ортитом.
Знач. Может служить сырьем на TR и Th. Своеобразное
крупное м-ние TR и Th образовалось за счет ортита, превращен-
ного при выветривании в буровато-желтый охристый материал,
в Морро-дс-Ферро (Покос-до-Сальдос, Бразилия: полоса вы-
ветрелых пород прослежена на 500 м при максимальной ширине
~130 м и мощности 10—15 м. Содержание 77?20ч в рудах до-
ходит до 19—21% при 0,13—2,8% ThO2 и 2-10~3 —10~2 %
U3O8).
Надотдел 3. Дисиликаты (К = 2)
Наиболее широко распространенные дисиликаты — средние
соли; основные, кислые, кислоосновные дисиликаты, кристалло-
гидраты встречаются значительно реже.
В качестве типоморфного катиона дисиликатов можно при-
знать Са, входящий в простой средний дисиликат — волласто-
нит, достаточно широко распространенный и образующий круп-
ные скопления; Са является также существенной составной
частью многих сложных дисиликатов (пироксены, родонит и
др.). Наряду с Са2+ в некоторых из них появляется Na, избы-
точно щелочные свойства которого компенсируются обычно А1
(авгит, омфацит, жадеит) или Fe3+ (эгирин). Достаточно ши-
роко распространены средние простые дисиликаты Mg и Fe2+
(ромбопироксены); для средних сложных дисиликатов наибо-
лее характерны наряду с Са—Mg (диопсид), Fe2'1- (геденбергит),
Мп2+ (родонит); между Mg, Fe2+ и Мп2+ иногда проявляется
широкий изоморфизм.
Основная масса дисиликатов является собственно силика-
тами, но в некоторых из них проявляется заметное замещение
310
(4)Si на (4)A1 (авгит, омфацит, фассаит), что намечает переход
собственно силикатов к алюмосиликатам.
° Анионные радикалы в дисиликатах достаточно разнообраз-
и являются либо кольцевыми, либо цепочечными (см.
набл. 11). Первые из них установлены в небольшом числе ред-
пХ’дисиликатов, вторые же гораздо типичнее для силикатов, в
том числе для пироксенов.
Собственно дисиликаты— типичные высокотемпературные ги-
погенные минералы. Они характерны для: 1) магматических
/интрузивных и эффузивных) пород, особенно ультраосновных
и основных, связанных с ними пегматоидных образований (пи-
роксены); 2) скарнов (диопсид, геденбергит, волластониты и др.
пироксеноиды); 3) гранитных пегматитов (сподумен); 4) мета-
морфических ассоциаций (пироксены).
В гипогенных условиях дисиликаты часто замещаются амфи-
болами. Относительно легко гидролизуются, особенно под дейст-
вием гидротерм и в корах выветривания с образованием моно-
силикатов типа талька, серпентинов, хлоритов; минералы, сод.
ге2+, Мп2+ в поверхностных условиях окисляются с образова-
нием оксидов и гидроксидов Fe3+, Мп3+, Мп4+.
Отдел 1—2. Простые—>сложные дисиликаты
Семейство пироксенов
Назв. дано Гагой зеленым кристаллам, встречающимся в
аавах и, очевидно, считавшимся им чужеродными, от греческих
«пир» — огонь и «ксенос» — чужой.
Хим. Общая формула пироксенов — /W'MfT^Oe]00, где
М' = Mg, Fe2+; Li, Са, Na; М — Mg, Fe2"1-, Al, Fe3+, реже Mn2+,
Ni2+, иногда Ti, Cr3+, V3+; T = Si, иногда частично Al. Состав
конкретных минералов сильно осложняется изо- и гетеровалент-
ным изоморфизмом, главным образом по схемам: Mg^^^Fe^X
X (Mn3+, Ni2+); Al3+ Fe3+ (Mn3+, Cr3+, V3+); М2+Г+ Т=± М3Т3+;
Mg2+Si4+ Al3+ (Ti3+, Fe3+Al3+), 2М2+ М+М3+: Ca2+(Mg, Fe)2+
»Na+Fc3+(Na+Al3+).
Все известные пироксены по химизму удобно разделить на:
1) относящиеся к системе MgSiOg—FeSiO3—CaSiO3, вернее к
ее части, ограниченной составами Mg2[Si2O6]— Fe2 [Si2O6] —
CaMg[Si2O6]-~ CaFe[Si2O6] (рис. 107, а и 108), и 2) относя-
щиеся к системе NaAl[Si2O6]—NaFe[Si2O6]—CaMg[Si2O6]
(рис. 107,6). Пироксены состава (Mg, Fe)2[Si2O6] известны в
виде ромбо- и клинопироксенов. Они встречаются в породах
близкого состава, тесная генетическая связь позволяет объеди-
нить их в одно подсемейство. Остальные пироксены, кристалли-
зующиеся в мон.с., по особенностям состава и генезиса объ-
единяются в три подсемейства (табл. 13). При этом между
311
Рис. 107. Состав пироксенов:
а — состав Mg —Fe и Са-пироксено.в: 1 — диопсид-геденбергит, 2—эндиопсид, 3 — ферро-
геденбергит, 4— авгит, 5—ферроавгит, 6~титанавгит, 7 —суб альциевый авгит, S —пижо-
нит, минералы ряда энстатит—гиперстен, 9— из магматических пород, 10— из метамор-
фических поро (заштрихованы области составов, не встречающихся в природе; линии,
разграничивающие отдельные части треугольника, отвечают границам между отдельными
видами — см. рис. 108); б —состав натриевых и натрий-кальциевых пироксенов: / — пирок-
сены из эклогитов, перидотитов, 2, 3 — из жадеитовых пород, 4—из глаукофановых слан-
цев. 5 —из обычных магматических пород, 6— границы полей несмесимости, 7— пироксены
эклогитоподобных пород
312
CaSiO:
Рис. 108. Номенклатура моноклинных пироксенов, относящихся к системе
MgSiOs—F eSiO3—CaSiOs-
Заштрихованы области составов, не встречающихся в природе (сравни с рис. 107, а)
пижонитом и авгитом, относящимися к разным подсемействам,
иногда устанавливаются непрерывные твердые растворы; наряду
с этим известны многочисленные тонкопластинчатые пижониг-
авгитовые структуры распада, что скорее всего связано с различ-
ными ф. гр. пижонита, определяющимися степенью упорядочен-
ности его структуры (см. ниже). Ограниченный твердый раствор
намечается и в ряду авгит (диопсид) — жадеит, представители
которого называются омфацитами (см. рис. 107,6). Выше по
признаку изоморфизма они отнесены к подсемейству Са-пироксе-
нов, хотя для них обычно отмечается сод. Na (до 6,8 % Na2O;
»0,5 ФЕ).
Следует отметить обнаружение во многих пироксенах Н2О+
(до 1,4%) и доказательство существования в них О Н-"-ионов
(до 0,25 ФЕ).
Химический состав пироксенов может изменяться в пределах
отдельных зерен, которые бывают зональными, секторальными,
представляющими структуры распада, состоящие из нескольких
пироксенов (вплоть до криптокристаллических и доменных).
В целом он типохимичен (см. рис. 107) и определяется составом
минералообразующей среды и физико-химическими параме-
трами генезиса.
Структ. Можно рассматривать как субслоистую, в которой этажи лепт
катионных октаэдров (зигзагообразных, вольфрамитового типа), переходящих
У пироксенов с катионами М(2) в восьмерной координации в перфорирован-
ные стенки, параллельные {100}, чередуются с этажами, из попеременно ориен-
тированных вверх и вниз пироксеновых цепочек, вытянутых вдоль с (рис. 109).
В Mg—Fe-пироксенах КЧ всех катионов равно 6, хотя катионные октаэдры
Делятся на М (1) — более близкие к идеальным, и М(2) — сильно искаженные
Систематика пироксенов*
Таблица 13
Минеральный вид Формула Федоровская группа симметрии
1 о 3
Подсемейство /. Mg—Ре.-пироксены
Род энстатита (ромб, с.) повыш. T
Энстатит Mg2 [Si2O6]°° Pbca -> P2-Jc —> -> P2\/a
Ферросилит Fe, [Si2Oe]°° Род клиноэнстатита (мон. с.) Pbca -> P2x[c
Клиноэнстатит Mg, [Si2Oe]°° P^/c
Клиноферросилит Fe, [Si2Oc}°° P2Jc
Пижонит (Mg, Fe2+, Ca)2[Si2Oel°° Подсемейство 2. Са-пироксены Род авгита P2Jc\ C2/c
Авгит (Са, М2+) (Л12+, ЛД+, Ti)** [(Si, A1)2OG]°° C2/c
Диопсид CaMg [Si2Oc]TO C2/c
Геденбергит CaFc [Si >OR]°° C2/c
Йохансенит CaMn [Si2OR]°° C2/c
Омфацит*** (Ca, Na)(M2+, Al) [(Si, А1)2ОС]°° CaAl [AlSiO6]°° C2/c- P2/n; P2
Чермакит**** C2/c-. P2/n- C2;
/ Подсемейство 3. Na-пироксены Род эгирина Cl
Эгирин-авгит (Ca, Na) (Al2+ Fe) [Si2O6]°° NaFe [Si2O5]°° Гpynna жадеита C2/c
Эгирин C2/c
Жадеит NaAl [Si2O6]°° Гpynna космохлора C2/c
Космохлор | NaCr [Si2O6r Подсемейство 4. Li-пироксены Гpynna сподумена C2/c
Сподумен LiAl [Si2Oe]°° | C2 (~C2/c)
* Приведены в основном минеральные виды, отвечаю цие крайним членам твердых
растворов; границы их с минеральными видами промежуточного состава ясны из рис. 107.
108 и описания отдельных минералов, например, рода энстатита.
** Al2+ = Fe2+, Mg, Mn2 + ; Al3+ = Fe3+. Al, Сг3 + .
*** О.мфацнт=>авгнт (эгирин) —жадеитовый твердый раствор (см. рис. 107, б); иногда он
совместно с эгирнн-авгитом выделяется в самостоятельное семейство Са — Na-пироксенов.
**** Чермакит (Ts) в виде минерала не найден, хотя и синтезирован лабораторным
путем; CaAl [AlSiOel учитывается при перерасчете анализов пироксенов как самостоя-
тельный мипал—кальциевый чермакит СаГз.
314
a
д
Рис. 109. Структура пироксенов:
а — лента катионных полнадров-М О) и
М (2) в структуре энстатита: б — структура
энстатита, пироксеновая кремнекислород-
ная цепочка нижнего этажа выделена
клетчатой штриховкой; в — элемент перфо-
рированной стенки нз катионных поли-
эдров структуры жадеита, аналогичный
ленте катионных полиэдров энстатита (см. а):
г—структура жадеита; д — схема торцо-
вого сечения через структуру энстатита
Рис. 110. Детали взаимной ориентации катионных полиэдров и [SiO4]'-
тетраэдров в структурах пироксенов и схема возникновения структур с раз
ными ф. гр.
а—схемы ориентации тетраэдрических цепочек относительно треугольных гранен катион
них октаэдров .VI (1); б — схема ориентации тетраэдрических цепочек относительно поли
эдров М (2): слева —W н /У-вращение, середина —р- и W-вращение, справа Р-и Р-враще-
ние; в — два разных случая ориентации двух смежных цепочек из октаэдров .VI (1): + +
(слева) и —F )справа);г —схемы структур пироксенов с разными ф. гр. в проекции на (001).
изображенные балочными модулями (см. рис. 93): О и S — О- и S-вращение (см. a), N и
Р — N и P-вращение (см.,б), + и----ориентация цепочек из октаэдров Л1 И) относи
тельно оси с (см. в) Л н В — тетоаэдоические слои с упорядоченными (Д) и разупорядо-
ченными (В\ пироксеновыми цепочками; отсутствие подобного обозначения означает, что
цепочки в смежных слоях одинаковы
(рис. 109, а). Отдельные ленты связываются друг с другом [Si2O6]“-цепоч-
ками п между ними в плоскости {100} сохраняется просвет (рис. 109,6).
В случае появления катионов с более низкими СХ—Са, Na, входящих в M(2).
последние искажаются, их КЧ дополняется до 6 + 2 — 8, и прежде разделен-
ные просветом ленты (рис. 109, в) объединяются друг с другом в перфориро-
ванные стенки (рис. 109, а). Поэтому упрощенная крпсталлохимическая фор-
мула, например, энстатита примет вид (6)Mg2[Si2O6] а диопсида и жадеи-
та— (S)Ca(6jMg[Si20e] °° и (8)Ма(6)А1[5120б] °° соответственно.
В зависимости от взаимной ориентации пироксеновых цепочек в отдель-
ных тетраэдрических этажах, параллельных {100}, различают тетраэдрические
слои А, когда ориентация цепочек упорядочена (цепочки Т(1) и Т(2) на
рис. 109,6) и В — когда она разупорядочена. Ориентация [SiO4]‘’--тетраэд-
ров относительно катионных полиэдров /4(1) и Л1(2) также может быть раз-
лична (рис. НО). Так, по отношению к октаэдрам М(1) различают два крайних
случая — О-вращение, когда основания [5Ю4]4~тетраэдров ориентированы
противоположно треугольным граням октаэдров М(1) и S-вращение, когда
их ориентация одинакова (рис. ПО, а, левый и правый), по отношению к ка-
тионным полиэдрам М(2) -- /V-вращение, при обратной ориентации оснований
тетраэдров треугольным граням октаэдров /4(1), лежащим в плоскостях
{100}, с которыми [5Ю.|]4“-тстраэдры имеют общие атомы О (рпс. 110,6 / и
2)\ случай одинаковой их ориентации обозначается как P-вращение (рпс. 110,6
316
2 и 3). Наконец, при описании структур пироксенов учитывается двоякая
ориентация вершин треугольных граней октаэдров М(1) относительно оси с:
их направление по с (вверх на рис. НО, в) обозначается знаком +, в обрат-
ную сторону — знаком — (рис. ПО, в). Это позволяет различия ф. гр. пиро-
ксенов (см. табл. 13) представить как результат различного сочетания разно-
ориентированных балочных модулей (рис. НО, г).
Необходимо обратить внимание на изменение угла 03—03—03 (см.
рис. НО, а), определяющего форму пироксеновой цепочки, в зависимости от
размера катионных полиэдров. Теоретически он может меняться от 60° (или
120° — случай, показанный на рис. НО, а при О-вращении) до 180°
(рис. 110, а; S-вращение), хотя в минералах он чаще ~180° (см. рис. 109, а).
Последние исследования позволили выяснить, что упорядоченное распре-
деление катионов наблюдается и в пределах каждой из позиций Л1 (1) и М (2),
приводя к их расщеплению на A'I(h') и ЛГ(2/), где i = 0, 1, 2, 3, ...,/ = 1,
2, 3 ... .
Перечисленные особенности структур пироксенов приводят к большому
числу ф. гр. у минералов этого семейства (см. табл. 13) и основной причиной
многочисленных случаев разрыва смесимости появления, в том числе крипто-
кристаллических, вплоть до доменных, структур распада твердых растворов.
Связь внутри [Si2O6]^ цепочек сильнее, чем между ними.
Поэтому пироксены обладают призматической сп., причем угол
между двумя направлениями сп. почти прямой (~93°), чем они
отличаются от амфиболов, обладающих призматической сп. с
углом, близким к 60 (~56°) или 120°. В полном соответствии
со структурой находится и характерный для пироксенов псевдо-
тетрагональный облик кристаллов, отличающий их от псев-
догексагонального пли ромбического сечения амфиболов,
317
отдельность и двойникование по {100}, т. е. параллельно лентам
(стенкам) катионных полиэдров.
Обр., Изм., Знач. пироксенов рассматриваются после описа-
ния свойств важнейших их представителей.
Подсемейство 1. Mg, F^-пироксены
Род энстатита (ромб, с.)
Энстатит MgglSisOc]00
Ферросилит Fe2 [Si2Oe]oo(/7s)
Назв. Энстатит от греческого «энстатес» — «противный», что
связано с устойчивостью энстатита к плавлению; ферросилит —
по составу.
Хим. Среди минералов рода энстатита выделяют: энстатит —
Fso-12, бронзит — Fs\2-3o, гиперстен — Fs^-w, феррогиперстен —
Fs5o-7o, эвлит — Fs7o-8o, ферросилит — Fs88-ioo-
Пределы железистости ортоппроксснов зависят от температуры и давле-
ния. Так, при 1 -102 кПа она доходит до 80 мол. % Fs при 873—973 К и сни-
жается до 70 мол. % при 1173—1273 К, что является причиной появления при
низких температурах структур распада твердых растворов, богатых Fs. Чи-
стый Fs устойчив при 1023 К и 1,2 ГПа, при 1173 К и 1,4 ГПа, при 1373 К
и 1,6 ГПа. С этим связана редкость в природе минералов, близких по составу
к Fs.
Состав осложняется ИП МпО (до 1 %, в одном образце
5%), иногда А12О3 (до 1—2%, редко 4 и даже 8%) — замеще-
ние Mg2+Si4+ А13+А13+; отмечаются небольшие примеси СаО
(до 2,7 %), до 0, а? % TiO2, Сг2О3, иногда NiO.
Структ. См. описание семейства. Отмечено преобладание во всех случаях
Fe2+ в позициях Л1(2).
Выд. Плотные зернистые агрегаты. Пластинчатые и зональ-
ные срастания с клинопироксенами, обычно микроскопические,
вплоть до доменных. Каемки в венчиковых структурах между
оливином и плагиоклазом.
Св. Цвет белый (энстатит), чаще зеленый различных оттен-
ков до темно-бурого (по мере увеличения сод. Fs). Блеск стек-
лянный до перламутрового на плоскостях сп. Хрупкий. Сп. сред-
няя по {210} под углом ~88°. Излом ступенчатый. Тв. 5,5. Пл.
3,1—3,5 (увеличивается с повышением Fs).
Диагн. Трудно отличаются друг от друга и клинопироксенов.
Диагностика проводится оптическими и рентгенографическими
методами.
Обр., Изм., Знач. См. заключение семейства.
318
Подсемейство 2. Са-пироксены (мон с.)
Род авгита
Авгит (Са, М-2) (М2+, М3+, Na, Ti) [(Si, А1)2Ое]°°
M2+ = Mg, Fc2+j Mn2+Ni2+; M3+ = Fe3+, Al; Cr3+
Назв. От греческого «ауге» — блеск, за сильный блеск на
плоскостях сп.
Хим. Наиболее непостоянный по составу пироксен, из-за
широкого изоморфизма в рядах диопсид — геденбергит — авгит,
авгит —пижонит (см. рис. 107, а), авгит —жадеит до омфацита
(см. рис. 107,6).
Сое основных компонентов: MgO— 3,5—18% (0,2—1 ФЕ), FcO — 0,7—
26% (0,02—0,9 ФЕ), СаО —8—24% (0,34—1 ФЕ) МпО—0, и % до 9,65 %
(0,34 ФЕ) в мангансалите, NiO—0, 0 п — 0, /г %; А12О3— п — 4 до 7% при
WA1 до 0,2—0,3, редко 0,4 ФЕ, Fe2O3 — 0,3—8,7 % (0,2—0,25 ФЕ) до 13 %
(0,37 ФЕ) в ферриавгите, Сг2О3 —0,0 п — 0, п до 1 %; Na2O— 0, п— 1,6 % —
— 0,07 ФЕ до 2,8 % (0,22 ФЕ) в натриевом авгите, TiO2 — 0, п — п %. Наибо-
лее богатый (4)А1 (до 0,56 ФЕ) Са, Mg, Al-пироксен, бедный Na называется
фассаитом; известен титанфассаит, сод. 5,72 % TiO2 (0,165 ФЕ Ti). Омфацит
отличается от фассанта высоким сод. Na (до ~0,5 ФЕ) при более низком
<4>Л1(< 0,15 ФЕ) и Ca/(Mg + Fe2+) -1:1.
По сравнению с сокристаллизующимпся ортоппроксенами авгит содержит
больше Ti, Cr, Fe, V, <6)А1 п (4)А1, но меньше Мп.
Примеси часто вызывают зональное и векториальное строение
зерен авгита, имеющих иногда характерные структуры типа
песочных часов, мальтийского креста, «бокала мартини», наблю-
даемые под микроскопом.
Структ. См. описание семейства.
Выд. Короткостолбчатые кристаллы с большим развитием
граней {110}, чем у диопсида, и двойники по {100} с входящим
углом типа «ласточкина хвоста» (рис. 111). Часто вкрапленники
в породе, иногда сплошные зернистые массы. Известны упло-
щенные по {100} сдвойникованные дендригы длиной до 10—
20 см (дайка толеитового базальта близ Донегала, Ирландия)1..
Рис. 111. Одиночные кристаллы (и, б) и двойник (в) авгита
319*
012
Рис. 112. Кри*
ста.чл диопсида.
Рис. 113. Диоп-
сид:
а —одиночный кристалл, уплощенный по {010}, б —двойник с хорошо видимым вертикаль-
ным двойниковым швом по (100) и трещинами отдельности по {001}, по которым сколот
правый индивид. Слюдянка. Иркутская обл. Нат. вел.
Св. Цвет черный, иногда буроватого или зеленоватого оттен-
ка, реже темно-зеленый бурый. Блеск стеклянный. Хрупкий. Сп.
средняя по {100}; нередко отдельность по {100}—у диаллага.
Излом ступенчато-неровный до раковистого. Тв. 5—6. Черта
светлая, серовато-зеленоватая. Пл. 3,2—3,6.
Диагн. Легко диагностируется в виде отдельных кристаллов,
вкрапленных в эффузивы; в остальных случаях надежная диаг-
ностика оптическим путем.
Обр., Из., Знач. См. заключение описания семейства.
Диопсид CaMg [й^гОв]00
Назв. От латинского «ди» — два и греческого «оппис» —
появление (связано с двумя наиболее характерными типами
габитуса кристаллов).
Хим. Кроме перечисленных особенностей состава (см. Описа-
ние семейства) в некоторых случаях повышенное сод. Сг2О3 (до
2,3 %, в хромдиопсиде); ТЮ2 (0, п %, изредка до 3 %); А1 (до
6,4% А12О3 в диопсиде и до 8% в салите)—изоморфизм по
схеме Ca2+Mg2+ Na~AI3+ (переход к омфациту) и Mg2+Si4-!"
=> А13+А13+ (переход к фассаиту), избыток Mg (по эксперимен-
320
тальным данным до 8 мол. % MgSiO3). Диопсид с заметными
количествами Fe3+ — диаллаг *.
Структ. См. описание семейства.
Выд. Кристаллы чаще столбчатого (рис. 112, ИЗ, а), реже
таблитчатого облика. Нередки двойники по {100} (рис. 113,6)
и {102}. Зернистые, шестоватые и радиально-лучистые агрегаты.
Известны эндотаксические вростки диопсида в оливине и в орто-
пироксенах.
Св. Диопсид редко бесцветный или белый, чаще зеленый раз-
ных опенков (серо-зеленый, бутылочно-зеленый от Fe), иногда
от яблочно-зеленого (лавровит}** до травяно-зеленого (хромдн-
опсид), синий (виолан — от примесей (/,)Сг3+), розовый (от при-
месей Мп). Блеск стеклянный. Прозрачный до непрозрачного.
Хрупкий. Сп. ясная по {ПО}; часто отдельность по {001}. Излом
ступенчатый до неровного. Тв. 5,5—6. Черта белая, слегка зеле-
новатая. Пл. 3,3—3,4.
Диагн. От авгита отличается формой кристаллов и обычно
более светлым цветом; точная диагностика производится опти-
ческим путем.
Обр., Изм., Знач. См. заключение описания семейства.
Геденбергит CaFe [ SisOe]00
Назв. В честь шведского химика М. А. Л. Геленберга, от-
крывшего и описавшего этот минерал.
Хим. Из особенностей состава надо отметить частое сод.
МпО (обычно п %’до 9,5 % в мангангеденбергите), иногда Fe2O3
(до 4,2 в ферригеденбергите); TiO2, А12О3, менее характерны,
чем для диопсида, а Сг20з в заметных количествах не уста-
новлен.
Структ. См. описание семейства.
Выд. Радиально-лучистые и крупношестоватые плотные
агрегаты, иногда зонально-концентрические гсдепбергит-волла-
стонит-датолитовые выделения.
Св. Цвет темно-зеленый до черно-зеленого. Блеск стеклянный.
Непрозрачный до прозрачного в осколках. Хрупкий. Сп. до яс-
ной по {110}. Излом ступенчатый, у агрегатов — до занозистого.
Тв. 5,5—6. Черта светло-серая с зеленоватым оттенком. Пл.
3,5—3,6.
Диагн. Похож по форме выделений, агрегатам и цвету на
людвигиг, от которого отличается сп., развитием ио людвигиту
* Это же название часто используется для диопсида и авгита с хорошо
развитой по плоскостям {100} отдельностью, причем плоскости {100} у диал-
лага обычно покрыты мелкими выделениями магнетита или ильменита.
** Лавровпг Слюдянскою м-пия (Иркутской обл.) сод. до 2 % V2O3.
Н Зак. 594
321
белых порошковатых вторичных продуктов (ссайблиита) и ти-
пом ассоциации.
Обр., Изм., Знач. См. заключение описания семейства.
Подсемейство 3. Nа-пироксены
Род эгирина
Эгирин NaFe [512Ое]°°
Назв. от «Эгира» — скандинавского бога морей, поскольку
сначала был найден в Норвегии.
Хим. Обычен изоморфизм NabFe3+ =<* Ca2'r(Mg, Fe2<) с пере-
ходом при сод. NaFc [Si2O6]00 < 70 мол. % в эгирин-авгит (см.
рис. 107,6); отмечаются примеси А12О3 (до 6%), 0, п % TiO2
вплоть (до 12,5 мол. % нептунита — K-Na2Li(Fe, Mn)2Ti2O
[S14O11]), Nb2O5 (до 1%), МпО (до 1%), ВеО, ZrO2, иногда
V20.3, SrO, Та2О5.
Струит. См. описание семейства.
Выд. Редко отдельные длиннопризматические до тонко-
игольчатых кристаллы, вытянутые вдоль с (рис. 114); обычны
иглы, длипноиризматические кристаллы в виде вкрапленников
в породах, радиально-лучистые агрегаты, спутанноволокнистые
образования, сферолиты. Для щелочных пород Кольского п-ова
Рис. 114. Кристаллы \а-пироксенов: эгирина слева и справа и эгирин-авги-га
(в центре)
322
установлена смена форм выделения по мере развития процесса:
1) мелкие обычно игольчатые кристаллики, 2)длиннопризмати-
ческие кристаллы, их сростки, 3) спутанноволокнистые агре-
гаты, лучистые и перистые сростки, сферолиты.
Св. Цвет от черного, зеленовато-черного в крупнокристалли-
ческих выделениях до зеленого и светло-зеленого в тонковолок-
нистых массах; иногда бурый, красновато-бурый (якмшг); из-
вестен п почти бесцветный эгирин. Блеск стеклянный. В краях
полупрозрачный до прозрачного. Хрупкий. Сп. ясная по {110}.
Излом ступенчато-раковистый до занозистого у тонкоигольчатых
агрегатов и сферолитов. Тв. 5—5,5—6. Черта светло-зеленая. Пл.
3,6—3,4.
Диагн. От арфведсонита отличается по углу между плоско-
стями сп., от энигматита — зеленой чертой (у энигматита она
буро-черная), от турмалина, геденбергита, людвигита — по ассо-
циации.
Обр., Изм., Знач. См. заключение описания семейства.
Группа жадеита
Жадеит NaAI [ S iaOeJ00
I
Назв. От испанского «пиедра де жада» — камень против
колик, из-за поверия, что он мог помогать от почечных колик.
Хим. Относительно близок к формуле (см. рис. 107,6);
отмечены небольшие ИП Fe2+, Fe3+, Сг3+ (твердые растворы с
космохлором — до 50 % NaCr [SigOg] °0, CaCr [CrSiO6])°°, Mn2+,
Ni2+; известны твердые растворы, сод. S1O2 (до 8%),
Са0)5А1 [Si2O6]00 (до 15 мол. %).
Структ. См. описание семейства.
Выд. Плотные агрегаты, обнаруживающие под микроскопом
спутанноволокнистое строение; зернистые массы.
Св. Цвет белый, яблочно-зеленый (Mn2+, Ni2+, Сг+), зеленый
(Cr3+,Fe2+), синий (Fe2+Fe3+), серый до черного (много Мп2+,
Fe3+, включений магнетита). Блеск тусклый до стеклянного на
плоскостях сп. зернистых агрегатов. До полупрозрачного и
прозрачного в краях. Сливной, сиутанноволокнпстый — очень
прочный, вязкий; крупнозернистый — относительно хрупкий. Сп.
до ясной по {ПО}. Излом неровный до занозистого, в крупно-
зернистых агрегатах — ступенчато-раковистый. Тв. 6,5—7. Черта
белая. Пл. 3,3.
Диагн. От нефрита отличается оптически и другими методами
специальной диагностики.
Обр., Изм., Знач. См. заключение описания семейства.
11* 323
Подсемейство 4. Li-пироксены
Группа сподумена
Сподумен LiAl [Si2O6]°°
Назв. От греческого «сподуменос» — превращенный в пепел
из-за серовато-белой окраски пли образования массы пепельного
цвета при прокаливании перед паяльной трубкой.
Хим. Близок к LiAl [Si2O6] °°-
Наиболее обычны примеси Na2O (0, п редко до 1,7 %), Fe2O3 .(0, п редко
до 1,6 %), FeO, МпО, К2о 0,0 п— 0, п, некоторый избыток SiO2 (до ~15%)
Структ. типа диопсида, по с более низкой симметрией (см. Описание се-
мейства).
Известны тетр. 6-сподумен, образующийся при давлениях до 0,9 ГПа и
гексагональный /7-сподумен (Р622), устойчивый при 1—2 ГПа и выше, обра-
зующий твердые растворы с SiO2. Природный сподумен переходит в р-форму
под атмосферным давлением при —970 К. При 0,03—0,3 ГПа переход
происходит при 830—905 К, причем p-фаза богаче Li и А1 по сравнению с
«-фазой. Небольшие-примеси Na+ и Fe3+ расширяют поле устойчивости «-спо-
думена. «-Сподумен удалось синтезировать в гидротермальных условиях под
давлением выше 0,6 ГПа. Частичное замещение А1 на Fes+, Сг3+ снижает пре-
дельное давление до 0,3 ГПа; Сг и Fe аналоги получены при 0,1 ГПа и 25 ГПа
соответственно.
Выд. Досковидные кристаллы с основными габитусными гра-
нями {100}, {010}, {110}. Грани головки недоразвиты или отсут-
ствуют. На кристаллах часто продольная штриховка. Иногда
пластинчато-шестоватые агрегаты, плотные скрытокристалличе-
ские массы.
Св. Цвет белый, серовато-белый, желтоватый, зеленоватый,
розоватый, реже изумрудно-зеленый. Известны прозрачный ма-
линовый сподумен с фиолетовым оттенком — кунцит, электрон-
ные и дырочные центры с участием Мп2+, Мп3'1', Мп44', Fe2+, Fe3+
аннигилирующие выше 770 К, что приводит к обесцвечиванию)
и зеленый прозрачный сподумен — гидденит. Блеск стеклянный
до слабо перламутрового на плоскостях сп. Хрупкий. Сп. сред-
няя по {НО}; иногда отдельность по {100}. Поверхности граней
и сп. иногда поперечноволнистые из-за механического двойни-
кования. Излом ступенчато-неровный. Тв. 6,5—7. Черта белая.
Пл. 3,2.
Диагн. Легко диагностируется по формам выделения, физи-
ческим свойствам, ассоциации. На плоскостях сп. часто дендри-
ты гидроксидов Мп. Окрашивает пламя в ярко-красный цвет
(реакция на Li).
Обр., Изм., Знач. См. заключение описания семейства.
Обр. Пироксены типичные гипогенные минералы. В качестве
породообразующих они характерны для многих магматических
(от ультраосновных. до кислых и щелочных) и метаморфических
ассоциаций; существенна их роль в скарнах. Сподумен — типич-
ный минерал гранитных пегматитов; жадеит — минерал высо-
324
«их давлений. Реже и в меньших количествах пироксены обра-
зуются гидротермальным путем; имеются сведения о генезисе
некоторых из них в аутигенных условиях.
Состав магматических пироксенов в целом изменяется от богатых Mg (ги-
пербазпты), Mg и Са (эклогиты) ко все более богатым Fe-пироксенам при пе-
реходе к базптам, средним и кислым породам. Для щелочных пород типичны
Na-ппроксены рода эгирина. Невысокое сод. SiO> вызывает обогащение пиро-
ксена 4А1, т. е. чермакитовым компонентом (сравни состав чермакита
СаЛ1[Л1§Юб] °° п, например, диопсида CaMg[Si2O6] Повышение давления
приводит к обогащению клинопироксенов жадеитовым компонентом с обра-
зованием омфацита, типичного для эклогитов. Те же закономерности опреде-
ляют состав метаморфических и контактово-метасоматических пироксенов.
Пироксены эффузивов менее упорядочены и отличаются иногда повышенным
сод. AI2O3.
Типохимичны и элементы-примеси в клинопироксенах; так, Сг характерен
для клинопироксенов из гипербазитов и пород, образующихся при высоком
давления, Ti — для клинопироксенов щелочных пород. Мп— для клинопиро-
ксенов щелочных пород и образовавшихся при метаморфизме Мп осадков.
Пироксены магматических ассоциаций. Породообразующие ортопироксены
изменяются от энстатитов (Fs6_12) (эклогитовые ксенолиты в кимберлитах
ЯАССР, перидотиты и пирокссниты Урала, в которых характерна ассоциация
энстатита с оливином, гранатом, иногда шпинелью, монтичеллитом), др все
более богатых Fe-ортоппроксепов (в оливиновых норитах до Fs2$, в норитах
до Fs3e, богатые Fe диабазы, долериты сод. гиперстен-эвлнт). Они — обычные
минералы эффузивов, сод. 57—59 % SiO2; в породах, сод. 65 % SiO2, орто-
пироксены встречаются редко и в небольшом количестве.
Диопсид *, часто хромдиопенд совместно с омфацитом характерны для
эклогитовых и гроспидитовых ксенолитов в кимберлитах (ЯАССР), для пе-
ридотитовых ксенолитов в базальтах (МНР, Новая Зеландия), кимберлитах;
хромдиопенд — для ультраосновных пород с хромитом, некоторых щелочно-
ультраосновных массивов центрального типа (Ипагли, Юж. Якутия). Для эк-
логитов, иногда кимберлитов, характерны также авгит с повышенным сод.
(4)А1, титанавгит. Авгит в ассоциации с основными плагиоклазами, магнети-
том, иногда оливином — типичный минерал изверженных пород типа габбро,
долеритов; реже он встречается в ультраосновных и средних породах (по мере
выделения наблюдается повышение железистости авгита, понижение сод. Mg,
Са); для щелочных пород характерны титанавгиты, эгирин-авгиты. К авгитам,
обогащенным чермакитом, относятся пироксены лейцитовых пород, обеднен-
ных SiO2. В некоторых кварцевых сиенитах, гранитах, порфиритах (Нигерия),
гранофирах (Скаергаардская интрузия, Вост. Гренландия) встречается геден-
бергит **. Для щелочных интрузивов и связанных с ними пегматитов типичны
эгирин и эгирин-авгит в ассоциации с нефелином, ортоклазом, эвдиалитом, ти-
танитом, астрофиллитом, лампрофиллитом, арфведсонитом, энигматитом, иль-
менитом (Хибинские и Ловозерскпс тундры). Совместно с натриевыми амфи-
болами эгирин известен в некоторых щелочных гранитах (Вуджн, Нигерия).
Диопсид, салит известны в ультраосновных лавах (вулкан Хакоие, Япо-
ния), оливиповых базальтах и трахибазальтах (Олд Палас, Лимерик, Ирлан-
дия). Крупные кристаллы авгита известны из основных эффузивов (базальто-
вый туф близ Борсслава ЧССР'- ,?ффузцвы Везувия,.Этны. Грузли: кристаллы
До 10 см обнаружены в щелочных базальтах Сев. Нигерии). Продуктом бы-
* Диопсид плавится под атмосферным давлением при 1664,5 К. Повыше-
ние давления увеличивает его температуру плавления, по под давлением П2О
температура плавления диопсида падает (до 1573 К при 0,5 ГПа АДю1- По-
этому в магматических породах диопсид — одни из ранних минералов.
** Геденбергит под атмосферным давлением плавится инкогруэнтпо при
~ 12-10 К; поэтому он встречается в кислых ппзкоплавкпх магматических по-
родах. '
325
строп кристаллизации лав является пижонит андезитов, дацитов (часто ото-
рочки вокруг оливинов, ромбопироксенов, реже порфировые вкрапленники);
для базальтов он редок. В кислых эффузивах изредка встречается эгирин
(риолиты Хадиер-эль-Хамис, Судан).
Пироксены пегматитов. Типичный минерал редкометальных (Li — Та — Nb
гранитных пегмативов— сподумен (до 25%)> с альбитом, рубеллитом, лепи-
долитом, поллуцитом, петалитом, минералами рода колумбита. Кристаллы спо-
думена длиной до 16—20 м и до 1 м в поперечнике массой до 9 т известны
в пегматитах Кийстоп (Юж. Дакота, США); пегматиты Мадагаскара сла-
вятся прозрачным сподуменом различной окраски; пегматиты р-на Палы (Ка-
лифорния, США), Бразилии, Афганистана — кунцитом. Сподумен образуется
как самостоятельно, так и за счет петалита (пегматиты Танко, Манитоба,
США), давая сподумен-кварцевые прорастания: Li[AlSi4Oi0] LiAl[Si2O6] +
+ 2SiO2 (54). В случае ассимиляции пегматитовым расплавом вмещающих
карбонатных пород могут образоваться диопсид, эгирин-диопсид (авгит)—
в щелочных пегматитах; при внедрении гранитных расплавов в гипербазиты
может возникнуть энстатит (Кухи-Лал, ТаджССР). Из сиенитовых пегматитов
известны кристаллы эгирин-авгита (до 1 X 0,3 X 0,2 м в пегматитах Коль-
ского п-ова), графические срастания его с микропертитом (Ильменские горы,
Челябинская обл.).
Пироксены контактово-метасоматических ассоциаций. Обычные минералы
роговиков и особенно скарнов (реакция типа (31)—диопсид, салит, геден-
бергит. Они ассоциируют с волластонитом, гранатом, везувианом, тремолитом,
магнетитом (скарновые магнетитовые (см.) м-пия Урала, Средней Азии, Си-
бири; крупные хорошо образованные кристаллы диопсида известны из извест-
ковых скарнов Назямских гор, Челябинская обл.; кристаллы ортопироксепа
длиной до 40 см из контактово-метасоматического м-ния близ К'ьерштадт,
Норвегия; авгит — в магнезитовых скарнах Арендаля, Норвегия); известны ге-
денбергит-волластонит-датолитовые скарны зонально-концентрической тек-
стуры (Дальнегорск, Приморье). В некоторых роговиках в ассоциации с ка-
лиевым полевым шпатом и кордиеритом встречаются ортопироксены.
Эгирин, эгирин-авгит — обычные минералы фенитов (Ловозерские тундры;
Вишневые горы, Челябинская обл.).
Клинопироксены гидротермальных ассоциаций. Эгирин известен в неко-
торых гидротермальных жилах с кварцем, адуляром, карбонатами (округ
Кайтуна, Миннесота, США, где его образование связывают с воздействием
богатых Na растворов на гематитовые роговики).
Клинопироксены аутигенного происхождения. Шестоватые и удлиненно-
призматические кристаллики аутгешюго эгирина в ассоциации с родуситом,
альбитом установлены в пустотах выщелачивания алевролитовых мергелей
Кумолипской мульды (Джезказганский р-н); озерной формации Грин Ривер
(Вайоминг, США), в среднедевонских осадках Кайтнесс (Шотландия); появ-
ление эгирина связывается с его кристаллизацией из эвапоритовых бассейнов
с повышенной соленостью.
Пироксены метаморфических пород. Ортопироксены, относительно более
богатые Fe и А12О3, — главные минералы метаморфических чарнокитов (ги-
перстен), в которых иногда содержатся диопсид-салит, роговая обманка, био>
тит, гранат. Богатый А12О3 гиперстен встречен в гранатсодержащем глино-
земистом гранулите. Гиперстен установлен в амфиболовых гнейсах, альман-
дин-гиперстсповых гнейсах, амфиболитах. Иногда ортопироксены обнаружи-
ваются в хлоритовых, хлорнт-кордиеритовых породах.
Диопсид — обычный минерал многих метаморфических пород от эпидот-
амфиболитовых до грапат-пироксеновых эклогитов с кварцем, кианитом и
двупирокссповых пород типа чарнокитов. В ассоциации со шпинелью (27),
графитом (14), тремолитом: СагМйДОНЫДцОпЪ + ЗСаСОз + 2SiO2
^5CaMg[Si2O6]+ЗСО2±Н2О (55) он является характерным минералом
кальцифиров. К этим породам часто приурочены кальцитовые жилы с кри-
сталлами диопсида (длиной до 20—30 см) и крупными кристаллами флого-
пита, скаполита, полевого шпата, апатита (Слюдянка, Иркутская обл.; Алдан-
ское м-ние ЯАССР). Одни исследователи образование подобных пород связы-
326
вают с метаморфическими процессами, другие рассматривают их как пример
пегматитовых жил с далеко зашедшими процессами ассимиляции карбонат-
ных пород. С кальцифирами и метаморфическими породами, развивающимися
по карбонатно-глинистым осадкам, бедным SiO2, связано образование наибо-
лее богатых (4)А1 клинопироксенов типа фассаита. Авгит известен в некото-
рых чарнокптах.
Эгирин метаморфического происхождения установлен в глаукофап-рпбе-
кптовых сланцах (Хоккайдо, Япония), в граиат-мусковит-амфпбол-кварцевых
сланцах (Бесси-Сиратаки. Япония). В ассоциации с натриевыми амфиболами
эгирин известен в некоторых железистых кварцитах УССР. Описан эгирин-ав-
гит, сод. 0,2 % ВсО и 1 % \'Ь20з из полосчатых Be- и Nb-содержащих пара-
гнейсов, состоящих из чередующихся полос эгирин-авгита, арфведсонита и
альбита (р-н оз. Сил, Лабрадор, Канада).
Жадеит, типичный гипербарический минерал, образующийся выше
0,8—1 ГПа в виде желваков, линз, мономинеральных или содержащих на-
ряду с жадеитом альбит, магнетит, установлен в метаморфизованных гипср-
базитах Сев. Прибалхашья (Ит-Мурунды), в Западном Саяие, Приполярном
Урале, Бирме, Японии. Температура его образования 820—920 К для м-пий
Зап. Саян и Прибалхашья, 920—1070 К для Полярного Урала. Поскольку на-
грузка вышележащих пород в этих районах в момент образования жадеита
отвечала 0,25—0,55 ГПа, допускается, что его возникновение связано с тек-
тоническими напряжениями, появившимися в связи с глубинными разломами.
Некоторые авторы жадеиты Зап. и Вост. Саян, Ю.-З. Прибайкалья считают
отторженцами верхней мантии. Кроме того жадеит известен в глаукофановых
сланцах о-ва Сулавеси, Калифорнии, Японии, ряда р-нов СССР. Особый ин-
терес представляет находка жадеита в метеорном кратере Рис (ФРГ), где
он возник в результате ударного изменения плагиоклаза, происходившего, по
современным оценкам, при 25—30 ГПа.
Пироксены метеоритов и Луны. Ортопироксены — основная
часть хондритов (в ассоциации с оливином); они играют значи-
тельную роль в других каменных метеоритах. Клинопироксены,
близкие к диопсид-гедеибергитовым твердым растворам, уста-
новлены во многих каменных метеоритах. Их образование часто
связывают с механической деформацией и расплавлением орто-
пироксенов при ударе метеорита о Землю.
Богатые кальцием клинопироксены авгит-ферриавгит-феррп-
геденбергитового состава обнаружены в образцах с поверхности
Луны. Для них установлено 0,7—9,3 % TiO2 и 0,1—0,8 % Сг2О3.
В образцах породы из р-на Океана Бурь фенокристаллы с ядром
из одного пижонита и зональной оболочкой из других пи-
роксенов.
Изм. Под действием гидротермальных растворов при авто-
метаморфизме ортопироксены, богатые Mg, гидролизуются
и переходят в амфиболы (44), серпентины (25). тальк:
3Mg2[Si2O6] + ЗН2О -> Mg3(OH)4[Si2O5] + Mg3(OII)2lSi2O5]2
(56). При увеличении давления ортопироксепы могут переходить
в гранаты; обычно и изменение их в светло-зеленый амфибол
{уралитизация).
Диопсид при прогрессивном метаморфизме, реагируя с форстеритом и
кальцитом, может переходить в монтичеллит: CaMg[Si2OJ + M.g2[SiO4] +
+ 2СаСО3 3CaMg[SiO4] + 2СО? (57). Гидротермальными растворами диоп-
сид изменяется в тремолит, моносиликаты и мопоалюмоспликаты, карбонаты;
может замещаться сульфидами. Авгит в постмагматическую стадию замеща-
ется амфиболами (уралитизация), вплоть до псевдоморфоз с хлоритом, иногда
327
эпидотом и карбонатами. Известны псевдоморфозы селадонита и цимолита
(смесь глинистых минералов с алунитом). Эгирин при взаимодействии с оста-
точным магматическим расплавом -з-амсщается натриевыми амфиболами. При
региональном метаморфизме эгирин-авгит иногда переходит в грапат. Обычно
гидротермальное изменение эгирина и эгпрпп-авгита в хлориты, эпидот, гема-
тит и лимонит. По сподумену известны гипогенные псевдоморфозы муксовнта,
петалита, циматолита (тонкокристаллпческая смесь жильбертита и альбита).
Орто- и клинопироксены, кроме сподумена, довольно устой-
чивы в поверхностных условиях и встречаются в виде обломоч-
ного материала в осадочных породах. Пироксены, сод. Fe2+,
Мп2-:“, с поверхности легко покрываются пленками и корками
гидроксидов Fe и Мп (геденбергит!). В корах выветривания за
счет пироксенов (авгит!) возникают нонтронит, галлуазит, као-
линит, гидроксиды Fe, опал. Галлуазит и дендриты оксидов Мп
характерны как продукты выветривания сподумена.
Знач. Важнейшие породообразующие минералы; сподумен —
один из основных источников Li(Li2O до 7 %). Жадеит с глубо-
кой древности используется как поделочный камень; у ювелиров
особенно ценится полупрозрачный травяно-зеленый жадеит; про-
зрачные бесцветные и окрашенные (особенно хромдиопсид) пи-
роксены используются как недорогое ограночное сырье; полос-
чатые, зонально-концентрические геденбергит-волластоиит-дато-
литовые скарны — красивый поделочный материал.
Семейство пироксеноидов
К пироксеноидам относятся средние цепочечные дпеиликаты,
отличающиеся от пироксенов более сложными цепочками
[SiO4] 4~-тетраэдров с периодом повторяемости 3; 5 (см.
рис. 86, е, г) и 7 (пироксмангит). Сложность цепочек объясня-
ется тем, что они сопрягаются с более крупными катионами, чем
7И(1) в пироксенах. В итоге меняется их конфигурация. В пи-
роксенах (SiO3j2n~-nenb (при п = 2) — при вершинной ориента-
ции относительно поверхности МОб-ленты — замыкает на каж-
дом из некрупных катионов (его октаэдре) лишь два апикаль-
ных (концевых) атома О и свободно сопрягается с ЛЮс-лентой
вдоль ее высотного направления (см. рис. 92,6). Постепенное
укрупнение катионной основы, например, в ряду MgSiO3 (энста-
тит)->FcSiO3 (ферросилит III)->(Fe, Мп) SiO3 (пироксман-
гит)->(Мп, Ca)SiO3 (родонит)-*-CaSiO3 (волластонит) вызы-
вает повышение степени ее несоразмерности с (SiO3)2"--цепоч-
ками. Это вызывает угловые напряжения последних и приводит
к «разрядке» напряженности за счет замыкания на укрупненном
катионе (его октаэдре) трех вершин каждой данной цепочки.
В (SiO3Yj'2~-цепочке возникает характерный «зигзаг», меняющий
ее конфигурацию (см. рис. 92, в, г), и отклонение ее направления
от исходного высотного (пироксенового). В ферросилите III
«зигзаг разрядки» встречается лишь через 8 тетраэдров [SiO4]4“,
328
в пироксмангите — через 6, родоните — 4, волластоните — через
2. «Зигзаг» из трех тетраэдров одной (SiO3);“_-nenn, размещаю-
щихся на «посадочной площадке» крупного катиона и является
отличительным структурным признаком пироксеноидов, своеоб-
разным критерием относительной крупности катиона М (для
данной ситуации МТХ5). Усложнение цепочек, односторонний
сдвиг в пределах них тетраэдрических групп (см. рис. 86) при-
водит к снижению симметрии волластонита и родонита до трикл,
С. (РТ).
Группа волластонита
Волластонит Са3 [SisOs]00
Назв. В честь английского химика и минералога В. X. Вол-
ластона (1766—1828).
Хим. Часто близок к Са3 JSi3O9] иногда ИП FeO (до
9,3%), МпО (до 8,1 %).
Струит. См. описание семейства.
Субслоистая структура приводит к появлению ряда политипов — 17
(обычный волластонит), 2М (высокотемпературный параволластонит с ф. гр.
P2i/a), 4Т, 2Т, 77.
Выд. Плотные массы шестоватого, радиально-лучистого или
тонковолокнистого строения; грубопласгинчатые, листоватые,
скорлуповатьте агрегаты. Кристаллы редки.
Св. Цвет белый, сероватый, желтоватый; реже серый, мясо-
красный. Блеск стеклянный до перламутрового на плоскостях
сп. Непрозрачный до прозрачного (редко). Хрупкий. Сп. по
{100} сов., по {001} средняя. Излом ступенчато-неровный до за-
нозистого в агрегатах радиально-лучистой и волокнистой струк-
туры. Тв. 4,5—5. Черта белая. Пл. 2,8—2,9.
Диагн. От тремолита отличается характером сп. и опти-
чески.
Обр. Типичный минерал известковых скарнов и метаморфи-
ческих образований по карбонатным породам.
В сарпах, связанных с граиитоидамп, волластонит ассоциирует с гранди-
тами, пироксенами, касситеритом, шеелитом (Ср. Азия), золотом (Горная
Шорня), молибденитом. С щелочными породами связаны волластонитовые
скарны с флогопитом, серпентинами, апофиллитом (Ср. Азия). Волластопито-
вые скарны, связанные с гипербазптами, характеризуются преобладанием пи-
роксенов (Нельсон, Виргиния, США), графита, тремолита, актинолита, поле-
вых шпатов (Ср. Азия). Особое положение занимают волластопит-гедснбсргит-
датолитовые скарны с аксинитом, грандитом, данбуритом, для которых харак-
терен волластонит с повышенным сод. МпО и FeO (Приморский край).
Ксенолиты со значительным количеством волластонита (до 30%), обра-
зовавшиеся за счет карбонатных пород, известны в щелочных породах Удар-
шшского массива (Кузнецкий Алатау). Ксенолиты такого же типа из волла-
стонита, монтичеллита, оливина, шпинели, клинопироксена, апатита, кальцита
обнаружены в габбро и норитах Бушвельдского комплекса (ЮАР).
Волластонит установлен также в гальке пренитовых родингитов на мор-
ском побережье мыса Сап Мартин (Монтерей, Калифорния, США).
329
Значительные количества волластонита установлены в кальцифирах
(р. Слюдянка, Иркутская обл.); он известен в гранулитовых комплексах
(р. Тимптон, ЯАСсР).
Изм. В гидротермальных условиях замещается слоистыми
алюмосиликатами (псевдоморфозы магнезиального вермику-
лита— стивепсита). В поверхностных условиях устойчив.
Знач. Используется для получения высококачественной ке-
рамики и различных глазурей.
Группа родонита
Родонит CaMri4 [S15O15]00
Назв. От греческого «родон» — розовый — по цвету.
Хим. Отличается от CaMn4 [Si50i5]00 в сторону больших сод.
Мп, хотя до MnsJSi^Ois]00 никогда не доходит*. Обычны при-
меси FeO (от 0, п—п до 9—12 %), изредка MgO (до Mg : Мп ~
~ 1 :5 в родоните метаморфизованной эвапоритовой формации
в Балместе, Нью-Йорк, США), ZnO (в родоните из Франклина,
Нью-Джерси, США, до 6,4 %).
Структ. См. описание семейства.
Экспериментально показано, что при 1050—1670 К увеличение давления
приводит к переходу обычного родонита (I) сначала в МпБЮз-П с пнроксман-
гитовой структурой (радикал [SiyOai]^'), затем в MnSiO3-III со структурой
клинопироксена и, наконец, при 12,5 ГПа в MnSiO3-IV с деформированной
структурой граната. Увеличение пл. при этих переходах составляет 0,5; 1,3 и
13,1 % соответственно. При образовании MnSiO3-IV происходит частичное из-
менение КЧ Мп (6->8) и Si (4->6). '
Выд. Редко кристаллы. Чаще плотные сливные массы, иногда
зернистые агрегаты, уплощенные нодули с родонитовым ядром
и браунит-родопит-кварцевой оболочкой.
Св. Цвет розовый до ярко-красного и коричнево-красного.
Блеск стеклянный до тусклого в сливных агрегатах. Непрозрач-
ный (плотный, мелкозернистый) до прозрачного (кристалличе-
ский). Сп. в зернистых агрегатах и у кристаллов сов. по {110}
и {ИО}, менее сов. по {001}. Излом ступенчатый (крупнозерни-
стый) до ровного и раковистого (плотные агрегаты). Тв. 5—5.5.
Черта белая. Пл. 3,4—3,7.
Диагн. От родохрозита отличается более высокой тв., отсут-
ствием реакции на СО2, от граната — более низкой тв., сп., фор-
мой кристаллов. Диагностика облегчается обычным развитием
дендритов и корок вторичных гидроксидов Мп.
Обр. Типичный минерал метаморфических ассоциаций по
богатым Мп породам.
Плотный мелкозернистый родонит такого генезиса с кварцем, бустамп-
том— (Са, Mn)3[Si30s]в виде монолитов до нескольких десятков тонн (са-
мый большой 47 т), известен близ д. Мал. Седельпиково (Свердловская обл.).
* Чистый Мп-родонит получен экспериментально,
330
Родонит совместно с тефроитом, кнебелитом, спессартином известен во мно-
гих кристаллических сланцах, по которым развиваются марганцевые коры вы-
ветривания с пиролюзитом (см.). В подобных породах (гондитах) обнару-
жены нодули до 2,5 X 6 см С родонитовым ядром, образование которых свя-
зывают с метаморфизмом марганцовистых конкреций первичных осадков (руд-
ник Чикла, БхаПдара, Мсхарашта, Индия).
Известен и ряде контактово-метасоматических м-ний (Окна-де-Фер и Бан-
ца Бпхор, СРР; Бориева, Градище и др. в Мадапском р-ие НРБ; Примор-
ский край). Изредка встречается в гранитных пегматитах, где является ре-
зультатом контаминации богатых Мп вмещающих пород, и в некоторых гид-
ротермальных жилах с родохрозитом, самородным золотом, сульфидами (Кай-
инк и Секерымб, СРР).
Изм. При выветривании переходят в оксиды и гидроксиды
Мп. Известно образование за его счет также Мп-ссрпентинов.
Знач. Используется как прочный и красивый поделочный
камень.
Надотдел 4. Ди-моносиликаты (2 > К > 1)
К надотделу ди-моносиликатов относятся силикаты с 2 >
> К > 1, для которых в качестве типоморфных можно считать
Са, Na, хотя известны ди-моносиликаты Mg, Fe2+ (антофиллит,
куммингтонит и др.) наряду с редкими ди-моносиликатами К
(мизерит KsCa10(ОН)2F2 [SisOyJ2 [Sii2Oio]) и Ва (пеллит
Ba2Ca2(Fe, Mg) [Si60i7]). Большинство ди-моносиликатсв яв-
ляется основными солями, некоторые — основными кристалло-
гидратами; средние соли редки.
Структ. Структурно ди-моносиликаты достаточно разнооб-
разны. Так средн них имеются минералы с кремнекислородными
радикалами в виде цепочек (ксонотлит), лепт (амфиболы), со-
четаний диортогрупп и трубчатых лент (мизерит), сеток (тобер-
морит). По числу минеральных видов и распространенности
среди них основную роль играет семейство амфиболов (К — 1,5),
которым ниже и приходится ограничиться.
Отдел 1—2. Простые—> сложные ди-моносиликаты
Семейство амфиболов
Назв. От греческого «амфиболос» — двойственный, из-за пе-
ременного состава, различного габитуса.
Хим. К амфиболам относят минералы с общей формулой
А^В7Х2 [7\О11]2°°> где A = Na, К, Н3О+(?); В —Na, Li, Mg, Са,
Fe2+, Mn2+, Al, Fe3+, Ti4+; 7= Si, Al; X = OH, F", СГ, O2".
Сложность их состава связана с широким проявлением изо-
и гетеровалентного изоморфизма типа: ПСа2+ Na+Na+;
,Ca2+Mg2+ Na+mi3+; Na+Mg2+ f6>Al3+; Na+Si4+ 7=± Ca2+(4>A13+;
Mg2+Si4+ (б)Д1з+(-1)А1з+; Na+mi3+ CSi4+; Na+Fe3+ Mgf+;
331
Mg2’SI” Fe3+(4,A13*; ONa’Sip Na*Ca2+<‘)Al3+; Fe2* Д
+ 01Г —> Fe3* + O2'. ...
Важнейшими ограничениями в изоморфизме являются раз*
рывы смесимости между Mg, Fe-.л Са-амфиболами (кумминг-
тонит-тремолит), Са, Na- и Na-амфиболами (роговая обманка —
кроссит), Са- и Са, Na-амфиболами (актинолит— паргасит, а
при низких температурах — тремолит — роговая обманка), ром-
бо- и клиноамфиболами* (антофиллит — куммингтонит и холм-
квистит— клииохолмквпетит). Все это наряду с условно приня-
тыми границами по составу легло в основу деления семейства
амфиболов, на пять подсемейств, которые объединяют 70 мине-
ральных видов; из них 24 ключевых по названиям (табл. 14).
Разрывы смесимости приводят к широкому проявлению сра-
станий амфиболов разного состава друг с другом, возникнове-
нию структур распада твердых растворов.
Структ. субслоистая: параллельно {100} можно выделить
этажи, состоящие из лент пли перфорированных стенок катион-
ных полиэдров, чередующихся с этажами из отдельных амфибо-
ловых лент (см. рпс. 87,6), вытянутых вдоль с и поочередно
ориентированных вершинами тетраэдров вверх и вниз (рпс. 115;
сравни с пироксенами, рпс. 109). В основе лент катионных поли-
эдров в амфиболах лежат двух/трехзвенные октаэдрические
ленты, в которых выделяются три неэквивалентных положения
катионов — Л4(1) (два), Л1(2) (два) иЛ1(3) (рис. 115, а). К ним
с обеих сторон примыкают полиэдры катионов /71(4) (в сумме
два), которые в зависимости от катиона имеют разную форму
(рис. 115,6).
Лент [SiO4]4~-тетраэдров с идеальным гексагональным звеном (см.
рис. 87, б) в амфиболах по обнаружено, поскольку условия их совмещения с
лентами катионных полиэдров требуют днтригонального разворота тетраэд-
ров, величина которого зависит от размеров и конфигурации катионных поли-
эдров, состава катионов**. Поэтому угол 0(5)—0(6)—0(5) (см. рис. 115, в) у
разных амфиболов колеблется от 180° (идеальное гексагональное звено) до
120° (тригональное звено). Дитрпгональпая (в пределе тригональная) дефор-
мация гексагонального, кольца свидетельствует о полярности амфиболовых
лент (указана стрелкой на рис. 115, в и г), возможности их двоякой ориен-
тации в тетраэдрических слоях В (рнс. 115, в) и А (рис. 115, г).
Наложение амфиболовых лент на катионные может происходить, как п
в случае пироксеновых цепочек (см. рис. НО), двумя путями, обозначаемых
как S- и О-вращепис (рис. 115, е).
Перечисленные особенности структур амфиболов — полярность амфиболо-
вых лент, различие тетраэдрических слоев (4 или В), характер связи их с ка-
тионными лентами (стенками), разная ориентация октаэдрических лент в пло-
* Известны структуры распада, клиноамфиболов с клинопироксенами,
свидетельствующие о возможности существования твердых растворов между
ними.
** Наименее напряженное соответствие катионных и тетраэдрических лент
наблюдается при замене части Si на что объясняет широкое распростра-
нение амфиболов, сод. <4>А1.
332
скости {W0} приводят к разнообразию ф. гр. амфиболов (рис. 116), из ко-то-
ых для минералов рассматриваемого семейства установлены 3 * Рпта,
С2/т 11 p2lpn табл- 15)’
С полиморфизмом амфиболов тесно связано катионное заполнение пози-
ции 41(4), что прослеживается в рядах перехода:
от ромб, ячейки Рпта к мои. Р2\!т:
(5)Li ___> P(Mg > Fe2*) —> (G)(Mg>Fe2+) —> (6)(Mg > Fe2+, Ain);
~ -puma P2~jm
от мон. ячейки P2\'m к мон. ячейке С2//д:
(6)(Mg^Fe2+) —> (6)(Mg > Fe2+, Mn) —>
' * 72,7/»
—> <c)Li —> <6<Fe2+ > Mn) —> (6)Mn;
Ctym
от ячейки с малым к ячейке с большим углом моноклинности и измене-
нием КЧ 41(4) от 6 до 8:
(C)(Fe3+ > Mg, Mn) —> (8)Na —> (8)(Na, Ca) —> (8)Ca
102° —> 103° —•> (104—105°) —> 105°.
Таким образом, появление амфибола с той или иной ф. гр. определяется
не столько физико-химическими параметрами, сколько химическим составом.
В то же время установлено, что антофиллит переходит в Р-куммингтонит (ф.
гр. Р2\)т) при Mg/(Mg + Fe2+) « 0,89, а Р-куммингтонит в С-куммиигтонпт
(ф. гр. С2//н) при Mg/(Mg 4- Fe2+) « 0,7, хотя известны антофиллиты с
Mg/(Mg-F Fe2+) от 0,6 до 1, т. е. полностью перекрывающие по составу поле
Р-куммингтонпта и частично С-куммингтонита. Поэтому нс исключены соб-
ственно полиморфные переходы Рпта-* Р2\/т, Рпта^* С2/т и P2\jm-*- С2/т.
Упорядочение в заселении катионами различных позиций затрагивает не
только позиции 41(4). При этом катионы М"' занимают позиции A; М"—
— 41(4); М' — 41(1) > 41(3) (2); М— 44(2), реже п проблематично
44(3)
В амфиболовых лентах также имеется два неэквивалентных положения
атомов Т — 7(1) в тетраэдрах замыкающих кольцо, в которых 3 атома О мо-
стиковые, и 7(2) —в тетраэдрах средней части кольца, с 2 мостиковыми ато-
мами О При замещении (4)Si на <4)А1 упорядочение выражается в том, что
(4>А1 занимает позиции 7(1).
Приведенные схемы упорядочения в распределении катионов в структуре
амфибилов отвечают их равновесному состоянию, достижению которого благо-
приятствует снижение 7 и увеличение Р. Напротив, увеличение 7 приводит к
разупорядочению структур, выражающемуся, например, в заселении f4)AI ча-
сти позиций 7(2), переходу (6)А1 в 41(3), <c>Fe3+ в 41(3) и 41(1). Все это рас-
ширяет смесимость в высокотемпературных амфиболах, особенно эффузивных
парагенезпеов, вызывает образование структур распада твердых растворов при
снижении температуры или увеличении давления.
Ограничения в смесимости проявляются и в различии составов перекри-
сталлизованных и исходных амфиболов (при метаморфизме они часто обога-
щены A], Ti и Fe относительно реликтовых).
* Ф. гр. Рптп установлена у синтетического протоамфибола (Mg,
^OsMgsfOHHfSidOnlp0*’, а Р2/а — у бериллосиликата с амфиболовой структу-
рой джосмитита (Pb, Са, Ba)Ca2(AIg, Fe)s(OH)2[BeSi3On].
333
СО со Таблица 14 - Систематика минералов семейства амфиболов
Mg Мгт-|_р< + Содержание Ч)А1 в ФЕ
0-0,250 0,250-0,375 0,375-0,500 0,о00 0,62,) 0,625-0,750 0,750-0.8/.» 0.875-1,000 1.000-1Д23
Подсемейство 1. Mg, Fe~+-амфиболы — р°д антофиллита (ромб, с.— Pnmn\
1,0-0,9 Магнезиоаптофиллит (1) —“
Магнезиожедрит (3)
0,9—0,1 Антофиллит Жедрит
0,1—0,0 Ферроантофиллит (2) Феррожедрит (4)
Род куммингтонита (мои. с.—P2dm и С9/пО
1,0—0,7 Магнезиокуммингтонит (5) -
0,7—0,3 Куммингтонит
0,3—0,0 Грюнерит (6)
Подсемейство 2. Li-амфиболы; Li > 1
Род
холмквистита (ромб с______Рптл\ и .
• с- * пта) и род клинохолмквистита (мои.
с.—С 2/ т)
1,0-0,9 Магнезиохолмквистит (7)
0,9-0,1 Холмквистит
0,1—0,0 Феррохолмквистит (8)
Подсемейство 3. Ca-амфиболы (мои. с.—С 2/т)
Род роговой обманки (р. о.)
Ряд тремолита; (Na + К) в А < 0,50; Ti < 0,50
1,0-0,9 Тремолит (9) Тремолито- вая р. о. Магнезио-р. о. Чермакито- вая р. о. Чермакит (11)
0,9-0,5 Актинолит Актиноли- товая р. о.
0,5-0,0 Ферроакти- нолит (10) Ферроакти- нолитовая р. о. Ферро-р. о. феррочерма- китовая р. о. Феррочермакит (12)
Ряд кремниевого эденита—паргасита; (Na + К) в А 0,50; Ti <0,50; Fe3+ <6)Л1
1,0-0,7 0,7—0,5 Кремниевый эденит (13) Эденит Эденитовая р. о. Паргасито- вая р. о. Паргасит (15) Ферроаппаргасит Фсрропаргасит (16)
0,5—0,3 0.3-0,0 Кремниевый ферроэде- нит (14) Ферроэденит Ферроэдени- товая р. о. Ферроанпар- гаситовая р. о.
Ряд кремниевого эденита—гастингсита; (Na + К) в А 0,50; Ti <0,50; Fe° + > (NAl
1,0-0,7 0,7 -0,5 Кремниевый эденит (13) Эденит Эденитовая р. о. Магпезиога- стингситовая р. о. Магнезиогастингсит (17)
Магпезиап- гастингсито- вая р. о. Магнезиан гастингсит
0,5-0,3 0,3-0,0 Кремниевый ферроэде- нит (14) Ферроэденит Ферроэдени- товая р. о.
Гастингснто- вая р. о. Гастингсит (18)
о? Продол ж о и и е т а б л. 14
Mg Содержание 14)Д1 в ФЕ
Mk + Ee-1’ 0-0,250 0,250 - 0,375 0,375-0,500 0,500-0,625 0.62 >-0,750 0,750-0,875 0.875-1,000 1,000-1,125
Ряд керсутита; Ti > 0,50
1,0—0,5 Керсутит (19)
0,5-0,0 Феррокерсутит (20)
Подсемейство 4. ^-С^-амфиболы; (Са + Na) в Л1(4)>1,34; 0,67 < Na в Л4(4)< 1,34 (мои. с.—С2/т) Род винчита—тарамита Ряд винчита—барруазита; (Na 4- К) в А < 0,50
1,0—0,5 Винчит (21) Барруазит
0,5-0,0 Ферровпп- чит (22) Фсрробарруазит
Ряд рихтерита—тарамита; (Na + К) в /1 > 0,50
1,0-0,5 Рихтерит (23) Магнсзиорихтернт Магнезиотарамит (25)
0,5—0,0 Феррорих- терит (24) Катофорит Та рам ит (26) 1
Ms? 1 Ee3+/Fe3+ + (6>А1
Mg+Fe2 + 0,0-0,25 0,25-0,50 0,50 — 0,75 0,75-1,00
Подсемейство 5. Щелочные амфиболы; Na в М (4) >1,34 (мон. с. С2/пг) Род арфвздеонита—рибекита Ряд экерманита—арфведсонита-, (Na + К) в А 0,50
1,0—0,5 | Экерманит (27) Магне з и о арфведсонит 129)
0 5—0.0 Фепооэкепманит (28) Арфведсонит (30) (если Мп в М (3) > 2,5 козулит)
Ряд глаукофана—рибекита; (Na + К) в А < 0,50
1,0—0,5 0,5-0,0 Глаукофан (31) Ферроглаукофан (32) КрОССИТ Магнезиорибекит (33) Рибекит (34)
Формулы крайних членов:
NaCaNaMg5(OH)2 [ЗцОц]*
Ca2Fe3+Al2 (OH)2 [AlSigO^]™ (23)
(1)
(2)
(3)
(4)
(5)
(6)
(7)
(8)
(9)
(10)
(H)
Mg7(OH)2[Si4On^ (12)
Fe7(OH)2[Si4On]~ (13)
Mg5A12 <0H>2 [Л151з°иЬГ (14)
Fe5Al2 (ОН)2 [AlSigOjJ^0
Mg7 (OIDjSi.Oul^0
Fe- (OH)2[Si4Oun°
Li'2Mg3Al2 (OH)2 [Si4Oll]?>
Li^Fe3Al2 (OH)2 [S^O^]”
Ca2Fej5+ (OTI^fSi^HJ.r
Ca2Mg3Al2(OH)2[AlSi3Olll?3
оо
(15)
(16)
(17)
(18)
(19)
(20)
(21)
NaCa2Mg5(OH)2[Si4Ou]^ (24) NaCaNaFe3 (OH)> [Si4Ou]^
NaCa2Fe25+ (0H)2 [Si.Pn]^ (25) NaCaNaMg3 (Al, Fe3+)2 (0H)2 [AlSi3OH]~
(26) NaCaNaFe3+(Al, Fe3+)2 (OII)2[AlSi3OH]~
NaNa2Mg4Al (0H)2 [Si.4O1,]7
NaNa,FeJ+Al (0H)2 [Si4OH]2
NaNa2Mg4Fe3+ (OH), [Si40,
NaN a2F e4+F e3+ (Oil), [Sit0H]?
Na,Mg3Al2 (OH), [Si (OU]2
На,Ге;;+А12(ОНЫ5цОи]2
Na,Mg3Fe;
Na,Fe3+Fe3+ (OH), [Si4OH]2
NaCa2Mg4Al (OII)2 [AlSi3OH]2
NaCa2Fe4+Al (OH)2 [AIS^O^
NaCa2Mg4Fe3+ (OH)2 [AlSi3OH]“
NaCa2FeJ+Fe3+ (OH)2 [AlSi3OH].?
NaCa2Mg4Ti (О, OH)2 [А13130ц]2
NaCa2Fe4+Ti (О, 0H)2 [AiSi3OH]2”
CaNaMg4(Al, Fe3+) (OH^Si.PuJ.f’
(22) CaNaFe2
rf1" (Al, Fe3+)(OfI)2[SilO11]^°
(27)
(28)
(29)
(30)
(31)
(32)
(33)
(34)
;3+ (OI-DJShOh]?
П риме ч а и и e: Все цифры приведены в ФЕ на формулу MplpW, Л43_5М2-0Х2 [?4Oi^2
рис. 115. Структура амфиболов:
а—лента октаэдрических полиэдров Л1 (1), Л1 (2). М (3); б—КЧ катионов А1 (4) и форма соответствующих полиэдров в: 1 и
2__Mg, Fe, Li-ортоамфиболах, бедных l^AI (антофиллит, холмквистит); 3 — Mg, Fe-ортоамфиболах с (^)А1 до 1 ФЕ (жедрит),
4-Mg: Ее* и Мп-клниоамфчболах, 5—Mg, Fe, Li-клпноамфиболах (куммингтонит, грюнерит, клинохолмквистит), 6—Са- и
Na-амфиболах без -^Al, 7—Са- и Na-амфиболах с I'^Al; в, г—реальные амфнболовые лепты структуры тремолита и их
взаимная ориентировка в тетраэдрических слоях В (в) и А (г)— слева указаны неэквивалентные Т-позицип — Т (1) и Т (2);
— структура тремолита в проекции на (100): д— лента полиэдров Л1 (1), Л4 (2), М (3) и AI (4); а—связь двух таких лент
(позиции"А — вакантны) амфиболовыми лентами тетраэдрического слоя В (верхний) и А (нижний слой; показан лишь фрагмент
одной ленты, выделенный клетчатой штриховкой); в дитрнгочалыюм кольце левой верхней амфпболовой ленты пунктиром
намечено тригональное кольцо (для иллюстрации схемы О-вращеипя)—прижатые к нему [SiO.il “-тетраэдры будут иметь
-основания, ориентированные противоположно граням октаэдров М (1), Af (2) и М (3); tn — плоскости симметрии, показаны
также оспАг; кружками на рис. а. д и е выделены ОП~-поны, находящиеся на стыке двух октаэдров М (1) с октаэдром Л1 (3)
д
Рпс. 116. Схемы структур амфиболов с разными ф. гр. в проекции на (001)
из балочных модулей (см. рис. 93); знаки -j- и — означают разную ориен-
тировку октаэдрических лент относительно оси с, О — связь амфиболовых
лент с октаэдрическими по схеме ‘О-вращепия
В местах сочленения двух октаэдров Л1(1) и октаэдра Л1(3) в катион-
ных лентах находится не О2-, а ОП--ион (выделен кружком на рис 115, а, д
и е), соответствующий образующимся ОН~-ионам при поликонденсации пиро-
ксеновых цепочек в амфнболовые ленты по схеме гидролиза. Это приводит к
некоторым особенностям состава амфиболов и, в частности, к несовместимо-
сти Fe2+, обычно занимающего позиции А1(1) и М (3), с F-, появляющемся
при изоморфизме F- ОН-, из-за снижения энергии стабилизации кристал-
лического поля *.
В полном соответствии со структурными особенностями ам-
фиболов находится досковидная форма зерен, вытянутый, вплоть
до игольчатого, реже короткостолбчатый облик кристаллов
(рис. 117), совершенная призматическая сп., под углом около
120°, псевдогексагональная форма поперечного сечения кристал-
лов, двойникование по {100} (субслоистость структуры!). В дру-
гих случаях они выделяются в виде радиально-лучистых и ше-
стоватых скоплений, плотных, зернистых масс. Известны парал-
лельно- и спутанно-волокнистые агрегаты — так называемые
амфнболовые асбесты, по составу близкие к антофиллиту, рибе-
киту, магнезиорибекиту, крокидолиту, реже тремолиту, роговой
обманке.
* Несовместимость Fe2+—F~ проявляется также в слюдах, в структурах
которых имеются аналогичные полиэдрические фрагменты.
340
001
Рис. 117. Кристаллы моноклинных амфиболов
Обр., Изм., и Знач. амфиболов удобно рассмотреть совместно
после краткой характеристики наиболее распространенных их
представителей.
Подсемейство 1. M.g,Fe2+ -амфиболы
Род антофиллита
Антофиллит (Mg, Fe2+)7(OH, F)2 [Si-iOn
Жедрит (Mg, Fe2+)5AI2 (OH)2 [AlSi3O4]~
Назв. От латинского «антофиллум» — гвоздика, за гвоздич-
но-бурую окраску некоторых образцов; жедрит — по м-нию
Жедре (Франция).
Хим. Основные изменения состава связаны с ИП по схемам
Mg2+^Fe2+ и (Mg, Fe)2+Si4+(6)А13+(4)А13+, в зависимости от
чего выделяют антофиллит ((4)А1 < 0,5 ФЕ) и жедрит (0,5 <
< <4>А1 < 1 ФЕ) — см. табл. 15.
Кроме того установлены примеси МпО (до 0,гс, иногда до 2,5 %), TiO2
(до 1,2%), (Na, К)?О) (до 1,7 %). Сод. F обычно невелико (до 0,5—0,6 %).
По сравнению с сосуществующими клиноамфиболами в антофиллите мень-
ше Al, Fe3+, Ti, Na, К, по больше Mg, Fe2+, Si, тогда как отношения Mg : Fe2+
могут быть близки.
Структ. См описание семейства.
Выд. Сплошные массы лучистого, радиалы-ю-сноповидного
шестоватого, нередко волокнистого строения (антофиллит — ас-
бест— амозит). Кристаллы ромб. с. (Рпта) редки..
Св. Цвет белый, серый, зеленоватый, желтовато-коричневый,
гвоздично-коричневый до темно-коричневого; жедрит — серый до
темно-серого, почти черного, бурый. Блеск в зернистых агрега-
тах стеклянный, в волокнистых — шелковистый. В зернистых
агрегатах сп. по {210} ясная до сов., излом ступенчато-неров-
ный, тв. 5,5—6. В волокнистых агрегатах легко расщепляется на
отдельные волокна; волокна гибкие, но не упругие. Пл. 2,8—3,3.
341
Диагн. От других амфиболов, а в волокнистых агрегатах —
От хрпзотил-асбеста отличается оптически; от хризотил-асбесга
отличается иногда и характером ассоциации.
Обр., Изм., Знач. См. заключение описания семейства.
Подсемейство 3. Са-амфиболы
Род роговой обманки
К роду роговой обманки относится наибольшее число амфи*
болов (см. табл. 15), имеющих широкое распространение и из-
вестных в виде крупных скоплении. Для этого рода характерны
широкие колебания в химическом составе, что заставляет услов-
но делить'его по сод. (4)А1, занятости позиций А, сод. Ti, соотно-
шениям Fe3+/(6)A1, Mg/(Mg-ф-Fe2+) на четыре ряда (см.
табл. 15), связанных друг с другом изоморфными отношениями,
представители которых отличаются главным образом по гене-
зису. Из всех минеральных видов этого рода ниже описываются
лишь тремолит, актинолит (совместно) и роговая обманка.
Тремолит Ca2Mg5(OH, F)2[SitO1(]“
Актинолит Ca2(Mg, Fe2+)5(OH, F)2 [SisOupT
Назв. Тремолит — по долине Тремоль, Швейцария, актино-
лит— от греческих «актис» — луч и «литое» — камень, за ра-
диально-лучистый характер агрегатов.
Хим. Чаще всего встречаются минералы с замещением Mg на
Fe2+ от 0 до 50 ат. %. В небольших количествах устанавливается
Fc3+ (менее 0,2 ФЕ), причем его количество возрастает с уве-
личением сод. Fc2+. Примеси (Na, 1\)2О невелики (обычно до
0, п, иногда до 2%). Известен манганактинолит, сод. МпО до
7,4 % (Касо, Япония), хромактино лит с сод. Сг2О3 до ~3%.
Сод. F невелико (0,6—0,7 %), хотя в некоторых скарновых мине-
ралах возрастает до 2,34 %.
Структ. См. описание семейства.
Выд. Тонколучистые, шестоватые, волокнистые, войлокопо-
добные и асбестовидные агрегаты. Иногда кристаллы мон. с.
(С2/ш) досковидпые, короткопризматические (см. рис. 117) до
длиннопризматических и игольчатых, вытянутых вдоль с. Реже
плотные скрытоволокнистые массы — нефрит.
Известны псевдоморфозы по гранату (амфиболиты Юж.
Урала).
Св. От бесцветного (мало Fe2+) до зеленого разных оттенков,
вплоть до темно-зеленого (много Fe2+), коричневого (Fe3+).
Блеск стеклянный до тусклого (нефрит) и шелковистого (ас-
бесты). Прозрачный до непрозрачного. Хрупкий. Сп. сов. по
{ПО}, несов. по {010}. Излом ступенчатый, неровный до рако-
342
вистого (нефрит) и занозистого (нефрит, асбесты). Тв. 5,5—6.
Черта бесцветная, белая до слегка зеленоватой. Пл. 2,9—3,0.
Диагн. От турмалина, эпидота актинолит отличается меньшей
тв., сп.
Обр., Изм., Знач. См. заключение описания семейства.
Роговая обманка (Ха, К)о_] (Са, Na)2 (Mg, Fe2+, Al, Fe3+, Ti)5X
X(OH, F, Cl, O)2[(Si, А1)4Ои]Г
Назв. От немецких «хорн» — рог и «бленде» — маскировать,
обманывать.
Хим. Название роговая обманка объединяет несколько мине-
ральных видов с условно принятыми границами (см. табл. 15).
Для них характерно высокое сод. Са (1,5—2,5 ФЕ); Na или
Na + К чаще не выше 0,5, реже до 1 ФЕ; обычны Al (1—3 ФЕ),
Fe2+ (i_2s редко 3 ФЕ), Мп (0,1—0,2 ФЕ), Ti (0,1—0,2, редко
до 1 ФЕ); с повышением сод. Fe2+ увеличивается роль Fe34.
Иногда обнаруживаются Сг2О3 (до 4,68 % из ассоциации с хро-
митом и уваровитом, Турция), В2О3 (до 1 %), избыток Н2О (моле-
кулы Н2О и ОН_-ионов в вакансиях А, либо ОН~-ионы в составе
амфиболовых лент, или оксоний— H3O’h); иногда С1 (0, и; до
3%).
Структ. См. описание семейства.
Выд. Сплошные массы крупно- до мелкозернистых; удлинен-
ные зерна; тонкозернистые псевдоморфозы по пироксенам {ура-
лит) . Кристаллы мои. с.. (С2/щ), призматического, столбчатого,
реже изометрического габитуса (см. рис. 117); иногда двойники
по {100}. Известны асбестовидныс выделения.
Св. Цвет темно-зеленый, темно-бурый до черного. Блеск
стеклянный до шелковистого у асбестов. Хрупкие. Сп. сов. по
{ПО}. Излом от ступенчато-неровного до занозистого (асбест).
Тв. 5,5—6. Черта зеленая, разных оттенков. Пл. 3,1—3,3.
Диагн. От похожих амфиболов легче всего отличается опти-
чески, от пироксенов — формой кристаллов и сп.
Обр., Изм., Знач. См. заключение описания семейства.
Подсемейство щелочных амфиболов
Род экерманита — арфведсонита
Арфведсонит Ха\а2 (Mg, Fe2+)4Fe3+ (ОН)2 [SFOu]^0
Назв. В честь шведского химика Ю. А. Арфведсопа (1792—
1841).
Хим. Амфибол переменного состава (см. табл. 15), сод.
(Na, К), для которого обычно ~ 2,5 ФЕ при 0,4 Са, но иногда
Са почти нет и (Na, К) составляют до 3 ФЕ (арфведсониты Хи-
бинских н Ловозерских тундр), Mg от 3,7 до 0,06 ФЕ, Fe2~—
343
0,15—4,9, (6)А13+ — 0,3, Fe3+ —0,8—2, <4)Al3^ — 0,08—0,5 ФЕ с
суммой катионов A 4- М'" 4- М" 4- М' 4- Л4, близкой к 8. Отме-
чаются ИП Мп (до 1 ФЕ в манганарфведсоните — юддите из
пегматитов Чикла, Бхандара, Индия), Ti (до 0,6 ФЕ), F (до
2,3%).
Структ. См. описание семейства.
Выд. Удлиненные зерна, лучистые, шестоватые агрегаты.
Кристаллы мон. с. (С2/т), призматические (см. рис. 117) до
сильно вытянутых по с длиной до 30 см (щелочные пегматиты
Хибин), удлиненные ксеноморфные зерна.
Св. Цвет черный, исспня-черный. Блеск стеклянный. Непро-
зрачный. Хрупкий. Сп. сов. по {НО}. Излом ступенчато-неровный
до раковистого. Тв. 5,5—6. Черта голубовато-серая, зеленовато-
серая. Пл. 3,4—3,5.
Диагн. От эгирина, с которым часто ассоциирует, отличает-
ся характером сп., чертой.
Обр., Изм., Знач. См. заключение описания семейства.
Род глаукофана — рибекита
Глаукофан Na2Mg3Al2 (ОН, F)2 [Si^Ou]^0
Рибекит Na2Fej+Fcf+ (ОН, F)2[Si40n]~
Назв. Глаукофан от греческих слов «глаукос» — синий и
«фанестхэ»— появляться (из-за характерного цвета); рибекит —
в честь немецкого путешественника Э. Рпбека (1853—1855).
Хим. Обычно — твердые растворы глаукофан-рибекитового
состава, промежуточные представители которых называются
кросситалш (см. табл. 15), и твердые растворы по направлению
к экерманиту—арфведсониту, граница с которыми условна
(см. табл. 15). Из ИП установлены Са (0,03—0,4 редко 0,8 ФЕ),
Ti, Мп (0,02—0,2 ФЕ), К (0,02—0,4 ФЕ), реже Li (до 0,6 %
LisO) и оксоний. Сумма катионов А 4- М'" 4- Af" 4- АГ 4- око-
ло 7, иногда чуть ниже и редко около 8. Известны представи-
тели, намечающие изоморфный ряд глаукофан — актинолит (до
~20 мол. % актинолита).
Структ. См. описание семейства.
Учитывая различия в формах выделения, свойствах и гене-
зисе глаукофана и рибекита, далее их целесообразно рассмо-
треть каждый в отдельности.
Глаукофан
Выд. Волокнистые, асбестовидные, лучистые, реже шестова-
тые агрегаты.
Св. Цвет серовато-синий, ярко-синий или голубовато-черный.
Блеск стеклянный до шелковистого (волокнистые агрегаты). Сп,
344
сов. по {НО} у редких крупнокристаллических индивидов; во*
локнистыс агрегаты легко расщепляются на гибкие, но не упру-
гие волокна. Излом от ступенчато-неровного до занозистого
(асбест). Тв. 6—6,5 (крупнокристаллические индивиды). Черта
голубовато-серая. Пл. 3,1—3,4.
Диагн. От сероватого и серовато-голубоватого хризотил-ас-
беста отличается характером ассоциации (сланцы метаморфи-
ческого происхождения, алевролиты, песчаники).
Обр., Изм., Знач. См. заключение описания семейства.
Рибекит
Выд. Призматические или игольчатые вкрапленники, кри-
сталлы мон. с. (С2/т), сильно вытянутые по с; известны волок-
нистые асбестовидные разновидности — крокидолит (рибекит) и
родусит (магнезиорибекит).
Св. Цвет темно-синий до черного; крокидолит — голубой до
темно-синего (голубой асбест). Блеск стеклянный до шелкови-
стого (асбест). Непрозрачный. Хрупкий. Сп. сов. по {НО}. Из-
лом ступенчато-неровный до занозистого (асбест). Тв. 5—6.
Черта черно-синяя, темно-синяя, до светло-синей. Пл. 3,0—3,4.
Диагн. От турмалина отличается сп., более низкой тв.; от
хризотил-асбеста крокидолит и родусит можно отличить по
ассоциации, а в случае залегания в серпентините — по цвету и
оптически.
Обр., Изм., Знач. См. заключение описания семейства.
Обр. Амфиболы — широко распространенные гипогенные
минералы магматических (интрузивных и эффузивных), мета-
морфических и контактово-метасоматических ассоциаций. Иног-
да возникают почты чисто амфнболовые метаморфические по-
роды— амфиболиты, и породы, в которых амфиболы являются
важными породообразующими минералами (эпидот-амфиболи-
товые, глаукофановые сланцы и т. п.). Минералогический инте-
рес имеют находки амфиболов гидротермального генезиса. Для
асбестовпдиого рибекита иногда допускается генезис, близкий к
диагенетическому.
Верхним пределом образования амфиболов является температура 970—
1370 К и 2—2,5 ГПа; выше они разлагаются с образованием пироксенов,
кремнезема п выделением воды. Обязательным условием их образования яв-
ляется достаточное PltyJ 1 Все это приводит к тому, что в магматических ас-
социациях они появляются в качестве породообразующих в андезитах *, ба-
зальтах, диоритах, гранитах (особенно щелочных), нефелиновых сиенитах,
обычно как более поздпие минералы по отношению к пироксенам.
Возникновение амфиболов при метаморфизме, например гппербазптов,
можно представить реакциями: Ca[Al2Si2Os] + MgsFSiO4] + 2CaMg[Si2O6] +
* Экспериментально установлено, что амфиболы не могут кристаллизо-
ваться в дацитах и андезпто-базальтах непосредственно из магмы, а возни-
кают в результате се взаимодействия с более ранними силикатами.
345
NasCa2(Mg,Fc )Б(0Н )2[л1 S3.0(1 J.
8SI 7S1 6Si
Ca2(Mg Fe+2)B(OHiJsi4O!l]a (Mg,Fe+2) ^AIAl Ca2(Mg,FeH2)3(OH)2[AlSi3OnL
Рис. 118. Зависимость состава кальциевых амфиболов от характера ассо-
циации
+СО2 4- Н2О —> Ca2Mg4Al(OH)2[AlSi7O22] + Са[СО3] (58) и 2Ca[Al2Si2O8]+
+ 2Mg2[Si2OG] + Н2О —> Ca>Mg4AI(OH)2[AlSi7O22] + Al2SiO5 (59).
Этим же путем образование амфиболитов может происходить при кон-
тактово-метасоматическом процессе, для которого Типичны также реакции
типа 5CaMg[CO3]2 + 8SiO2 + Н О ->Ca2Mg5(OH)2[Si4O1il2 + ЗСаСО3 + ICO,
(60).
Разнообразие условий образования вызывает типохимизм
амфиболов. Так для амфиболов магматического происхождения
возрастает степень замещений (Mg, F'e2+)->(Al, Fe3+), Са->
—>(Na, К) и Si->Al (рис. 118) по мере увеличения щелочности
пород в ряду: диорит->гранит-> нефелиновый сиенит и дио-
рит-^ щелочное габбро. Поэтому для диорита характерна рого-
вая обманка, для гранитов и гранитных пегматитов — даже ри-
бекит, для нефелиновых сиенитов — арфведсонит (до 13—42 %
в луявритах Хибинских и Ловозсрскнх тундр). Аналогичны из-
менения состава амфиболов и в эффузивах — от оксороговоп
обманки с повышенным сод. Fc3 h и О2- в базальтах до рибекита
в богатых Na риолитах и трахитах. Для метаморфических амфи-
болов отношение Mg: Fe2+ уменьшается при переходе от мета-
морфизованных гипербазитов (антофиллит) к железистым квар-
цитам (куммингтонит); для пород, возникших за счет магне-
зиальных известняков и доломитов, характерны тремолит,
иногда рихтерит, паргасит; за счет осадочных пород, богатых
минералами Fe (карбонаты, гидроксиды, оксиды, хлориты),—
актинолит; пород, богатых Мп, — мангапкуммингтонит (данне-
морит) и Mn-роговая обманка (баркевикит).
Для кальцифнров характерцы тремолит, в меньшей мере актинолш
(кальцпфиры Слюдянки, Иркутская обл., Алданский р-н, ЯАССР), образова-
ние которых можно описать реакцией (60).
346
Роговообманковые амфиболиты, образовавшиеся по реакциям типа (58)
н (59) за счет гипербазитов, широко распространены, например, на Урале.
Кианитовые амфиболиты известны среди метаморфизованных норитов в Нор-
вегии. Роговая обманка составляет 5—50 % гранулитов р-на Квайрендинг
(Зап. Австралия). Она широко распространена в гранулитах Лапландии, Ин-
дии и является наряду с грюнеритом существенной частью некоторых желези-
стых кварцитов (Белозерский р-п, УССР). Появление роговой обманки в экло-
гитах (главным образом за счет омфацита) связывается в основном с ретро-
градным метаморфизмом.
Известны антофиллит-кордиеритовые амфиболиты и гнейсы в виде зон
в силлиманитовых гнейсах и антофиллитовые кварциты (Юж. Норвегия). Же-
дрит с кианитом, гранатом, кварцем, биотитом установлен в кристаллических
сланцах Шуерсцкого р-на (Карельская АССР). С метаморфическими поро-
дами типа железистых кварцитов связаны куммингтонит, грюнерит, иногда
рибекит. Этим путем возникли крупнейшие в мире крокидолит-амозитэвые
м-ния в Асбестовых горах (на севере Капской провинции, ЮАР), протяги-
вающиеся на многие сотни километров в виде пояса шириной от 5 до 50 км
от Асбестовых гор к мысу Доброй Надежды. Крокидолит образует здесь по-
перечноволокппстые жилки с длиной волокон от 1 до 5 см и более в толще
докембрийских кварцитов и кремнистых железняков общей мощностью около
1000 м. Крупное м-ние крокидолита и амозита известно также в Трансваале
(ЮАР).
Своеобразные метаморфические породы — глаукофановые сланцы возни-
кают в условиях низких — средних Т и высоких Р. Для них в качестве поро-
дообразующих кроме синих глаукофан-рибекитовых амфиболов типичны
кварц, жадеит, лавсонит CaAl2(OH)2[Si2O7] -Н2О, альбит, рипидолитовый хло-
рит, эгирин-авгит или эпидот, немного кварца, арагонита, гематита (Кривой
Рог, УССР; Казахстан; Сахалин; Фускальдо, Ю. Италия, Прибрежные горы
Калифорнии, США).
Гидротермальные изменения гипербазитов по реакциям, близки к (58) и
(59) приводят к образованию антофиллит- и тремолит-асбестовых м-ний, для
которых характерны тальк, хлориты, серпентины (амезитовые м-ния Урала,
тремолит-асбестовые м-ния при длине волокон до 6 см р-на Летовиц, ЧССР;
Ломбардии, Италия).
Для скарнов наиболее типичны гастингсит, в том числе хлорсодержащий —
дашкесанит (Дашкесан, АзССР), паргасит, роговая обманка. Со скарнами
по гипербазнтам и базитам офиолитовых поясов, находящимися в тесной ас-
социации с карбонатными породами, связано образование гнезд и жил неф-
рита (р. Онот и Горлыкгол, Вост. Саян). При внедрении гранитного расплава
в гипербазигы может образоваться антофиллит (Мраморный р-н, Свердлов-
ская обл.; Янси, Сев. Каролина, США; Ханафпт, АРЕ).
Амфиболы гидротермального происхождения имеют лишь минералогиче-
ский интерес. Так, тремолит установлен в некоторых колчеданных залежах
(Белореченское и Калотинское м-пия, Свердловская обл.), хорошие его кри-
сталлы встречаются в жилах альпийского тина в Центральной Европе. Гидро-
термальный рибекит установлен в кварцевых жилах р-на Мичипикоген (Он-
тарио, Канада), тонковолокнистый рибекит-—в кальцитовых жилах с клейо-
фапом в р-не Франклин (Ныо-Джерси, США).
Родусит часто оказывается низкотемпературным, более поздним, чем вме-
щающие его песчаники и алевролиты (Кумолинское м-ние, КазССР). Образо-
вание подобного родусита совместно с опалом связывают с соосажденисм его
с гелем кремнезема и влиянием на его зарождение и рост мембранных трубок
в геле SiO2. Считают, что образованию длинноволокнистого родусита (волок-
на до 20 см) благоприятствуют щелочные условия (pH 8—9), а коротково-
локиистого (2—3 мм) —слабокислые (pH 6—7).
Изм. Поздними гидротермальными процессами амфиболы
изменяются в биотит, хлорит, серпентины, эпидот с кальцитом
п кварцем. В поверхностных условиях амфиболы переходят в
347
нонтронит, монтмориллонит, галлуазит, карбонаты, в лимонит
с опалом.
Знач. Амфибол-асбесты находят широкое применение в хими-
ческой, бумажной и пищевой промышленности в качестве жаро-
стойких, кислого- и щелочеупорных, фильтрующих и т. и. мате-
риалов; нефрит издавна применяется в ювелирном деле; про-
зрачные кристаллы вроде зеленого смарагдита используются
как недорогие драгоценные камни.
Надотдел 5. Моносиликаты (К=1)
Рассматриваемый надотдел объединяет около 120 минераль-
ных видов, среди которых на долю алюмосиликатов приходится
70 видов (~58%). Для собственно силикатов этого надотдела
типоморфными катионами можно считать А1 и Mg. Такие ми-
нералы широко распространены и образуют крупные скопления
(семейства талька, серпентинов, каолинита). Редко видообра-
зующимп в собственно силикатах выступают Mn2+, Fc2+ (ман-
ганпиросмалит), Na, К — вместе с Li, Mg, Fe2+, Са, Fe3+ (еме-
леусит, канаепт) пли самостоятельно (смектиты) и даже В а
(джиллеспит, санборнит); Th (стокиит).
Для алюмосиликатов типоморфными катионами являются К,
Na, Са, Ва (семейство слюд), реже — Al, Mg, хотя к последним
относятся и шороко распространенные алюмосиликаты, обра-
зующие иногда крупные скопления (семейство хлоритов).
Состав многих мопосиликатов * сложен и непостоянен из-за
широкого проявления изо- и гетеровалентного изоморфизма,
захватывающего в алюмосиликатах и Si, замещающийся на
(4)А1, а в некоторых случаях и па <4)Fe3+, вплоть до феррисили-
катов (тетраферрифлогопит, тетраферрибиотит).
Большинство моносиликатов относится к основным солям —
простым (семейства талька, хлоритов, серпентинов, каолинита)
и сложным (семейство слюд, группа пренита и многие другие
минералы) и кристаллогидратам (семейство палыгорскита и
др.). К нормальным солям относится, помимо силлиманита, не-
большое число редких видов (группы стокиита, реддерита, еме-
леусита, фенаксита, натросилита, джиллеспита).
В маложелезистых и литиевых собственно слюдах широко
развит изоморфизм OH~^F~. В отдельных минералах часть
ОН~-ионов замешается на С1~ (манганпиросмалит, фриделит
Mn8(OH, Cl)[Si6OI5]).
Структ. Моносиликаты отличаются большим разнообразием
кремиекислородных радикалов (см. табл. 12). Наиболее рас-
пространены моносиликаты с сеточными радикалами из шести-
членных колец [SiO4] 4-тетраэдров, которыми и приходится
ограничиться.
* Здесь и ниже, если нет дополнительных оппедолепий под мопленлика-
тами понимаются как собственно мопосшшкаш, так и моноалюмосплн-
каты.
348
Большинство рассматриваемых ниже моносиликатов имеет
одноэтажные сеточные радикалы и лишь отдельные из них-—
двухэтажные (антигорит, семейство палыгорскита).
В одноэтажных сеточных радикалах [SiO.}] 4--тетраэдры свя-
зываются тремя мостиковыми кислородами своих оснований,
оставляя на противоположной поверхности по одному конце-
вому О. Последние чаще всего связываются со стенками (слоя-
ми) катионных октаэдров гиббситового (диохтаэдричсского) или
бруситового (триоктаэдрического) типа. Таким путем образу-
ются двумерные (слоистые) макромолекулы, — трсхслойныс,
когда к гиббситовым (бруситовым) стенкам сетки из [SiO.J4--
тетраэдров присоединяются с двух сторон (рис. 119, а), и двух-
слойные, если они присоединяются с одной стороны (рис. 119,6).
Трехэтажные пачки первого типа обозначаются как 2:1, двух-
этажные — 1:1.
Электростатические скомпенсированные макромолекулярные
пачки 2: 1 образуют молекулярные структуры пирофиллита
Al2(OH)2[Si2O3]“00 и талька Mg3 (ОН)2 [Si2O5]“°°, 1:1—моле-
кулярные структуры минералов семейств каолинита
М'Г (ОН)4 [Si205]OOTO и серпентинов М3+ (ОН)4 [Si2O5]~°°.
Связь между макромолекулярными пачками 2:1—остаточ-
ная с главным вкладом в нее дисперсионного и индукционного
эффектов; определенный вклад вносит и водородная связь, в ко-
торой принимают участие ОН~-ионы, располагающиеся против
центров шестерных колец [SiO4] 4~-тетраэдров, т. е. в окруже-
нии, напоминающем соответствующий фрагмент структуры ам-
фиболов (см. рис. 115, а, д, е).
В макромолекулах 1 : 1 одна внешняя поверхность анало-
гична поверхности макромолекул 2:1, тогда как другая отвечает
внешней поверхности гиббситовой (бруситовой) стенки, что при-
водит к их полярности. В структурах ссптехлоритов, лизардпта,
клинохрнзотила, гриналита, каолинитов, такие макромолекулы
накладываются друг на друга так, что ОН~-ион одной из них
оказывается против О2~-иона другой. Это приводит к образо-
ванию водородной связи О—Н...О, вносящей наряду с ориен-
тационным эффектом за счет полярности молекул основной
вклад в межмолекулярную связь. При рассмотрении составляю-
щих остаточной связи в макромолекулярных кристаллах описы-
ваемых минералов заслуживает внимания и установленное у
гриналита, октаэдрические слои которого обладают ферромаг-
нетизмом, слабое антиферромагнитное взаимодействие между
слоистыми молекул а м и.
Структура дисептехлоритов— типично гибридная и слага-
ется из последовательно чередующихся пачек 2 : 1 и гиббсито-
вых (бруситовых) стенок (слоев). Связь между ними часто оста-
точная, частично электростатическая. Последняя становится
возможной благодаря замещению части Si4+ на А13+ (реже
349
a
О о © он © о. os © о о
Fe3+), что приводит к отрицательному заряду пачек 2:1, и,
например, части Mg2+ бруситовых стенок на А13+, что приводит
к положительному их заряду. Поэтому среди дпсептехлоритов
известны как собственно силикаты, так и алюмосиликаты
(Si:/XI до ~1,35). Электростатически нескомпснсированный за-
ряд пачек 2; 1 может возникать и в случае замещений типа
Al3+—>Mg2+ в их гиббситовых стенках с одновременной заме-
ной Mg2+->A! в бруситовых стенках, расположенных между
пачками 2:1, что компенсирует отрицательный заряд последних.
Кристалл ©химическая близость в отдельных минералах позиции
М в гиббситовых (бруситовых) стенках внутри и между пачками
2: 1 позволяет, до некоторой степени условно, рассматривать
днееитехлорпты как простые соли,.
350
Рис. 119. Способы сочленения одно- (а — в) и двухэтажных (г) сеточных
кремнекислородных радикалов из пироксеновых цепочек [81О4]4~-тетраэдров
(с шестерными кольцами) со стенками-слоями (а — в) и лентами катионных
октаэдров:
а — трехслойпая макромолекулярная пачка талькового (пирофиллитового) типа; б —двух-
слойная макромолекулярная пачка каолипитового (хризотилового) типа; е — п-слойпая
(п—оо) макромолекула антигорита (проекция ± к b\ РР', QQ' и RP'— места смены поляр-
ности кремнекислородных тетраэдров); г — каркасные структуры канальных соединений
включения: I—-палыгорскит. II—сепиолит (сравни с рис. 93)
Отрицательный электростатический заряд пачек 2: 1, возник-
ший за счет замещений типа Si4+—>Al3(Fe3+) или Л13+->7И2+
наряду с А12+->Л4+, может компенсироваться и путем появления
межслоевых катионов, что характерно для минералов семейства
слюд. При этом в структурах минералов подсемейства собствен-
но слюд в качестве меж слоевых обычны 1\, Na, Са и даже В а.
Среди них оказывается небольшое число редких собственно си-
ликатов (отрицательный заряд пачек обязан изоморфным за-
мещениям в бруситовых стенках) — полилитионит К {Li2AlF2 X
X [SioOs]^000} и тайниолит К {biMg2 (F, ОН)2 [Si2O5]~^}, но боль-
шинство относится к алюмосиликатам, замещение Si на
(4)Al(Fe3+), в которых идет параллельно с увеличением валент-
ности межслоевых катионов: мусковит К {А12 (ОН)2 [Alo.gSi^Og]”00}
маргарит Са {А12(ОН)2[AISiO5]ir°°} или с увеличением суммар-
ного заряда гиббситовой (бруситовой) стенки: фепгнт
К {Mg0,5Al1(5(OH)2 [Alo^SiugOs]^} —> мусковит К{А12(ОН)2Х
XtAlo.gSii.Ajr00; маргарит Са {Al2(OH)2[AlSiO5]2 клинтонит
Ca{(Mg2,38Al0,„)3(OH)2[Al,,36Si0,filO5]2““}.
35 J
Межслосвые катионы в собственно слюдах имеют КЧ = 12
(гексагональная призма — катионы оказываются против центра
шестичленных колец [SiO4] 4--тетраэдров) пли 6(-j-6) (триго-
нальная антипризма) и достаточно прочно связывают пачки 2 :1
друг с другом
Инос дело в минералах подсемейства гидрослюд. В них
расстояние между пачками увеличивается, межслоевые катио-
ны— Mg, Са, К, Na гидратируются, появляются межслоевые
молекулы Н2О, что приводит к образованию соединений включе-
ния слоистого типа, объясняет ряд их специфических свойств
(см. ниже).
В формулах дисептехлоритов, слюд и т. п. минералов пачки
2: 1 выделяются фигурными скобками. При этом в формулах
собственно слюд межслосвые катионы ставятся перед формулой
пачек 2:1, в гидрослюдах — после, что подчеркивает особен-
ность последних как соединений включения.
Учитывая особенности состава и структуры рассматриваемых
минералов, многие из них можно объединить в полисоматиче-
ские серии типа:
Mg.3(OH)2[Si2O5]“” + 3Mg(OH)2 — > Mg6(OH)8[Si2O5]_r.
тальк брусит тальк-хлорнт
Это же объясняет большое число разнообразных смешаинослой-
11ых минералов, структуры которых представлены закономер-
ным чередованием слоистых элементов структур дисептехлорп-
тов, каолинитов, слюд, гидрослюд. Все эти смешаннослойные
минералы можно представить большим числом полисоматпче-
ских серий, в том числе намечающих переход от собственно си-
ликатов к алюмосиликатам, когда отдельные слои структур
представлены слюдяными или гидрослюдяными слоями.
Различие во взаимной ориентации отдельных слоистых эле-
ментов структуры, упорядоченности их чередования приводит к
возникновению многочисленных политипов.
Своеобразной структурой обладают некоторые полиморфы
Mg3(OH) 4 [SisO5] 0000 — орто- и клиноантигорит. Она представ-
лена двухэтажными кремнекислородными сетками (см.
рис. 93, III; 119, в), связанными бруситовыми стенками, что при-
водит к /7-слойным (и == со) макромолекулам (см. рис. 119, <?).
Канальными соединениями включения со смешаннокаркасиоп
структурой являются минералы семейства палыгорскита. В них
двухэтажные сетки [SiO4] ^-тетраэдров (см. рис. 93,111) связы-
ваются ленточными фрагментами гиббситовых (бруситовых) сте-
нок так, что параллельно им возникают каналы, в которых на-
ходятся кристаллизационные и цеолитные молекулы Н2О (см.
рис. 119, г).
Выд. Макромолекулярные слоистые структуры рассматривае-
мых минералов объясняют пластинчатые, чешуйчатые формы
выделения, уплощенный облик кристаллов (рис. 120,а, б).
352
Известны тонковолокнистые и трубчатые выделения, появление
которых со структурной точки зрения можно объяснить: 1) боль-
шим числом осевых дислокаций в макромолекулах, вызываю-
щих образование минералов с широкими кремпекислородными
лентами, 2) размерными несоответствиями кремнекпелородных
сеток и бруситовых слоев, вызывающими скручивание слоистых
пачек 1:1, 3) постепенным сдвигом макромолекул относительно
друг друга в процессе роста, что типично для трубчатых форм
галлуазита (рис. 120, в). Особо следует отметить типичность для
многих из рассматриваемых минералов тонкодисперсных, вплоть
до коллоидно-дисперсных агрегатов.
Св. Моносиликаты с молекулярной структурой отличаются
весьма совершенной сп. по базопинакоиду и очень низкой твер-
достью. Появление межслоевых катионов в слюдах увеличивает
твердость последних, возрастающую при увеличении СХ катио-
нов, что вызывает одновременно и ухудшение сп. (переход от
обычных слюд к хрупким слюдам). Тальк, пирофиллит, серпен-
тины с электростатически скомпенсированными молекулярными
пачками нс набухают в воде и органических жидкостях. То же
относится и к хлоритам. Иное дело каолиниты и гидрослюды,
особенно смектиты. Полярность их молекул, возможность обра-
зования водородных связей, замещения А1 на ферромагнитные
катионы Fe3+, а у смектитов к тому же нескомпенсированный
заряд молекулярных пачек, положительно заряженные межслое-
вые катионы, приводят к проявлению адсорбционных свойств
этих минералов, особенно ярко выраженных у смектитов, спо-
собности образовывать с водой пластичные массы (они основ-
ные минералы многих глин), набухать в воде и некоторых дру-
гих жидкостях. Адсорбционными свойствами объясняется и со-
держание в этих минералах разнообразных тонкодисперсных
примесей — кремнекислоты, гидроксидов и оксидов Fe, Al, Мп
И др.
Обр. Описываемые моносиликаты — типичные вторичные ми-
нералы, образующиеся при гидролизе породообразующих си-
ликатов. Минералы с пачками 2 : 1 в основном отвечают более
ранним ступеням гидролиза и являются более высокотемпера-
турными по сравнению с минералами с пачками 1 : 1. В соот-
ветствии с этим рассматриваемые минералы образуются на за-
ключительных, в основном гидротермальных этапах магматиче-
ского процесса при высоком Рн2о (мусковитизация полевых
шпатов и других силикатов, хлоритизация роговых обманок,
каолинизация ранних силикатов и алюмосиликатов). Они ти-
пичны для гидротермально- измененных силикатных пород, воз-
никающих вблизи гидротермальных жил и в областях активного
вулканизма. В большом количестве некоторые из этих минера-
лов образуются в корах выветривания. Из-за тонкодиспсрсности
они легко сносятся поверхностными водами и иногда дают круп-
ные скопления в морских и озерных бассейнах.
12 Зак 594 353
Образование различных сеточных моносиликатов происходит
не только за счет гидролиза, но и при взаимодействии осажден-
ных гидроксидов Al, Fe с гелем SiO2 и морской водой. Появле-
ние того или иного силиката (обычно в значительно меньших ко-
личествах, чем привнесено с суши) определяется составом осаж-
денных гелей, концентрацией солей в морской воде, ее pH и Eh.
Так, большое количество электролитов в воде при высоком со-
держании Si в осадке и высоком pH благоприятствует образо-
ванию талька, антигорита, смектитов. Высокоалюминиевые гели
при низких pH п малом количестве электролитов приводят к
354
Рис. 120. Особенности морфологии частиц минералов семейства каолинита,
обнаруживаемые под электронным микроскопом:
о —каолинит (обволакивающая угольная реплика); б — диккит (угольная реплика со скола,
оттененная платиной); в —галлуазит (обволакивающая угольная реплика). Фото Г. С. Грн-
цаенко
образованию каолинита. Восстановительные условия благоприят-
ствуют появлению минералов, содержащих Fe2+ (гриналит, тю-
рингит, шамозит).
Различные схемы гидролиза, отдельные звенья которых мо-
гут выпадать, можно выразить несколькими основными рядами:
1) ортосиликаты, метасиликаты-> тальк, серпентины-> тальк-
хлориты Mg-хлориты -> хлорит-смектиты -> смектиты; 2) си-
ликаты А1, частично алюмосиликаты -^пирофиллит-> пирофил-
лит-хлориты -> Al-хлориты -> А1-хлорит-смектиты -> смектиты;
3) алюмосиликаты, богатые К,-> иллиты-> иллит-смектиты->
-> смектиты; 4) силикаты и алюмосиликаты, богатые Mg, -> вер-
микулиты —^-Mg-вермикулит-смектиты ->смектиты. Далее в иде-
альном случае развивается ряд: 5) смектиты->смектит-каоли-
ниты -> каолинит -> метагаллуазит -> галлуазит -> аллофан —>
-> гидроксиды крсмнскислота.
В каждом ряду смена минералов направо отвечает снижению
температуры, увеличению водообмена (выщелачивание катио-
нов), понижению pH.
Большое число промежуточных соединений, развитие гидро-
лиза по нескольким параллельным направлениям (рядам) при-
водит к тончайшим смесям сеточных собственно моносиликатов
с алюмосиликатами, исходными минералами. В них обычно так-
же содержатся минералы кремнезема, гидроксиды и оксиды AI,
Бе, Мп, иногда карбонаты Mg и другие вторичные и остаточные
минералы. Подобные образования характеризуются тонкодис-
персностыо, способностью давать с водой пластичные массы и
получили название глин. В соответствии с этим в минералогии
часто используется термин «глинистые минералы», удобный для
осадочной петрографии, имеющей дело с глинами как с поро-
дами. Однако его нельзя признать удачным для минералогиче-
ской классификации, поскольку он объединяет не только мине-
ралы семейств смектитов и каолинита, но также, по крайней
мере, хлоритов, серпентинов и гидрослюд. В то же время термин
«глинистые минералы» точно так же, как «аргиллнтпзация», под
которой понимается замещение пород глинистыми минералами,
превращение их в глины, в генетическом отношении безусловно
удобен.
Отдел 1. Простые моносиликаты
Ряд 2. Основные моносиликаты
Семейство талька
Семейство талька объединяет пирофиллит, феррипирофиллит,
тальк, ферротальк, минералы промежуточного состава и их раз-
новидности. Наиболее обычны минералы мон. с. (С2/с или Р;
Сс), реже политипы трикл. с. (/) и др.
Группа пирофиллита
Пирофи -лит Al2 (OH)2[Si2O5]““
Назв. От греческих «пир» — огонь и «филлоп»— листок,
из-за расщепления на тонкие листочки при нагревании.
Хим. Состав обычно близок к идеальному. Отмечены примеси
О, п % TiO2, Fe2Od (известен пирофиллит, сод. 5,4 % Fc2O3),
MgO, CaO, Na2O, K2O; 0,00—0,/7% FeO; иногда избыток Н2О.
Обнаружен феррипирофиллит Fe2(OH)2 [Si.^Og]^000, разбухаю-
щий в воде гидроферрипирофиллит и смешаннослойная фаза.
Структ. См. описание подотдела.
Выд. Листоватые, мелкочешуйчатые, плотные до скрыто-
кристаллических (агальматолит) агрегаты, образующие отдель-
ные вкрапленники, линзы, пропластки в породе или составляю-
щие ее целиком.
Известны псевдоморфозы по кальциту, андалузиту, пироксе-
нам, мусковиту, полевым шпатам и другим силикатам А1 и
алюмосиликатам.
Св. Цвет белый, серый, зеленоватый, буроватый, краснова-
тый; агальматолит иногда окрашен неравномерно. Блеск в агре-
гатах тусклый до жирного. Полупрозрачен до непрозрачного.
Хрупкий. Благодаря весьма сов. сп. по {001} жирный на ощупь
Листочки гибки, но не упруги. Излом в агрегатах неровный до
раковистого. Тв. 1. Черта белая. Пл. 2,6—2,9.
356
Диагн. Труднее всего отличить от минералов, близких к
каолинит} (см.), и от талька (см.).
Обр. См. описание надотдела. В значительных количествах
образуется: 1) при гидролизе силикатов как продукт околожиль-
ного изменения силикатных пород и при формировании вторич-
ных кварцитов, 2) метаморфическим путем.
Экспериментальные исследования показали, что верхний тем-
пературный предел хстойчивости пирофиллита 798 К, а каоли-
нита 623 К. В сухих условиях при атмосферном давлении пиро-
филлит теряет воду при 1033 К, а затем образуются муллит и
кристобалит.
Вторичные кварциты с пирофиллитом установлены в ряде
колчеданных м-ний Юж. Урала (Кабаи и др.), Невском м-нии
(Магаданская обл.). Громадные линзы пирофиллита известны
во вторичных кварцитах Северной Каролины (США). Промыш-
ленное м-нис пирофиллита, связанное с вторичными кварцитами,
известно в р-пе Овруча (УССР), где оно разрабатывается со
времен каменного века.
Известно образование пирофиллита за счет низкотемпера-
турных кислых источников в ассоциации с опалом (вулкан .Мен-
делеева), в которой он при температуре < 373 К устойчивее
каолинита.
При метаморфизме пирофиллит образуется за счет постепенной дегидра-
тации глинистых минералов. Подобный пирофиллит широко распространен в
глинистых сланцах р-на /Маннинг— Капьон-Шейл (Юга, США). /Для него ха-
рактерна ассоциация с каолинитом, смектитами (монтмориллонит, ректорит),
хлоритом.
Агальматолит известен и Бай-Тайгипском р-ис (Тувинская АССР). Круп-
ные его м-ния издавна разрабатываются в КНР.
Изм. При образовании вторичных кварцитов и метаморфизме
пирофиллит может переходить в кианит, андалузит, диаспор,
корунд; при гидролизе — в каолинит.
Знач. То же, что и у талька (см).
Род талька
Tai: к Mg3 (ОН)2 [S 2О5]~~
Назв., вероятно, арабского происхождения, ио этимология
неясна.
Хим. Чаще близок к идеальной формуле; обычны ИП 0,ц —
2,5 % FeO (до 33,7 % и миннесотаите), А12О3 (редко до 4 %).
Отмечаются примеси СаО (до 1,4%), связанные скорее всего
с механическими загрязнениями. Обнаружен Ni-тальк с отно-
шением Ni: Mg >2:1 — виллемсеит.
Структ. См. описание надотдела.
Выд. Листоватые, чешуйчатые, мелкозернистые и плотные до
скрытокристаллических агрегаты или псевдоромбические кри-
сталлы, ие пригодные для измерения.
S57
Известны псевдоморфозы по энстатиту («кристаллы» до
10X5X2 см из м-ния Снарум, Норвегия), шпинели и даже
кварцу; обычны тончайшие включения хризотил- и амфибол-
асбестов.
Св. Цвет бледно-зеленый, белый с зеленоватым, желтоватым,
буроватым оттенком. Блеск стеклянный, до перламутрового на
плоскостях сп.; в плотных агрегатах — тусклый. В тонких лис-
точках прозрачен. Сп. весьма сов. по {100}; листочки гибки, но
не упруги. Тв. 1. Жирный на ощупь. Излом определяется струк-
турой агрегата. Черта белая. Пл. 2,7—2,8.
Диагн. Легко узнается по низкой тв., цвету, жирному ощу-
щению в руках, в листоватых агрегатах — по сов. сп. и неупру-
гости. О г пирофиллита отличается химически, либо оптически.
Каолинит в отличие от талька более сухой на ощупь, имеет ха-
рактерный запах глины (после того как на него подышишь) и
образует с водой пластичную массу.
Обр. См. описание надотдела. Наиболее обычные условия
образования крупных скоплений талька: 1) гидротермальное
изменение ультраосновных пород (гидролиз оливина, Mg-пирок-
сенов и т. п. минералов), 2) нижняя ступень термометамор-
фпзма кремнистых доломитов или контактово-метасоматические
их изменения, 3) метаморфизм глинистых пород или ретроград-
ный метаморфизм. В небольших количествах тальк образуется
аутигенным путем.
Известны крупные (Шабровское м-нис, Свердловская обл.) почти мономи-
неральные скопления талька, возникшего по ультраосновным породам. Для
него характерна ассоциация с карбонатами, гематитом (29), магнетитом, ино-
гда с серпентинами, бруситом (40), образующимися либо за счет талька, либо
параллельно с ним, с хромшпинелидами, содержащимися в гипербазитах.
Крупные линзы талька среди карбонатов известны в округе Медок (Ка-
нада), округе Джабальпур (Индия). Этот тальк связывают с метаморфизмом
карбонатных пород по реакции типа 3CaMglCO3]2 + 4SiO2 + Н2О—>
—> Mg3(OH)2 [Si2O5]2 + ЗСа[СО3] + ЗСО2 (61). Характерна ассоциация с
флогопитом, серпентинами. Отличительной чертой является повышенное со-
держание F, отсутствующего в тальке, образовавшемся по гипербазитам. При
метаморфизме осадочных пород тальк может образоваться за счет смектитов.
Тальк, образовавшийся при ретроградном метаморфизме, обнаруживается в
кристаллических сланцах с пиропом и даже кианитом.
Аутигенный тальк в виде мельчайших листочков (30—40 мкм) обнару-
жен во многих: м-пиях эвапоритов; это один из обычных минералов глини-
стого нерастворимого остатка каменной соли (м-пия Каиско-Тасеевскоп
впадины), соляных пластов (Грин Ривер, Вайоминг, США). Он . образует
псевдоморфозы по онколитам пластов доломитизированных известняков бай-
кальской серии, прослеженных более чем на 400 км. Возникновение талька
нпжискембрпйских пород формации Шеда (зап. Пидмонт, США) в ассоциации
с апатитом и пиритом объясняют реакцией типа 30CaMg[CO3]2 + 40SiO2 +
+ 13Н2О + 9Р2О5 —> 10Mg3(OH)2[Si2O5]2 + 6Ca5(OH)[PO4]3 + 60СО2 (62)
происходящей с участием остатков строматолитовых водорослей.
Изм. В поверхностных условиях устойчив. В гипогенных ус-
ловиях, может переходить в серпентины, при повышении темпе-
ратуры — в амфиболы, пироксены; в метаморфических усло-
358
Виях за его счет могут возникать гранаты, различные сили-
каты Mg.
Знач. Находит применение в металлургической, химической,
резиновой, бумажной промышленности, медицине и других
отраслях хозяйства; стеатит употребляется для изготовления
различных поделок.
Семейство хлоритов
Семейство хлоритов объединяет несколько десятков мине-
ральных видов и разновидностей с тройными (2:1) и двойными
(1:1) макромолекулярными пачками — дисепте- и септехлориты
соответственно, обладающие сходными чертами состава, физиче-
скими свойствами и условиями образования. Поэтому все се-
мейство удобно рассматривать целиком, подчеркивая (где это
необходимо) специфику состава, структуры и генезиса отдель-
ных минералов.
Назв. Хлорит от греческого «хлорос» — зеленый, за окраску;
септе- и дисептехлориты от латинского «септе» — семь из-за пе-
риода идентичности по с ~ 7 или ^14 (2X7) А соответственно.
Названия главных минералов: корундофиллит — из-за ассоциации с ко-
рундом; клинохлор — от греческого «клино» — наклонять (за отчетливую мо-
ноклинность кристаллов); гриналит — от английского «грин» — зеленый, из-за
окраски; прохлорит — от греческого «про» — перед, так как был изучен рань-
ше других хлоритов; донбассит, пеннин, тюрингит, шамозит —по месту на-
ходки в Донбассе (УССР), Ленинских Альпах (Италия и Швейцария), в
Тюрингии (ГДР) и Шамозоп (Швейцария); амезит, кеммерерпт, кочубсит—
в честь владельца рудника Дж. Амеса, русского горного инженера А. А. Кем-
мерера (1789—1858) и русского коллекционера минералов В. П. Кочубея.
Хим. Состав дисепте- и септехлоритов отвечает формуле
К (ОН)8 [?2О5]“°° при 4 и Л43(ОН)4[7’2О5Г“ соответ-
ственно, где М — Mg, Al, Fe2+, Fe3+, Ni2+, а у дисептсхлоритов
еще и Ain, Cr; Li; T = Si, Al, Fe3+, Cr3+(?). Для тех и других
постоянны замещения Si на (4)А1, а в ссптехлоритах и на <4)ре3д
чем септехлориты отличаются в частности от серпентинов, сод.
(4)А1 для которых крайне низко. При этом Si/(4)A1 колеблется от
9 в минералах, являющихся собственно силикатами, до 1,25 в
типичных алюмосиликатах.
Наиболее распространены дисептехлориты с переменным сод.
Mg, Fe2+, с одной стороны, и Si, (4)Al(Fe3+)— с другой, вслед-
ствие изоморфных замещений типа Al2^Si4+-> (G)Al3+(4)Al3+(Fe3+)
и ЗМ2+ □2Af3+. В зависимости от железистости
р ______FеО 4~ 2Fe20s 4~ 2Сг20з 4- МпО -р ... 4- NiO i рп о/
~ FeO-P2Fe2O34-2Cr2O34-MnO4- ... 4-NiO-PMgO ' /о
и количества <4>А1 они условно делятся на пять видов (рис. 121).
Кроме того выделяют нимит —- РИ5А1 (OH)s[AIo.sSi!^Оз]^000, пеннантит
(Мп, Al)c(OH)8[(Si, А1)2О5]~°°, кукеит (Al, L1)5(OH)8[(Si, А1)2О5]^°°,
359
Рис. 121. Систематика наиболее
распространенных дпсептсхлори-
тов
Рис. 122. Отдельные кристаллы хлорита, их двойники, в том числе поли-
синтетические
.vOMXAoptiT (до 8,3% Cr2O3) c(6)Cr3+ — кеммерерит и (!)Cr3+—кочубеит, обна-
nvn<en цинк-хлорит с сод. ZnO в 30,5%. Среди септехлоритов выделяют
амезит (Mg, Fe^AKOHMAlSiOs]0000, бертьерин (Fe~+, Fe3, Mg)3(OH)4 X
X[(Si, AOSiOjJ0000, кронштедтит Feo+Fe3+(OH)4 [FeSiO^]0000, гриналит
pe 2+(OH)4[Si„05]oco°; известны никельсодержащие септехлориты вплоть до
(Mgli04^i0.64Fe'0*35^C0>72J^I0,24I ’0104)з,03^^^3,83<^0.17)4[^’о,47514,53^з] (ВуДЛаЙН
Велл/Зап. Австралия).
Структ. См. описание надотдела.
Для дисептехлоритов с учетом двух вариантов расположения катионов
относительно гидроксилов талькового слоя, четырех вариантов расположения
бруептового слоя относительно тальковых пачек и шести положении следую-
щего талькового слоя выведено 1134 упорядоченных двухслойных поли типа
(1009 мои. с. и 125 ромб. с.). Большинство септехлоритов имеет мои. с., но
известны также минералы ромб. с. (ссптешамозпт — 1//) и даже гекс. с.
(кронштедтнты UI, 2Н, ЗИ, С)Н, амезит 6Я). Обилием политипов объясняется
и противоречивость литературных данных о ф. гр. хлоритов.
Благодаря особенностям структуры хлориты образуют большое число сме-
шаниослойных минералов как между собой, так и с тальком, пирофиллитом,
серпентинами, смектитами, каолинитом, а также слюдами и гидрослюдами.
Возможно, именно этим объясняется появление «аномальных» хлоритов, со-
держащих повышенное количество воды и набухающих в воде подобно монт-
мориллониту.
Выд. Слюдоподобные таблитчатые, пластинчатые, боченко-
видные кристаллы мои. с. (рис. 122), часто с несколько изогну-
тыми гранями. Обычны двойники с плоскостью срастания по
{001} —хлоритовый закон и _L к {001} —слюдяной закон, в том
числе полисинтетические и с неровными границами (см.
рис. 122). Кристаллы часто исштрпхованы пли ступенчатые
_L к с; грани {001} часто деформированы. Листоватые крупно-,
средне- до мелкочешуйчатых и скрытокристаллических агре-
гаты, пластинчатые, радиально-лучистые, иногда игольчатые,
сростки и параллсльноволокнистые (асбестовидные) образова-
ния (длиной волокон до 4,5 см), оолиты, натечные, почковидные
агрегаты; землистые массы.
Известны псевдоморфозы хлорита по амфиболам (актино-
литу, гастингситу), скаполиту, везувиану, кордиериту, магне-
титу, стильбиту п многим другим минералам.
Св. Цвет хлоритов изменяется от светло-желтого, почти
белого, или слегка зеленоватого (корундофпллит) до темно-зе-
леного, почти черного (тюрпнгит); Ni-хлориты— яблочно-зеле-
ные, Сг-хлориты — розовато-сиреневые. Блеск стеклянный до
перламутрового на плоскостях сп. Сп. весьма сов. по {001}. Ли-
сточки гибки, но нс упруги. Излом ступенчатый, в агрегатах от
чешуйчатого до ровного (мелкозернистый), раковистого (скры-
токристалличсский), скорлуповатого (оолиты), занозистого. Тв.
от 2—2,5 до 3—3,5 у кронштедтита. Черта белая до слегка зе-
леноватой н лишь у тюрингита, шамозита, гриналита она темно-
зеленая. Пл. 2,6.
Диагн. Надежно отличаются друг от друга лишь с помощью
специальных методов диагностики (рентгенография, термиче-
361
ский анализ, оптика и др.); от слюд — меньшей тв., отсутствием
упругости спайных пластинок.
Обр. См. описание надотдела. Хлориты — типичные минералы
гидролиза (41), (53), характерные для гидротермально из-
мененных пород, кор выветривания. В меньших количествах они
возникают в скарнах и в гидротермальных жилах. Хлориты ха-
рактерны для многих осадочных отложений, пород верхних —
средних ступеней метаморфизма.
Септехлориты устойчивы до 620—720 К, выше они переходят в днеепте-
хлориты. Последние устойчивы до 970—1120 К, но это лишь в лабораторных
условиях. В природе из-за своей химической активности дисептехлорнты всту-
пают во взаимодействие с другими минералами и обычно выше 770—820 1\
не образуются. Согласно экспериментальным данным наиболее обычная для
метаморфических пород ассоциация Mg, хлорит + кварц стабильна в интер-
вале 720—850К (Т’що = 0,2 ГПа) — 750—870К. (FHz0 = 0,5 ГПа). При более
низких температурах образуется монтмориллонит, при более высоких хлорит
переходит в тальк и кордиерит.
Увеличение содержания Fe в хлоритах снижает температуру их устойчи-
вости.
Состав хлоритов типоморфен. Так, магнезиальные дисептехлорнты обра-
зуются при изменении ультраосновных пород (многочисленные м-ния Урала).
С ультраосновными породами и м-ниями хромита связаны кеммерерит и ко-
чубсит (Уфалей, Сред. Урал). Бедные железом и богатые алюминием корун-
дсфпллиты — типичные минералы высокоглиноземистых метаморфических по-
род, образующиеся, например, за счет изменения глин (Честер, Массачусетс,
США). Хлориты средней железистости характерны для пород основного со-
става. Рипидолит-прохлориты характерны для гидротермальных жил альпий-
ского типа (Приполярный Урал; Северное Верхоянье). В качестве минералов
околожильных изменений они обычны в медноколчеданных (Сред. Урал) и не-
которых медпоникелевых м-ниях (Печепга, Мурманская обл.), генетически
связанных с основными породами. К кислым породам приурочены тюрннгпты.
Они же являются типичными минералами касситерит-хлорптовых рудных жил
(Хабаровский и Приморский края) и некоторых осадочных пород.
Амезит встречается вместе с корупдофиллитом в ассоциации с диаспо-
ром, корундом, рутилом, магнетитом в м-ниях наждака (Честер, Массачу-
сетс, США); хромсодержащий амезит известен па Сараповском хромитовом
м-нии (Пермская обл.). Крошитедтит встречей в рудных м-ниях Пршибрам и
Кутна Гора (ЧССР), в Конгояс (Бразилия) и в ряде железорудных м-ний.
Шамозит и бертьерпн распространены в некоторых осадочных (оолитовых)
железорудных м-пиях с тюрингптом, сульфидами железа и сидеритом. Грина-
лит в основном известен из роговиков с железными рудами метаморфического
происхождения (р-н оз. Верхнего, Сев. Америка; Мозаби, Миннесота, США).
Установлен вместе с цеолитами, кальцитом, халцедоном, апофиллитом в ша-
ровых лаваях по р. Ниж. Тунгуска.
Для кор выветривания по гипербазитам характерны Ni-хлорпты и их сме-
си с Ni-моптморпллонптами и Ni-серпентинами см.).
В аутигенных условиях образуются хлорит-карбонатные и хлорит-гидро-
кепдные конкреции (см. семейства оксидов Fe, Al, Мп). Аутигенный хлорит
в виде мельчайших чешуек и более крупных выделений известен во многих
осадочных породах.
Изм. При выветривании особенно неустойчивы хлориты,
содержащие Fe2+ Остальные хлориты постепенно гидролизу-
ются. Общая схема процесса: хлорит-> гидратированный хло-
рит -> монтмориллонит, галлуазит, каолинит (часто с образова-
нием смешаннослойных минералов),
362
Знач. Крупные скопления шамозита, тюрпнгита — ценное
сырье для получения Fe (пластовые залежи до 40 км в Лотарин-
гии, Франция; Халиловское м-ние, Юж. Урал), Ni-хлориты —
ценные компоненты силикатно-никелевых руд кор выветривания
по гипербазитам (Новая Каледония; Юж. Урал). Хромовые хло-
риты из-за яркой окраски легко бросаются в глаза и могут слу-
жить одним из поисковых признаков на хромиты.
Семейство серпентинов
Антигорит Mg6 (OII)8 [Si4Oi0]ooo°
Лизардит Mg3 (ОН), [Si205]rao°
Хризотил Mg3 (ОН)4 [S12O5]0000
Под общим названием серпентинов объединяются ряд поли-
типов и структурных разновидностей соединения Mg3(OH)4X
X[Si2Os], главные из которых — антигорит, лизардит и хри-
зотил.
Назв. Серпентин — от латинского «серпенс» — змея, из-за ча-
сто гладкой, блестящей поверхности, напоминающей кожу змеи
(русское название — змеевик); антигорит и лизардит — по месту
находок (Антигорио в Италии и Лизард в Корнуолле, Англия);
хризотил — от греческих «хрисос» — золотой и «тилос» — во-
локно, из-за шелковистого, иногда с золотистым оттенком бле-
ска хризотил-асбеста.
Хим. Состав близок Mg3 (ОН)4 [Si20s] °000; ИП Fe2+ (до
1,6 % FeO, в одном анализе 11 %), Ni2+ (вплоть до N[-серпен-
тина — 15,6% NiO; 0,68 ФЕ Ni), небольших ИП Мп2С Са;
иногда ЗЛ42ь-> □2Л43+ — до 2,8 и даже 15,3% А12О3 в алюмо-
серпентине, до 7,7 % Fe2O3 (0,32 ФЕ Fe3+). В псевдоморфозах по
пироксенам — баститах иногда повышенное сод. (4) А1 (до 0,64
ФЕ), намечающее переход к септехлоритам. Для криптокристал-
лического вплоть до гелеобразного серпентина — девейлита,
отличающегося немного более высоким отношением Si: М3+
(0,671—0,714), характерно повышенное сод. И2О. ОН'-Ионы
изредка замещаются на F (до 2,5 % в антигорите), С1 ( — 0,3 %).
Известны тонкозернистые до скрытокристаллических смеси Ni-серпепти-
нов с другими Ni-минералами: непуит— Ni-лизардит + Ni-хлорит; гарниерит
и ревденскит — Ni-серпентин 4- минерал со структурой талька; гентит— Ni-
серпептин (~ 80 %) + пимелит * (— 20 %).
Структ. См. описание надотдела; клиноантигорит имеет мон. с. (Ctn\ С2
или С2//и), ортоантигорит — гекс. с. (Д63с/?г?); лизардит и хризотил мои. с.;
Установлены политипы 6Я, IT и другие.
Выд. Плотные скрытокристаллические скопления (серпофит),
порошковатые массы, иногда почти аморфные (керолит), скры-
топластинчатые, редко до пластинчатых (до 5 мм в поперечнике)
Пимелит, реттизит, солезит — Ni-содержащие монтмориллониты.
363
агрегаты (лпзардпт, антигорит), сферулы. Характерны парал-
лельноволокнистые (хризотил-асбест) и спутанноволокиистые
(церматит) агрегаты.
В хризотил-асбестах ось волокна совпадает с осью х, у па-
рахризотила с осью у. Такой же изгиб имеет пикролит, являю-
щийся разновидностью антигорита.
Известны псевдоморфозы серпентинов по оливину («кри-
сталлы» длиной до 8 см из Снарум, Норвегия), хондродиту,
пироксенам, (бастит), полевым шпатам, доломиту (Ниллерталь,
Швейцария) и даже апатиту (Шиишмскис горы, Юж. Урал).
Св. Цвет изредка белый, желтоватый, чаше из-за примесей
Fe, Ni — зеленый разных оттенков до яблочно-зеленого (Nil),
темно-зеленый и даже черный (примеси тонкодисперсного маг-
нетита); хризотил-асбест — золотисто-желтый, иногда серовато-
зеленоватый, голубоватый, изредка сиренево-синий (Сг!). Блеск
от тусклого у скрытокристаллическпх разновидностей до шел-
ковистого у волокнистых, стеклянный до перламутрового —
у пластинчатых. Из-за обилия тектонических подвижек в сер-
пентинизированных массивах часто образуются поверхности с
блестящими зеркалами скольжения. Непрозрачные до полупро-
зрачных. Сп. весьма сов. по {001}, но макроскопически наблю-
дается редко. В волокнистых агрегатах волокна гибкие, но не
упругие, напоминающие кудельку; иногда волокна ломкие (лом-
кие асбесты). Излом от ровного до раковистого (у плотных
скрытокристаллических разновидностей) и занозистого (асбес-
ты). Тв. 2,5—3,5. Черта белая. Пл. 2,6.
Диагн. Труднее всего отличать от амфибол-асбестов (см.) и
Ni-хлоритов, Ni-монтмориллонитов. В этом случае используют
электронографию, термический анализ и другие методы де-
тального исследования.
Обр. Серпентины обычные минералы гидротермально
измененных гипербазитов и контактов© измененных карбонатно-
магпезпальных пород.
Экспериментальные исследования показали, что серпентинизация гиперба-
зитовых массивов протекает ниже 570—620 К. Она сопровождается увеличе-
нием объема до 40 °/о, что приводит к появлению большого количества тре-
щин с зеркалами скольжения и создает благоприятные условия для образо-
вания многочисленных прожилков с хрпзотнл-асбсстом.
Определение отношений О18 : О16 позволило установить, что ангигорпт яв-
ляется наиболее высокотемпературным из серпентинов. Для континентальных
антигоритов температура образования оказалась 490—730 К, для океаниче-
ских— 510 К. Для океанических хрнзотпл-лизардитов она ниже — 400—
460 К. Самая низкая температура получена для континентальных лизарднт-
хризотилов — 360—390 1\.
При серпентинизации гипербазитов возникают очень крупные м-ния хрп-
зотил-асбсста (Баженовское Свердловская обл.; Акдовурак, Тувинская АССР).
Известны серпентиниты, образовавшиеся по перидотитам мантии, содержащие
пироп и кристаллы алмаза (серпентинитовые ксенолиты в кимберлитах трубки
«Айхал», ЯАССР). Серпентинизация широко проявляется и по самим кимбер-
литам. ........'
364
Образование серпентинов за счет карбонатных пород можно представить
псакппей, близкой к: ЗСаМg[СО3] 2 -}- 2SiO, + 2Н2О -> Mg3(ОН)4[Si2Osl +
4-ЗСа[СОз] + ЗСО2 (63). Такие серпентины известны вблизи контакта карбо-
натных пород с кислыми интрузивами в зоне брекчирования и развития гид-
ротермальных жил с сульфидным оруденением (м-ния Кургашинкан, 1\ыз-Ата
и ДР- с Ср- Азии) или с баритом и кальцитом (р-н Анантацур, Андхра-Пра-
деш, Индия).
Серпентины, особенно Ni-серпентин (Ni за счет оливинов, пироксенов) и
смеси типа рсвденскита, гарниерита, непупта, с нонтронитом, монтмориллони-
том, карбонатами Mg, гидроксидами Ес. Мп, Со. SiO2 развиваются в керах
выветривания по гинербазптам. Концентрация Ni-минералов иногда настолько
велика, что они приобретают самостоятельное значение в качестве силпкатпо-
ппкелевых руд (Ревдеиское и Уфалейское м-нпя на Урале; крупнейшие м-ния
этого типа площадью свыше 6 тыс. км2 известны па о-ве Новая Каледония,
где силикатные руды первоначально сод. до 10 % Ni).
Изм. Обычно изменение серпентинов в монтмориллонит, а
затем в смесь гидроксидов AI с кремнеземом.
Знач. См. описание надотдела.
Семейство каолинита
Каолинит А.’, (ОЫ)4 [SiA]0000
Диккит А12 (ОН)4 [Si А]0000
Накрит А12(ОН)4 [Si А]0000
Галлуазит А'2 (ОН)4 [Si205]0000 • пН2О; п «С 2
Назв. Каолинит — от китайского названия холма (Кау-Линг),
где он был обнаружен; диккит — в честь шотландского химика
и металлурга А. Б. Дикка (1833—1926); накрит — от персид-
ского «накре» — перламутр, за перламутровый блеск; галлуа-
зит— в честь первооткрывателя бельгийского геолога О. Галлуа
(1707—1789).
Хим. Каолинит, диккит и накрит отвечают различным поли-
типам состава А12 (ОН) < [Si2O5] °000; галлуазит отличается меж-
слоевой Н2О вплоть до А12(ОН)4 [Si2O5] ГОО°*2Н20. Установлены
ИП Fe3+ (до 0,82 ФЕ в феррикаолинитах), Сг2О3 (до 2,7 % в
хром-каолшште и 11,7% в хром-галлуазитс — милоиште), 0, ч%
TiO2, FeO, MgO, CaO, Na2O, К2О. Близки к каолиниту колло-
идальные минералоиды — аллофаны., отличающиеся непостоян-
ным отношением А12О3: SiO2’ Н2О, иногда значительными при-
месями Fe2O3 (до Fe2O3; SiO2 ~ 1 : 1 в гизингерите'). Из-за
тонкодиспсрсностп и особенностей структуры характерны раз-
личные адсорбированные и тонкопленочные примеси (оксиды и
гидроксиды Fe, Al, Мп; опал).
Структ. См. описание падотдела; различаются деталями в последователь-
ности чередования макромолекулярных пачек, отвечающих политипам 17к —
трпкл. с. (С; Р1) для каолинита, 2,1/,—мои. с. (Р; Сс) —для диккита и гал-
луазита, 2АГ2 — мои. с., псевдоромбоэдрический (Р; Сс) —- для накрита.
Выд. Агрегаты с величиной индивидов до 1 мкм и меньше;
365
индивиды до 0,1—0,5—1 мм большая редкость. Под электронным
микроскопом видно, что морфология может служить диагности-
ческим признаком отдельных минералов (см. рис. 120); для гал-
луазита установлены также чешуйки с загнутыми краями, по-
степенно переходящие в трубочки (см. рис. 120, у), диски менее
1 мкм в поперечинке. Тонкодисперсные агрегаты — основная
часть многих глин, образующих линзы, прослои, слои в осадоч-
ных породах и корах выветривания, отдельные зоны в гидротер-
мально измененных породах, глинки трения вдоль тектонических
нарушений; они заполняют мпароловые пустоты в пегмати-
тах. Известны конкреции н оолиты, особенно хлорит-каолини-
товыс, желваки, различной формы, мучнистые, землистые
массы.
Характерны теснейшие смеси каолинита и галлуазита друг
с другом, с минералами семейства кремнезема (в основном опа-
лом), гидроксидами Fe, Al, Мп. Некоторые из них получили
даже самостоятельное название: аноксит— каолинит с избыточ-
ным SiO2 — А120з: SiO2 : Н2О = 2,1 ±0,04: 1 : 2,09 + 0,09 (воз-
можно, что избыточный SiO2 химически связан со слоями каоли-
нита), болюс — смесь галлуазита с лимонитом.
Известны псевдоморфозы каолинита по большому числу си-
ликатов и алюмосиликатов, особенно по полевым шпатам
и фельдшпатидам (лейциту, нефелину).
Св. В чистом виде белые; желто-коричневые до бурых
(Fe3+), голубоватые различных оттенков (Сг3+). Механические
примеси гидроксидов Fe окрашивают выделения в красный до
бурого цвет (болюс), Мп — в черный, силикатов Ni — в яблочно-
зеленый. Блеск тусклый до воскового; иногда стеклянный (алло-
фан). Некоторые аллофаны полупрозрачны. Все минералы, за
исключением аллофана, имеют весьма сов. сп. по {001}, наблю-
даемую лишь под электронным микроскопом. Излом в агрегатах
ровный до раковистого (аллофан). Из-за сп. и тонкодиспсрс-
пости тв. всего 1 —1,5. Она повышается в случае тесных сраста-
ний с опалом до 4—5. На ощупь от сухих (аллофапопды) до
жирных. Черта белая до слабоокрашенной в разные оттенки в
зависимости от цвета минерала. Пл. от 2,63 (каолинит) до 2—2,6
(галлуазит).
Диагн. Обладают характерным «глинистым» запахом в
увлажненном состоянии. Для этого достаточно на них поды-
шать. Образуют с водой пластичную массу. Друг от друга и от
близких по макроскопическим свойствам смектитов отличают с
помощью электронного микроскопа, термографически, электро-
нографически. Широко используют избирательное поглощение
различных красителей. Так, хризоидин окрашивает каолинит в
бледно-желтый цвет, а монтмориллонит — в кирпично-красный,
бензидин окрашивает монтмориллонит в синий цвет, тогда как
каолинит и галлуазит (так же как серицит и гидроксиды) оста-
ются неокрашенными.
366
Обр., Изм., Знач. См. описание подсемейства гидрослюд,
с которыми рассматриваемые минералы тесно генетически свя-
заны.
Ряд 3. Кристаллогидраты
Семейство палыгорскита
Палыгорскит {А12хМ§5—зх—у (Н2О)4 (ОН)2 [SigC^o]0000} • Са^ (П2О)4
Сепиолит {Mg8-3xFe2x (Н2О)4 (ОН)4 [5112О30Г°°} • (Н2О)4
Оба минерала близки по составу, свойствам, условиям обра-
зования. Поэтому ниже они рассматриваются совместно.
Назв. Палыгорскит — по Палыгорскому м-нию (Урал);
сепиолит — по сходству выделений с «костью» каракатицы («се-
пии»— по латыни).
Хим. В палыгорскитах 0,13 < х <0,7; у обычно ~0; уста-
новлен Са-палыгорскит с у = 1,8 (~8,3% СаО); А1 может ча-
стично замещаться на Fe34", вплоть до 0,34 ФЕ Fe (~6 % Fe2O3)
в феррипалыгор ските, Mg — па Fe2+ (до 0,26 ФЕ; ~4 % FeO в
ферропалыгорските)-, отмечены 0, п % Na2O и КгО. Сепиолит от-
личается более высоким сод. Mg, который частично может за-
мещаться па Ni2+ (до 7,6 % NiO в Ni-сепиолите), Fe24* (до
~ 2% FeO); сод. А13+ доходит до 2,4 ФЕ, известен феррисепио-
лит с Fe3+ ^0,8 Фе ( — 9% Fe2O3), сод. Са обычно ниже, a Na
и К — выше (до ~1 ФЕ каждого), чем в палыгорските. Для
обоих минералов известно отклонение (А42 Д-Л13+-}-Al+)/Si в
сторону более высоких сод. ЕМ, повышенное сод. ОН~-ионов,
вплоть до двукратного.
Структ. См. описание надотдела (см. рис. 119, г и рис. 93). Mg, Al и за-
мещающие их Fe2-1', Fe3+ сходят в катионные октаэдры бруентовых (гиббси-
товых) лент, Са, К, Na —в каналы каркаса, приобретающего из-за вакансий
в бруентовых (гиббситовых) лентах отрицательный заряд. В зависимости от
взаимного расположения смежных тетраэдрических сеток выведено по
IG структурных разновидностей палыгорскита и сепиолита ромб., мон, и
трпкл. с. Природный палыгорскит чаще оказывался мои. с. {Pilin'), сепио-
лит— ромб. с. (Рпсп). Допускается существование смешанорядиых мине-
ралов.
Выд. Сплошные глипоподобные массы (особенно у сепиоли-
та), доходящие при увлажнении до сметаноподобных, но нс раз-
бухающие от воды и нс пластичные, фарфоровидные после вы-
сыхания. Под электронным микроскопом обнаруживают тонко-
волокнистое строение. Часто спутанноволокнистыс, войлокопо-
добные пли напоминающие кожу массы, тонкие, как бумага,
листы, пленки, корки. Отсюда синонимы: горная кожа (для па-
лыгорскита), морская пенка (для сепиолита).
Св. Цвет у Mg- п Al—Mg-минералов белый, слегка желтова-
тый, светло-кремовый, фсррипалыгорскит — зеленый, становя-
щийся буровато-коричневым после высыхания, феррпсепиолит —
36?
бурый, Ni-сепиолит— яблочно-зеленый, голубовато-зеленый.
Блеск тусклый до воскового. Сплошные глиноподобпые мас-
сы — вязкие, волокнистые, кожистые, гибкие, но не упругие,
прочные. Излом от ровного до раковистого (фарфоровидные вы-
деления), неровно-волокнистые (горная кожа). Тв. в сухом со-
стоянии 2,5—3. Черта белая. Пл. 2,1—2,3.
Диагн. От асбестов отличаются спутанноволокнистой струк-
турой, часто по парагенезису. В тоикодисиерсных массах макро-
скопически трудно отличаются от других глинистых минералов.
Сепиолит полностью разлагается на холоду от НС1 (10 %) через
12—48 ч; степень разложения уменьшается по мерс увеличения
сод. А1. Белый, сероватый сепиолит в 5%-ном водном растворе
метилоранжа становится пурпурным; палыгорскит цвет не
меняет.
Обр. Оба минерала образуются при гидролизе Mg-силикатов
(серпентинов) и аутигенным путем при взаимодействии кремне-
содержащих растворов с карбонатами или карбонатных раство-
ров с кремнеземом; реже возникают в гидротермальных жилах.
Для их образования благоприятны слабощелочные — нейтраль-
ные (pH 8—7) условия.
Палыгорскит и сепиолит известны в корах выветривания серпентинитов
(Урал), во многих карбонатных, особенно в магпёзиально-карбонатпых оса-
дочных породах, окремнелых прослойках в них, в оолитовых железных
рудах, песчано-алевролитовых породах. Они играют существенную роль в не-
которых глинах. Слои с большим количеством стяжении почти чистого палы-
горскита до нескольких сантиметров в поперечнике обнаружены в глубоко-
водных (3600—4200 м) осадках Атлантического океана. Оба минерала уста-
новлены там же в донных глинах *. Они являются обычными минералами
многих почв. Палыгорскит, выделившийся при выпаривании поровых раство-
ров, известен в карбонатных отложениях береговых валов Средпсземномор-
ского побережья к зап. от г. Александрии (АРЕ).
Микрокристаллический, крупповолокнистый гидротермальный палыгорскит
установлен в кальцитовых жилах Лимерик (Пенсильвания, США), в виде бе-
лоснежного пушка, спутаиноволокнистых пленок между кристаллами кальцита,
спутанноволокнистых агрегатов, обволакивающих кристаллы барита и каль-
цита, — на Золотушииском колчеданно-полиметаллическом м-нии (Рудный Ал-
тай), плотный феррнпалыгорскит микроволокнистого строения — в перифе-
рийной зоне метасоматитов с кварцем и анкеритом па Hg-м-нии «Звездочка»
(ЯАССР), сепиолит с длиной волокон до 8 см в тесной ассоциации с пири-
том—на Рудпогорском магнетитовом м-нии (Иркутская обл.), феррисепиолит
в виде дайки мощностью 30—150 см, развивавшейся за счет плагиоклазовых
порфиритов, — в районе Анкан (Вост. Хоккайдо, Япония).
Изм. Те же, что у смектитов.
Знач. Палыгорскит приобретает значение как подложка для
нанесения катализаторов; материал для «растворов» при буре-
нии солсноспых пород.
* В последнее время появились данные в пользу того, что основная масса
палыгорскита и сепиолита в осадочных породах имеет терригенное происхо-
ждение.
368
-----
I ——____________
Отдел 2. Сложные моносиликаты
Ряд 2. Основные моносиликаты
Семейство слюд
Хим. Семейство слюд объединяет более 50 минеральных
видов (табл. 15), относящихся к двум подсемействам: 1) соб-
ственно слюд и 2) гидрослюд, имеющих общие формулы вида
M[!,+2ae{-W«(A2_f,Os)2[7’aSi2-2OJ“”} и X
X Оа]^00} • -Л^(^+2г)/2 (Н2О)П при 0 и 4 соответственно. Видо-
образующие катионы М, входящие в гиббситовые/брусптовые
стенки пачек 2: 1, могут быть A43+ —Al, Fe3+, Mn3+; V3+, Сг3+;
yVp+ = Mg, Fe2+, Mn2+, Ni2+; Ai+ = Li; в качестве ИП, иногда
значительных, выступает Ti. Видообразующие межслоевые ка-
тионы М' могут быть одно- (К, Na) или двухвалентными (Ва,
Са, Mg); в виде ИП установлены Rb, Cs, NHt, НзО+. По вели-
чине х все слюды делятся на ди- (х ~ 2), три- (х = 3) и ди-три-
октаэдрические (2 < х < 3).
В большинстве слюд Si замещается на А1, реже Fe3+ вплоть
до Si/(4)A1 « 2,2 (клинтонит), Si/(4)Fe3+ = 1 (тетраферрифло-
гопит), отдельные минеральные виды — собственно силикаты
(г=0)*. По величине z минералы каждого из подсемейств де-
лятся на: 1) тетракремииевыс (г = 0), 2) высококремниевые
(0 < z < 0,3), 3) обычные (г ~ 0,5), 4) хрупкие (z 1; только
в подсемействе собственно слюд). Обычно X — ОН~, часто не-
много F-, по в бедных Fe и особенно Li-слюдах X может быть
только F- или F~ с небольшими ИП ОН~; во многих минералах
наряду с ОН-- и Районами сод. О2~-ионы (X-FO = 2).
Главные гетеровалентные замещения сводятся к следующим
схемам:
Дпоктаэдрические Триоктаэдрические
слюды слюды
Ad2+Si4b —> (G)A13+(1)A13+
AF+Si4+ —> Fe3+(4)Fe3+
Ml+ —> Af23t3/U£+Dx
All+ —> Li+M3
□ M3+—> ЛГЛ12+ □AFf—> ЛГLi
□ Si4+ —* ЛГ (1)A13+
□ Sit” —> M~+ (4)A13+
* Синтезированы слюды, в которой часть Si замещена на (4)Mg —
к t^g2,8(OII)2[/4go,17SiJ,8305]7°0} и Na №g3(OII)2[Mgo,25Sj,7505]Г00}.
369
Таблица 15
Систематика минералов семейства слюд
Подсемейство собственно слюд
„ , A1<</+W2{l6KW2-!,0i/)2[72Si2_2O5]”'”}
M-AI, Fe3-, Mg, Fe3-. Мп3-, Мп3-; V3-, Ni3-; Li; М' = К, Na; Ba, Cai Mg; Г-Al; Fe3-- Tip)- X-OH" F“
Диоктаэдрические s ’ ’ 1 'u> л —ин , 1
r . Тетракремниевые слюды (г = 0) Триоктаэдрические
р. леикофиллита Род (?) полилитноиита
Леикофиллит К {МВА12 (ОН)2 [Si2O5]2””} Полнлнтионит
Тайниолит
Род мусковита
f , Высококремпиевые слюды (0 < z < 0 5)
Фенгит К {(Mg, Fe2+)0 5Al1>r)(OH)2[Al0j25SiIt75O5]~00}
Ферри-фснгитК {(Mg, Fe2+)0i5Fe2+Al(OH)2[AI0’25Si1>’75O5]°000}
I Обычные слюды (0,5 <1 z < ])
К {Li2AlF2[Si2O5]~°°->
К {LiMg2 (F, ОН)2 [Si2O3]°°4
Мусковит
Фуксит
Элахерит (К, В а).
Роскоэлит
Гр. парагонита
Парагонит
К{Л12(ОН, F)2[Al0>5Si15O5]~ro}
К {(Al, Cr)2(OII, F)2 [А1о-Sij’sO^]!000}
{(Al, Mg)2 (ОН, F)2 [AlzSi2_zO5]^°°}
K{V2(OH, F)2[Al05Si1>5O5]^}
Род флогопита
К {Mg3 (ОН, F)2 [A1o 5sЦ 5о5]~°°}
Na{Al2(OH, F)2[AI05Si15O5]~”}
Флогопит ]
Биотит К {(Mg, Fe, Fe + )3 (ОН, F)2 [AlzSi2_z05J.^o0oj
Анпит К {Fe2+ (ОН, F)“ [Al^Si^OJf00}
Манган-флогопит К {(Mg, Mn2+)3(OH, F)„ [Al^Si/rOr].0000)
Манганофиллит К {Fe2+, Mn2+)3 (OH, F)2 [Al03OJ“TOl
Тетраферрифлогопит К {Mg3 (OH, F)„ [Fe3tS i'rOr]?’00^
Тетраферрибиотит К {(Fe2+, Mg)3 (OH, F)2 [FeJ+s
(K, Ba)^ {Mg3 (OH, F)2[Al2Si2_’2O5]2roo°}
(K, Ba)^ {Fc3 (OH, F)2[AlzSi2_zO5]”°°}
Гр. маргарита
Маргарит
Черныхит
Лепидолит
Циннвальдит
П ротолИТЩЭПИТ
Масутомплит
Ba-флогопит
Ва-лепидомелан
Род лепидолита
К {(Li, AI)2(5_3(F, OH)2[AlzSi2_z
К {(Al, Li, Fe2+)2 5_3(F, ОП)2[А1гЫ2_г(
К {(Al, Fe2+, Li)i>>5_3 (OH, F)2[Al~sf2_2(
Са {А12(ОН)2 [AlSiO.-,]^000}
Ba{(V, А1)2 (ОН, F)2[AlSiO5]r°}
К {(Li, Mn2+, A1)2i5_3(F, OH)2 [AlzSi2_z<
Хрупкие слюды (2 > 1)
Эфесит
Анандит
Киношиталит
Клинтонит
Гр. апандита
Na {LiAl2(OH)2 [AlSiO-]?00)
(Ba, K)<( {Mg3 (OH)2 [AlSiO^00}
(Ba, K)<1{(Mg, Mn2+)3(OH)2[AlSiO5^°°}
Гр. клинтонита
Ca {(Mg, Al)3 (OH)2 [AlzSi2_zO5]?°°}
Подсемейство гидрослюд {^АЦ (Х2_уОу)2 [T,zSi2_zO5 ]2 } ‘ M(y+2z)/2 ^тТ_ р_
М = А1 М" Fe2+, Fc3-i-, Mn2+, Mn3+, Ni2+; M' = Mg, Ca, K, Na; H3O+; 7 = Al, Fe ; X — OH ,
’ te’ ’ Триоктаэдрические
Диоктаэдрические Тетракремниевые гидрослюды (2 = 0)
_ Род сапонита
Мо.,тМор"нтМОР""ОН"рМ8о,33А11.ю)2 (ОН), [SUO5ir”} • N*W (1«’С Гекторит {(Mg, Li)3(0H,•
Никелевый монтмориллонит {(Mg, Ni, А1)2 (ОН)2 [5!2О,,]Г}' Na0.33 (Н2О), Стевенеит {Mg3 (OH)2[S12O5]2 } М (П2О)4
Высококремпиевые гидрослюды (0 < 2 < 0,3)
Карденит {Mg3_x (ОН)2 [AlzSi2_zO5]2 } • Cax+z (Н2О)ге
Сапонит {(Mg, Fe2+)3 (ОН)2 [AlzSi2_zO5]~°°} • (1/2Са, Na)2z (Н2О)4
{Al2(OH)2[AIzSi2_2O5]^°°} • (l/2Ca,Na)2z(H2O)4
{Fe3+(OH)2[AlzSi2_zO5]“°°} Na2z(H2O)4
^(Fe^ALCr,Mg)2(OH)2[AlzSi2_zO5]^°°} • (Mg,Ca)~0i25(H2O)4
TapacoBHT{(Al,Mg)2(OH)2[AlzSi2_zO5]^°°} • (K, Na^^IHO),
Ректорит {(Al,Mg)2(OH)2[AlzSi2_zO5]2 } KX(H2O)X
Род глауконита
Сколит {(Al Mg)2_2>5(OH)2[AlzSi2_zO5]r°°} •
Селадонит {(Mg, Fe3+)2_2 5(OH)2[Al,Si2_zO5]2 } • К^ЩО),,,
2тУК° {(Fe3+,Fe2+)2_2.5(OH)2[rzSi2_zO!-il“00} • К<г(Н2О)л
B^naftHHHT{(Mg,Fe2+)l 5M3+(OH)2[7’zSi2_zO512 } ‘
Обычные гидрослюды (2 ~ 0,5)
„ Род вермикулита ч
Род иллита Протовермикулит {Mg2(Mg,Fe2+)3(OH)2[Al>0.5Si<1,5O5l?” -Mg<1(H2O)4
Иллит {Al,_;e(OH)2[(Si,Al)2O5|2 {(Mg,Fe3+,А1)<3(ОН)2[А1>0.551<1.5О,,1Г} • МВ<1(Н2О)4
S бмит {Al,Mg2_x(OH)2[(Si,Al)2O3]y~} • К<,(Н2О)„ Никелевыйвсрмикулит{(Мг^1,А1)3(0Н)2[А1>э.531<|,50^]2””} Mg<1(H2O).l
Бейделлит
Нонтронит
Волконскоит
Здесь схемы изоморфизма, помещенные между ди- и триокта-
эдрпческими слюдами, отвечают обоим типам слюд; вакансии
в схемах занимаются межслоевыми катионами М'. Кроме того
отмечаются замещения среди катионов АГ типа Al£Л12+(к*
-»Ва2+).
Приведенные схемы объясняют появление родов полплитио-
ппта (?), мусковита, флогопита, лепидолита, стильпномелана
монтмориллонита, сапонита, глауконита, иллита, вермикулита'
непрерывных изоморфных рядов в пределах трпоктаэдрическнх
слюд: флогопит — сподиофиллит — тайшюлит, манганфлого-
пит—киношиталпт. Между ди- и триоктаэдрическимп слюдами
изоморфизм обычно ограничен, хотя намечаются изоморфные
ряды мусковит — лепидолит, мусковит — биотит, фенгит — му-
сковит— протолитионит — циннвальдит, однако х для каждой
из серин в пределах 2,45—2,60; 2,20—2,70 и 2,40—2,60 соответ-
ственно; переменные значения х имеет в минералах рода лепи-
долита (2,5—3) и рода глауконита (2—2,5).
Ограничение изоморфизма между ди- и триоктаэдрическимп
минералами связано, очевидно, с тем, что пачки 2 : 1 приобре-
тают отрицательный заряд в первых из них в основном за счет
замещений в гиббситовых стенках по схеме □ А43+ -->М1 М2’, а во
вторых — за счет замещений в кремнекислородных сетках:
□ Si1+—>Л1+А11+ и □Si?+ ->AJ2+Ad+. Это выражается, в частно-
сти, в общем смещении анализов диоктаэдрических слюд к вы-
сококремпиевой области (рис. 123, а), тогда как у триоктаэдри-
ческих слюд проявляется обратная тенденция (рис. 123,6), и
в том, что среди хрупких слюд диоктаэдричсскпе слюды пред-
ставлены лишь одним минеральным видом — маргаритом, тогда
как триоктаэдричсские — четырьмя: апандптом, киношиталитом,
эфеситом и клинтонитом (Si/(4)AI в последнем до ~2,2). Появ-
ление промежуточных ди-триоктаэдричсскпх слюд связано с бо-
лее редкими замещениями типа Ма+-> A1tLxMi*5.v, проявляющи-
мися в роде глауконита, либо А43+ ->М2+М+, типичных для рода
лепидолита Al3+->(Mg, Fc2-!)Li.
Структ. См. описание над отдела. Шсстпчлеппые кольца fSiO.j] ‘--тетра-
эдров в сетках отклоняются от гексагонального к тригональному мотиву с уг-
лом разворота от 1° (высокожслезистый биотит, тстракремнпевые слюды, се-
ладонит, аннит) до 21—23° (хрупкие слюды). Одни из базальных атомов О
кремпскпслородных тетраэдров в сетках смыцсн к гиббсптовой/бруситовой
стенке, чго вызывает гофрировку сетки по [ПО] и [ПО]. Индивидуальные те-
траэдры сжимаются пли расширяются в зависимости от заселения их Si или
Al (Fe3+) соответственно, хотя среднее расстояние Т — О в каждом их типе
сохраняется. Длины поделенных ребер октаэдров короче длин иеподелсиных
ребер оснований октаэдров, благодаря чему они разворачиваются отоситель-
но друг па углы до 5,5°. Это вызывает увеличение размеров вакантных окта-
эдров диоктаэдрических стенок.
Межслоевые катионы чаще имеют октаэдрическую координацию; в струк-
турах с небольшими углами разворота [SiO4]'’--тетраэдров их координацион-
ный полиэдр — гексагональная призма (КЧ = 12), а в лепидолитах и гюм-
372
© - Нонтронит
Л.- Глауконит.
© - Иллит.
A12Mg5 Al3Mg
Рис. 123. Состав минералов слюд в зависимости от суммарного заряда ка-
тионов Л1 (абсцисса) и Т (Si + Al -ф Fe3-1') (ордината).
Наклонные линии отвечают различным постоянным величинам суммарного заряда пачек
пирофиллитового типа в диоктаэдрических слюдах (а) и талькового типа в трпоктаэдри-
ческих (б), т. е. заряду межслоевых катионов (указан цифрами справа). Бе — бейделлит,
Гл—глауконит, Ил —иллиты (внутри их поля выделены 2 анализа серицитов). Ле —лейкофил-
лпт, Ма — маргарит, Мо — монтмориллонит, Му — мусковит. Пи —пирофиллит, Фен —фенгит:
Ан — аиандит, Би—биотит, Be—вермикулит, Ге—гекторит, Кл—клинтонит, Кп— кнпошпталит,
Пол — полилитнонит, См — смектиты рода сапонита. Та — тальк, Фл — флогопит, Эф — эфе-
сит; пунктиром вокруг поля вермикулита обведены анализы флогопитов и биотитов
с избытком А13 + и Fe3+. Крупными кружками с вертикальными крестиками указаны
теоретические составы соответствующих минералов. Анализы взяты из справочника
У. А. Дира, Р. А. Хауи и Дж. Зусмана «Породообразующие минералы». Т. 3.
белите они находятся в тригональной антипрпзмс. В собственно слюдах тол-
щина межслоевого промежутка изменяется от 0,269 им (ксантофиллит) и
0,287 нм (маргарит) до 0,354 нм (тетраферрифлогопит).
В диоктаэдрических слюдах связь О—II (0,093—0,100 нм) почти [ {001} и
составляет ~ 12°; иоп Н+ направлен в сторону вакантного октаэдра. В три-
октаэдрических слюдах она к {001}, из-за отталкивания 1И катионами
всех заселенных октаэдров. Отталкивание HJ' и К приводит к увеличению меж-
слоевого зазора и к ослаблению связи межслоевых катионов с пачками 2 : 1,
облегчает их выщелачивание с образованием гидрослюд (например, вермику-
лита по флогопиту).
Распределение катионов в слюдах может быть беспорядочным или упо-
рядоченным. Катионы Л1, занимают цис-(заселенные в диоктаэдрических слю-
дах) или трапсоктаэдры (незаселенные); цне-позицпи могут также расщеп-
ляться на А1(1) и Й1(2). В некоторых диоктаэдрических (мусковите — ЗТ,
373
парагоните — 37, фенгите — 2Л11, маргарите, помбелитс— 2М2) и литиевых
слюдах (лепидолите — 37, циннвальдите—1Л1) установлено упорядочение Si
и Л1 по позициям 7; в триоктаэдрических слюдах упорядочения позиций 7
не обнаружено.
Перечисленные детали структур приводят к большому разнообразию ф
гр. слюд даже одного и того же состава, образованию многочисленных поли-
типов, ограничениям или расширению изоморфизма, с чем связана противоре-
чивость трактовки этих явлений разными авторами.
Основная часть представителей семейства слюд имеет мон. с.
п относится к политипам 1Л4 (С2/с —мусковит, маргарит, глау-
конит) или к (C2/m — биотит, флогопит, лепидолит). Реже
встречаются политипы 2М2, 20, 37, 0>Н. Из-за близкой к гекс,
симметрии алюмокремнекислородных сеток кристаллы слюд ча-
сто имеют псевдогексагональный облик. С этим же связана, оче-
видно, частота образования псевдогексагональных тройников
прорастания (слюдяной закон). Кроме того, широко распростра-
нены двойники по хлоритовому закону.
Структурное сходство минералов семейства слюд, близость
их к минералам семейств талька, хлорита, каолинита приводит
к возникновению многочисленных смешаннослойных минералов.
Обр. См. описание надотдела. Минералы семейства слюд
возникают в различных условиях от магматических до осадоч-
ных и метаморфических.
В магматических породах встречаются флогопит, биотит, му-
сковит. При этом флогопит наиболее характерен для гппербазп-
тов и карбонатитов, биотит — для базитов и щелочных пород,
биотит и мусковит —для гранитов, гранитных пегматитов. Это
связано (сравни оливины, амфиболы) с общей тенденцией уве-
личения отношения Fe: Mg при переходе от гипербазитов к кис-
лым породам. Лепидолит — типичный минерал Li-псгматптов;
мусковит и, реже, циннвальдит — грейзенов и Sn—W — гидро-
термальных жил. В гидротермальных условиях происходит обра-
зование серицита, иногда гидрослюд (в основном за счет гидро-
лиза ранее образовавшихся минералов), вермикулита (как вто-
ричного по флогопиту, биотиту), селадонита (низкотемператур-
ные гидротермальные ассоциации). Слюды часто являются пер-
выми продуктами гидролиза алюмосиликатов (особенно по-
левых шпатов).
В осадочных условиях образуются значительные количества
глауконита, иллитов (как гидролизом слюд, так п хемогенным
путем), минералов с смешаннослойной структурой. Они входят
в состав глин, играя в некоторых из них роль главных породо-
образующих минералов. В осадочных породах устанавливаются
также терригенные мусковит, парагонит.
В корах выветривания за счет гидролиза мусковита возни-
кают иллиты, флогопит и биотит переходят в вермикулит. В этих
же условиях образуется большое число смсшаннослойпых ми-
нералов. Значительные количества иллитов, вермикулитов со-
держатся в некоторых почвах.
Образование тех или иных слюд при метаморфических про-
цессах определяется составом исходных пород и степенью ме-
таморфизма. Так, при метаморфизме богатых Mg' карбонатных
осадков обычным является флогопит, при метаморфизме осад-
ков, богатых глиноземом, — мусковит, биотит, иногда парагонит
пли маргарит.
Изм. При повышении температуры слюды, теряя воду,
переходят в полевые шпаты, пироксены, гранаты (при метамор-
физме). Намечаются два основных ряда гидролиза (гидротер-
мальными растворами, в корах выветривания, под действием
морской воды) слюд: мусковит (парагонит)-^иллиты-*смекти-
ты -* каолинит; флогопит (биотит)-> вермикулиты -*смектиты ->
-> каолинит. Это не исключает, например, при интенсивном во-
дообмене прямого перехода типа мусковит—> каолинит.
Знач. Мусковит, флогопит представляют цепное сырье для
электротехнической промышленности (электро- и теплоизоля-
торы). Размолотые слюды (мусковит, флогопит) широко при-
меняются в строительном, химическом, автомобильном и других
производствах. Мелкозернистые мусковит (серицит)-кварцевые
срастания — ценное сырье для фарфоровой промышленности. Ле-
пидолит используется как сырье на Li. Богатые Cs и Rb биотиты
и флогопиты в случае значительных скоплений могут быть но-
вым сырьем на эти редкие металлы. Иллиты — главные компо-
ненты некоторых огнеупорных глин. Вермикулит из-за вспучи-
вания при нагревании представляет ценность для производства
тепло- и звукоизоляторов. Из-за вспучивания при нагревании
породы, богатые иллитом или вермикулитом, позволяют полу-
чать легкие прочные наполнители для строительных изделий
(керамзиты).
Находясь в значительных количествах в некоторых почвах,
иллит и вермикулит — основные минералы, определяющие про-
цессы ионного обмена в них, очищающие окружающую среду от
вредных примесей, регулирующие питание растений, в том числе
в за счет удобрений.
Ниже из всего разнообразия представителей семейства слюд
описываются лишь наиболее распространенные, известные в
виде крупных скоплений или важных породообразующих ми-
нералов.
Подсемейство 1. Собственно слюды
Обычные слюды
Род мусковита
Мусковит к {А12 (ОН, F)2 [Al2Si2-zO5]£°TO }
Назв. От старинного итальянского названия г. Москвы —
«Муска», в связи с тем, что мусковит вывозился па Запад через
Москву и был известен как «московское стекло».
375
Хим. Непрерывные твердые растворы от обычных к высоко-
кремниевым слюдам (0,25 г sC 0,5) в ряду мусковит — сери-
цит—(ферри-фенгнт)—фенгит (см. рис. 123, п). Наиболее
обычны мусковиты, в которых 5—10 ат. % К замещены Na; пре-
дел— — 25 ат. % (по экспериментальным данным 20 и 30 %
при 670 и 870 К соответственно и Р = 0,1—0,6 ГПа); раствори-
мость мусковита в парагоните обычно около 1—3 ат. %, хотя
судя по экспериментальным данным она до 45—55 ат. %.
Иногда отмечаются ИП Ва (до 10% Ва в элахерите), Са (до 2—3 ат. %)
NH4 (до 2,2% NH4)2O при -4—4,7% К^О вместо -8%), Rb (до 3,9% Rb.,0),
Li (0, ti — /z%Li,0 в Li-мусковите), Cs (0, On — 0, п % Cs2O), Н3О+. Среди
катионов Л1,. кроме А1 установлены Fe3+ (до 6,6% Fe2O3), Сг3+ (до 8,6%
Сг2О3; 0,5 ФЕ Сг в фуксите), Scs+ (до 0,6% Sc2O3), а также Mg (до 0,5 ФЕ
в фенгите), Fe2+ (до 2,3%FeO), Niz+ (до 2% NIO в фуксите), Ti4+ (0, п до
2%TiO2). Обнаружена близкая к тетракремнисвой слюда состава
(Кл88^Тао,15)[,9з{(^ eUi^no,Gi^gj,.50^*0,1Л1о11-2)2|3] (F i,08(OH)0 79O0 13), до[Л1о(гх
X Si] 83О3]“°°} (в перщелочном риолите массива Мон Доре, Франция).
Сод. F колеблется в мусковите от 0,6 до 1,28%; эксперимен-
тально получен фтор мусковит.
Примеси в мусковите часто распределяются неравномерно —
пятнисто, зонально.
Структ. См. описание семейства.
Выд. Короткостолбчатые, пластинчатые кристаллы (до
нескольких метров в поперечнике) ромбического или псевдогск-
сагоналыюго сечения. Редко иглоподобные кристаллы (Li-мус-
ковит из пегматита Такуарал-Итиига, Минас-Жерайс, Брази-
лия) . Листовато-зернистые, чешуйчатые агрегаты, иногда скор-
луповато-чешуйчатые (барботов глаз). Серицит — чешуйчатый
до мелкочешуйчатого мусковита *, иногда плотный скрытокрп-
сталличсский (рнкозин). Известей колломорфный гидротермаль-
ный мусковит — чакалтаит (Чакалтайя, Боливия). Иногда
обрастает пластинками биотита; в некоторых мусковитах обнару-
жены многочисленные включения биотита, служившие затрав-
ками при росте мусковита или выделившиеся одновременно с
ним. В мусковите часты включения магнетита, гематита, ильме-
нита, сульфидов, вольфрамита, в том числе эпдотаксичсскис
(титанит, пирротин), неправильные включения бурого органиче-
ского вещества.
Известно большое число псевдоморфоз мусковита по силика-
там и особенно алюмосиликатам (полевым шпатам, андалузиту,
кианиту, сподумену, скаполиту, турмалину, топазу и др.).
Св. В тонких спайных пластинках бесцветен; в более тол-
стых листах окрашен в серый и темно-серый или розовый цвет,
часто с желтоватым, сероватым, зеленоватым или красноватым
* Серицитом называли светлые мелкочешуйчатые слюдистые минералы»
оказавшиеся иллитами, либо фенгитамп,
370
оттенком. Мусковит, содержащий Fe3+, Mn3+ п Ti3+,— розовый
до красно-коричневого, Li-мусковнт светло-сиреневый; фуксит —
яркий изумрудно-зеленый. Серицит — светло-зеленый, желто-
вато-зеленоватый, розовый до белого. Блеск стеклянный, на пло-
скостях сп. — перламутровый и серебристый. Прозрачный. Кро-
ме весьма сов. сп. по {001} проявляется также лесов, сп. по
{110} и {010}, особенно четкая у деформированных образцов
(отдельность?). Тв. 2—3. Черта белая до бесцветной, иногда
слегка коричневатая. Пл. 2,8—2,9.
Диагн. От лепидолита (Li-мусковит) и флогопита (бесцвет-
ного или очень светлого) отличается по ассоциации, более точ-
но — оптически, рентгенографически.
Обр. См. описание надотдела, семейства. Мусковит является
одной из наиболее распространенных слюд.
Экспериментальные исследования показали, что при 880, 930 и 1000 К
и 0,1, 100 и 800 МПа соответственно мусковит разлагается: I\{A12(OII)2 X
X[AlSi3Oio]} KfAlSisOs] + ALO3+H2O (64), что отвечает верхнему пределу
существования мусковита в природе.
Наиболее крупные выделения мусковита, представляющие промышленную
ценность, известны в гранитных пегматитах (Сев. Карелия, Мамскин р-н, Ир-
кутской обл. с кристаллами площадью до 4—7 м2). Образование мусковита
в” пегматитах происходит при 800—560 К. При этом па поздних этапах он все
в большей мере заменяется серицитом.
Мусковит и особенно серицит — обычные минералы грейзенов (45).
Серицит в больших количествах образуется при гидротермальном измене-
нии богатых алюмосиликатами пород автометаморфически по некоторым лай-
ковым породам, вблизи гидротермальных жил и в областях активного вулка-
низма (на более глубоких горизонтах). Кварц-серицитовыс (до 30 % сери-
цита) породы, образовавшиеся при гидротермальном изменении даек мощ-
ностью до 12—20 м и протяженностью до 8 км, известны в преф. Кумамото
(Япония), где они разрабатываются как «фарфоровый камень».
Значительные по размеру скопления низкотемпературного гидротермаль-
ного серицита найдены в баритовом м-пии Дуброва (близ Крещево, Босния,
СФРЮ).
Наиболее обычным слюдистым минералом гидротермально измененных и
карбонатизированных ультраосновных пород — листвпнитов, часто связанных
с золото-ква рц-сульфидными м-ниями, является фуксит (Березонек, Свердлов-
ская обл.); Ni-фуксит с сод. до 8,8 % Сг2О3 в кварц-магнетит (сод. 0,2—
0,3 % NiO)-хромитовых породах в ультрамафитах Сетогава (преф. Шизуока,
Япония).
Состав белых слюд, образующихся при метаморфизме, в большой сте-
пени зависит не только от состава исходных пород, но п от условий метамор-
физма. Так на ранних этапах метаморфизма могут образовываться параго-
нит *, смешаппослойиые парагопит-фепгпты (мезозойские известковые сланцы
* Парагонит установлен как результат натриевого метасоматоза амфибо-
литов Уфалецского комплекса па Урале (линзы с розово-красным гранатом).
Смесь парагонита и мусковита обнаружена в зонах околорудпого изменения
пород некоторых сурьмяных м-ний, смешаппослойный парагонит — монтморил-
лонит (10—15 % слоев последнего) широко распространен в околожильпых
породах золото-сурьмяных проявлений Верхояно-Колымского региона. Однако
и целом парагонит встречается значительно реже мусковита, скорее всего
в связи с их кристаллохпмическими различиями. Так межслоевон промежу-
ток у мусковита и парагонита — 0,339—0,346 и 0,300—0,305 нм, угол дитри-
гональпого разворота 9—12 и 16—19° соответственно. В структуре параго-
нита расстояния Т — О больше, гофрировка поверхности 2: 1-слоя вдвое
377
юга Пьемонтских Альп, Италия), сменяющиеся при развитии процесса муско-
витом; повышение давления способствует увеличению кремнистости "слюл
(Si : (4)А1 возрастает), увеличению в них роли Mg; повышение температурь —
увеличению сод. <4)AI, Fe2+, уменьшению сод. iM.g. В связи с этим для’ мета-
морфических пород, возникающих при низких-средних температурах и высо-
ких давлениях типа глаукофановых сланцев, характерны фенгиты, для кри-
сталлических сланцев высокой степени метаморфизма — мусковит (в ассоциа-
ции с гранатом, кварцем, иногда кианитом).
В случае собирательной перекристаллизации метаморфического мусковита
возникают крупные кристаллы, представляющие промышленный интерес (Слю-
дорудник, Челябинская обл.).
Некоторые исследователи допускают образование аутигенного мусковита
например, при взаимодействии осадочного каолинита с К морской воды при
диагенезе. Однако этим путем скорее должны образоваться иллиты. Большая
же часть мусковита осадочных пород терригенного происхождения.
Изм., Знач. См. описание семейства.
Род флогопита
Из представителей рода флогопита ниже рассматриваются
лишь два наиболее распространенных — флогопит и биотит.
Флогопит К {Mg3 (ОН, F)2 [AlcsSibsO
Наз. От греческого «флогопос» — огнеподобный; у большин-
ства образцов преобладает красноватый оттенок.
Хим. См. описание семейства. Помимо отклонений в сторону
биотита* ** (см. рис. 123) (ИП Fe2+, Fe3+) обычны ИП Na (т,о
3,6 % Na2O; ~ 0,5 ФЕ Na), Al (вплоть до синтетического К-эфе-
сита — К {MgoAI (ОН)2 [AlSiO5]“°°}).
Иногда ИП Мп (до 14,6 % МпО; 0.95 ФЕ Д1п2+ при 0,18 ФЕ Мп3+ в ман-
ганофиллите рудника Нода-Тамагава, Ивате, Япония), Ti (до 5 и даже 9 %
TiO2; — 1 ФЕ Ti), Сг (до 2,2 % Сг2О3 в хромовом флогопите из анортозитов
Бушвельда, ЮАР), Ni (до 0,« % NiO); установлены Ba-флогопит с сод. ВаО
до — 9,8 % (кальцифиры приазовской части Украинского щита) и пепрерыв;
ный ряд до кипошиталита — (Ва, K)<i{(Mg, Мп2+)3(ОН)2 [AlSiO5]“°°^
(ВаО—17,85 %; —0,6 ФЕ Ва при — 0,5 ФЕ Mn2* и —0,2 ФЕ Мп3?) с ус-
ловной границей Ва-флогопит-киношиталит по Ва : К = 1 : 2, Li (до 0,п %
Li2O); тетраферрифлогогшт, сод. (4)Fe3+ — K{Mg3 (ОН. F^FegtSij^]^00} с
одновременной заменой части Mg па Fe2+ и Fe3+. В районе Чингола (Зам-
бийский Медный пояс) обнаружен смеша инословный флогоппт-Си-хлорпг с
сод. Си от 0,1 до 8 % (среднее сод. 1,23 % при общих запасах 237 млн. т).
меньше, чем у мусковита. Имеется и ряд других различий, свидетельствующих
наряду с перечисленными о том, что тетраэдрическая сетка в парагонитах
сч'нь «напряжена» и уже при незначительных вариациях среды «распадается»
на лепты с образованием минералов семейства амфиболов. С этим, очевидно,
связана и меньшая термическая устойчивость парагонита по сравнению с му-
сковитом— до 920 К (при 0,21 ГПа) и до 770 ± 20 К (при 0,92 ГПа) в ас-
социации с цоизитом и кварцем.
* В случае упорядочения катионов Л1 в ряду флогопит — биотит устана-
вливается разрыв смесимости при сод. Fe2+ 0,35—0,52 ФЕ.
** При 920 К. и 0,2 ГПа синтезирован триоктаэдрическип Ва-апалог мар-
гарита Ва {Mg3(OH)2[AISiO5] }; получен и безглиноземистый флогопит
К {Mg2t87o(OII)2[Mg0,i88Sil1812O5]2°<X }.
378
Рпс. 124. Кристалл флогопита. Слюдянка, Иркутская обл. 9/10 пат. вел.
Сод. F в пределах 0, п— 3 %; иногда до 6,74%- Отмечены
примеси Р2О5 (до 1,2 %). Примеси часто распределены зонально,
пятнисто.
Состав флогопита осложняется иногда большим количеством
газовых включении (Н2, СО, СО2), включений других минералов
(кальцита, апатита, диопсида, скаполита и др.).
Структ. См. описание семейства.
Выд. Столбчатые, коротко- и усеченно-призматические
(рис. 124), пластинчатые кристаллы с грубой поперечной штри-
ховкой на вертикальных гранях. Часты двойники. Средне-, мел-
кочешуйчатыс агрегаты. Известны параллельно-волокнистые до
асбестовидных агрегаты (псевдоморфозы по роговой обманке,
скаполиту, развивающиеся вдоль их призматической сп. — Слю-
дянка, Иркутская обл.; Алданский р-н, Юж. Якутия).
Св. Цвет желтовато-коричневый, красновато-коричневый до
темно-коричневого, зеленый, грязно-зеленый до темно-зеленого;
иногда бесцветный, желтоватый, зеленоватый; тетраферрифло-
гопит — красно-коричневый до коричнево-бурого. Окраска часто
пятнистая, зональная. Блеск стеклянный до воскового и перла-
мутрового на плоскостях сп. с серебристым (особенно у флого-
пита, переполненного газовыми включениями), золотистым, мед-
но-красным оттенком. От непрозрачного до прозрачного. Сп.
379
весьма сов. по {001}, иногда по {110} и {010}. Тв. 2—3 Чептя
белая. Пл. 2,8—3,0.
Диагн. См. мусковит.
Обр. См. описание падотдела, семейства.
Под атмосферным давлением устойчив до 870—970 1\. Давление повышает
температуру устойчивости флогопита до 1270 К при 3,2 ГПа. Устойчивость
флогопита при температуре, более высокой, чем у мусковита, позволяет ему
кристаллизоваться непосредственно из магматических (в том числе мантий-
ных) расплавов (в ксенолитах перидотита и лерцолита карбонатитовых туфов
вулкана Лашайн, Сев. Танзания). Флогопит — обычный минерал кимберлитов
(ЯАССР), хотя многие исследователи считают его более поздним, метасомати-
ческим. Известны фенокристаллы флогопита в некоторых лавах (Вост. Ким-
берли, Зап. Австралия).
Флогопитовые слюдиты, образовавшиеся при внедрении гранитных пегма-
титов в гипербазиты, известны в Изумрудных копях (Свердловская обл.).
Жплообразные слюдиты установлены в тальк-карбонатных породах, возник-
ших при воздействии на гипербазитовый массив гранитов (Кузнецкий Ала-
тау).
В контактово-метасоматических карбонатных толщах (особенно кремни-
стых доломитов) флогопит находится в ассоциации с диопсидом, форстери-
том, шпинелью, полевым шпатом, гумитом, апатитом (Слюдянка, Иркутская
обл.), иногда с лазуритом (Мал. Быстрая, Иркутская обл.). Образование его
в этом случае можно представить по реакциям: 3CaMg[CO3]2 + K[AlSBOs] +
+ НЮ —> K{Mg3(OH)2[Al0,sSi1>5O5]2} + ЗСа[СО.] + ЗСО2 (65) и 4CaMg X
Х[СО3]2 + K{Al2(OII)2[Al3,5Si„5O5]2} ► K{Mg3(0H)2[Al3j5Si1)505]2TOCO}4-
+ MgAl2O.i + 4Са|СО3] + 4СО2 (66). К подобным породам приурочены круп-
ные карбонатные жилы с кристаллами флогопита до 1,5 т, с кристаллами
диопсида, скаполита, калиевого полевого шпата, апатита (Слюдянка, Иркут-
ская обл.; Онтарио, Канада; Мадагаскар; Шри Ланка; Индия).
Состав флогопита по мере повышения кислотности пород все больше и
больше приближается к биотиту. ,
Изм., Знач. См. описание семейства.
Биотит к {(Mg, Fe2+, Fe% (ОН, F)2 [AI2S 12-гО5]
Назв. В честь французского минералога и физика Ж. Б. Био
(1774—1862), изучавшего слюды.
Хим. Обычно отклонения состава (см. рис. 123) в основном
связаны с повышенным сод. <6)Fe3+ (до — 0,5 ФЕ; лепидомела-
ны— биотиты с одновременно высоким сод. Ее24" и Fe31), (6)А1 —
до сидерофиллита— К {Fe2i5 Alo,5[AI0,75Silj9505].^00}, содержащим
И>А1 до 0,75 ФЕ (<6>А1, иногда до^ -0,95 ФЕ), Ti (до -0,3 ФЕ).
Из щелочных мстасоматитов Кривого Рога известен тетраферрибиотит —
-K{(Fe2+, Mg) (ОН, F, O)2[Fe0,5Sil,5O5]3OTO}; при Fe2- 0,9-1,85 ФЕ; Li:;O
(до 1,9%); К замещается Na (до 2,7 Na2O), Са (до 1,6 % СаО); известны
биотиты, сод. РЬ2О (до 1,4—1,80 %), Cs2O (1,5—4,1 %), ВаО (до 7,5 % в
Ва-лепидомелане из РЬ—Zn м-нпя Пьерфит, Верхи. Пиренеи; в ассоциации с
цельзианом).
Сод. F, замещающего ОН~-поны, от 0 до 5,26 %, редко от-
мечается С1 (до 2 %); известны биотиты с у до —1,4 ФЕ и с из-
280
битком ОН~-ионов (до 2,5 ФЕ в биотите из ставролит-гранат-
слюдяиого кристаллического сланца залива Пертхумп, Стоун-
хейвн, Шотландия).
Структ. См. описание семейства.
Вид. Кристаллы столбчатые, пирамидальные, пластинчатые,
гексагонального, ромбического сечения. Чешуйчатые до мелко-
чешуйчатых агрегаты, скорлуповато-чсшуйчатые образования
(барботов глаз). Известны параллельные срастания с мускови-
том (обычно биотит в центре, мусковит по периферии, плоскости
спайности — общие), эпитаксиальные срастания с альбитом,
жедритом, эндотаксическис решетчатые вростки титанита типа
сагенитовых.
Св. Цвет черный, реже бурый, иногда с оранжевым, красно-
ватым, зеленоватым, золотистым оттенком. Блеск стеклянный.
В тонких листочках просвечивает. Сп. весьма сов. по {001},
реже (отдельность?) по {101} и {100}. Тв. 2—3. Черта коричне-
вая. Пл. 3,0—3,1.
Диагн. Макроскопически узнается по характерным для слюд
свойствам и черному цвету. От флогопита и более редких слюд
в некоторых случаях отличается лишь оптически и рентгено-
графически.
Обр. См. описание надотдела, семейства.
Минералы ряда биотит — флогопит устойчивы при более высокой темпе-
ратуре, чем мусковит. Этим объясняется то, что биотит может непосредствен-
но кристаллизоваться из магматических расплавов и образуется на более вы-
сокой ступени метаморфизма, чем мусковит, часто за счет последнего.
Породообразующий биотит (рис. 125) широко распространен в гранитах,
гранодиоритах, сиенитах, породах среднего состава, возникших при ассими-
ляции кислой магмой габброидов, долеритов, норитов, осадочных и мета-
морфических пород сходного состава. Фенокристаллы биотита известны в кис-
лых лавах, иногда в их пустотах (Монте-Сомма, Альбанские горы, Италия).
Вулканогенный биотит иногда отли-
чается полным окислением Fe2+ в Fe3+,
из-за чего становится буро-красным
(сравни с базальтической роговой
обманкой).
Крупные кристаллы биотита
встречаются в гранитных и щелочных
пегматитах (пегматиты Сев. Карелии;
Ильменских и Вишневых гор па Ура-
ле; Гренландии; Скандинавии — в
Евье была встречена пластина био-
тита в 7 м2).
В рудных гидротермальных жп-’
лах биотит крайне редок.
Биотит широко распространен
Б метаморфических породах — чер-
ных биотитовых, биотит-сернцитовых,
биотит-хлоритовых, биотит-альбпто-
ВЬ1\ сланцах, в биотит-кварцевых
гнейсах с гранатом, кианитом,иногда
^едритом (Шуерецкая, Карельская
АССР), с повышением степени мета-
FeO + МпО
Рис. 125. Зависимость состава мине-
ралов рода флогопита (биотита) от
состава вмещающих их пород
381
морфизма в биотите увеличивается сод. К, Mg, Ti, Si, а сод. Na, Fe2+, <6>Д1 и
(4)A1 — уменьшается.
Биотит (с андалузитом, кордиеритом, плагиоклазом, гиперстеном, орто-
клазом, диопсидом, кварцем)—характерный минерал контактовых роговиков
возникающих под воздействием гранитной магмы на породы некарбонатного
состава.
Изм. См. описание семейства. Известны биотит-вермикулп-
товые смешаннослойные минералы; вынос элементов из биотита
отвечает ряду: Са > К > Ti > Fe > Mg > Si.
Род лепидолита
Из представителей рода лепидолита ниже рассматриваются
лепидолит и циннвальдит.
Лепидолит К {(Li, AI)2,5_3(F, OH)2[Al2Si2_zO5]^}
Назв. От греческого «лепис» — чешуя.
Хим. Характерно переменное сод. Li, Al и Si, судя по
экспериментальным данным из-за твердых растворов от поли-
литионита — К {Li2AlF2 [Si2O5].7°°} до трилитионита—К {Lili5Alli5X
X(F, ОН) [Alo.5Sij.5O5]"00. Природные лепидолиты имеют
сумму Li + Al между 3 и 2,5, что связано с ограничением изо-
морфизма в ряду лепидолит — мусковит; К обычно замещается
на Rb(RbaO до 4,3), Cs (Cs2O до 1,9%), в меньшей мерс на
Na (Na2O до 1 %)• Элементы, замещающие Li и А1—Fe3H, Fe24',
Мп, Mg, Са, сод. в незначительных количествах (в пересчете па
оксиды 0,0 п — 0, п % каждого и лишь сод. Fe2O3 и FeO дости-
гают 1,5 %). Интересной особенностью лепидолита является вы-
сокое сод. F (от 1/2 до 3/4 и более от суммы F-ROH).
Структ. См. описание семейства.
Выд. Пластинчатые, чешуйчатые, часто с искривленными
поверхностями, иногда скорлуповато-чсшуйчатыс (барботов
глаз) агрегаты. Известны плотные мелкозернистые до скрыто-
кристаллических выделения. Хорошие кристаллы не обнару-
жены.
Известны псевдоморфозы по мусковиту, клевеландиту, ру-
беллиту.
Св. Цвет светлый, розовато-фиолетовый разных оттенков,
иногда персиково-красный. Блеск на плоскостях сп. перламут-
ровый с серебристым оттенком. В тонких пластинках прозрач-
ный. Сп. весьма сов. по {001}. Тв. 2—3 до 4. Черта бесцветная.
Пл. 2,8—2,9.
Диагн. От большинства слюд отличается цветом и характе-
ром ассоциации.
Обр. Типичный минерал литиевых гранитных пегматитов.
Реже встречается в грейзенах.
382
в пегматитах для лепидолита характерна ассоциация со сподуменом, пе-
Я1НТОМ, альбитом (танталитом — колумбитом), рубеллитом, полихромным
Тупмалп'ном (Урал, Забайкалье, Украина; крупные м-нпя близ Розены, Мора-
впя, ЧССР; на о-ве Уте, Швеция; в шт. Мэн, США).
Б В грейзенах лепидолит известен в ассоциации с мусковитом (серицитом),
топазом, бериллом, флюоритом, касситеритом, циннвальдитом (см.).
Изм., Знач. См. описание семейства.
Циннвальдит K{(AI, Li, Fe2+)215_3(F, ОН)2[Л1г812-гО5]0000}
Назв. По месту находки — Цпннвальд (Цинновец)в Рудных
горах ЧССР.
Хим. От лепидолита отличается более сложным и непостоян-
ным составом с сод. Fe2O3 от 0,6 до 4,4, FeO от 2 до 11,7%,
иногда МпО (до 8,12 % в масутомилите— Мп-циннвальдите),
Rb2O (до 3,37%), MgO (до 0,85%). Для него постоянно при-
сутствие F (отношение F: ОН иногда меньше 1:1).
Структ. См. описание семейства.
Выд. Сплошные крупнопластинчатые до мелкопластинчатых
скопления; часто в виде призальбандовых оторочек рудных жил.
Св. Цвет темно-серый, буроватый с характерным зеленова-
тым оттенком. Остальные свойства тс же, что у мусковита.
Диагн. От мусковита, серицита, лепидолита отличается
значительно более темным цветом, от флогопита, биотита — ти-
пом ассоциации.
Обр. Наиболее типичная Li-слюда грейзенов и некоторых
Sn—W-рудных жил, секущих грейзены (иногда оторочки до
1 м — Цинновец, ЧССР). Характерна ассоциация с кварцем,
топазом, вольфрамитом, касситеритом, шеелитом, флюоритом.
Изм., Знач. См. описание семейства.
Хрупкие слюды (z 1)
Группа маргарита
Маргарит Са {А12(ОН, F)2[AlSi05]“oo|
Назв. От греческого «маргаритес» — жемчуг, за характерный
перламутровый блеск.
Хим. Близок к идеальной формуле (см. рис. 123); обычны ИП
Na (до Са:Na ~ 1 : 3 в Na-маргарите), Fe3-l(Fc2O3 до 3%),
Mg (MgO до 1 %), иногда Be (до 3,25 % ВеО в Ъг-маргарите
Са {А12 (ОН, F), [Ве0,25AI„,reSiO5H„,%]”“}).
Структ. См. описание семейства; упорядочение Si и (4)А1 приводит к из-
менению ф. гр. С2/с на Сс.
Выд. Листоватые, чешуйчатые агрегаты, часто с деформи-
рованными листочками; известен в виде псевдоморфоз по хиасто-
литу с сод. до ~20 мол. % парагонита (Олари, Юж. Австралия;
383
Рис. 126. Вторичные структурные
единицы (SBU — secondary bilding
units), выделяемые при описании
структур каркасных силикатов с круж-
ками, отвечающими атомам Si и Л|
в вершинах соответствующих фигур
Джорджтаун, Калифорния); Be -маргарит иногда в виде розе-
ток и отдельных таблитчатых кристаллов до IX 1,5 X 2 см.
Св. Цвет жемчужно-белый с сероватым розовым, желтым
оттенками; Be-маргарит иногда серовато-голубой до травяно-
зеленого (примесь Сг!), светло-коричневый. Блеск перламутро-
вый па плоскостях сп. до стеклянного на поперечном изломе.
Иногда прозрачный. Хрупкий. Сп. весьма сов. по {001}. Спай-
ные осколки хрупки, но нс упруги. Излом ступенчато-неровный.
Тв. 3,5—4,5. Черта белая до бесцветной. Пл. 3—3,1.
Диагн. По характерному блеску, высокой тв., хрупкости в
крупнозернистых агрегатах легко отличается от других слюд.
Обр. См. описание семейства.
Экспериментально показано, что .маргарит устойчив п узком температур-
ном интервале: 620—720 К и 670—800 К при 0,1 и 0,2 ГПа соответственно,
что объясняет относительную редкость его в природе. Ниже 620 -720 К он
переходит в бемит и гекс. Ca[Al2Si2O8], выше 670—800 К — в анортит и воду.
Увеличение давления приводит к повышению верхнего предела устойчивости
до 870—890 К (0,6 ГПа).
В качестве примеров метаморфических ассоциаций можно назвать чер-
ные сланцы с маргаритом, парагонитом, мусковитом, хлоритоидом, хлоритом,
графитом, кальцитом, доломитом в восточной и западной частях массива Сен-
Готард (Швейцария); кальцит-фенгит-маргарит-эпидотовые сланцы с квар-
цем, каолинитом, апатитом свиты Дедшот близ Касло (Британская Колумбия,
Канада). С диаспором, корундом, рутилом маргарит известен в м-ниях наж-
дака (о-в Наксос, Греция; Семиз-Бугу, КазССР, Борзовка, Свердловская обл.).
Вс-маргарит в виде выделений различной формы — розеток, линз, про-
жилков, вкрапленных кристаллов, известен в слюдитах Изумрудных копей
(Свердловская обл.).
Изм., Знач. См. описание семейства.
Подсемейство 2. Гидрослюды
Минералы подсемейства гидрослюд описываются в последо-
вательности, обратной той, которая дана в табл. 15, что отвечает
переходу от обычных гидрослюд через высококрсмнисвыс к
тетракремниевым гидрослюдам, отмечаемому при развитии ги-
дролитического разложения алюмосиликатов.
384
Обычные гидрослюды (г ~ 0,5)
Род вермикулита
Вермикулит {(Mg, Fc3+, А1)<3(ОН)2[Л1<0 5 ,5О5]““} • Alg<l(H2°)4
Назв. От латинского «вермикуляре— червяк — из-за спо-
собности при нагревании расщепляться иногда с образованием
тончайших искривленных нитей.
Хим. Сод. октаэдрических катионов Fe3+ и А! до 1ФЕ (Лето-
вице, ЧССР); известен Ni-вермикулит, сод. 11,25% NiO; отме-
чаются небольшие ИП Fe21', Мп, Ti. Межслоевые катионы чаще
представлены Mg, тогда как сод. CaO, К2О, Na2O < 0,0 п, реже
0, п %.
Обнаружен также Ка-вермикулит (Барчпнское м-ние, Сев. Казахстан),
возникновение которого связывают с ионным обменом под влиянием вод, бо-
гатых Na. Искусственным путем получены К-, Rb-, Cs-, Li-, Н-, NFL}-, Ca-
ll Ва-всрмикулпты.
Известен смсшаннослопиый биотит-вермикулит* (25—40 % вермикулита),
с сод. СиО до 3 % (Юканаринга, Юж. Австралия).
Сод. ОН- иногда <2 ФЕ (частичная замена па О2-); сод.
Н2О до 5 ФЕ.
Структ. См. описание падотдела, семейства.
Мсжслосвые катионы Mg имеют в ближайшем окружении 6 молекул П2О
(Mg—Н2О = 0,206 нм) и еще 6 молекул во второй координационной сфере
(расстояние между Н2О той и другой координационных сфер — 0,265 им).
Обособленные комплексы [Mg(H2O)слагают межслоевое пространство, за-
нимая объем, близкий к объему бруептового слоя диссптехлоритов. С этим,
в частности, связано образование многочисленных смешаннослойных вермику-
лит-хлоритов. Кристаллогидратный характер Н2О объясняет более постоянное
сод. Ы2О в вермикулитах по сравнению со смектитами: оно практически ие
изменяется даже после выдерживания вермикулитов в воде в течение 144 ч.
Выд. Крупнопластипчатые, чешуйчатые агрегаты, похожие
на флогопит, тонкодисперсные массы среди глин в корах вы-
ветривания. Известны псевдоморфозы по кристаллам флогопи-
та, биотита.
Св. Цвет коричневый, зеленовато-коричневый, желто-бурый,
золотисто-желтый, бронзово-желтый с зеленоватым и серебри-
стым оттенком. Блеск перламутровый, жирный до тусклого.
Обычно не прозрачный. Сп. весьма сов. по {001}. Листочки
гибки, но не упруги или слабо упруги. Тв. 1 — 1,5. Черта белая,
слегка коричневая, зеленоватая. Пл. ~2,3.
Диагн. Легко отличается от остальных слюд по цвету, сла-
бой упругости или полным ее отсутствием и особенно вспучи-
ванию при нагревании (даже от спички, свечки) с расщепле-
нием на тончайшие пластинки (увеличение объема до 10 раз).
Обр. См. описание семейства.
* Смешаипослойные бпотпт-вермикулиты известны как гидробиотиты.
13 Зак 594 385
Слюды по возрастанию устойчивости к вермнкулптпзации можно распо-
ложить в ряд: флогопитыбиотиты—> триоктаэдрические богатые F слюды
-> мусковит -* лепидолит. Известно образование вермикулита и по другим
алюмосиликатам, например, по плагиоклазам (как промежуточного продукта
при моитмориллонитизации).
Крупные скопления вермикулита по флогопиту известны в Вишневых го-
рах (Челябинская обл.). Всрмикулитизация флогопита широко развита па
Ковдорском м-нии (Кольский п-ов), в значительно мепыпих масштабах на
Слюдянке (Иркутская обл.).
К нс благоприятствует образованию вермикулита в морских осадках.
Поэтому он возникает не за счет слюд, а за счет не содержащего слюду ма-
териала, такого, как вулканические продукты, хлорит и роговая обманка.’ Вер-
микулиты встречаются также в метаморфизованных известняках. Они обычные
минералы слабоподзолистых почв (на гранитах).
Изм., Знач. См. описание семейства.
Род иллита *
Иллит {А12_х (OH)2[(Si, А1)2О3]“”}-К<1(И2О)п
Назв. по месту находки в шт. Иллинойс (США).
Хим. Октаэдрические катионы АГ в иллите представлены в
основном А1 с заметными ИП Mg, Fe2+, Fe3+; К обычно частично
замещается на Na (до ~0,12 ФЕ).
Выд. Мелко- до тонкочешуйчатых агрегаты, часто назы-
ваемые серицитом **, коллоидно-дисперсные частицы, под элек-
тронным микроскопом с неправильными очертаниями, напоми-
нающими частицы монтмориллонита, редко с хорошо выражен-
ными кристаллическими формами, слагающие главную массу
некоторых глин.
Св. В мелко- и тонкочешуйчатых агрегатах цвет слегка жел-
товатый, зеленоватый, белый. Блеск перламутровый. Сп. весьма
сов. по {001}, листочки слабо упруги. Тв. 1—2. Пл. ниже, чем
у фенгита или мусковита.
Диагн. Трудно отличается по внешнему виду от мелкозер-
нистых масс белых слюд — мусковита, фенгита и др. Диагности-
руется на основе химического анализа, ДТА, рентгенографии и
других специальных методов.
Обр., Изм., Знач. См. ниже описание смектитов.
Высококремпиевые гидрослюды (0 < z < 0,3)
Род глауконита
Глауконит {(Fe3+, Fe2+)2_2>5(OH)2[Al^Si2_J?O5]~K1} • K<l(H2O)n
Назв. От греческого «глаукос» — зелеповато-еппий из-за
Окраски некоторых образцов.
* Иногда термин иллит считают синонимом гидромусковита, однако ис-
следования образцов последнего показали его принадлежность к смешапно-
Слойным мусковит-иллитам.
** Серицитом называли светлые мелкочешуйчатые слюдистые минералы,
оказавшиеся иллитами либо фенгитами.
386
Хим. Состав непостоянен по Si: (4)А1 и по сод. октаэдричес-
ских катионов (см. рис. 123), среди которых Mg — селадонит
Fen-^aOH^tALSb.^r00}- K<i (н-2О)/г, А1 (до 12-18%
д12(Р3 в сколите *); при Mg + Fe2^ ~ 1,5 ФЕ и ЛР+ ~ I выде-
чяется булайинит. Часть К может замещаться на Na (до 3,3 %
\а2О), Са (до 5,4 % II2O), возможно на Н3О+.
Известны разбухающие смешаннослойные глауконит-мопт-
мориллониты.
Структ. См. описание семейства.
Выд. Землистые массы, почковидные, шаровидные, яйцевид-
ные стяжения, обычно мелкие, червеобразные комочки в виде
самостоятельных прослоек или прослоек и линз с песком, гли-
нистыми минералами; иногда слепки полостей скелетных остат-
ков (брахиопод, гастропод, лингулл, крпноидей, трилобитов и
т. п.). Под микроскопом частички имеют форму пластин, чешуек.
Селадонит и близкие к нему минералы выделяются и в виде
сферокристаллических агрегатов пластинчатого или радиально-
волокнистого строения. Известны псевдоморфозы асбестовидного
селадонита по куммингтониту (сравни флогопит), в современ-
ных осадках — псевдоморфозы по мелким морским организмам,
фекалиям.
Св. Цвет о г малахитово-зеленого до зеленовато-синего, зе-
леновато-бурого, зелено-черного. Блеск тусклый, у более круп-
нокристаллического селадонита — восковой до стеклянного. Сп.
весьма сов. по {001}, но проявляется макроскопически лишь у
крупнокристаллического селадонита. Тв. 2. Черта зеленая. Пл.
2,4—3.
Диагн. Отличается цветом, формой выделений, парагенези-
сом. Селадонит от хлоритов можно отличить специальными ме-
тодами; глауконит и селадонит друг от друга — химическим
анализом.
Обр. См. описание семейства.
Глауконит — типичный аутигенный минерал. Образуется в почвах. Села-
донит (возможно отчасти и глауконит) известен в низкотемпературных гидро-
термальных ассоциациях.
В современных осадках аутигенный глауконит встречается в тропических
районах лишь на глубине не менее 50—150 м в холодных областях — 10 м,
где температура придонной воды < 290 К. При более высокой температуре
(выше 290 К) вместо глауконита образуется септешамознт. Глауконит древ-
них морских отложений богаче Л1, а более молодых — Fe3+.
Осадочный глауконит возникает за счет диагенетического превращения
алюмосиликатного и железистого материала илов (биотита, роговых об-
манок и пироксена, полевых шпатов, глинистых минералов), а также синтеза
1,3 коллоидных растворов, с поглощением, в частности, К из вод илов, что часто
происходит в присутствии разлагающихся органических веществ (значитель-
ные скопления отмечаются в нижне-, верхнемеловых и третичных отложениях
Некоторые из сколитов оказались смешаннослойными гидрослюда-
Монтмориллонитовыми минералами.
13* 387
восточного склона Урала, Поволжья, Днепровско-Донецкой впадины, Подо-
лии и Волыни, многих других мест).
Глауконит иногда в значительных количествах возникает в коре выветри-
вания при разложении биотита и вулканического стекла эффузивов (Альта-
Вальт-Тромпиа, Брешия, Италия).
Селадонит в виде прожилков, сферолитов, землистых масс, заполняющих
пустоты, известен в траппах Сибири, эффузивах Крыма, в горах Матра (Сев
Венгрия), ряде пузырчатых лав. В виде прожилков до 0,5 см, секущих маг-
нетитовые руды, он обнаружен в Сорском скарново-железорудном м-ипи (Тур-
гайский прогиб). Псевдоморфозы асбестовидного селадонита по куммингто-
ниту обнаружены в коре выветривания железистых кварцитов Ипгулецкого
м-ния (Кривой Рог).
Изм., Знач. См. описание семейства.
Тетракрс.мниевые — высококремниевые гидрослюды
(0 С z С 0,3)
Смектиты
Род монтмориллонита
Монтмориллонит {(Mg0 33Alj • Na0 33(H2O)1
Бейделлит {Al2(OH)2[Al2Si2-2OJ~°°} • (1/2Са, Na)22(H2O)4
Нонтронит {FeS+(OII)2[Al2Si2-2Odr°} • Na22(H2O)4
Род сапонита
Сапонит {(Mg, Fe2+)3(OH)2[Al2Si2-2O5]“°0 • (1/2Са, К’а)22(Н2О)4
Назв. Смектит от греческого «смектос» — размазываться;
монтмориллонит — по местности Монтморпльои, Франция; бей-
деллит— по форту Бейделя, Колорадо, США; нонтронит по про-
винции Нонтрон, Франция; сапонит от латинского «сало» —
мыло — за адсорбционные свойства, позволяющие использовать
его в качестве моющего (отбеливающего) средства.
Хим. Смектиты объединяют диоктаэдрические минералы
рода монтмориллонита и триоктаэдрические минералы рода са-
понита, представляющие твердые растворы с переменным отно-
шением Si/Al — от высококремниевых до тетракремпиевых ги-
дрослюд (см. табл. 15), тогда как смесимость ди- и триоктаэдри-
ческих смектитов ограничена. Катионами Л1 в смектитах
выступают в основном Al, xMg, Fe3’1', иногда Ni24*, Cr3+, Li. Меж-
слоевые видообразующие катионы представлены Na, Са, в мень-
шей мере К и Mg.
В зависимости от состава в роде монтмориллонита выделяют ферримонт-
мориллонит, алюмомонтмориллонит, ферробейделлит, феррибейделли-т (Fe2O3
до 5,8 %), Ni-моптмориллопиг (до 6,5 % NiO), Ni-нонтронит (NiO до 7%),
Сг-бейделлит (Сг2О3 до 5%), волконскоит—Cr-моптмориллопит (Сг до 0,35 ФЕ);
в роде сапонита — гекторит {(Mg, Li)3(0II, F)2 lSi2O5]]°°°j • Nax(H2O)4,
388
стивенсит {(Mg3- x(0H)2[Si205]~oo}-/?x(H20)<4, сауконит {(Zn, Mg)3(OH)2 X
XtAlxSis-xOs^J-OACa, Na)A-(H2O)^4 — до 36%ZnO, Ca-сапонит (корде-
нит). феррисапонит (гиффитит, .гембергит), Ni-сапонит, ферро-феррисапонит
|ре->Оз Д° 9,6 н FeO до 7,2 %), феррисапонит (до 21,7 % Fe2O3 при 8,23 FeO);
известен Х’-смектит (20,9 % V в смектите уранового рудника на Сев. округа
Конвенс, Вайоминг, США), дноктаэдрическпй неупорядоченный сме-
шаннослопный V, Ti-глипистый минерал (\'2О3 до 17,2 %, TiO2 — до 4,9 %)
с 80 % разбухающих слоев {(Fo19oFeo>64Ti0ii9Mgo1i4Al0>1i)ii98(OH)2[Alo)ii X
X S i^esOolI000} • (Ca0,o8Nao,o3Ko,02)o,i3(H20)n (Поташ Сульфур Спрингс, Аркан-
зас, США), медистый монтмориллонит (0,77 % Си в минерале из залива
Уларья Губа на Байкальском о-ве Ольхон).
Для всех минералов характерно переменное сод. Н2О, вплоть
до 4 ФЕ; в гекторите часть ОН- обычно замещена на F~.
Исследование состава и номенклатура осложняются обилием
в природе разнообразных смешаннослойных минералов, содер-
жащих различные смектиты, в том числе ценных для промыш-
ленности элементов, типа Ni-хлорит-сапонит (до 24 % NiO ми-
нерале из латеритной коры выветривания района Шклары,
Ниж. Силезия, ПНР).
Путем ионного обмена получения Cs-, Rb-, KHt, Mg-, Ag- и
многие другие смектиты.
Структ. См. описание надотдела, семейства.
Появление межслоевых молекул П2О в монтмориллоните можно рассма-
тривать как своеобразный случай эндотаксии слоев молекул Н2О с гекс,
структурой связи, аналогичной существующей у льда. Паплучшее совпадение
параметров обеих решеток происходит при расширении структуры монтморил-
лонита (разбухании) с доворотом монтмориллонитовых пачек до максимально
близкого к гекс, положения. Это достигается при b = 0,9 нм, когда па фор-
мулу приходится 41 ГО. Дальнейшее поглощение воды таким монтмориллони-
том не происходит. Поскольку водопасыщенный монтмориллонит имеет более
низкую свободную энергию, чем сухой, поглощение воды последним происхо-
дит весьма интенсивно. Это относится и к остальным смектитам. Допускается
также присутствие в некоторых минералах оксоиия П+-Н2О — Н3О Ц тригид-
рата Н+• 31190 = Н7Од и гептагидрата Н+• 7Н2О == Н15О7 гидрония.
Выд, Агрегаты с величиной индивидов около 1 мкм и меньше.
Частицы обычно бесформенные с прихотливыми и рваными
краями. Нонтронит иногда образует характерные нитевидные
частицы, а сапонит — тончайшие волоконца.
Агрегаты таких частиц — основная часть прослоев и линз
некоторых глии в осадочных породах и в корах выветривания —
слагают отдельные зоны в гидротермально измененных породах,
образуют в них линзы, прожилки, заполняют пустоты. Известны
конкреции и оолиты, хлорит-монтмориллонитовые, тодорокит-
монтмориллонитовые, желваки различной формы, червеобраз-
ные выделения, мучнистые, землистые массы. Изредка встре-
чаются волосовидные и ватообразные агрегаты (нонтронит и
бейделлит из полостей диорит-порфиров интрузива Чсрспец,
Вышковское м-ние, Закарпатье).
389
Характерны теснейшие смеси смектитов друг с другом ц с
минералами кремнезема (в основном опалом), каолинитом, хло-
ритами, гидроксидами Fe, Al, Mn, Ni-серпентинами (см.).
Известны псевдоморфозы смектитов и их смесей с другими
минералами по различным алюмосиликатам.
Св. Цвет чистых А1-, Mg-, Li-смектитов— белый; Fe3+ окра-
шивает их в оливково-зеленый до темно-зеленого (нонтронит,
сапонит), буро-зеленый (нонтронит), шоколадно-коричневый
(нонтронит, сапонит), буро-зеленый (нонтронит), шоколадно-
коричневый (нонтронит, сапонит) цвет; иногда темно-зеленые
(волконскоит), яблочно-зеленые (Ni-монтмориллонит, Ni-cano-
нпт). Блеск тусклый до воскового. Сп. весьма сов. по {001}
наблюдается под электронным микроскопом. Излом в агрегатах
ровный. Тв. 1 —1,5. На ощупь жирные. Черта белая или светло-
окрашенная в зависимости от цвета минерала. Пл. 1,7—2,5
(в зависимости от степени гидратации).
Диагн. Характерен глинистый запах в увлажненном состоя-
нии, разбухание в воде с увеличением объема до 10 раз.
По плотности можно отделить от каолинита в спиртовом рас-
творе бромоформа. Отличия от каолинита — см. Диагн. по-
следнего.
Обр. См. описание надотдела. Типичные минералы гидролиза
силикатов и алюмосиликатов; возникают также хемогенным
путем.
Дегидратация эталонного каолинита с высокоупорядоченной структурой
происходит при 963 К, после растирания его в ступке — при 823 К. В гидро-
термальных же условиях каолинит устойчив лишь до 600—650 К при 0,1 и
0,4 ГПа соответственно. У монтмориллонита большая часть межслоевой воды
выделяется при атмосферном давлении в интервале 370—520 К, хотя некото-
рое ее количество сохраняется до 570 К. Выше 570 К начинается выделение
конституционной воды (ОН). Интенсивная потеря ОН происходит при 770 К
и заканчивается полностью при 1020 К. Между 1070 и 1170 К структура пол-
ностью разрушается. В гидротермальных условиях температурный предел ус-
тойчивости монтмориллонита несколько ниже, чем у каолинита.
Аргиллитизация с закономерной сменой минералов друг другом широко
развита в областях активного вулканизма из-за обильной циркуляции кислых
вод е высокой температурой. Так, в скважинах, пробуренных до глубины
1370 м в р-не Вайракей (о-в Северный, Новая Зеландия), установлены: 1) в
интервале 1370—200 м— слюдисто-хлоритовые породы с вайракитом, альби-
том, калиевым полевым шпатом, 2) в интервале 200—80 м — толща монтмо-
риллонита с клиноптилолитом и ломонтитом, 3) от 80 м до поверхности —
толща каолинита с алунитом и опалом. Температура растворов на глубине
1300 м — 540 К (при 4,9 МПа), у поверхности — 330—350 К.
Зональность гидротермально измененных пород от сульфидных руд к пе-
риферии, установленная на руднике Лонгфеллоу (Сан-Хуан, Колорадо, США),
также отвечает общей схеме: монтмориллонит-> монтмориллонит + пирофил-
лит те же минералы ф- диккит -> диккит + иллит -> иллит + хлорит; диккит
настолько типичен для вторичных кварцитов, что может служить их индика-
тором. Аргиллитизация серпентинитов (околожильные изменения мощностью
до 50 м) в связи с образованием низкотемпературных квари-сульфидных жил.
отвечающая приведенной схеме, известна в ряде районов Югославии. Так, во-
круг кварц-пиритовых жил м-ния Теслнч (Босния) установлена следующая
зональность (от жил к неизменным породам): Сг-каолщщт + кварц->Cr-kao-
390
'[мнит -> Cr-монтмориллонит + Cr-каолинпт Cr-монтмориллонит персход-
‘ з0Иасерпентинит; вокруг кварц-иллитовых жил с пиритом и киноварью
м-нпя Таково (Сербия): Сг-каолипит-> Сг-галлуазит —> Сг-бейделлит + ил-
* т Cr-монтмориллонит -> переходная зона серпентинит. Из м-пия Та-
'[•ово известны и наиболее богатые Сг2О3 галлуазит (11,7%) и каолинит
(2,7%)-
Переходы диоктаэдрическая гидрослюда 1Л1 -> смсшаниослоиные гпдро-
с иода-монтмориллонитовые минералы (с постепенным увеличением относи-
тельной роли монтмориллонита) монтмориллонит установлены в вятрокла-
стах (андезит-трахитовых туфах) вблизи гидротермального сульфидного ору-
денения м-пия Аскан (ГССР). Надо отметить, что подобная зональность,
связанная со стадийностью процесса гидролиза, некоторыми исследователями
неправильно трактуется как результат изменения состава гидротермальных
растворов.
Приведенные закономерности объясняют, почему при развитии кор выве-
тривания в пределах одного р-на на одних породах в зависимости от интен-
сивности дренирования образуются гиббсит и каолинит (Юж. Франция; Берег
Слоновой Кости), каолинит и монтмориллонит (Сев. Франция; Чад), монтмо-
риллонит и вермикулит (Норвегия; Центральная Сахара). По гипербазитам
образуются обычно коры выветривания с нонтронитом, монтмориллонитом, пп-
мелитом, Ni-хлоритами, Ni-серпентипами, магнезитом, опалом (Урал), иногда
с Сг-каолинигом, Сг-галлуазитом (СФРЮ). Метагаллуазит-мон гмориллоннто-
выс континентальные коры мощностью 2—12 м триасового времени известны
по кимберлитам ЯАССР.
Каолинитовая кора с галлуазитом, гидрослюдами, гпдросилпкатами Fe из-
вестна на бескварцевых щелочных породах Октябрьского массива (Вост. При-
азовье).
Аналогичные закономерности приводят к образованию монтмориллонита,
иллит-монтмориллонита, аллофанов, галлуазита и других минералов в почвах,
в которых они играют иногда весьма важную роль (подзолистые почвы на
гранитах, гранито-гнейсах, почвы на базальтах, туфах, псплах).
Растворы зоны окисления, проникая во вмещающие породы, могут обра-
зовывать выделения галлуазита с алунитом (воздействие ПгЗО-гСодержащих
растворов зоны окисления на континентальные огнеупорные глины м-ний Жаб-
ляпо и Хандушки, р-н Кашите и Забырдо, НРБ).
Экспериментально получены обратные переходы каолинита в гидротер-
мальных растворах 1\С1 и NaCl в неупорядоченные соединения со смешанно-
слойной структурой ряда слюда — монтмориллонит; в растворах же СаС12 и
MgCl2— в упорядоченные смешаннослойные соединения типа слюда — монт-
мориллонит (1:1) и хлорит — монтмориллонит, соответственно.
Изменение галлуазита в монтмориллонит иод действием соленой морской
воды, появившейся в результате трансгрессии, установлено на Супаташском
м-пии флюорита (УзССР).
Обратной схемой процесса объясняется образование галлуазита за счет
реакции гиббсита с просачивающимися сверху Si-содержащими растворами
в западной части о-ва Мауи (Гавайи). Здесь галлуазит образует обширные
отложения в коре выветривания трещиноватых, пористых базальтов. При
этом в более плотных участках коры, не допускающих просачивания Si-содср-
Жащих вод, сохраняется гиббсит.
Интересный пример обратного развития процесса представляют осадки
°з. Госиут (Грин-Ривер, Вайоминг, США), где за счет реакции соленой воды
со стекловатой массой вулканического туфа при pH = 8—9 образуется монт-
мориллонит. Повышение солености и щелочности приводит к образованию за
счет монтмориллонита клиноптилолита, морденита, затем анальцима. При
максимальной солености возникал даже калиевый полевой шпат, отлагав-
шийся совместно с галитом и содой. При изменении солености в отдельные
периоды процесс сдвигался, и минералы сменяли друг друга в нормальной
последовательности, вплоть до монтмориллонитов.
_ При взаимодействии морской воды с вулканическими породами на дне
°оразуются мощные вулканогенно-осадочные толщи монтмориллонитовых
391
(бентонитовых) * глин с тем или иным количеством каолинита, иллита, cmq.
шаннослойных минералов, палыгорскита, сепиолита, цеолитов, минералов се-
мейств кремнезема (Гумбри, ГССР; Келссское, КазССР; Блэк-Хиллс, Сан-
дерс-Дефайап, США). Смектитовые глины по эффузивам известны во многих
местах Закавказья, Новой Зеландии, Японии.
Многочисленные крупные м-нпя каолинита известны в корах выветрива-
ния Украинского кристаллического шита (Глуховское, Просянское), на Урале
в Восточной Сибири. Кора, сод. 30—75 % аллофана, широко распространена
на пеплах Новой Зеландии.
Описываемые минералы могут отлагаться и непосредственно из низкотем-
пературных гидротермальных растворов. Так, они известны в отложениях
горячих источников (Т ~ 370 К) вулканов Менделеева и Головина (о-в Куна-
шир). В них при pH — 2,5—5,5 выделяется каолинит; в слабокислых и по-
чти нейтральных условиях — монтмориллонит. При pH < 2 эти минералы во-
обще не образуются.
Гипогенный каолинит — обычный минерал мпароловых пустот в пегмати-
тах (Урал, Забайкалье, Ср. Азия), поздний минерал Sn-W рудных жил (Верх-
пе-Ппгодинскос м-нис. Вост. Забайкалье).
Каолинит, вероятно гидротермального происхождения, известен в своеоб-
разных грейзенах Дорова-Бабайя (Сев. Нигерия), состоящих из касситерита
(45%), кварца (35 %), топаза (8 %), берилла (2%) и каолинита (10 %).
Однако для гидротермальных образований более характерен диккит. Это
обычный минерал, заполняющий трещины, пустоты в ртутных м-ииях (Сев,-
Зап. Кавказ; Ипкитовка, УССР). В значительных количествах диккит найден
в ассоциации с кварцем и сульфидами в жилах и измененных породах в Ка-
ра-Чеку и Коунраде (КазССР), в окрестностях Симферополя (Крым). В тре-
щинах с зеркалами скольжения в подобных м-виях обнаружен накрит.
Относительно часто встречается сапонит, генетически связанный с гидро-
термальными процессами. Его желваки, включенные в кальцит, известны в
миндалекаменных базальтах и шаровых лавах (траппы по р. Нидым, Эвен-
кийских авт. округ). В виде жил в толеитах сапонит установлен близ Вин-
вейлер (Пфальц, ФРГ), густо-зеленые сферолиты фсрросапонита известны в
жеодах андезитовых базальтов Митаки (преф. Мияги, Япония).
Монтмориллонит с каолинитом установлены в зонах интенсивной серици-
тизации кварцитовидных песчаников в контакте гидротермальных жил с квар-
цем (Памир).
Нонтронит, сод. до 29,5 ГегОз (1,76 ФЕ Fe), очевидно, является резуль-
татом прямой кристаллизации из гидротермальных растворов в гранитных по-
родах железорудного м-ния Эль-Пао (Гвианское нагорье, Венесуэла); анало-
гичное происхождение имеет нонтронит гидротермальных систем Красного
моря.
Хемогенныс каолинит и смектиты могут отлагаться двумя
путями: 1) коагуляцией коллоидных растворов с их взвешен-
ными частицами, под действием растворов электролитов (мор-
ской или озерной воды, почвенных вод и т. д.), 2) взаимодей-
ствием осажденных гидроксидов Al, Fe с кремиекислотой и Mg,
Са, растворенными в морской воде. В последнем случае возни-
кают также хлориты, гидроксиды Fe, Al, Мп, карбонаты Fe, Мп,
Са, Mg, цеолиты. При обилии кремнекислоты и электролитов,
высоком pH (лагуны, соленые озера) образуются тальк, анти-
горит, смектиты. В противном случае образуются каолинит,
галлуазит.
Коагулированные глины, возникающие первым способом,
встречаются: 1) в устьях рек, особенно в их дельтах, 2) на гра-
* Название бентонитовым глинам дано по м-нию Бентон, США.
392
це пресных и соленых вод в прибрежной части моря,
3) в кальцеморфных почвах.
Собственно хемогенные шамозит-каолнпитовые оолиты известны на дне
„временных морей и океанов, в аргиллитах Бельского м-ния (Иркутская
Сбт ) Ооиды, сод. смешаннослойные Al-хлорит-смектиты, образуют прослои
в кальцит-епдернтовых пропластках железорудного м-ния близ Порта (Мин-
ден, ФРГ).
Таким образом, морские отложения глин могут иметь разнос происхож-
дение и быть связаны нс с одним, а несколькими процессами. Роль каж-
дого из них в некоторых случаях оцепигь трудно.
При диагенезе осадков широко проявляются переходы: неупорядоченный
каолинит -> упорядоченный каолинит -> каолинит-днккнты -> диккит. При этом
диккит отвечает метазоне и может отлагаться циркулирующими растворами в
виде самостоятельных прожилков.
Смектиты иногда устанавливаются в метаморфических породах. Так, са-
понит в ассоциации с хлоритом, тальком, тремолитом, гиббситом, флогопитом
обнаружен в Далрадианских мстаизвестняках (Сев.-Вост. Шотландия). В не-
которых сланцах с тремолитом, пироксенами, роговой обманкой, куммингто-
нитом, хлоритом известен Fe-сапонит.
Изм. При метаморфизме смектиты и каолинит переходят
в хлориты, тальк, пирофиллит, слюды, силикаты, богатые А1,—
кианит, андалузит, силлиманит, Mg-пирокссны, форстерит. При
дальнейшем гидролизе —в гидроксиды Al, Fe, кремпекислоту;
каолинит — источник глинозема многих м-ний бокситов.
Знач. Глины, особенно переотложенные, свободные от обло-
мочного материала кор выветривания, представляют ценное
полезное ископаемое. В технических целях различают: фарфоро-
вые глины, приближающиеся к чистому каолиниту; огнеупорные
глины содержат кроме каолинита, иллит и другие гидрослюды,
свободные гидроксиды AI и иногда немного слюды (темпера-
тура плавления ~1970 К; до прокаливания серые или черные,
после прокаливания белые); горшечные и кирпичные глины со-
держат песок, гидроксиды — много других примесей (цвет крас-
ный или серый); красящие глины — глины, содержащие оксиды
(красные, желтые и коричневые); отбеливающие глины, широко
используемые в текстильной промышленности (для очистки шер-
сти, в качестве поглотителей многих красящих веществ), в пи-
щевой промышленности (для очистки вин), основными породо-
образующими минералами которых являются смектиты. Каоли-
нитовые глины широко используются в качестве «раствора» при
бурении горных пород, смектитовые — при бурении засоленных
пород, в которых каолинит коагулирует. Па большой поглоти-
тельной способности и несвертываемости в соленой воде осно-
вано использование смектитов в качестве мыла, пригодного для
мытья в морской воде.
Некоторые смектиты — сырье на Ni, Zn (в сауконите до
39 % ZnO); глина, сод. в среднем 2 % V2O3 и 1 % ТЮ2, развив-
шаяся по фенитам в периферической части кольцевой щелочно-
карбонатитовой интрузии Поташ Сульфур Спрингс, Арканзас
(США), разрабатывается на V. Необходимо отметить и важную
393
роль описываемых минералов как регуляторов режима вод во-
доемов, адсорбентов, широко распространенных на поверхности
и в осадочных отложениях, определяющих условия миграции эле-
ментов и очищающих окружающую среду от загрязнении. Все
большее значение им придается как активным соединениям, спо-
собным катализировать многие процессы, в том числе, возмож-
но, и синтез органического вещества, важный для образования
нефти и развития жизни.
Своевременное обнаружение смектитов в толщах осадочных
пород имеет большое значение в строительном деле, особенно
при сооружении гидростанций. Известны случаи, когда вспучи-
вание смектитов при затоплении водоемов приводило даже к
разрушению гидротехнических сооружений.
Надотдел 6. Нульалюмосиликаты (К = 0)
Хим. Общая формула анионного радикала нульалюмо-
силикатов [AlxSii"xO5] х~. В некоторых минералах отноше-
ние Si : AI отвечает целочисленным величинам, но во многих оно
колеблется в значительных пределах (полевые шпаты, особенно
плагиоклазы; цеолиты), причем сод. Al Si и лишь в единич-
ных случаях Al > Si. Видообразующими катионами выступают
К, Na, Са (типоморфны), иногда Ва, Cs, Sr, реже Mg, Fe2".
Среди них известны простые (K[AlSi3O8]) и сложные
(KNa3[AlSiO4] 4) соли, средние соли (K[AISi3O3], I\Na3[AlSiO4]4)
и кристаллогидраты (цеолиты); в минералах, являющихся сое-
динениями включения (роды скаполита, содалита, канкринита),
содержатся дополнительные анионы — [СО3]2~, [SO4]2-, С1",
s2-, он-.
Химический состав многих из описываемых нульалюмоспли-
катов колеблется иногда в весьма широких пределах. Это — ре-
зультат изоморфизма, часто гетеровалентного (M'Si4+
Тррту’з-т) и ионного обмена.
Структ. Почти все минералы описываемого надотдела имеют
каркасные структуры, обладающие полостями, в том числе до-
статочно крупными, сливающимися иногда в каналы или си-
стему каналов. Алюмокремнекислородные каркасы имеют кол-
лективный отрицательный заряд, который можно представить
как результат замены части Si в каркасе из полностью сконден-
сированных [SiO4] 4--тстраэдров на Al3+: SiO2 + xAl3’ [Alx X
X Sij-^OJ^L©о + xSi4+. Компенсация заряда (х—) происходит
за счет катионов, располагающихся в полостях каркаса. Таким
образом, катионы взаимодействуют с каркасом в целом. Это, с
одной стороны, вызывает значительные колебания их 1\Ч, нс яв-
ляющегося столь строгой характеристикой, как это было в слу-
чае преимущественного взаимодействия катионов с концевыми
атомами О, затрудняет кристаллохимическое сопоставление со-
394
Рис. 127. Идеализированная структура полевых пшатов:
а—цепочка (Si, А1)04-тетраэдров: б — торцовая проекция цепочки с обозначением тетра-
эдров, направленных вверх (U) и вниз (£)); а —схематизация торцовой проекции цепочки
до квадратного кольца из 7’-атомов (квадратной SBU); г — торцовая проекция цепочки
с двумя квадратными кольцами из Г-атомов, находящимися друг под другом и связан-
ными вертикальной плоскостью скольжения 0G'; д — проекция структуры в направле-
нии [102]; сплошными линиями выделен верхний слой структуры, пунктирными — распо-
ложенный на а/2 ниже верхнего; крестиками обозначены положения катионов Л1; обо-
значения тетраэдров — U и D сделаны только для верхнего слоя; ИЛИ—плоскости
симметрии, GG'—плоскости скользящего отражения
ответствия силы катиона с силой аниона, с другой — объясняет
широкое развитие упоминавшихся выше явлений ионного
обмена.
Поскольку важнейшей кристаллохимической характерно! и-
кой каркасных алюмосиликатов является форма полостей, ши-
рокое распространение приобрело изображение их структур не
только в виде полиэдров, но и с помощью SBU (secondary buil-
dihg units), представляющих плоские или объемные фигуры,
соединяющие Si, Al-атомы, находящиеся в 7О4-тетраэдрах (см.
рис. 126). Выделение SBU и их использование при изображении
структур удобно рассмотреть на примере полевых шпатов. В них
все (Si, Al)-тетраэдры соединены мостиковыми О, без образо-
вания ярко выраженных цепей или слоев, хотя || а можно на-
метить зигзагообразные цепочки из пар (Si, Al)-тетраэдров, по-
переменно изменяющих свое направление (рис. 127, а). Легко
видеть, что в торцевой проекции (рис. 127,6) такую цепочку
можно схематизировать до квадратного кольца (рис. 127, в —
см. элемент 4 на рис. 126), используя обозначения U (upwards)
395
п D (downwards) для (Si, Al)-вершин, отвечающих 704-тетра-
эдрам, направленным вверх или вниз соответственно. Два таких
кольца, расположенных друг под другом, в цепочке связаны
мостиковыми атомами О так, что оказываются на вертикальной
плоскости скольжения — отражение в (010) и перенос па а/2
(рис. 127, г). В проекции в направлении [102] квадратные коль-
ца, меняющие разворот и ориентировку (UUDD), образуют гоф-
рированный слой (рис. 127,(9), в котором между квадратными
можно выделить восьмичленныс кольца (см. элемент 8 на
рис. 126). Вся структура в этом случае предстанет в виде по-
следовательно наложенных друг на друга гофрированных слоев
из квадратных и восьмерных SBU разной ориентировки (два
таких слоя показаны на рис. 127,(9), между которыми в крупных
полостях находятся катионы (их КЧ в полевых шпатах может
быть 8, 9 и 10).
Дальнейшая схематизация может идти, например, по пути
сохранения лишь обозначений U и D при Si, Al-вершинах SBU,
что позволяет показать, в частности, принципиальное сходство
структур полевых шпатов, жисмондина, гармотома и филлип-
сита, построенных из SBU4 и 8 (рис. 128, верхний ряд). В струк-
турах с более крупными полостями появляются иногда наклон-
ные (Si, Al)-тетраэдры, обозначаемые буквой Т (tilted), что
дает новые возможности схематизации (см. рис. 128). Этим же
путем удобно изображать и объемные полости в каркасах
(рис. 129).
Таким образом, все рассматриваемые минералы являются
соединениями включения, матрица которых представлена Si-,
Al-кислородным каркасом, а в виде гостевых выступают ка-
тионы, дополнительные анионы, молекулы Н2О. С этим связаны
как явления ионного обмена, так и способность некоторых из
минералов (цеолитов) терять молекулы Н2О без разрушения
каркаса при дегидратации и поглощать их снова при регидрата-
цпи. В зависимости от размера полостей, их взаимосвязи, т. е.
открытости каркаса, выделяются 4 типа соединений включения:
16— относительно плотные структуры с небольшими замкну-
тыми полостями (полевые шпаты);
2а— с крупными полостями (подсемейство нефелина — лей-
цита) ;
26 — с сквозными непересекагощимися каналами в структуре
(гр. анальцима, род кордиерита);
2е — с системой пересекающихся каналов (большинство цео-
литов) .
Из-за различий в СХ Si4+ и А13+, вызывающих, в частности,
различия в размерах Si- и Al-тетраэдров, в алюмосиликатах
наблюдается стремление к упорядочению Si и А1. Явления по-
рядка беспорядка, захватывающие также упорядочение ка-
тионов, а в некоторых минералах блочное упорядочение, вызы-
вают многочисленные изменения в симметрии структур, их ф. гр.,
396
U U D D и и
и и
Z\b в
U U\D В
Поле&ой шпат
В В 1) и В В
В и D и
в и/\в U
и и /в в \и и
и Zd и\ в
и \В и / D
в в\и и/в в
в. и\ув
в , и в и
и и в в и и
и и в в ив
и и и 1
и С ij J
и и и U D В
В В В D
В D В В
и и в в и и
и Iй и и
и и и и
в в и и в в
Жисмондин
ГариатомФиллипсит
сверху Анальцим снизу
Рис. 128. Структуры полевого пшата и некоторых цеолитов из
SBU (см. рис. 127).
Буквами U, D, Т обозначены (Si, А1)-тетраэдры, ориентированные верши-
нами вверх (от upwards), вниз (от downwards) и косо (от tilted) соответ-
ственно; А, В, С, D-SBU-4, структуры морденита, расположенные на
разной высоте
Рис. 129. Полость в структуре шабазита (слева) из четверных и шестерных
SBU (см. 4—4 и 6—6 на рис. 126) и полиэдрическая модель структуры фо-
жазита из SBU (4, 6 и 6—6, справа)
Черные кружки—атомы А1 и Si каркаса, заштрихованы —места примыкания гексагональ-
ных призм А1О4- и SiO4-тетраэдров (SBU 6-6) к плоскости
что в свою очередь приводит к сложным взаимоотношениям в
изоморфных рядах — непрерывных для неупорядоченных струк-
тур и с многочисленными разрывами смесимости (структурами
распада твердых растворов) в случае их упорядочения (напри-
мер, семейство полевых шпатов).
Ниже рассматриваются лишь наиболее распространенные
нульалюмосиликаты в последовательности, отвечающей пере-
ходу к минералам со все более рыхлыми, открытыми каркасами.
Семейство полевых шпатов— ПШ
Назв. «полевые шпаты» связано с греческим «cnate» —
пластина, из-за способности раскалываться на пластины по сп.;
полевой — в связи с частыми находками в моренных отложе-
ниях (полях).
Хим. Состав ПШ можно выразить формулой М [Т4О8] JO3COC
или более правильно [rlt.^lt^Og]000000, где Al+ = Na, К;
ИП = Rb, Cs, NHt, Tl+, Li; /И2+ = Са, иногда Ва, Sr; ИП =
^Mg, Pb2+; 73+==А13+ реже Fe3i-; ип = В, Ti(?)*. В зависи-
мости от состава ПШ выделяют три подсемейства: 1) Са —
Na — ПШ — плагиоклазы, для которых 0 х <1 1; 2) К — Na —
ПШ — щелочные ПШ, для которых х ~ I и 3) К — Ва — ПШ с
* Синтезированы вещества со структурой ПШ, у которых Л1 - Na, К,
Rb, Cs, TI, N’H+; Ca, Sr, Ba, Pb, Mn2+; 7'3+ = Al, B, Ga, Fe3+; Si замещен
на Ge, а иногда Si2AlP(K[Al2PSiO8]и Na[Al2PSiO8]OOOOM).
393
1- В некоторых ПШ отмечается небольшой избыток Si
за"~счст образования твердых растворов ПШ— SiO2, а для
т//\та) — ПШ — небольшой недостаток Si за счет изоморфизма
по схеме /И+Si44" 7И2+7’3+. Исследование ПШ методом ЭПР
позволило установить в некоторых из них примеси N2~, заме-
щающего б2-. Иногда в ПШ обнаруживается Н2СУ (до 0,5%),
связанная в основном с пленочными включениями воды.
Структ. См. описание надотдела ( см. рис. 127). Для ПШ
большое значение имеет упорядочение Т-атомов по позициям
Г(1) (атомы Т связаны с О, имеющими в ближайшем окруже-
нии два катиона 7И) и 7(2) (атомы О имеют ближайшим сосе-
дом один катион 7И), которые в свою очередь могут расщеп-
ляться на ряд позиций, различающихся деталями ближайшего
окружения и расстояниями Т—О. Упорядочение может касаться
катионов М, КЧ которых изменяется от 8 до 10, доменов, отве-
чающих семи- пли четырнадцатиангстремным элементарным
ячейкам и ряда других деталей структуры ПШ *. Это приводит
к появлению большого числа полиморфных модификаций и
структурных разновидностей ПШ. Так, анортит при темпера-
туре, близкой к плавлению (1813 К), имеет триклс. с. с парамет-
ром с = 0,7 нм — высокий анортит или 77-анортит **. При сни-
жении температуры он переходит в 7-анортит с неупорядочен-
ной объемноцентрированной структурой (ф. гр. /1) с парамет-
ром с — 1,4 нм. Ниже 500 К образуется Р-анортит (ф. гр. Р1).
Для альбита установлены: 1) упорядоченный низкий альбит —
L-альбит, 2) промежуточный разупорядоченный альбит, 3) пол-
ностью разупорядоченный высокий альбит — 77-альбит или
анальбит (все три ПШ имеют трикл. с.) и 4) мональбит, имею-
щий мон. с., являющийся нсзакаливаемой фазой, получающей-
ся, например, при длительном отжиге альбита выше 1220 К. Для
КПШ различают: 1) максимально упорядоченный низкий ми-
кроклин— Р-микроклин, 2) промежуточный микроклин, 3) мак-
симально разупорядоченный высокий микроклин — 77-микроклин
(все три трикл. с.), 4) низкий санидин — L-санидин, 5) высокий
санидин — /7-санидин (оба мои. с.) Na- и К-ПШ — семианг-
стремпые.
Указанные особенности структур ПШ объясняют возникно-
вение высокотемпературных рядов твердых растворов, в том
числе тройных между неупорядоченными крайними членами, их
ограничение при более низких температурах (рис. 130, ц) или
повышении Р (рпс. 130,6) и обилие низкотемпературных
* ИП крупных катионов — Rb, Cs. Pb, Ва, даже небольшие, затрудняют
Упорядочение; они же стабилизируют упорядоченные структуры, замедляя их
Разупопядочсние.
Индексы II п L — начальные буквы английских слов High и Low, ис-
пользуемых в качестве приставок при обозначении высоко- и низкогемпера-
Урных модификаций соответственно. В отечественной литературе исполь-
зуются также термины «высокие» и «низкие» ПШ.
399
Рис. 130. Изменение смесимости
в системе анортит (.4/?)—альбит
(ЛЬ)—ортоклаз (Or):
а—в зависимости от температуры nDiI
постоянном давлении (0,1 ГПа);'б-в за.
инснмостн от давления при постоянной
температуре (~92.) 1\)
структур распада, например, пертитов (вростки Na-ПШ в КИШ)
и антипертитов (вростки КПШ в Na-ПШ или плагиоклазах).
Пертиты чаще двухфазные, реже многофазные. Так лунный
камень из гранитных пегматитов преф. Сига (Япония) состоит
из пертитовых срастаний мон. КПШ с мои. Na-K-ПШ и двух
сдвойникованных по альбитовому закону вростков трикл. ПШ,
богатых Na. Лунный камень из Сев. Карелии валового состава
0/'боЛ&5оАп10 — анортоклазовый криптопертит; состоит из
5 фаз — мон. КПШ, мон. Na-K-ПШ, трех трикл. Na-K-ПШ, пла-
стинчатые выделения которых имеют одинаковую ориентировку
?=^|| (601). Для некоторых пертитов установлено изменение со-
става пертитовых вростков, связанное с изменением физико-хи-
мических параметров по мере их образования. Так в гранитах
Шторм Киоп (Нью-Йорк, США) обнаружены пертиты с вклю-
чениями Na-ПШ, изменяющими состав от А«з,8 в тонких пла-
стинках, до Ап2[ в пузырсподобпых выделениях; последние свя-
Рис. 131. Наиболее распространенные кристаллы и двойники полевых шпатов:
а—кристаллы: I, II —ортоклаз, микроклин, санидин, III—альбит, IV —периклин, V —аду-
ляр, гиалофан, VI —адуляр, анортоклаз; б—двойники: I—карлсбадскнй (срастания), II-карле*
бацскнй (прорастания), III-бавеискнй, IV-манебахский, V-альбитовый, VI-перпк*
липовый
400
Рис. 132. Проекции структуры полевых шпатов на (201), иллюстрирующие
бавеискнй (п) и манебахский (б) законы двойникования.
Пунктиром показаны плоскости двойникового срастания
зывают с более ранним образованием и последующей перекри-
сталлизацией с уменьшением свободной поверхности.
Выд. Удлиненные (чаще по с) кристаллы призматического,
пластинчатого, псевдоромбоэдрического габитуса (рис. 131, а),
двойники (рис. 131,6) по многочисленным законам, часто ком-
бинированные и полисинтетические (табл. 16). Образование
двойников объясняется легкостью сопряжения кристаллической
структуры одного индивида со структурой другого (рис. 132).
Типичны пертиты, микро- и криптопертиты, антипертиты. От-
дельные индивиды в подобных аргегатах могут увеличиваться
в результате развития метасоматических процессов; сходные
структуры могут возникать целиком за счет метасоматоза и при
одновременном росте взаимноориентировочных индивидов
(рис. 133).
Обр. ПШ — главные составные части магматических пород
(кроме некоторых гипербазитов и щелочных пород). Это важ-
нейшая составная часть большинства пегматитов и таких мета-
морфических пород, как гнейсы и сланцы. Они образуются так-
же и в областях развития контактового и термометаморфизма.
В поверхностных условиях ПШ неустойчивы, однако в виде мел-
ких зерен могут длительное время сохраняться совместно с
кварцем в обломочно-осадочных породах (например, в аркозо-
вых песчаниках). Только в глинистых и карбонатных породах
ПШ не играют такой существенной роли. В небольшом коли-
честве ПШ образуются аутигенным путем.
Изм. При гидротермальных изменениях КПШ в основном
гидролизуются в мусковит, каолинит, тогда как по плагиокла-
зам, особенно богатым кальцием, развиваются цоизит, эпидот,
кальцит, альбит. Обычны и случаи гидротермального заме-
щения ПШ скаполитом, пренитом, цеолитами. В процессах
401
Таблица 16 Законы двойникования полевых шпатов* (по Диру, Хауи, Зусману)
Наименование закона Двойниковая ссь Двойниковая плоскость — Замечания
Нор Л Альбитовый Манебахский Бавенский (правый) Бавенский (левый) X Призматический (пра- вый) Призматический (ле- вый) Карлсбадский Периклиновый Аклииовый Л Акли новый Д Эстерельский Альский Л (Ала Л) Альский В (Ала В) Ал ь б п т-к а рлсб адски й (Рок-турнейский) Альбит-альский В (Альбит-ала В) Манебах-аклииовый (Скопский) Манебах-альский (Манебах-ала А) X — Карлсбадский X — Аклииовый iалиные (перпен _L {010} _L {001} X {021} X {021} X{100} X{110} Х{П0) Параллелы [001] (ось z) [010] (ось у) [010] (ось у) [010] (ось у) [100] (ося х) [100] (ось х) [100] (ось х) Комплексн X г X х X у X х X г X у дикулярные) двойни {010} {001} {021} 1 {021} J {100} {НО} {110} 1ЫС двойники {/ХО}; обычно {010} {АО/}; «ромбиче- ское сечение» ||у {001}. {100} {ОА/}; «ромбиче- ское сечение» ||х {001} {010} J ые двойники {010} {010} {001} {001} {001} {100} {100} <и Полисинтетиче- ские только у три- клинных Простые Простые, редко в плагиоклазах Простые Полисинтетиче- ские, только у три- клинных Полисинтетические Полисинтетические Полисинтетические
* Полужирным шрифтом выделены названия наиболее обычных законов, которые
можно наблюдать макроскопически.
выветривания в зависимости от обстановки ПШ гидролизуются в
каолинит (см.), смектиты (см.), в условиях сернокислотного
разложения — в галлуазит, по которому иногда развивается би-
рюза (Каракумы).
Знач. ПШ составляют до 50% от массы земной коры. Они
широко используются как керамическое сырье. Ярко окрашен-
ные или иризирующие их разновидности, например: амазонит,
402
I_1—1_I_1—I—I
0 0f02Cp4 0^06
0 Ц020р4 0}06
Рис. 133. Типы пертитов no Аллингу.
с—веревочкп istringlets); б—веревки (strings); в—прутья (rods); г—четки (beads); д~тре-
щиноватые четки (fractured beads); е—замыкающиеся (interlocking) пертиты; ж—проника-
ющие (penetrating) пертиты; з —пертиты замещения (repl); и—замещенные (replacement)
пертиты; шкала масштаба-в см.
лабрадор, беломорит, лунный камень, используются как полу-
драгоценные камни для изготовления различных украшений и
как облицовочный материал.
Подсемейство 1. Ca’Na-ПШ — плагиоклазы
Анортит (^n)Ca[A12Si208Jrooo00(An9o-!oo)
Битовнит /1/г7о—9о
Лабрадор Аи5о-7о
АнДеЗПН /1/2з0-50
Олигоклаз Л/110-зо
Альбит (/lfe)Na[AlSi3Osj000000(A/20-1o)
Назв. «плагиоклаз» от греческого «косораскалывающпися
(угол между плоскостями сп. {001} и {010} 85е 50'— 86° 24'
вместо ~90° у большинства других ПШ); анортит от греческого
403
An
К-/Ч-
Санидин
40
-----2V
' \\-Промежут.
альбит
K-
Промежут.
санидин
N0-/7-
Санидин
Макс.
6-альбит
Промеж,
альбит -
80
L-Альбит.
''Антипертиты 1 Пертиты
Макс. J
Н-альбит АЬ
20
40
60
80
--L-Санидин
Н-Микроклин
-Промежут
микроклин
___j L-Микроклин
'Макс L-
j___микроклин
Or
Мол. % Ог
Рис. 134. Номенклатура и пределы смесимости ПШ:
а—номенклатура высокотемпературных ПШ системы An-Ab-Or, б—номенклатура ще-
лочных ПШ (Na —К —ПШ); при высокой температуре Я-альбнт замещается мональбитом,
имеющим мон. с.
«анортос» — косой по форме кристаллов; битовнит, лабрадор, ан-
дезин— по месту первых находок близ Байтаупа, ныне От-
тавы (Канада), вблизи п-ова Лабрадор и в Андах; олигоклаз —
в переводе с греческого — «незначительно расщепляющийся»
(сп. у первоначально изучавшихся образцов была хуже, чем у
альбита); альбит по цвету — от латинского «альбус» — белый.
Хим. Основные изменения состава связаны с изоморфизмом
NaSi^CaAl, хотя многие отмечают разрыв смесимости в ин-
тервалах Длз9 —А«38, ~Ад50; сод. K[AlSi3O8] (см. рис. 134) до
5 (Ап)—30 мол. % (А&).
В виде небольших ИП отмечаются Fe3+, Ti (позиции Т3+), Fe2+, Мп, Mg-
Ва и Sr* (вместо М). Экспериментально установлена растворимость S1O2 в
* При 1770 К получен Sr[Al2Si20sl и твердые растворы мон. с.
Ca0.o9-i.ooSro,9i -o,oo[Al2Si208], приобретающие трикл. с. при охлаждении.
404
Рис. 135. Последовательность структурных изменений плагиоклазов в зависимости от состава и тем-
пературы.
ЛЬ-альбит, Дп-анортит
Сканировано благодаря
Минералогическому порталу
www.mmeral.su
С вопросами и пожеланиями обращайтесь:
Рис. 136. Параллельная штриховка на поверхности спайности олигоклаза как
следствие полисинтетического двойникования по альбитовому закону. Чка-
ловская жила, Сев. Карелия. 4/5 наг. вел.
анортите(9 мол. % при температуре эвтектики—Ca(_x г г[А19 9xSi9 ь9„GJ000000
при 0 < х < 0,17 и 1 < SI/A1 < 1,4). В плагиоклазах из толептового
базальта сод. избыточного БЮг составляет $7 1 мол. %, из лунного базаль-
та— < 2,5 мол. %.
Зерна плагиоклаза часто весьма неоднородны из-за когерент-
ных срастаний тончайших зон разного состава, различных струк-
тур распада твердых растворов, зональности.
Структ, См. описание семейства Особенно большое значение имеет
Si — Al упорядочение при низкой температуре и возникновение многочисленных
низкотемпературных областей несмссимости (рис. 135), когерентных тонкопла-
стинчатых (пластины до п нм толщиной) срастаний, приводящих в ряде слу-
чаев к возникновению сверхсгрунтур, образованию сложных доменных струк-
тур.
Известен рентгеноаморфный плагиоклаз — маскелинит.
Выд. Хорошо образованные кристаллы плагиоклазов таблит-
чатого или таблитчато-призматического облика относительно
редки. По морфологии они в целом близки к кристаллам КПШ,
хотя, особенно у кислых пла1 иоклазов, более часты уплощенные
по {010} кристаллы (см. рис. 131).
Для плагиоклазов обычно полисинтетическое двойникование
по альбитовому (с параллельной штриховкой — рис. 136), иног-
да по периклиновому, реже по другим комбинированным зако-
нам. В метаморфических породах двойникование плагиоклазов
относительно редко и проявляется преимущественно в образова-
нии простых двойников с преобладанием альбитового и перпкли-
пового законов. Редки в этих случаях и комплексные двойники.
Наоборот, в изверженных породах основная масса плагиокла-
зов сдвойникована, и законы двойникования различны. В эффУ"
406
зпвных породах плагиоклазы, богатые кальцием, чаще, чем
натриевые представители подобного же происхождения, сдвой-
никовапы по альбитовому, периклиновому и аклиновому за-
конам.
Альбит часто выделяется в виде друз и щеток в пустотах
пегматитовых жил. С пегматитами же связаны и крупные хо-
рошо ограненные кристаллы олигоклаза. Плагиоклазы могут
встречаться также в виде вкрапленников в эффузивах, обычно
зональных, с более основным ядром по сравнению с перифе-
рией, или (реже) наоборот. Известны практически мономине-
ральиые породы из сахаровидного альбита (альбититы), среднс-
п крупнозернистого лабрадора (лабрадориты) и других плагио-
клазов (анортозиты, плагиоклазиты).
Иногда в плагиоклазе встречаются мирмекитовые (червеоб-
разные) вростки кварца и КПШ, многими исследователями
связываемые с метасоматическим развитием кварца и плагио-
клаза по КПШ: 2K[AlSi3O8] + Ca[CO3]-^Ca[Al2Si2O8]+4SiO2+
+ К2[СО3] (67).
Св. Свежие плагиоклазы бесцветны, в случае начавшихся
процессов изменения — белесые (облачные плагиоклазы). В дру-
гих случаях они окрашены включениями (розовые и синие кри-
сталлы анортита с включениями силлиманита или синего ко-
рунда; почти черные битовнит, лабрадор, олигоклаз, перепол-
ненные включениями рудных железистых минералов; золоти-
стый солнечный камень, сод. мельчайшие частицы гематита).
Плагиоклазы пегматитовых жил (главным образом, олигокла-
зы) имеют, в случае срастания с урановыми минералами, бурые
плсохроичныс дворики.
Плагиоклазы АП5-25, представляющие тончайшие параллель-
но-пластинчатые срастания индивидов разного состава, имеют
особенно на плоскостях {010} характерную голубоватую ириза-
цию и называются перистеритами (беломорит, лунный камень).
Радужной окраской обладают лабрадоры (сильные цветовые
эффекты от ярко-синих до красных, иногда с зелеными и жел-
тыми переходами).
Блеск стеклянный. От непрозрачных до прозрачных. Сп. сов.
по {001} и {010} под углом около 86е, иногда слабая по {НО}.
Излом ступенчато-неровный. Тв. 6—6,5. Черта белая. Пл. 2,6
(альбит) — 2,75 (анортит).
Диагн. Макроскопически отличаются частым полисинтети-
ческим двойникованием по альбитовому закону (см. рис. 136);
поверхность после протравливания HF окрашивается, в отличие
от Na-K-ПШ, раствором К-родизоната в кирпично-красный цвет.
Обр. См. описание семейства.
Для интрузивных пород анортит необычен, хотя описан в некоторых
ШН! в иновых норитах, анортозитах, роговообманковых габбро. Во многих ин-
трузивных породах наиболее ранним плагиоклазом является битовнит, харак-
терный для основных и ультраосновных комплексов. В кварцевых биотптовых
407
норитах обнаружен плагиоклаз № 45 *, в диоритах — № 42—27; в гранодц0.
ритах — № 20. В соответствии с уменьшением номера плагиоклаза изменяется
состав ассоциации от фемических минералов (оливин, пироксены, затем рого-
вая обманка, биотит) к салическим (КПШ, кварц). Плагиоклазы анортози-
тов имеют непостоянный состав (№ 30—86).
В средних и основных эффузивных породах плагиоклазы, обычно средние
выделяются в виде фенокристаллов и мельчайших зернышек в основной мас-
се. Наиболее типичны они для базальтов, оливиповых базальтов, андезитов
риолитов.
В спилитах — породах, образовавшихся в результате подводных извер-
жений, плагиоклазы представлены альбитом, развивающимся метасоматически
по другим плагиоклазам, иногда сохраняющимся в виде реликтов, в резуль-
тате вытеснения из них кальция натрием.
В пегматитах, главным образом кислых (гранитных) и щелочных, пла-
гиоклазы представлены преимущественно альбитом и в меньшей мере олиго-
клазом совместно с микроклином, иногда в виде перистерита (беломорит пег-
матитовых жил Карельской АССР); альбит же выделяется одним из поздних
и часто метасоматическим путем, замещая все ранее выделившиеся минералы.
Альбит — обычный минерал многих метасоматически измененных сили-
катных пород — апогранитов, фепитов. В значительных масштабах альбитиза-
ция проявляется вблизи гидротермальных жил и в областях активного вулка-
низма — альбит образуется выше 460 К(^н2о — 0,2 ГПа) — 420 К (^н2О ~
= 0,475 ГПа); ниже этой температуры вместо альбита образуется анальцим.
При исследовании гидротермально измененных пород Камчатки установлено,
что альбитизация проявляется в слабокислых условиях (pH — 6), в щелочных
условиях опа сменяется адуляризацией (pH = 9—10).
Разновидность, называемая периклипом, встречается совместно с адуля-
ром в гидротермальных жилах альпийского типа (температура кристаллиза-
ции '--'620 К), реже в пустотах некоторых рудных жил (касситеритовых, а
иногда и полиметаллических).
Аутигенный альбит установлен в слабо доломитизироваппых триасовых
известняках Тетевенского антиклинория; аутигенный плагиоклаз — в черной
известковой гальке конгломератов слоев Гозау близ Пухберга (Австрия), в
баритовых конкрециях третичных отложений Кубы, в оолитовых известняках
восточной части Бергамаских Альп (Италия). Очевидно, распространенность
аутигенного плагиоклаза довольно значительна, хотя этот вопрос исследован
недостаточно.
Плагиоклазы могут возникать при контактово-метасоматических измене-
ниях загрязненных известняков под действием кислых (гранитных) интрузий,
например, совместно с волластонитом или гроссуляром за счет ранее возник-
ших альбита и цоизита: Na[AlSi3O8]+2Ca?Al3O(OH) [S iO-i] [ S i2O7] +SiO?—>
—> Na[AlSi3O8b3Ca[Al,Si2Od + CaSiO3 + H2O (68) или Na[AlSi36s] +
+2Ca2Al3O (OH) [SiOj [Si-67]+SiO2+Ca [CO3]—>Na[AlSi3O8]-2Ca [Al-Si2O8]+
+ Ca3A[2[SiO4]3 + H2O + CO2 (69).
Широко распространены плагиоклазы и в метаморфических породах, где
их состав тесно связан с условиями образования и степенью метаморфизма.
Плагиоклазы хлоритовой фации (альбит-эпидот-хлорптовых, хлорит-бпотпт-
эпидот-альбптовых и хлорит-альбитовых сланцев) сод. не более 3—4 % анор-
тита. Для амфиболитов характерны вкрапленники и прожилки олигоклаза
(№ 20—30). На более глубоких ступенях метаморфизма эпидот, цоизит и т. и.
минералы вступают в реакцию с КПШ с образованием более основных пла-
гиоклазов. Некоторые полагают, что граница между зелеными п альмандино-
* Плагиоклазы, вслед за Е. С. Федоровым обозначают номером, отвечаю-
щим сод. Ап в мол. % при этом плагиоклазы № 0—30 называются кислыми,
№ 30—60 — средними и № 60—100 — основными в соответствии с увеличе-
нием в них сод. Ап, отличающегося от АЬ относительно меньшим сод. S1O2
(сравни Ап = CafAkSizOg] = CaO-AEOs^SisO и 2Ab = 2Na [AbSisO»] =
= N а2О • А12О3 • 6SiO2),
408
вы.ми сланцами определяется присутствием в первых альбита № 0 —7, а во
вторых — олигоклаза (№ 15—30), при этом переходные от № 7 до 15 пред-
ставители отсутствуют. Кианитовая субфация метаморфизма характеризуется
андезином или натриевым лабрадором. В гранулитовую фацию метаморфизма
плагиоклазы совместно с ортопироксенами образуются за счет амфиболов:
2Ca2Mg3Al2(OH)2[AlSi3Ou] + 2SiO2 —> 4Ca[Al2Si2O8] + 3Mg>[Si2O6] +
4-2Н2О(70). Сходной реакцией объясняется появление плагиоклазов в бпотит-
пироксен-плагиоклазовых роговиках. В условиях двупироксеновой фации пла-
гиоклазы становятся неустойчивыми и переходят в пироксены (омфацит), пи-
роп-альмандиновый гранат.
Олигоклаз, реже битовнит и даже анортит составляет 5—10%
большинства хондритов; в ахондритах установлены также би-
товнит и анортит. Кроме того в метеоритах установлено стекло
плагиоклазового состава — маскелинит, в том числе и в виде
псевдоморфоз по плагиоклазу, возникающих в результате перс-
плавления последнего. Маскелинит обнаружен также в метео-
ритных кратерах Клпауотер и Маникоуаган (Канада), где его
связывают с возникновением при ударных нагрузках выше
4 ГПа, но ниже 30 ГПа.
Плагиоклазы, главным образом основные (№ 80—85), обна-
ружены во многих образцах лунных пород; их особенность —
ИП Mg, Fe24- и избыток SiO2-
Изм., Знач. См. описание семейства.
Подсемейство 2. Na-K-ПШ — щелочные полевые шпаты
К этому подсемейству относятся ПШ ряда АЬ—Or (КПШ).
Поскольку АЬ рассмотрен среди плагиоклазов, ниже описы-
ваются лишь КПШ и частично менее распространенные в при-
роде ПШ промежуточного состава.
Микроклин K[AlSi30R]TOo:o0
Ортоклаз К[AiSi308]TOOOO°
Санидин (К, Na) [AlSisOg]000000
Назв. Микроклин получил свое название от греческих
«микро» — малый и «клино» — нагибаю (угол между плоско-
стями сп. немного отличается от 90°). Ортоклаз — от греческих
«ортос» — прямой и «клякис» — расщепление (угол между пло-
скостями сп. 90°). Санидин от греческого «санист» — табличка,
за таблитчатую форму кристаллов.
Хим. Состав щелочных ПШ отвечает ряду K[AISi3O8] (Or)—
Na[AlSi3O8] (Ab), для которого, однако, даже при высокой тем-
пературе устанавливается разрыв смесимости от Ог^ до О/вд,
т. е. между санидином и анортоклазом (см. рис. 134); при низ-
кой температуре смесимость резко уменьшается, что приводит
к образованию пертитовых и антипертитовых прорастаний, хотя
санидин иногда может сохранять гомогенное состояние или пе-
реходить в криптопертиты.
409
Из примесей отмечаются (в пересчете па соответствующие оксиды) 00»
—0, п % Са, Ва, Fe2+, Alg, Sr, Rb, Cs, Л1п, Ti, Pb. Из них лишь примеси Rb С)
и ВаО превышают иногда 1 % (в амазонитах примеси Rb2O могут составлять
2,5—3,3 %); известен микроклин, сод. до 10 мол. % I\[FeSi3O3] (из пегматитов
Мадагаскара); в некоторых КПШ установлено до 1 % В’О3 (замешеиио
А1->В). ‘ 1е
Величина Si/Al является типохимическим признаком. Так, например, в
Na-K-ПШ из гранитов среднее значение Si/Al 2,96 из гранитных пегматитов
2,86, щелочных пегматитов 2,88; одновременно уменьшается роль \та и R и
увеличивается значение Л12+ (Са, Mg частично Ва); типоморфны и ПП груп-
пы А1.
Наиболее чистым по составу является адуляр.
Распределение примесей в ряде случаев зональное.
Структ. См. описание семейства. Санидин и ортоклаз имеют мол. с.
(С21т), микроклин — трикл. с. (С1). В зависимости от степени упорядочения
щелочные ПШ можно объединить в ряды: 1) микроклин — микроклин-пер-
тит * — L-альбит; 2) ортоклаз — ортоклаз-пертит — L-альбит; 3) санидин —
анортоклаз — //-альбит; 4) //-санидин —/7-альбит. Порядок перечисления их
отвечает постепенному увеличению температуры образования, степени смеси-
мости, сокращению поля пертитов.
Так, в ряду микроклин — L-альбит смесимость крайне ограничена. Здесь
широко развиты пертиты. В ряду ортоклаз — L-альбит разрыв смесимости
находится в пределах Ог2е — Ог83. В интервале Ог85 — О/'юо образцы гомоген-
ны; в интервале Ог20 — Ог0 (т. е. /1й8о — АЬюо) могут содержать заметные при-
меси Ап. В ряду санидин — анортоклаз — /7-альбит разрыв смесимости лежит
в пределах Ог23 — Ог60- Изменение симметрии от триклинной для богатых Ха
ПШ до мои. для К.ПШ делит этот ряд на две части: анортоклазы (Or < 37)
и санидины (Or >60). Несмссимость в интервале Ог25—OrG0 фиксируется
лишь рентгенографически (криптопертиты). Для ряда //-санидин — /7-альбит
в лабораторных условиях получены гомогенные ПШ во всем интервале со-
ставов. В природе, однако, состав санидинов ограничивается OrG7.
Выд. Кристаллы короткопризматического габитуса, чаще
удлиненные по с с основными габитусиыми гранями {001},
{010}, {110}; иногда уплощенные по {010} до пластинчатых у
санидинов; ромбоэдровидные — у адуляра. Известны крупные
парные двойники по карлсбадскому, бавеискому, мансбахскому
и периклиновому законам. При микроскопических исследова-
ниях обычно обнаруживается сложное двойникование, напри-
мер, по карлсбадскому и бавенскому законам одновременно, что
типично для микроклина (микроклиновая решетка). Сплошные
зернистые агрегаты, вкрапленники, овоиды, дендритные кри-
сталлы до 25 см (тонкографические срастания микроклина с
кварцем в гранитах Каменных Могил, Приазовье), графические
срастания с кварцем, различного рода мирмекиты (с кварцем,
ортоклаз-плагиоклазовые и др.), пойкилокристаллы и пойки-
лобласты, переполненные включениями, например, нефелина.
Описаны трубчатые кораллоподобныс агрегаты низкотемпера-
турного микроклина (Каибский массив, Бет-Пак-Дала). Из-
вестны случаи эпитактной и ритмичной синкристаллизации
* В данном случае под «пертитами» имеются в виду микро- и криптопер-
титы.
410
1<ПШ п Na-ПШ с образованием зональных мегакристаллов
(граниты Ростерен, Бретань, Франция).
Св. Цвет бледно-розовый, серый, желтоватый, красноватый
до коричневого (примеси Ре3+, в том числе в виде мельчайших
включений гематита); иногда бесцветные, прозрачные с голубо-
ватой иризацией — лунный камень*, зеленоватые до сочных
голубовато-зеленых — амазонит**. Искристую окраску имеет
солнечный камень — микроклин с мельчайшими закономерными
вростками пластиночек гематита; известен черный КПШ с при-
месями тонкораспыленного графита. В целом для ортоклаза и
санидина более характерна белая, сероватая, желтовая окрас-
ка, Д-яя микроклина — розоватая до коричневой. Окраска часто
не сплошная, а захватывает поверхностные (внешние) части
кристаллов, зерен, развивается по отдельным зонам. Сп. сов. по
{001}, {010}, иногда менее сов. по {100}, {ПО}, {201}. Излом
ступенчато-неровный. Тв. 6. Черта белая. Пл. 2,6.
Диагн. См. Диагн. Са- Na-ПШ.
Обр. См. описание семейства.
Ортоклаз и микроклин, которые на первых этапах диагностики часто на-
зываются просто КПШ, распространены гораздо шире, чем санидин. КПШ по-
родообразующие минералы в основном кислых и щелочных интрузивных (ор-
токлаз, микроклин) и эффузивных (санидин, анортоклаз) пород. В интрузив-
ных породах это мономинеральные блоки микроклина и ортоклаза массой во
много тонн, крупные кристаллы (до 100 кг) связаны с гранитными пегмати-
тами (Чуппнский р-н, Карельская АССР, Алабашка, Свердловская обл.; За-
байкалье; Кент и др., КазССР).
С гранитными пегматитами связаны солнечный камень (Ильменские горы,
Челябинская обл.; Слюдянка, Иркутская обл.), лунный камень (преф. Сига,
Япония), амазонит (Ильменские горы, Челябинская обл.; Кейвы, Кольский
п-ов). КПШ в гранитных пегматитах образуются в широком температурном
интервале — от кристаллизации их из пегматитового расплава (при 920—
970 К) до метасоматического замещения в гидротермальную стадию.
КПШ типичны для высокотемпературных кварц-касситеритовых (см.) ги-
дротермальных жил и кварцевых жил альпийского типа (адуляр!). Иногда в
большом количестве КПШ возникают при гидротермальном изменении сили-
катных пород (околожильном, в областях активного вулканизма) — их ка-
лишпатизапии, например, совместно с хлоритизацией за счет биотита:
2K(Mg,Fe)3(OH)2[AlSi3O!cl + 2Н2О — K[AlSi3Osl + (Mg, Fc)6(OH)8 X
X [AlSi3O;0] + К+(71). Адуляр широко развит в гидротермально измененных
породах р-на Вайракей (о-в Северный, Новая Зеландия), где происходит раз-
грузка гидротерм с максимальной температурой около 540 К. Калишпатиза-
Цвя широко развита в кислых вулканитах западной части хр. Гумбольдта
(Першинг, Невада. США); высокие сод. К в океанических базальтах связаны
* Иризация лунного камня, как и в плагиоклазах (см.), связана с тонко-
пластинчатым строением сложных многофазных микропертитов или с пласти-
ческой деформацией решетки; при нагревании она исчезает.
** Амазониты отличаются повышенным сод. Rb2O (до 3,3 %), Cs2O (до
Кб %), РЬО (до 0,05 %). Их окраску связывают в последнее время с дефек-
тами, возникающими по схеме: 1) K+Si'I+ -> РЬ2+А13+, 2) 2К+ -> □РЬ2+,
3) 21<+Ц-О2"РЬ2++ 2011-. Этим объясняются низкая температура об-
разования амазонита 523 К, обеспечивание его при нагревании (потеря
ШО) и появление окраски при длительном хранении при влажности в тем-
ноте.
411
с калишпатизацисй плагиоклаза. КПШ мон. с. обнаружены в продуктах па
кристаллизации современных гелевых образований Примагаданья.
Аутигенный КПШ возникает в случае высокой активности в окружаю
щей среде К (кристаллизация КПШ с галитом в оз. Госиут, Вайоминг, СЩд'
массовое развитие КПШ — промежуточный ортоклаз — санидин, в залежах
калийных солей Верхнекамского м-ния и в верхней части соляно-мергельвог
толщи).
Ортоклаз — постоянный продукт высокотемпературного метаморфизм*
сланцев, загрязненных песчаников, известняков и доломитов; типичный мине-
рал силлиманитовой зоны метаморфизма, где он развивается за счет слюд
(50). В метаморфических породах фации зеленых сланцев и амфиболитов
КПШ представлены преимущественно микроклином. В некоторых гнейсах
встречаются одновременно как микроклин, так и ортоклаз.
Изм., Знач. См. описание семейства.
Подсемейство 3. К-Ва — полевые шпаты
Цельзиан Ва[AKSisOg]000000
Гиалофан К^Ва^Д А12—^Si2
Назв. Цельзиан назван в честь шведского астронома и
физика А. Цельсия (1701 —1744); гиалофан — от греческого
«гиалос» — стекловатый, прозрачный.
Хим. Барий отмечается во многих ПШ„ но обычно меньше
1—2 % ВаО. ПШ, сод. ВаО 2—23 %, относят к гиалофанам.
В интервале 23—24 % ВаО намечается разрыв смесимости и
ПШ с сод. ВаО >• 34 % относятся к цельзианам (Си).
В некоторых ПШ установлено до 68 % Ап п 10 % Сп, что намечает ряд
Ап — Сп и такие ПШ следует рассматривать как представителей системы
K[AISi3Og] —Na[AlSi3Og] — Са[AUSisOg] —Ba[Al2Si2O8]. Иногда отмечается
Fc3+ (FC2O3 до 2,24 %), МпО, MgO, FeO (не более 0, п %).
Структ. Более распространенные в природе гиалофаны имеют мои. с.
(С2//?г) и являются ссмпангстремными ПШ. Цельзиан имеет мои. с. (J'2/с),
но относится к четырпадцатнангстрсмным ПШ. Экспериментальные исследо-
вания показали, что переход семиангстремных ПШ в четырнадцатпангстрем-
ные происходит при сод. Ba[Al2Si2O8] 70 мол. %. При этом же составе про-
исходит резкое изменение некоторых свойств в ряду Or — Сп, чем, возможно,
и объясняются ограничения изоморфизма. В природе известны также пара-
цельзиан—Ba [AI2Si2Os] <XQOz°, мон. с.- Ш2[/а) и банальсит— Ха2Ва[ А12SЦОе]?00000»
ромб. с. (Jbatn).
Выд. Кристаллы гиалофана и цельзиана, ио форме очень
близки к кристаллам ортоклаза и адуляра; у цельзиана иногда
удлиненные до игольчатых кристаллы. Двойникование чаше
простое по манебахскому, бавенскому и карлсбадскому зако-
нам. Известны сплошные зернистые массы.
Св. Водяно-прозрачные, иногда серые с желтоватым, зелено-
ватым или голубоватым оттенком, реже красные. Блеск стек-
лянный, на некоторых гранях и плоскостях сп. перламутровый.
Сп. такая же, как у ортоклаза. Излом ступенчато-неровный. Тв.
6—6,5. Черта белая Пл. 2,6 до 3,4 (для цельзиана).
412
Диагн. От других ПШ отличаются более выской пл., практи-
ческим отсутствием полисинтетических двойников, своеобразным
перламутровым блеском.
Обр. Сравнительно редки. Известны в некоторых контакто-
во-метасоматических м-ниях с браунитом, родонитом, кнебели-
том, родохрозитом, марганцевым тремолитом, спессартином,
тчангангеденбергитом (Якобсберг, Швеция; Франклин, США).
В ассоциации с кварцем и биотитом отмечаются в гнейсах (Бро-
кен-Хилл, Австралия), в виде крупных серых кристаллов —
в зональных апатитсодержащих пегматитах, секущих гнейсы
(оз. Нисикатч, Саскачеван, США), в флогопит-кальцит-диоп-
сид-скаполит-апатитовых жилах, секущих пироксен-амфиболо-
выс гнейсы (Слюдянка, Прибайкалье). Цельзиан установлен в
десилицпрованных пегматитах и апокарбонатных метасоматитах
докембрия Украинского щита.
Изм., Знач. См. описание семейства.
Семейство фельдшпатидов
К фельдшпатидам относятся минералы, играющие в параге-
нетических ассоциациях, недосыщенных кремнеземом или воз-
никающих при повышенной активности летучих (Ci, SO3, СО2
и т. п.), роль полевых шпатов. По своему составу фельдшпатиды
делятся на четыре подсемейства: 1) нефелина — лейцита (отли-
чаются от ПШ недостатком SiO2), 2) скаполита (отвечают по
составу плагиоклазам, но сод. дополнительные катионы и анио-
ны), 3) канкринита — содалита (нсдосыщсны SiO2 и сод. допол-
нительные катионы и анионы). Ниже они рассматриваются
именно в этом порядке.
Подсемейство 1. Нефелина— лейцита
Группа нефелина
Нефелин KNa3[AlSiO4]~oco°
Калисилит К[AlSiO,]000000
Назв. Нефелин от греческого «нефеле» — облако, из-за
образования студня кремнекислоты при разложении кислотами;
калисилит по составу.
Нефелин достаточно широко распространен, часто в виде
крупных выделений и скоплений; калисилит выделяется значи-
тельно реже и лишь в виде зерен микроскопического размера.
Поэтому ниже в основном описывается нефелин, а калисилит
затрагивается лишь по необходимости.
Хим. Состав нефелина отличается от принимаемой многими
формулы Na [AIS1O4] 000000 не только сод. К, но и нарушением
отношения Al : Si в пользу Si — пересчет состава на Na[AlSiO4]—
«нефелин» (А'е), K[AlSiO4] — «калисилит» (/(s) и SiO2(Q)
413
Рпс. 137. Структура нефелина —
KNa3 [A1S1O4]4 в проекции на (0001);
о-идеализированная, основанная на струк-
туре высокотемпературного трятнмита-
б —реальная
Рис. 138. Кристаллы нефелина
показывает, что он находится в пределах (мол. %). ЛА— 72—82,
Ks— 13—24, Q — 0,3—12, т. е. в среднем близок к
KNa.j[AlSi04]7'oorx’; избыток SiO2(Q), который уменьшается по
мере увеличения сод. К. Состав калисилита находится в пре-
делах (в мол. %): I\s 88—97, Ne 1,4—10, Q 0,6—1,9, т. с. он бли-
зок к K[AlSiO4J. Из ИП для нефелина и калисилита основную
роль играет Fe3+ (до 4,6 % Fe2O3 в нефелине и до 5 % в калп-
силнте); в нефелине, кроме того, постоянно отмечается СаО
(0, п— 1,5 %, редко 4,4 %), MgO, TiO2 (0, п %).
Состав нефелина иногда изменяется в пределах одного зер-
на. В этом случае отдельные зоны отличаются степенью заме-
щения А1 на Fe, сод. SiO2 и щелочей.
Структ. можно рассматривать как искаженную структуру высокотемпе-
ратурного тридимита (рнс. 137) с КЧ К = 9 и КЧ Na'= 8. Он кристалли-
зуется в гекс. с. (Р63) * **. Структура калисилита отличается существенным раз-
воротом тетраэдров в дитригональных шестичлеппых кольцах. Вдоль с разво-
рот в соседних структурных этажах происходит в двух противоположных на-
правлениях и при нарушении этой закономерности образуются антифазовые
домены, что отвечает вариации ф. гр. от Р63тс до характерной для большин-
ства природных калисилитов F63'.
Выд. Нефелин образует вкрапленники в породах, сплошные,
иногда очень крупнозернистые массы, реже короткостолбчатые
призматические кристаллы (рис. 138) с преимущественным раз-
витием граней {1010}, {1120}, {0001}. Поверхности редко глад-
* Синтетический нефелин состава Na[AlSiO4] при обычной темпера-
туре- имеет гекс. с. (Рбз), выше 1150 ± 10 К он переходит в фазу с ромб. с.
(Р222), а при 1530 К в куб. (Р23) —карнегиит.
** KfAlSiOd]000000 имеет также высокотемпературные модификации ромо.
и тетр. с.
414
1<пе> чаще неровные, шероховатые; кристаллы, вкрапленные в
породу, имеют квадратные, прямоугольные, реже шестиугольные
сечения. Несмотря на внешнюю однородность, кристаллы часто
представляют сложные двойники прорастания, выявляемые
травлением. Иногда содержат пойкилитовые вростки КПШ. Ка-
лисилит известен в виде вкрапленников микроскопического раз-
мера.
Св. Цвет нефелина серый, грязно-зеленый, мясо-красный до
бхрого. Редко бесцветный и даже прозрачный. Блеск жирный.
Сп. редко несов. по {0001} и {1010}. Излом неровный. Тв. 5—6.
Черта белая. Пл. 2,6.
Диагн. Нефелин окрашивается после протравливания сироп-
ной ортофосфорной кислотой 0,25 %-ным раствором метилено-
вой сини в темно-голубой цвет (окрашенный слой после высы-
хания растрескивается и бледнеет); после растворения в НС1
образует студень кремнекислоты. Будучи менее стойким, чем
полевой шпат, эгирин и другие ассоциирующие с ним минералы,
нефелин в поверхностных условиях легко выщелачивается с
образованием на месте зерен углублений и пустот. Поверхность
выщелоченного нефелина приобретает характерную жилковато-
ячеистую структуру.
Обр. Нефелин образуется в основном при: 1) магматической
кристаллизации (щелочные породы и их пегматиты); 2) щелоч-
ном метасоматозе (образовании фенптов, нефелинизации);
3) контаминации основными и кислыми магмами богатых каль-
цием осадочных пород.
Исследование системы NaAlSiO4—KAlSiO4 при обычном давлении (см.
рис. 146) показало, что распад твердых растворов Ne— Ks может начаться
уже при 1340 К. При 470 К в равновесии находятся почти чистый K[AlSiO4]
и нефелин состава I\Na3[AlSiO4]4. При повышении Рн о поле карнегиита по-
степенно уменьшается, а при 1 ГПа исчезает. Одновременно снижается линия
ликвидуса. Таким образом, отсутствие, карнегиита среди минералов объясняет-
ся отчасти уменьшением его поля устойчивости при повышении /Зн-О’ отча‘
сти тем, что состав природных магм находится за пределами поля образова-
ния карнегиита, поскольку они сод. больше К. Этим же объясняется, почему
природные нефелины имеют состав, близкий к KNa3[AlSiO4]4, и почему не-
фелин интрузивных пород беднее Ks по сравнению с эффузивным. В зависи-
мости от условий образования нефелины различаются по избытку Q: нефе-
лины, для которых Q < 4 мол. %, встречаются в основном без полевых шпа-
тов; Q > 4 мол. % — с полевыми шпатами.
В нефелиновых сиенитах и их пегматитах нефелин ассоциирует с орто-
клазом, микроклином, альбитом, эгирином, иногда с натриевыми амфиболами,
продуктами гидротермального изменения нефелина (канкринитом, содалитом,
Цеолитами), апатитом, биотитом, цирконом, титанитом, ильменитом, эвдиали-
том, лопаритом (нефелиисодсржащие щелочные породы и их пегматиты Иль-
менских и Вишневых гор, Челябинская обл.; Хибинских и Ловозерских тундр,
Кольский п-ов).
Лучшие кристаллы нефелина встречены в вулканических выбросах Везу-
вия (Италия). Его кристаллы с отчетливой концентрической зональностью об-
наружены в цеолитизированных туфах и отложениях грязевых потоков север-
ного склона вулкана Олдоиньо-Ленгаи (Танзания).
415
В основной массе щелочных лав известны мелкие кристаллы калпсплнтй
(Уганда, Заир; Италия) в ассоциации с оливином, пироксеном, иногда с ,ieR
цитом, нефелином, биотитом, перовскитом. Он установлен также в псевдолей"
цитовых породах и нефелиновых сиенитах (Мурунский щелочной массив, Вост
Сибирь). Мелкозернистый калпсилнт обнаружен в виде симплектитовых Сра’
станий с КПШ и нефелином, тонких оторочек вокруг нефелина, пойкилито-
вых вростков в ювитах Юкспора и в блоковой апатит-нефелнновой породе
Кукисвумчорра (Хибины).
Интенсивное образование нефелина (нефелинизация) совместно с дру.
гимн фельдшпатидами наблюдается при фенитизащш, главным образом гра-
нито-гнейсов. Одновременно происходит альбптазнцня полевых шпатов, обра-
зование эгирина, титанита, биотита, апатита, ильменита, часто значительных
количеств кальцита, иногда пирохлора, циркона, бастнезита и других редких
минералов (Средний Урал; щелочные габброиды Вост. Памира).
Нефелиновые гнейсы, возникающие при нефелинизации основных сланцев
и пачек известняков, известны в Вольф Белт (Линдох, Онтарио, Канада).
Здесь обычпы коронарные структуры двух типов (от центра к периферии):
1) клинопироксен-> амфибол-> плагиоклаз-> нефелин; 2) клинопироксен->
амфибол -> плагиоклаз -> гранат -> нефелин.
Нефелин известен в некоторых метаморфических породах высокой степени
метаморфизма и обычно встречающихся в виде реликтов в более поздних
сиенитах и гранито-гнейсах и предположительно образовавшихся метасоматн-
чсски за счет пород типа известняков и амфиболитов. Эти породы чаще раз-
гнейсованы, и нефелин в них ассоциирует с плагиоклазом (от альбита до ан-
дезина), гастингситом, эгирии-авгитом и биотитом. С контаминацией магмой
(от основного до среднего состава) карбонатных пород, особенно известня-
ков, иногда связывают нефелин щелочных пород массивов центрального типа
(Кольский п-ов; Якутия). Известен случай образования нефелина за счет жа-
деита, очевидно, в условиях ретроградного метаморфизма.
Изм. Под действием гидротермальных растворов нефелин
легко изменяется в канкринит, содалит, натролит, анальцим,
томсонит, бесцветный парагонит, мелкозернистая смесь которых,
чаще белая или красноватая, получила название гидронефелина
(по повышенному сод. Н2О или шире у штейна. Часто происходит
альбитизация нефелина. На поверхности нефелин легко разру-
шается и выщелачивается (см. Диагн.).
Знач. Крупные скопления нефелина или его отходы (хвосты),
получающиеся после обогащения апатитовых руд, представляют
интерес как комплексное сырье для извлечения алюминия, из-
готовления соды, силикагеля, высококачественных цементов,
ультрамарина и многих других ценных продуктов.
Группа лейцита
К гр. лейцита относятся лейцит—K[AISi2O6] 000030 и поллу-
цит — Cs!_x [ AlSi2O6]300000 • NaA- (Н2О) *.
Основой каркаса структуры лейцита являются четверные п
шестерные кольца из АЮ4- и ЗЮ^тетраэдров, близкие к идеаль-
ным в высокотемпературной (рис. 139, а) и искаженные в низко-
температурной (рис. 139,6) модификациях. Шестерные кольца
располагаются друг над другом, образуя непрерывные каналы,
в которых находятся катионы К с КЧ = 12 (W-позиции). Ква-
дратные пустоты (S-позиции) вакантны. Низкотемпературный
416
Рис. 139. Структура лейцита.
а-кольца из четырех п б-шести А1О4- и 5Ю4-тетраэдров в высокотемпературной моди-
фикации; о-половипа элементарной ячейки тетрагонального лейцита п проекции на (001)
(крупные светлые кружки-ионы калия, черные кружки-атомы Si и AI, малые светлые
на рис. а и б —кислорода)
лейцит имеет тетр. с. (/4i/cz). При нагревании катионы К посте-
пенно смещаются в центр каналов и при 935 К лейцит в резуль-
тате фазового перехода II рода приобретает куб. с. (laZd).
В поллуците обычно часть катионов Cs, находящихся в ^-пози-
циях, замещается на Na + Н2О (до 0,4 ФЕ), располагающихся
в S-позициях, и таким образом намечается структурный переход
от лейцита к анальциму (см. ниже), с которым он по этому
признаку часто объединяется в одну группу.
Лейцит KfAlS^OrP0000
Назв. От греческого «лейкос» — светлый, из-за цвета.
Хим. Чаще близок к К [Al Si2O6].
В лейците, сосуществующем с нефелином, отмечены ИП Na (обычно ниже
1 % Na2O, редко до 2 %; экспериментально установлено, что при 1020 К п
0,1 ГПа в системе KAlSi2O6—NaA!Si2O6— Н2О сосуществуют две фазы с сод.
7 и 50—80 мол. % NaAlSi2Oe). Отмечены также ИП Fe3+ (чаще до 1,5 %
Fe2O3; в стратифицированных пирокластах вулкана Сабатини (Италия) на-
ряду с обычным белым обнаружен красный лейцит со значительным сод.
K[FeSi2O6], TiO2 (до 1,39 %), FeO (до 0,3%), Са (до 1,8 %) и в меньших
количествах MnO, MgO. Показано, что при 1070 К и 0,1 ГПа в лейците рас-
творяются 2—3 %, а при 1290 К — 30 % K[A!SisO8]; замена А13+ на Fe3+ су-
щественно снижает растворимость.
Структ. См. описание гр.
Выд. Кристаллы тетрагонтриоктаэдрического габитуса, ске-
летные кристаллы и изометрические вкрапленники, выявляющие
под микроскопом (в отличие от анальцима!) сложное строение
и полисинтетическое двойникование (рис. 140). Поверхность
граней кристаллов матовая, иногда с двойниковой штриховкой
14 Зак. 594 417
Рис. 140. Одиночный кристалл лейцита и внутреннее строение подобного
кристалла и сложных скелетных образований
{НО}. Параллельно граням или по определенным направле-
ниям часты включения пироксена и магнетита. Реже зернистые
агрегаты.
Св. Бесцветный, прозрачный, белый, светло-серый, пепельно-
серый, редко красный (<4>Fe3+I). Блеск граней кристаллов туск-
лый, на изломе — стеклянный. Хрупкий. Сп. очень слабая по
(110}. Излом раковистый. Тв. 5,5—6. Черта белая. Пл. 2,45—2,5.
Диагн. От большинства минералов легко отличается формой
выделений, свойствами, характером ассоциации (без кварца).
Обр. Типичный минерал эффузивов, недосыщенпых SiC>2-
Минералого-термометрический анализ расплавных включений в лейците из
фергусит-порфиров Восточного Памира показал температуры его кристалли-
зации 1620—1940 К. Экспериментально установлено, что при повышении дав-
ления лейцит переходит в санидин и гексагональный калисилит при 890
(0,4 ГПа) — 1010 К (0,8 ГПа), хотя при атмосферном давлении он плавится
конгруэнтно при 1960 ±50 К. Таким образом, его образование может про-
исходить лишь при относительно невысоких давлениях и при высоких темпе-
ратурах. Этим объясняется обычное присутствие вкрапленников лейцита
(в том числе измененных в пссвдолейцит — см. Изм.) в эффузивных породах,
иедосьпценных 5!Ог и богатых КгО,— лавы Везувия (Италия), Мурио (цен-
тральная Ява), вулканические бомбы и туфы Карни (Уганда), основные лавы
Центр. Франции, эффузивы Западного Кимберли (Австралия), Армении, Вост.
Памира, Саян (Сыннырский хр.).
Изм. В позднемагматические и автометаморфические этапы
замещается ортоклазом, серицитом и очень часто закономер-
ными ортоклаз-нефелиновыми срастаниями, образующими псев-
доморфозы по лейциту — псевдолейцит.
418
Возникновение псевдолейцита связывают с ионнообменными процессами
между лейцитом и гидротермальными растворами, либо расплавленной маг-
‘ й Реагируя с Na поверхностных вод, лейцит переходит в анальцим
KFAlSisOe] + Na + Н2О-> [AlSi2O6]-Na(H2O) + К (72). Этот процесс объяс-
няет плодородие почв, развивающихся на лейцитовых породах. При дальней-
шем выветривании образуется каолинит, галлуазит.
Знач. Лейцитовые породы — сырье для производства А1,
поташа, калийных удобрений.
Поллуцит Csi-x[AlSi2Oe]000000 • Nax(H2O)x
Назв. по имени мифического Поллукса — близнеца Кастора,
из-за тесного парагенезиса с касторитом — петалитом
Li [AlSi4Oio] °00000.
Хим. Обычно сод. Na2O (до 3,6%), К2О (до 1,8%); известны
примеси Rb2O (до 1,6 %), Li2O (до 0,43%), MgO, СаО, МпО —
до 0, я %• В тесной связи с Na находится сод. воды (до 3,3 %).
Структ. См. описание гр. Поллуцит имеет куб. с. (Ia3d).
Выд. Редко кристаллы кубического габитуса с вершинами,
притупленными тетрагонтриоктаэдром, иногда достигающие
2 см. Чаще гнезда от нескольких сантиметров почти до 2 м в
поперечнике и скопления, заполняющие миароловые пустоты в
пегматитах, в виде гигантоксеноморфных выделений, псевдомор-
фоз по петалиту и сподумену.
Св. Бесцветный, иногда прозрачный. В сливных массах серо-
ватый, розовый, синеватый, голубоватый, за счет мелких вкрап-
ленников альбита, апатита, сподумена, кварца и других мине-
ралов. Блеск стеклянный. Сп. нет. Излом раковистый. Тв. 6,5.
Черта белая. Пл. 2,7—3,0 (в зависимости от сод. Cs).
Диагн. От кварца отличается немного более низкой тв. и
развитием характерных порошковатых, белесых, слегка желто-
ватых и розоватых вторичных продуктов.
Обр. Типичный минерал гранитных пегматитов, богатых
литием.
Встречается в раздувах пегматитовых жил и в миароловых пустотах с
клевеландитом, сподуменом, лепидолитом, рубеллитом, амблигонитом, петали-
том, колумбитом, касситеритом (пегматиты о-ва Эльба, где впервые установ-
лен; Гринвуд и Гебро. Мэн, США; Казахстана).
Изм. В более поздние стадии развития пегматитового про-
цесса поллуцит может замещаться сахаровидным альбитом, апа-
титом, тонкочешуйчатым лепидолитом. При выветривании Cs
быстро выщелачивается (даже в отводах). Иногда по поллу-
циту развиваются глинистые минералы.
Знач. Промышленный источник цезия (Cs2O 22,8—32,4 %).
U* 4J9
Подсемейство 2. Скаполита
Род скаполита
Мейонит
(Ak)3Ca[Al2Si2O8]“““ • Са[СО3] —> [AbSUOg]^00000 Са4[СО3]/Ме75_100
Миццонит Л1е75_50
Дипир Л'1е50-25
Мариалит
(A4a)3Na[AlSi308]TOOOOO-NaCl —> [AlSi-jO^0000 • Na4Cl; Ме25_0
Назв. Скаполит от греческого «скапос» — стержень, за
столбчатый облик; мейонит от греческого «мейон» — меньший,
из-за менее острой пирамиды, чем у встречающегося вместе с
ним в лавах Везувия везувиана, миццонит — от греческого «мей-
цон» — больший, из-за большего отношения с: а по сравнению
с мейонитом; дипир — из-за двойственного поведения при на-
гревании— плавления и фосфоресценции; мариалит — ио имени
Марии Розы, жены немецкого минералога Г. фон Рата (1830—
1888).
Хим. Скаполиты до сих пор рассматривались как твердые
растворы с изоморфизмом типа Na3Si2+Cr Са3+А12+СО1" до
75 мол. % (ряд [AlSi3O8]3-Na4Cl — fAl5Si,O24] • NaCa3CO3) и да-
лее NaSi CaAl (ряд [Al5Si7O24]-NaCa3CO3— [Al2Si2O8]3«
•Ca4CO3), в которых СОД частично может замещаться на SOf
ион (обычно до 1 % SO3, в одном образце 4,17 % SO3). На этом
основании род скаполита делится на 4 минеральных вида с гра-
ницами 100—75, 75—50, 50—25 и 25—0 моль. % ТИе, называе-
мые мейонитом, миццонитом, дипиром и мариалитом соответ-
ственно. Основная масса минералов имеет промежуточный со-
став с 2,5 Si/Al 1,1.
В последнее время установлено, что в мариалите С1~ связан с Н+ в НС1.
На основании этого для него предложена формула [AlSi^Oe]^00000 • Na4 • НС1,
отражающая и более низкое отношение Si: Al. Высказано также предполо-
жение, что вместо СОф- и ЗО4"-иопов в скаполитах находятся HCOJ- и
НБОДионы. Это объясняет постоянное сод. Н2О+ с скаполитах (до 1,2%).
Отмечаются примеси К2О (до 2,5 %), Fe2O3, MgO (0,0n— 0,/г %); Cl" может
замещаться на F- (редко 0,4 % F).
Структ. скаполита (рис. 141) можно представить состоящей из волласто-
нитоподобиых цепочек А1О4- и ЗЮ4-тетраэдров, связанных по четыре (на
рис. 141,а видны две из четырех цепочек) в объемные ленты — колонки. Эта
связь осуществляется за счет каждого третьего тетраэдра в цепочке (иной
ориентации, чем два других). Четыре таких тетраэдра (по одному от каж-
дой цепочки) образуют пережим в ленте в виде четырехчленного кольца, пло-
скость которого _L к с (середина рис. 141, а). Лепты вытянуты || с и связаны
друг с другом четырехч ленным и кольцами SiO4- и А1О4-тетраэдров с пло-
скостью колец || с (см. рис. 141, а). Тетрагональная симметрия лент особенно
четко выявляется в проекции па {001}, выполненной на уровне четырехчленных
420
Рис. 141. Структура мариалита. А104-тетраэдры покрыты точками,
о-проекция на (010); б-проекция на <001)
пережимов в лептах (см. рис. 141,6). Дополнительные анионы (СГ, СО3"
и др.), окруженные катионами (Na, Са), располагаются в крупных «фонарях»
между пережимами лент (см. рис. 141, а). В плоскости (001) анноны проек-
тируются в центре четверных колец, а катионы за их пределами в вытянутых
восьмиугольных каналах (рис. 141, б). Распределение А1 и Si по тетраэдриче-
ским позициям упорядоченно (см. рнс. 141). В соответствии со структурой
скаполит имеет тетр. с. (ф. гр. меняется от /4/ш для идеального мариалита до
РА2/п по мерс увеличения сод. Са и упорядочения Si 11 Al) и столбчатый об-
лик кристаллов.
Выд. Призматические кристаллы с наиболее распространен-
ными гранями {100}, {НО}, {210}, притупленными {111}, {131},
{331}, {101}, чаще квадратного, иногда прямоугольного сечения
массой до нескольких килограммов; друзы. Зернистые агрегаты
часто шестоватой структуры, иногда плотные сливные массы.
Известны псевдоморфозы по плагиоклазам, нефелину.
Св. Цвет серый, бело-желтый, зеленоватый до грязно-зеле-
ного, иногда голубой до фиолетового (главколит), реже крас-
ный, бесцветный. Блеск стеклянный, на плоскостях сп. до пер-
ламутрового. Иногда прозрачный; цветной с сильным дихроиз-
мом, например, от фиолетового до бесцветного. Хрупкий. Сп.
средняя по {100}, несов. по {ПО}. Излом ступенчато-неровный.
Тв. 5—6. Черта белая. Пл. 2,6 (мариалит) — 2,75 (мейонит); сни-
жается при выветривании.
Диагн. От нолевых шпатов отличаются тетрагональной
формой кристаллов, сп. по {100}, меньшей тв.
Обр. Скаполиты установлены в глубинных ксенолитах
эксплозивных трубок, некоторых лавах; наиболее типичны они
Для скарновых и ряда метаморфических ассоциаций.
421
Идиоморфные кристаллы первичного скаполита известны в гранулитовых
ксенолитах в диатремах Австралии. Типоморфной их особенностью является
повышенное сод. S£_-noHa (до 10 ат.%) и ассоциация с пирротином. На осно-
вании экспериментальных исследовании предполагают весьма существенную
роль скаполитов в глубинных частях земной коры.
Скаполиты обнаружены среди нефелиновых гнейсов (Репфрю, Канада),
в нефелиновых и корундовых сиенитах (район Халибартон — Банкрофт, Ка-
нада).
В виде прозрачных кристаллов и друз в пустотах скаполит известен в не-
которых лавах (оз. Лаахер, ФРГ).
Низкотемпературный гидротермальный скаполит известен в виде хорошо
ограненных кристаллов, нарастающих на друзовый кварц в некоторых жилах
альпийского типа (Памир).
Действием гидротермальных растворов объясняют появление радиально-
лучистых сростков идиоморфных кристаллов скаполита (длиной до 55 см) в
пегматитах Сев. Приладожья.
Широко распространена скаполитизация некоторых норитов (р-н Маву-
зп-Тете, Мозамбик), метагаббро (р-п Бак, Пенсильвания, США), метадиабаза
(по р. Днепру, УССР). Основными во всех этих случаях являются процессы
пневматолитового и гидротермального замещения скаполитами плагиоклазов,
часто при непосредственном участии стресса.
Скаполиты контактово-метасоматического происхождения известны на
многих железорудных м-ниях (Кируна в Швеции; гора Благодать и ряд дру-
гих районов Урала; Дашкесан, АзССР), где они находятся в ассоциации с
гранатом, эпидотом, апатитом, кварцем, иногда Cl-содержащим амфиболом
(дашкесанитом), магнетитом, гематитом, а также кобальтином, глаукодотом,
арсенопиритом; в некоторых шеелитовых скарновых м-ниях (Чорух-Дайрон,
ТаджССР), в ассоциации с альбитом, плагиоклазом, диопсидом, волластони-
том, гроссуляром, паргаситом, кварцем (Паргас, Финляндия), а также с кас-
ситеритом (Питкяранта, Карельская АССР). Скаполит широко развит в экзо-
контактовых зонах траппов Сибирской платформы. Определение температуры
гомогенизации газово-жидких включений показывает, что скаполитизация на
скарновых железорудных м-ниях проходила от 970 до 630—670 К.
Скарпоподобныс образования со скаполитом, диопсидом, роговой обман-
кой, гранатом и турмалином, возникшие при региональном метаморфизме по-
род, содержащих соляные залежи, описаны для Южной Якутии.
Скаполит — нормальный минерал метаморфизма, характеризующий Р —
Г-условпя, промежуточные между амофиболовой и двухпироксеновой фа-
циями. Он известен в некоторых грапат-роговообмапково-пироксен-скаполито-
вых гнейсах (например, в Гане), в скаполит-диопсидовых гнейсах, возникших
за счет загрязненных известковистых осадков, и в скаполит-диопсидовых ам-
фиболитах, возможно, представленных первоначально вулканическим мате-
риалом (Юго-Зап. Финляндия). Хлор-скаполит, замещающий в первую оче-
редь полевые пшаты исходных пород, известен во многих областях развития
докембрия: скаполитсодержащис гранулиты и мраморы Квинсленда (Австра-
лия), метагаббро, амфиболиты, гнейсы и мраморы провинции Гренвпль (Кве-
бек, Канада), парагнейсы р-на Родил (Гибридные о-ва). При этом источником
хлора считают эманации гранитной магмы, однако во многих случаях он мог
находиться и в первичных осадках в виде эвапоритового галита. Скаполит —
обычный минерал флогопит-апатитовых м-ннй (Квебек, Канада; Слюдянка,
Иркутская обл. — в том числе кристаллы до 50 см, получившие название стро-
гановита).
Изм. Скаполит под действием гидротермальных растворов
изменяется первоначально в неопределенный материал, а затем
в смесь кальцита, плагиоклаза и серицита или агрегат эпидота,
плагиоклаза, граната и везувиана, в цеолиты. При выветрива-
нии за счет скаполита возникают кандиты, иногда в значитель-
422
ных массах (коры выветривания по гнейсам в р-не Нассау,
ФРГ).
Знач. Прозрачные желтые и фиолетовые кристаллы исполь-
зуются как драгоценные камни, отличающиеся сильным дихро-
измом; известны камни типа кошачьего глаза и звездчатые ска-
политы.
Подсемейство 3. Канкринита — содалита
Род канкринита
Канкринит
Na6Ca2[AlSiO4]^ooooo(OH2)[CO3] —>• [AlSiO,]^00000 • Na6Ca2(OH)2[CO3]
Вишневит
(Na, Ca)c8[AlSi04]^O0O°(0H)2[S04] —> | Al SiO4]f°°°“ • (Na, Ca)<8(OH)2[SO4]
Назв. Канкринит в честь министра финансов России
Е. Ф. Канкрина (1774—1845), способствовавшего развитию гор-
ной промышленности и путешествиям; вишневит— по месту пер-
вой находки в Вишневых горах на Урале.
Хим. Известен канкринит очень близкий по составу к теоре-
тической формуле. Состав же вишневита, как правило, отклоня-
ется в сторону меньшей роли катионов, замещения SO]" на
СОз", СГи большей относительной роли последнего, чем в кан-
крините. Канкринит (Cut) и вишневит образуют непрерывный
ряд твердых растворов, в котором выделяют: канкринит
(С/7./8О-юо) , сульфат-канкринит (CTi/so-so), карбонат-вишневит
(Cntzo-zo), вишневит (С/г^о-2с)> Содержание С1 обычно невелико
(до 0, и %); количество К может доходить до 1 ФЕ, Са —
до 2. Минералы, богатые С1, называются в зависимости от сим-
метрии структуры дэвином, микросоммитом и афганитом. Из-
вестен также богатый Ва и ОН- минерал — венкит.
Структ. Основу структуры канкринита представляет каркас
из упорядоченных А1О4- и $Ю4-тетраэдров, образующих в се-
чепии || (0001) гексагональные кольца с добавочными анионами
в центре (рис. 142), которые, соединяясь по шесть, образуют
крупные гексагональные каналы || с. В них размещаются Na, К,
Са, иногда Ва, а также Н2О. Вода носит цеолитный характер и
может содержаться в переменном количестве.
Канкринит имеет гекс. с. (7’63), иногда со сверхструктурой,
увеличивающей параметр с в 5. 8, 11, 16 и 21 раз. Сверхструк-
тУра исчезает при нагревании до 570—720 К и ее связывают с
Упорядочением катионов и анионов, находящихся в полостях.
Выд. Зернистые массы, блоки до нескольких метров в по-
перечнике, каемки вокруг нефелина, псевдоморфозы по послед-
нему. Известны метакристаллы и кристаллы столбчато-прпзма-
тического габитуса.
423
Рис. 142. Структура канкринита в проекции на (0001):
а-полиэдричсски-шариковая модель (крупные шары-аипопы, мелкие—катионы); б-ееже
изображение с помощью SBU-, в—стереометрическое изображение капкрпнитовой ячейки
Св. Цвет белый, серый, желтоватый, желтый, красноватый
(от мельчайших чешуек гематита; известен канкринитовый сол-
нечный камень); сульфат-канкринит и впшневит—светло-голу-
бые до голубовато-синих. Блеск на плоскостях сп. стеклянный
до слабо перламутрового, на изломе не по сп. — жирный. Не-
прозрачные до прозрачных. Хрупкие. Сп. средняя до сов. по
{1010}. Излом ступенчатый до неровного. Тв. 5—5,5. Черта бес-
цветная. Пл. 2,4—2,5.
Диагн. Канкринит отличается от нефелина и содалита по
сп.: по ромбододекаэдру. По сп. он отличается и от скаполита.
В НС1 растворяется с шипением, выделяя СО2.
Обр. Характерны для магматических и пегматитовых ассо-
циаций, возникающих при большой активности летучих, иногда
метасоматическим путем.
Первично магматический канкринит составляет до 20 % ювитов о-ва Аль-
ме (Швеция), до 30 % даек канкринитовых сиенит-порфиров карбонатитового
комплекса Арбарастаха (ЯАССР). Канкрпнитовые блоки до нескольких мет-
ров в поперечнике известны в центральной части зональных щелочных пегма-
титов Дахунурского и Хунчольского массивов (Тувинская АССР).
Наиболее типично образование канкринита и вишневита за счет метасо-
матического замещения нефелина (до 5—15 % в некоторых сиенитах Ловозср-
ских тундр, Кольский п-ов; Ильменские и Вишневые горы, Урал).
Минералы рода канкринита с нефелином, альбитом, титанитом, эгири-
ном возникают и при фепитизации гранодиоритов и кварцевых диоритов
(Швеция).
Канкринит-корундовые породы известны из гранит-известняковых контак-
тов оловянного, м-ппя Хишян-гуз-лип, провинции Юнань, КНР.
Канкриннт-патролит-гастингситовая ассоциация, развившаяся в некоторых
ксенолитах перидотит-серпептипового массива, описана на горе Верблюжка
(Юж. Урал) и рассматривается как продукт метасоматического изменения ам-
фиболита гранитными флюидами.
Изм. Легко переходят под действием гидротермальных раст-
воров в цеолиты, карбонаты, гиббсит, каолинит, галлуазит.
424
g поверхностных условиях они изменяются в мучнистые цеоли-
ты каолинит, галлуазит.
’ Знач. Практического значения пока не имеют.
Род содалита
Род содалита включает минералы трех подродов — Содалита,
нозеана — гаюина и лазурита, имеющих близкие структуры, но
не образующих друг с другом непрерывных изоморфных рядов.
В то же время по химизму, свойствам и условиям образования
эти минералы имеют ряд общих черт, что позволяет ннже их
рассматривать совместно.
Содалит
6Na[AlSiO4r°°TC • 2NaCl —> [AlSiO,]000000 • Na8Cl2
Г идросодалит
6Na[AlSi04rTOOO‘Na2(OH)Cl —> [AlSiO4]““c° • Na8(OH)Cj
6Na[AISi04rooco • Na2[SO4] —> [AlSiO<TC“ • Na8[SO4]
6Na[AlSi04]roooco-2Ca[S04] —> [AlSiOJ^00000 Na6Ca2[SCj2
6Na[AlSi04]coooco • Ca2[SO4] S —> [A.SiO,]^00000 • Na6Ca2[$o4]S
Назв. Содалит по составу от итальянского «сода^ обозна-
чавшего первоначально Na2CO3, а затем натрий; нозеан и
гаюин — в честь немецкого минералога К. В. Нозе (17о;р—1835)
и французского кристаллографа и минералога Р. Ж. Гаюи
(1743—1822); лазурит —за лазурно-синий цвет.
Хим.Общая формула минералов рода солидата 1^12%4]
ХШ2; Т = А1 и Si при Al/Si ~ 1, хотя для лазур1Га отме-
чается иногда повышение роли А1 (до Si/Al = 0,86) -рИ одно-
временном увеличении количества М\ Al = Na, Са; х = С1 ,
ОН," SOt, S2', Sl’n т. п. (судя по повышенному со. Н2О+ в
некоторых анализах и превышению суммарной отрицательной
валентности анионов над положительной катионов, у может
быть представлен НС1, HSO4, HS- и т. п. анионами сравни с
скаполитами).
Синтезированы «содалиты», в которых Т\2 = BeeSie, В[2,^ \j(2j Gal2;
Al = Li, Na, К, Ca, Sr, Ba; X = OH , CI , Br , I , COj , SO4 Se2“,
CrO]~, MoO$‘. WO'J~.
Изоморфизм содалита (X — Cl-) с нозеаном (,[=SO2-)
ограничен сод. SO3 до 0, п—1,5 %- Минералы подрод нозсаи-
гаюипа могут сод. С1 (до 1 %), К2О (до 5,4%), а ч«сть SO4 -
425
ионов может замещаться в них на S2 , S2' и другие анионы.
Лазурит, отличающийся повышенной ролью анионов, среди ко-
торых постоянно высокое сод. S2’, Sl~ и т. п., не изоморфен
с минералами подрода нозеан-гаюииа и подрода содалита. Со-
став часто изменяется пятнисто, зонально.
Структ. Каркас структуры содалита (рис. 143) состоит из четверных (хо-
рошо видно в проекции на грань куба) и шестерных (хорошо видно в проек-
ции на грань октаэдра) колец SiO4“ и А1О4“-тетраэдров. В квадратных поло-
стях колец первого типа (или тригональных полостях колец второго типа)
располагаются дополнительные анионы. Дополнительные катионы Na распола-
гаются по два в шестиугольных пустотах каркаса. При этом каждый допол-
нительный анион окружен четырьмя дополнительными катионами. Появление
Са не связано с катионным обменом типа 2Na+ —> □ Са2+ и в каждой из ше-
стиугольных пустот остается лишь по одному дополнительному катиону.
В структуре Si и А1 упорядочены (см. рис. 143). В соответствии со структу-
рой все минералы подсемейства содалита имеют куб. с., но различаются про-
страпственной группой. Так, для содалита и гаюина это Р43л *, для нозеана и
лазурита — Р43т. Обнаружен также псевдоромбический «лазурит» трикл. с.
(Р1 или Р1), отвечающий, очевидно, структуре с упорядоченными не только
Si, Al и катионами, но и анионами. Степень триклинности, определяющаяся,
например, величиной двупрелолмения, может в связи с этим постоянно ме-
няться в пределах от куб. до трикл. фазы. При нагревании выше 870 К он
переходит в куб. фазу (74132). Трикл, минерал обычно сдвойпикован, в том
числе полисинтетически. Установлены «пертитовы» срастания куб. и анизотроп-
ного минералов.
Выд. Зернистые агрегаты, псевдоморфозы по нефелину,
оторочки вокруг последнего, вкрапленники (в эффузивах), жсл-
* Ф. гр. Р43т определена для гаюина [AlSiOj^^-KNasCasfSO^i.s
с упорядочением не только Si и А1, по также Na + Са и К, SO^2 -ионов, ста-
тистического двойникования каркаса по {НО}.
426
ваки (лазурита в мраморах). Редко кристаллы ромбододека-
эдрического (содалит, лазурит), октаэдрического (гаюин) габи-
туса; кристаллы лазурита часто вытянутые, уплощенные.
Св. Цвет от белого (иногда бесцветные), серого, желтого, зе-
леноватого, розового (гакманит) до коричневого, синего (сода-
лит), сине-фиолетового (лазурит). Синюю окраску связывают
с коллоидными частицами Na (содалит), SOK-ионами, сине-
фиолетовую — с S2', и т. и. ионами. Некоторые разновид-
ности на свету быстро обесцвечиваются (гакманит) и восста-
навливают окраску при рентгеновском облучении. Прп нагре-
вании же гакманит сначала зеленеет (970—1170 К), а затем
синеет (1220—1420 К); после охлаждения окраска сохраняется.
Блеск стеклянный до жирного; иногда прозрачны. Хрупкие. Сп.
по {НО} средняя (у содалита) до несов. (у лазурита). Излом
неровный. Тв. 5,5—6. Черта от белой до сине-голубой (у лазу-
рита). Пл. 2,1 (содалит)—2,5 (гаюин, лазурит).
Диагн. При разложении в HNO3 и выпаривании содалит
выделяет кубики NaCl, гаюин — иглы моноклинного гипса, ла-
зурит при действии HNO3 или НС1 выделяет H2S, легко опре-
деляемый по запаху. Люминесцируют в УФ и катодных лучах;
в осколках трикл. лазурита под лупой заметны внутренние реф-
лексы в сине-зеленых и фиолетово-красных тонах. Генетически
тесно связаны с нефелином.
Обр. Содалит встречается либо в виде вкрапленников в
лавах (Везувий), либо в качестве породообразующего минерала
щелочных горных пород (сиенитов) и их пегматитов, где ассо-
циирует с нефелином, канкринитом, микроклином, натриевыми
амфиболами, титанитом, эгирином, эвдиалитом (Кольский п-ов;
Средний Урал). Его сод. доходит до 7—10 %, а в содалитовых
пойкилитовых сиенитах Ловозерских тундр даже до 45—72 %;
в пегматитах же, связанных с ними—-до 20 %. Часть этого со-
далита образовалась непосредственно в магматическую стадию
до нефелина (пойкилитовые вкрапленники в микроклине). По-
добный содалит (гакманит) выделяется вместо нефелина из
магмы, богатой хлором и серой. Более широко распространен
поздний гакманит. Он выделяется позже полевого шпата и не-
фелина, частично замещая последний, а также микроклин, осо-
бенно альбитизированный. Иногда встречается в метаморфизо-
ванных известковых породах на контакте с щелочными интру-
зивами.
Зональные гаюин (в центре)-содалитовые (по периферии)
вкрапленники (до ~0,5 мм) установлены в санидин-пироксен-
гаюин-содалитовых силлах Азат-веди (Юж. Армения).
Нозеан и гаюин встречаются в основном в вулканических
Щелочных породах типа фонолитов в ассоциации с санидином,
слюдой, титанитом (Везувий; Корнуолл, Англия).
427
Нозеан известен в эгирин-авгитовых сиенитах (Сев.
тай), гаюин — в роговообманково-гаюин-скаполитовых породах
(оз Лаахер, ФРГ); в гаюиновых базальтах с лейцитом, нефелц-
ном, авгитом; в гаюиповых трахитах, содержащих санидин и
железомагнезиальный минерал, и некоторых других, преиму-
щественно вулканических породах.
Лазурит с флогопитом, диопсидом, гумитом, форстеритом,
кальцитом, самородной серой, пиритом характерен для извест-
няков, контактово-метаморфизованных богатыми серой флюи-
дами (Слюдянский р-н, Иркутская обл.). Известен лазурит в
регионально метаморфизованных эвапоритах (Баффинова Зем-
ля). Мельчайшие зерна (6—8 мкм) аутигенного лазурита обна-
ружены вместе с тальком, хлоритом в соляном пласте Грин-Ри-
вер (Вайоминг, США).
Изм. Содалит изменяется в цеолиты (томсонит, натролит),
канкринит, каолинит, диаспор. В поверхностной зоне обычно
разлагается и выщелачивается; наиболее устойчив лазурит, ко-
торый может длительное время сохраняться в россыпях.
Знач. Лазурит используется в качестве поделочного камня и
для приготовления синей краски. Наибольшей известностью
пользуются Бадахшанское (Афганистан) и Мало-Быстринское
(р-н Слюдянки, Иркутская обл.) м-ния. Катионзамсщенные и
синтетические содалиты находят все более широкое применение
как катодолюминесцентные материалы для амплитудной записи
и отображения информации.
Семейство цеолитов *
Цеолиты вслед за Дж. Смитом определяют как каркасные
алюмосиликаты, обладающие полостями, занятыми крупными
ионами и молекулами воды, имеющими значительную свободу
перемещения, способными к ионному обмену и обратимой де-
гидратации**. Всего к семейству цеолитов относят около 40 ми-
неральных видов с большим числом структурных и иных разно-
видностей (табл. 17), более трети которых широко распро-
странены.
Хим. Общая формула цеолитов [r^Sii-xCL] (1/2Л12+, Л1")л-X
Х(Н2О),г, где Г3+= А1, иногда ИП Fe3+; ЛИ = К, Na или Li
(бикитаит); Л42+ соответствует Са, Sr, Ва, Mg, иногда ИП
Fe2+; в природных цеолитах 0,5 л 0,14 (Si/Al от 1 до 6)***-
В большинстве минералов Si/Al колеблется иногда в весьма
широких пределах. Состав большинства видов можно идеализи-
ровать до формул’только с Л42+ пли Л4+ и лишь в отдельных слу-
* Раздел написан после многократного обсуждения текста с И А. Бе-
лицким, оказавшим при его подготовке большую помощь.
** Во многих цеолитах возможно лишь частичное замещение катионов,
а полная регидратацня наблюдается лишь при неполной дегидратации.
*** Деалюминированием морденита получены цеолиты с Si/Al > GOO-
428
чаях устанавливаются ряды твердых растворов с широкими из-
менениями Л!+/М2+— роды шабазита и гейландита — клинопти-
лолита. Таким образом выделение подсемейств (по соотношению
Si/Al) в семействе цеолитов, а иногда и отдельных минераль-
ных видов носит несколько условный характер. Поэтому идеали-
зированные формулы их, используемые ниже и в табл. 17, отра-
жают состав цеолитов лишь в самом обшем виде.
Структ. См. описание надотдела.
По ведущим SBU, с помощью которых можно описать топо-
логию алюмосиликатных каркасов цеолитов, их делят, вслед за
Д. Брэком, на семь групп:
SBU (см. рис. 126)
Число изученных
минеральных видов
1. Одинарное 4-членное кольцо (4).......................... 12
2. Одинарное 6-членное кольцо (6)........................... 4
3. Двойное 4-членное кольцо (4—4)........................... —
4. Двойное 6-членное кольцо (6—6)........................... 4
5. Комплекс 4-1, единица Г5О10.............................. 6
6. Комплекс 5-1, единица Г8О16.............................. 7
7. Комплекс 4-4-1, единица Г1002о........................... 6
Расположение указанных групп в порядке 5->-1,4, 2-^6,7
достаточно удовлетворительно отвечает переходу от низко- к
высококремниевым цеолитам.
В большинстве алюмосиликатных каркасов цеолитов прояв-
ляется анизотропия связи, выражающаяся в появлении опреде-
ленных ГО4-мотивов, форме и направлении каналов, что позво-
ляет говорить о субмотивах структур. При этом в подсемействе
низкокремниевых цеолитов преобладают минералы с цепочеч-
ными структурными субмотивами (рис. 144), у среднекремние-
вых — с пзометричными субмотивами (см. структуру анальцима
на рис. 128) и лишь у ломонтита и леонгардита субмотив носит
переходный характер от цепочечного к слоистому (рис. 145).
Для подсемейства высококремниевых цеолитов типичны суб-
слоистые субмотивы структур у Са-цеолитов (рис. 146) и цепо-
чечные у К, Na, С а, Mg-цеолитов, хотя отдельные цепочки в них
(рис. 147) менее выражены, чем в низкокремниевых цеолитах,
и субцепочечный мотив часто определяется цепочечным распо-
ложением каналов (см. морденит на рис. 128).
В обычном состоянии катионы цеолитов гидратированы частично или пол-
ностью. В последнем случае они чаще связаны с О-атомами [А1О4]°_-тетраэд-
Ров через «прокладки» молекул Н2О, сглаживающих электростатические гра-
диенты кристаллического поля. Удаление Н2О в этом случае приводит к вра-
щению ТО4-тетраэдров, изменению конфигурации каркаса (обычно он сжи-
мается), принимающего напряженное состояние. Иногда напряжения столь
сильны, что при дегидратации кристалл рассыпается на отдельные фраг-
менты (переход ломонтита в р-леонгардит).
Различная степень упорядочения Si и А!, катионов и молекул Н2О при
ибких каркасах приводит к большому разнообразию ф. гр. цеолитов,
429
Систематика цеолитов по отношению Si/д,
в еДУЩпе
Са; Sr; Ва
Жисмондин* (1,02—1,49)
Мон. (P2Jc)
Подсемейство низкокремниевых
[AlSiO4£™ -Са(Н2О)4
Сколецит (1,5)
Мон. (сс или Да)
Эдингтонит (1,5)
Ромб. (Р222); псевдотетрагон.
[Al2Si3O10loo‘x>o<,*Ca (Н2О)3
[AI2Si3O10]ooooo°- Ва(Н2О)4
Подсемейство среднекремниевых цео
Ломонтит (1,75—2,28)
Мон. (С2 или Ст)
Р-Леонгардит (2—?)
Вайракит (2—?)
Мон. (?); Псевдокуб.
[AlSi206]2TOOOO° • Са(Н2О)4
[AlSi2Oe]~TOTO-Ca(H2O)3i5
[AlSi2Oe]~°000 • Са(Н2О)2’
Левинит (1,59—2,2)
Три г. (РЗт)
[AlSi206l2°0O0O°.Ca(H20)2
/Шабазит (1,6—3) \ Триг. (РЗт) —>
\Гершелит (2—3,2)/ -> трикл. (Р1)
Гармотом (2,3—2,5)
Мон. (P2j)
[AlSi2O6]““TO < (Са, Na2)(H2O)6
[AlSi^000000 .^, Са) (H2O)S
[AUSiyO^]000000- Ва(К, Na)(H2O)8
Подсемейство высококремниевых
( Стильбит (2,04—2,62) ) Мон. (C2/tn)
(Эпистильбит (2,58—3,02) J псевдоромб.
Стеллерит (2,58—2,97)
Ромб. (Ftnmin, F222 или Fmm.2)
(Al2Si5O14]TO~“-Ca(H2O)6
[AISi3O8]2000000 Са(Н2О)5
[AlSisOsJ^.Ca^O),
430
Таблица 17
(указано
в скобках) и ведущим катионам
«атионы
(К2, Na2. Са), Na; Li
цеолитов (0,95 Si/А1 1,67)
Амицит (1—?)
Мон. (12)
Том сони т ** (0,95—1,(3))
Ромб. (Рл«2)
Гоннардит (1,3—?)
Ромб. (?)
Мезолит (1,5)
Мон. (С2); псевдоромб.
Натролит (1,5)
Ромб. (М42)
Гарронит (1,5—1,67)
Псевдотетрагон.
[AlSi04]~OOO0-K2Na2(H20)5
[AlSi04]5coooo° • NaCa2(H2O)6
[Al7Si90S2roooo-Na7(H20)8
[Al2Si3O10]~0000 • Na2Ca2(H2O)g
[A!2Si3O10roooo-Na2[H2O]2
[AlsSigO^]000000 NaCa(H2O)7
литов (1,75 .< Si/Al 2,5; до 3—3,42)
а-Леонгардит (2—?)
Анальцим *** Куб. (/a3rf)
Бикитаит (2)
Мон. (P2t)
Филлипсит (1,6—2,4)
Мон. (P2i/m или P2J
Гмелинит (1,9—2,46)
Гекс. (P63mc)
Маццит (2,7— )
Гекс. (Ptytrimtri)
Мерлиноит (2, (5)—)
Ромб, (hnfnniy. псевдотетр.
Фожазит (2,43—4,57)
Куб. (Fd3tn)
Полипгит ( —3,42)
Куб.
[AlSi2O6]“°°M-(К, Na)2Ca(H2O)7
[AlSi206]TOOOOO-Na(H20)
[AlSi^]000000 • Li(H2O)
[Al3Si5016J°°TOOOKCa(H20)7j25
[AISi2Oc]4TOTO°°-Na2Ca(H2O)12
[Al0Si27O72]ooooo° • (K, Ca, Mg)7H2O~36
[Al9Si23O64]“TO“-K5Ca(H2O)24
[AlSi308]“ooo°Ka2Ca(H20)ie
([AUSbO^l000000 • (K2, Na2, Ca, Ba)(H2O)10) ****
^тов (2,04; 2,13; 2,5 < Si/Al <6,2)
°Ффретит (2,3—2,8)
Гекс. (P6m2)
эРионит (3—3,6)
Гекс. (Рб3/ш/?гс)
lAl5Si12O34]°™ • KCaMg(H2O)6
[AlSisOJ^-OXa, K)Ca(Il2O)9
431
Ведущие
Са; Sr; Ва
Брюстерит (2,57—3,03)
Мон. (P'ZJm)
Югаваралит (3— )
Мон. (Ре)
/Гейландит (2,47—3,73)
^Клиноптилолит (4,25—5,25)
Мон.
(С/2/n)
[AlSi3O8]LTOTOM-Sr(H2O)5
[AlSi3O8]~“°°-Ca(H2O).
[А1S i3О8J^00000 • (Са, Ма2, К2)(112О)5
[Al SisO^]!00000- (К2, Na2, Ca)(H2O)fi
* Каждый из минералов представляет самостоятельную группу (для краткости это
скобки) и группы стильбита, включающей стильбит и эпистпльбит (взяты в фигурные скобки).
** Курсивом выделены распространенные цеолиты, в том числе известные в виде круп
*** Жирным шрифтом выделены цеолиты образующие моно- или полиминеральные
**** Приведена упрощенная формула, наиболее близкая к результатам анализа (см.
а б в
г
Рис. 144. Цепочечные мотивы в структурах:
о-натро.тпга, б —томсонита, о—проекция структуры натролита, J. к цепочкам (А(О4-тет-
раэдры заштрихованы; 7'(—Tg— неэквивалентные тетраэдрические позиции); г-схема вза-
имной ориентации цепочек в структурах натролита, томсонита, эдцнггоиига (АЮ^-тетра-
эдры не выделены)
432
Продолжение табл. 17
катионы
(Кг. №2, Са), Na; Li
Дачиардит (2,4—3,8)
Мон. (С2/от, Ст или С2)
Баррерит (3,5— )
Ромб. {Атта)
Феррьерит (3,6—6,2)
Ромб. (Itnmm)
Морденит (4,17—5)
Ромб. {Стс2А
Светлозарит (6— )
Ромб. (?)
I Al S isOs]?00000 • (К2, Na2Ca)2i5(H2O)12
~ [AI2Si7Og]000000 • (Na, Са, K)<Z(H2O)M
[AiSisOja]000000 (К, Na)2(Ca, Mg)(H2O)l4
[AlSi5012]2o0TC0o.(Ca, Na2, K2)(H2O)7
[AlSi6O14]~Moo.K2Ca(H2O)12
не указано в табл.), кроме родов шабазита, гейландита —клиноптилолита (взягы в круглые
ных кристаллов и друз.
крупные скопления и промышленные м-ния.
Si/Al).
заставляющему почти каждый цеолит относить к самостоятельной группе (для
краткости такие группы не указаны в табл. 17) и лишь стильбит и эпистиль-
бит, шабазит и гсршелит, гейландит и клиноптилолит объединены в группы
и два рода соответственно.
В структурах цеолитов широко проявляются дефекты упаковки, выра-
жающиеся в сдвигах отдельных доменов относительно друг друга. Это при-
водит к сокращению эффективного диаметра пор (каналов), двойникованию.
Поэтому макроскопическая симметрия таких кристаллов может быть выше
истинной, как, например, у шабазита, имеющего макроскопически триг. с.
(R3m), отвечающую разупорядочепию Si и AI, и приобретающего трикл. с.
(Р1) при упорядочении Si, Al и Са.
Молекулы Н2О в цеолитах с большой частотой перемещаются по фиксиро-
ванным положениям, соответствующим симметрии кристалла, чем они сущест-
венно отличаются от НгО в жидкой воде. По характер}' поведения молекул
И2О цеолиты объединяются в три группы.
1. Цеолиты с относительно изолированными молекулами Н2О, «распя-
тыми» между катионами М и атомами кислорода каркаса. Удаление Ы2О при-
водит к сокращению диаметра каналов, сжатию каркаса п некоторой его де-
формации с образованием промежуточных метагидратов и метафаз. Дегидра-
тация и сопровождающие ее структурные изменения происходят дискретно
(наиболее типичны как примеры низкокремниевые цеолиты).
2. Цеолиты с молекулами Н2О, находящимися в анизотропном, согласую-
щемся с кристаллическим полем минерала, движении. Характерны взаимодей-
ствия типа диполь — диполь, диполь — кислород каркаса, диполь — катион А/.
Удаление Н2О при нагревании происходит в широком температурном интер-
вале с деформацией каркаса (часто с переходом к новой ф. гр.), иногда
с образованием метагидратов (гейландит, стильбит, гмелинит, филлипсит,
гармотом). Сюда относятся все остальные природные цеолиты, кроме фо-
жазита.
3. Цеолиты с изотропно-подвижными молекулами Н2О, обладающие круп-
ными каналами п полостями, в которых молекулы Н2О находятся в виде
крупных ассоциатов с физико-химическими свойствами, приближающимися
к свойствам жидкой воды. Потеря ЩО в них при нагревании происходит
433
a
a
v
в
I
Рис. 145. Структура ломонтита:
а—тригональная призма Са с 4О + 2Н2О в вершинах (Si2O7-группы светлые, А1О4 —тет-
раэдры темные, Н2О —светлые кружки); б —конденсация искаженных волластонитоподоб-
ных цепочек (одна из них выделена штриховкой справа) в ленты из шести- и четырех-
звенных колец, сконденсированных в гофрированные слон; в—каналы пз восьмерных
колец АЮ4- и 5Ю4-тетраэдров с Са (черные кружки) и И2О (светлые кружки с цифрами,
обозначающими относительную высоту); А1О.-тетраэдры-затемнены
с --* а -------
г 5
Рис. 116. Субслоистые мотивы из SBU 4—4—1 (см рис. 126) в структурах:
а—стильбита; б—гейландита
।
постепенно в широком температурном интервале.
Сюда относятся фожазпт и большое число его
синтетических аналогов *.
Количество Н2О в цеолите зависиц
таким образом, от размера каналов, раз-
меров катионов М: чем они крупнее, тем
меньше пространства в каналах остает-
ся для молекул Н2О (особенно это за-
метно, когда относительно небольшой
Д12+ замещается двумя крупными М+,
например, □ Са2+^2К+ или в синтети-
ческих цеолитах □ Ca2+^2Cs+ и т. п.),
физико-химических условий.
Выд. Низкокремниевые цеолиты и вы-
сококремнисвые К, Na, Са, Mg-цеолиты
с цепочечными субмотивами имеют низ-
шие сингонии и выделяются в виде столб-
чатых кристаллов (натролит), радиаль-
но-лучистых и шестовато-лучистых агре-
гатов, сферолитов (мезолит, сколецит,
томсонит и Др.), тонкоигольчатых и
спутанноволокнистых масс (морденит). Для среднекремнисвых
цеолитов, характеризующихся изометричными каркасами, ти-
пичны изометрические кристаллы куб. и трит. с. (анальцим,
вайракит, поллуцит, фожазит, полингит, шабазит), реже столб-
чатые и удлиненные кристаллы (филлипсит, гармотом, ломон-
тит). Высококремниевые Са-цеолиты, отличающиеся слоистыми
субмотивами, образуют уплощенные кристаллы, часто сильно
расщепленные (особенно стильбит, стеллерит, гейландит), пла-
стинчатые агрегаты. Часты кристаллические корки, жеоды, се-
креции, содержащие несколько цеолитов, а также кварц, каль-
цит, халцедон (агат).
Известны мелкокристаллические сплошные агрегаты (преи-
мущественно клиноптилолита, филлипсита, морденита, эриони-
та), образующие иногда почти мономинеральные слои в вулка-
ногенно-осадочных и осадочных отложениях, цемент в песчани-
ках, конгломератах. С помощью растровых электронных микро-
скопов в них удается обнаружить мельчайшие (0,01—0,15 мкм),
хорошо образованные кристаллики (рис. 148) и псевдоморфозы
по органическим остаткам. Иногда встречаются крупнокристал-
лические сплошные массы, блоки (натролит); халцедоновидные,
колломорфные агрегаты (натролит).
Св. Большинство цеолитов белые или даже бесцветные, про-
зрачные. Иногда окрашены в желтоватый, розоватый, часто
* Специфический характер воды в фожазите проявляется, например, в
Co-форме. Будучи обезвоженной, она голубая, а по мере обводнения цвет ее
Изменяется до розового, что соответствует аква комплексу Со.
435
Рис. 148. Растройо-электронно-
микроскопические (РЭМ) снимки
цеолитов.
а—б—филлипсит, образующийся из геля,
возникающего при палогоннтизацпи си-
деромелановой закалочной оболочки
пиллоу-лав. Атлантический океан,
' скв. 395. DSDP: а — начальная стадия
обособления из геля, б — друзовидные
сростки кристаллов филлипсита—«ро-
машки»; в—г—из корки закаливания
подушечных лав поднятия Хесса. Ти-
хий океан: в—сросток кристаллов,
г — головка кристалла, д — клиноптило-
лит волокнистыми кристаллами мор-
1400. Фото А. Г. Коссовской
допита (?) пя вулканического туфа Дзегви (ГССР). Ув.
(а —г) и С. И. Шумейко (д)
в красноватый до красного и красно-коричневого (натролит,
анальцим, гейландит, стильбит), зеленый цвет (клиноптилолит,
морденит); реже они имеют иную окраску. Изометрические цео-
литы обычно не имеют сп. (анальцим, вайракит) или она прояв-
ляется по нескольким направлениям (ромбоэдрическая у шаба-
зита), тогда как субслоистые характеризуются сп. до сов. па-
раллельно направлениям минимальных сил связи. Сп. обладают
обычно и субцепочечные цеолиты, для которых она параллельна
удлинению (цепочкам). Тв. у цеолитов 3,5—5,5. Черта в основ-
ном белая, редко светлоокрашенная. Из-за рыхлости структуры
цеолиты отличаются низкой пл. (2—2,3), за исключением цео-
литов, сод. Ва (до 2,8—3,0).
Диагн. Сравнительно легко диагностируются в крупнокрис-
таллических агрегатах и друзах. Для определения цеолитов в
436
сплошных мелкозернистых породах типа вулканических туфов
широко используют рентгенографию, а в полевых условиях —
значительное выделение тепла при регидратации обезвоженных
цеолитов. С этой целью раздробленный образец массой, напри-
мер 5 г, дегидратируют прокаливанием в металлическом бюксе
на примусе, охлаждают без доступа воздуха в герметическом
сосуде и погружают в стаканчик с определенным количеством
воды, повышение температуры которой регистрируют термо-
метром. По этой величине определяют количественное содержа-
ние цеолита в породе. В областях с жарким климатом в сухое
время года дегидратация цеолитов происходит естественным
путем и определить их присутствие в породе можно прикоснув-
шись ею к языку: при высоком сод. цеолитов язык почувствует
жжение.
Обр. См. описание надотдела.
Цеолиты — полигенные минералы. Для некоторых щелочных
пород и их пегматитов типичен натролит, в меньших количест-
вах здесь встречается анальцим — породообразующий минерал
некоторых базальтов. Минералогический интерес представляют
находки в гранитных пегматитах ломонтита и стильбита. Для
гидротермальных жил наиболее характерны натролит (особенно
в щелочных породах), стильбит и стеллсрит (кислые породы).
В контактово-метасоматических м-пиях известны находки ло-
монтита, анальцима, стильбита. Превосходные кристаллы цео-
литов, их друзы связаны с гидротермальным изменением стекла
преимущественно основных эффузивов; цеолиты с халцедоном
(агатом), кальцитом, пренитом, апофиллитом образуют жеоды,
отлагаются в прожилках, в пространстве между шарами и по-
душками шаровых лав.
Широким распространением пользуются цеолиты в областях
активного вулканизма, где они отвечают гидротермальной про-
пилитизации. Они развиваются по породам различного типа —
базальтам (Исландия), линаритовым туфам (зона Туапо, Новая
Зеландия, Невада), андезпто-базальтам и дацитам (Камчатка
и Курильские о-ва); промышленные их скопления связаны с
пепло-пемзовыми туфами. Цеолиты здесь возникают по пла-
гиоклазам, темноцветным минералам, вулканическому стеклу,
Цементу туфов и в свободных пространствах. Наиболее
распространены морденит, клиноптилолит, ломонтит, анальцим;
установлены также натролит, мезолит, сколецит, томсонит, (З.-лс-
онгардит, вайракит (типичен для высокотемпературных гидро-
термальных систем), анальцим, шабазит, филлипсит, стильбит,
эпистильбит, гейландит. При этом в верхних горизонтах разви-
ваются предпочтительно высококремниевые более богатые Н2О
Цеолиты —клиноптилолит и морденит, сменяющиеся на глу-
бине среднекремниевыми ломонтитом и вайракитом.
В осадочных процессах цеолиты возникают: 1) в виде мощ-
ных отложений вулканических туфов, образующихся в резуль-
437
тате взаимодействия вулканического пепла с морской (лагун-
ной) водой; 2) при гальмиролизе вулканического стекла лав
излившихся на морское дно (в зависимости от основности исход-
ного стекла, солености морской воды, ее температуры этими
путями возникают различные фациально-климатические мине-
ральные ассоциации — анальцимовая, филлипситовая, гейланди-
товая или клиноптилолитовая); 3) аутигенным путем во многих
осадочных породах, лишенных пирокластики (особенно клино-
птилолит и филлипсит) — сод. их 5—10% не является редкостью*
в ряде же случаев оно достигает 25 % и более (песчаники-рых-
ляки с глауконитом (3—5%) эоцена Нижнего Дона, верхне-
альбские песчаники района г. Канева, глинистые коры выщела-
чивания по мергельно-меловым, верхнемеловым и палеогеновым
отложениям юго-востока БССР, мезозойские глинистые отло-
жения КМА и др.); 4) как обычные минералы донных отложе-
ний высокоминерализованных щелочных озер (этим путем воз-
никают мощные толщи филлипсита, эрионита, иногда клинопти-
лолита, имеющие значительное площадное распространение).
Цеолиты — характерные минералы засоленных почв, осо-
бенно щелочных. При метаморфических процессах цеолиты
устойчивы лишь в начальные этаны их развития.
Образование отдельных цеолитов определяется: 1) составом
исходного вещества, 2) составом поровых вод, 3) величиной pH,
4) температурой, в меньшей мере давлением, 5) термодинами-
ческой стабильностью, 6) гидродинамикой, 7) временем.
Переход от низко- к высококремниевым цеолитам (сверху
вниз в табл. 17) отвечает в целом смене их ассоциаций от ще-
лочных (недосыщенных SiO2), типичных для натролита, к основ-
ным (анальцим, шабазит) и кислым (стильбит, гейландит, мор-
денит) ; переходу от цеолитов с относительно плотной структурой
и невысокой ролью Н2О ко все более рыхлым цеолитам с воз-
растающей ролью Н2О, от высокотемпературных цеолитов, обра-
зующихся при более высоких давлениях, ко все более низко-
температурным, возникающим при невысоких Р, вплоть до диа-
генетических (массы клиноптилолита, морденита, гейландита,
эрионита, шабазита, филлипсита в туфах). Эта же тенденция
проявляется и в измерении состава минералов с значительными
колебаниями Si/Al. Так гидротермальные шабазит, гейландит
отличаются более низкими Si/Al, большей ролью Са, чем пред-
ставители тех же родов, образовавшиеся при гальмиролизе вул-
канического стекла или аутигенным путем — гершелит и клиноп-
тилолит; то же осносигся к филлипситу, эриониту, мордениту.
Взаимосвязь условий образования наиболее распространен-
ных цеолитов, их переход друг в друга и в близкие по составу
алюмосиликаты, в зависимости от Т, РНгО, ЦСо2’ Нн2о 0ПРедс'
ляет существование различных цеолитовых фаций (рис. 149).
Ассоциации цеолитов, отличающиеся относительной ролью S1O2,
438
'авсонит- алъбит-хло
Рис. 149. Цсолитовые фации и их границы в зависимости:
и Т и б —от химических потенциалов НгО и СОг. Г —гейландит, Гр — гоанат, К —кальцит, Ки —каолинит, JL — ло
112'-’
монтит, 11—пирофиллит. Пр —пренит, Ц—цоизит
2Н2О
(Са J((Na2)O
Шабазит f \
Г мелинит/Стильбит
Филлипсит —/- г \
Ломонтит f- ^^Гейландит
Томсонит~/*1Эпистилъби>т
„ / X /Морденит
Снолецит^'мезолит
С s' В / •Вайракит
/'• Пумпеллиит
/ •Пренит А
Эпидота . 1
Анортит
-U___----#-
Д'.____
2SiO2
Рис. 150. Распределение составов кальциевых цеолитов и некоторых сили-
катов кальция па диаграмме (Са, Na2)O—2SiO2—2Н2О (в мол. %).
Л — поле минералов, для которых благоприятна пересыщенность кремнеземом; В —поле
минералов, обычно сосуществующих с минералами кремнезема; С —поле минералов, для
которых благоприятна ненасыщенность кремнеземом
хорошо выявляются на треугольнике состава (Са, Nas)O —
2SiO2~ 2Н2О (рис. 150).
Изм. При повышении температуры, снижении Рн2о цео-
литы переходят в пренит, плагиоклазы, циозит и другие алюмо-
силикаты и силикаты Са и Na (см. рис. 149). При снижении
температуры, гидролизе они переходят в монтмориллонит, као-
линит, а затем в гиббсит и SiO2.
Знач. Обезвоженные каркасы цеолитов подобны «губке» с
объемом пор, составляющим до 50 % от объема каркаса. Это
обусловливает высокую сорбционную способность цеолитов и
позволяет широко их использовать в качестве молекулярных
сит, избирательно поглощающих определенные вещества, при
глубокой осушке газов, в том числе природных, содержащих
первоначально много влаги, для разделения продуктов в нефте-
химическом производстве, получения чистого высокого вакуума
(адсорбционные насосы). Они используются как подложки с вы-
сокой удельной поверхностью для нанесения катализаторов *.
Ионообменные свойства цеолитов широко используются при
* По данным Р. М. Баррера, использование катализаторов на цеолитах
при крекинге нефти позволило увеличить выход бензина в США в 1965 г. па
25%.
440
очистке питьевой и сточных вод, когда вредные для потребителя
катионы (Са, Zn, Си, Pb, Hg, Cs137, Sr90) замещают в цеолите,
например Na, К, пе только не приносящие вред, но и смягчаю-
щие воду. Это же позволяет использовать цеолиты как добавки
к минеральным удобрениям, регулирующие поступление необ-
ходимых элементов в почву, что значительно повышает урожай-
ность сельскохозяйственных культур.
Использование цеолитов в виде добавки к корму улучшает
здоровье, повышает продуктивность и пищевые качества мяса
животных и птицы.
Для удовлетворения перечисленных нужд цеолиты синтези-
руются во все возрастающих масштабах. Особое значение при-
дается термокислотостойким, богатым Si цеолитам с крупными
каналами в структуре. Однако для крупномасштабных нужд,
когда нет высоких требований к чистоте (земледелие, животно-
водство), природные цеолиты не имеют конкурентов. В США,
Японии, Италии, CIIPIO, НРБ и некоторых других странах
ежегодно добывается более 300 тыс. т пород, близких к моно-
минеральпым цеолитовым.
Описание наиболее известных цеолитов приводится ниже,
начиная с натролита, в последовательности, отвечающей дви-
жению сверху вниз в табл. 17.
Подсемейство 1. Низкокремниевые цеолиты
Группа натролита
Натролит [AbSisO^p0000 • Na2(H2O)2
Назв. От латинских «натриум» — натрий и «литое» — ка-
мень.
Хим. Близок к приведенной формуле; отмечены уменьшение
Si/AI до 1,45 и небольшие ИП К (до 0,04 ФЕ; 0,50 % К2О), Fe3+
(до 0,06 ФЕ; 1,34 Fe2O3).
Структ. Натролит относится к 5-й структурной группе Д. Брэка (см.
описание семейства). При неупорядоченном расположении Si и А1 имеет тетр,
с.* (742J), при упорядоченном (см. рис. 144) —ромб. с. (Fdd2).
Выд. Кристаллы столбчатые, часто псевдотетр агонального
сечения до игольчатых. Шестоватые и радиально-лучистые агре-
гаты, сферолиты, сферолитовые и радиально-лучистые корки.
Сферолиты часто зональные с переходами от натролита к мезо-
литу и сколециту. Известны сплошные крупнокристаллические
* Натролит тетр. с. (диагностируется рентгенографически) обнаружен в
Щелочных породах Илимаусака (Гренландия), в усспнгпт-чкаловитовых жил*
ках, секущих уртиты третьей эффузивной фазы в Ловозерском массиве и
гидротермальных жилах Хибинского массива (Мурманская обл.), где ои обра-
зуется при более низкой температуре, чем ромбопатролит.
441
массы с монокристаллическими блоками более 1 м в попереч-
нике, натечные халцедоновидные образования.
Св. Цвет белый, сероватый, желтоватый; часто красноватый
до красно-коричневого, коричневого, иногда желтый, черный-
бесцветный, прозрачный. Блеск стеклянный до шелковистого
Хрупкий. Сп. сов. по {ИО}. Излом от ступенчатого до неров-
ного (поперек удлинения); занозистый у радиально-лучистых
агрегатов. Тв. 5—5,5. Черта белая. Пл. 2,2—2,3.
Диагн. В сферолитах, радиально-лучистых агрегатах отли-
чается от мезолита, сколецита, томсонита в основном рентгено-
графически и оптически, хотя сферолиты томсонита чаще грубо-
шестоватые, тогда как у натролита и мезолита — тонкоиголь-
чатые.
Обр. См. описание семейства.
Крупнокристаллический натролит связан с щелочными породами и осо-
бенно с их пегматитами (Хибинские и Ловозерские тундры). В некоторых по-
родах до 70—95 % натролита. В пегматитах встречаются крупные блоки по-
чти мономинерального натролита, хорошо образованные кристаллы длиной до
20—25 см и до 10 см в поперечнике. Известны гидротермальные натролитовые
жилы и халцедоновидный натролит (Ловозерские тундры).
В щелочных породах и их пегматитах широко развита шпреуштейнизация
нефелина (см.), одним из главных продуктов которой является натролит
(Кольский п-ов; Вишневые горы, Челябинская обл.).
Известны находки натролита в аплитовых дайках асбестового рудника
в Квебеке (Канада), в виде жилок в фонолитах (ЧССР), в богатых кварцем
гнейсах вблизи Крагёрё (Норвегия), па контакте нефелиновых сиенитов с из-
вестняком (Британская Колумбия).
Натролит характерен для мипдалекамсиных эффузивных пород (базаль-
ты), где он встречается совместно с анальцимом, шабазитом (Родопы, Болга-
рия), сколецитом, мезолитом, гейландитом, стильбитом, кварцем (Карадаг,
Крым).
Изм., Знач. См. описание семейства.
Подсемейство 2. Среднекремниевые цеолиты
Группа ломонтита
Ломонтит [AISi2O6]“TOTO • Са(Н2О)4
Р-Леонгардит [AlSiгО^0000 • Са(Н2О)3,5
а-Леонгардит [AlSizCd”0000 • (К, Ка)2Са(Н2О)7
Назв. Ломонтит в честь первооткрывателя французского
минералога Ф. П. Н. Ж. Ломонта (1747—1834), леонгардит —
немецкого минералога К. Ц. И. Леонгардта (1779—1862).
Хим. Чаще Si/Al около 2, известны анализы с Si/Al от 1,75
до 1,28. Установлены небольшие примеси Na, Mg, Fe3+. а-Леон-
гардит, отличающийся сод. К, Na, меньшим количеством Н2О,
физическими свойствами, несмотря на структурное сходство с
442
ломонтитом, должен рассматриваться как самостоятельный ми-
неральный вид (см. Структ.).
Структ. ломонтита (1 гр. по Д. Брэку) представляет переходный тип
оТ субцепочечных к субслоистым. Основу ее каркаса составляют искаженные
волластопитоподобные цепочки (см. рис. 145,6), в которых 512О7-диортогруп-
пы чередуются с А!О4-тетраэдрами иной ориентировки. Эти цепочки конденси-
руются в "ленты из шести- н четырехчленных звеньев (в плоскости ас) ксонот-
литового типа (ниже проекции на рис. 145,6). Благодаря этому в каркасе по-
являются крупные каналы, к которым приурочены молекулы Н2О и катионы
Са' (см. рис. 145, в) с КЧ = 6 : 40 + 2Н2О (находятся в центре тригональных
призм —см. рис. 145, а). Атомы Si и А1 распределены упорядоченно. Первые
образуют диортогруппы, «натягиваемые» на тригональную призму по высоте,
вторые соединяют противоположные стороны четырехстороннего основания
призмы (см. рис. 145, а, в).
Свежий ломонтит на воздухе теряет 1/8 часть Н20 и переходит уже через
0,5 ч в р-леопгардит. При этом изменяются углы связей между SiO4- и А1О4-
тетраэдрами, что приводит к растрескиванию минерала по плоскостям сп. и
рассыпанию его в порошок. С а-леонгардитом, аналогичным по Н2О/А1 р-ле-
онгардиту, однако, такого явления не происходит, поскольку в нем содержит-
ся больше катионов и они крупнее (изоморфизм □ Са2+^*2(К, Na)+). По-
следние играют роль своеобразных «распорок» в структуре типа той, какую
играют молекулы Н2О в ломонтите. ___
Ломонтит имеет мон. с. (С2 или Ст).
Выд. Призматические, столбчатые кристаллы, радиально-
лучистые сростки (у а-леонгардита часто грубошестоватые, пла-
стинчатые), сферолиты. Сплошные мелкозернистые массы.
Св. Цвет белый часто с желтым, красноватым оттенком;
у а-леонгардита часто розовый, красный. Блеск стеклянный.
Иногда прозрачен. Очень хрупкий, особенно пролежавший не-
которое время на воздухе (переход в p-леопгардит). Сп. сов. по
{010} и {ИО}, несов. по {100}. Излом ступенчато-неровный. Тв.
3,5—4. Черта белая. Пл. 2,2—2,3.
Диагн. Важнейшим признаком является самопроизвольная
дегидратация и рассыпание в порошок от легкого прикоснове-
ния; а-леонгардпт диагностируется по формам выделения, более
точно — химически и оптически.
Обр. См. описание семейства.
Ломонтит — обычный минерал миндалекаменных эффузивов и прожилков
в них (бассейн р. Ниж. Тунгуска; Бургасский р-н, НРБ), измененных вулка-
нических туфов, широко распространенных на Западе США, Камчатке, в Но-
вой Зеландии, Японии. В областях современного вулканизма известно отло-
жение ломонтита непосредственно из гидротермальных источников (призмати-
ческие и волокнистые кристаллы до 1 см и скрытокристаллические агрегаты
в трещинах Больше-Банного м-пия термальных вод на Камчатке). Ломонтит
установлен в гранитах (Бавено, Италия), гранитных пегматитах (Карельская
АССР), железорудных скарнах (Дашкесан, АзССР). Аутигенный ломонтит об-
наружен в песчаниках Сев. Кавказа, аркозовых песчаниках Калифорнии, Кон-
нектикута, Массачусетса (США).
а-Леонгардит известен в виде тонких прожилков в кислых эффузивах
(с. Украинка, Симферопольская обл.), субвертикальные зоны до 0,5—1,5 м,
сод. до 95 % р-лсопгардита, установлены в андезитах Озапи (Западная Кор-
сика). Его появление связывают с изменением риолитов, игннмбритов гидро-
Термами находящейся поблизости кальдеры Скандола-Сенино.
443
Группа анальцима
Анальцим [AlSiaOeJ000000 • Na(H2O)
Назв. От греческого «апалькис» — слабый, за способность
слабо электризоваться при трепни или нагревании.
Хим. Отношение Si/Al для гидротермального анальцима ни-
же (1,8—2,2), чем для «осадочного» (2,2—2,9). Отмечены ИП К
(до 0,21 ФЕ; 4,48 % КгО; до 9,5 % в К-анальциме пегматитов Ло-
возерского массива), Са (до 0,06 ФЕ; 1,54 % CaO); Cs (д0
0,017% Cs2O), Be (до 0,33% ВеО в анальциме Кольского п-ова).
Структ. анальцима относится к 5-й гр. по Д. Брэку и аналогична струк-
туре лейцита — поллуцита (см. рис. 139) с той разницей, что катионы Na за-
нимают не ТГ-позиции с КЧ = 12, как К в лейците, а S-позпции. Неупорядо-
ченный по Si и А1 анальцим имеет куб. с. (1аЗс1); установлено еще 6 модифи-
каций, устойчивых при комнатной температуре, образование которых связано
с упорядочением Si и А1 и разворотом 704-тетраэдров: псевдокубнческий
тетр. с. с с < a (I4i/acd); тетр. с. с с > а\ ромб, с.; мон. с. с b || [110]; мон.
с. с b || [100]; трикл. с. (три последних отвечают гипербарическим полимор-
фам, возникающим при 0,4; 0,8 и 1,2 ГПа; отмечен еще один переход при
— 1,8 ГПа).
Выд. Тетрагоп-триоктаэдрические кристаллы (рис. 151),
иногда с гранями куба. Шестоватые, зернистые массы, стяже-
ния, корочки, выполнение миндалин в ьэффузивах, в том числе
друзовое.
Рис. 151. Кристаллы анальцима. Река Нидым, Эвенкийский авт. округ,
РСФСР. 4/5 нат. вел.
444
Св. Бесцветный, прозрачный; белый с сероватым, зеленова-
тым, красноватым до мясо-красного оттенком (из-за оксидов
ре). Блеск стеклянный. Хрупкий. Сп. практически нет. Излом
неровный до раковистого. Тв. 5—5,5. Черта белая. Пл. — 2,3.
Диагн. Больше всего похож на лейцит (см.) и более редкий
вайракит. От последнего отличается оптическим путем, хими-
ческим анализом и другими методами детальных исследований.
Обр. См. описание семейства.
Анальцим иногда рассматривают в качестве основного породообразую-
щего минерала — позднего продукта первичной (?) кристаллизации магмати-
ческого расплава (тешениты Кавказа, нефелиновые сиениты по р. Ишым,
КазССР, олпвпновыс долериты Дербишира, Великобритания).
Анальцим (обычно поздний или вторичный гидротермальный) встречается
во многих щелочных породах и связанных с ними пегматитах (Кольский п-ов,
Ильменские горы, Приазовье).
Широко распространен анальцим в областях активного вулканизма как
продукт витрофнкации и других гидротермальных изменений вулканических
пород (анальцимовые туфы трахпапдезитов Талыша, АзССР; анальцимовые
нодули пемзы р-на Яасато, преф. Симане, Япония; эффузивы Среднегорской
зоны в Родопах, НРБ и др.), в том числе при подводных извержениях.
Анальцим — обычный минерал миндалекаменпых базальтов, траппов. Пре-
восходные его кристаллы до 20 см в поперечнике в ассоциации с кварцем,
кальцитом, гейландитом, стильбитом известны в траппах по р. Ниж. Тунгуска
(Эвенкийский нац. окр.). В аналогичной ассоциации с самородной медью (см.)
анальцим установлен в р-нс оз. Верхнего (США). В типичных гидротермаль-
ных жилах редок (Андрсасберг, ГДР).
В значительных количествах встречается анальцим (аутигенный) в неко-
торых осадочных породах. Так, он составляет 70—80 % прослоев в верхне-
юрской пестроцветной свите Кутаисского р-на (ГССР); до 80 % серых артил-
лптов мелового возраста южной части Ливии (в Сахаре), образующих толщи
мощностью до 200 м (здесь анальцим находится в тесной ассоциации с ил-
литом); до 60 % массивных аркозовых песчаников эоцена юга Сев. Дакоты
(США); до 35 % прослоек с кварцем в угольном пласте Ньюкасл (Сидней-
ский бассейн, Австралия). Он известен также в озерных осадках Калифорнии,
Аризоны, Японии.
Известно образование анальцима в почвах за счет лейцита (см.) и в поч-
вах, богатых карбонатом натрия (бассейн Рузнзи, Бурунди).
Изм. См. описание семейства. В гипогенных условиях заме-
щается при повышении Р жадеитом (см.), при повышении Т—
альбитом (см.); известно замещение натролитом, вайракитом и
Другими минералами. В поверхностных условиях анальцим по-
степенно аргиллптизирустся, выщелачивается с образованием
пустот.
Знач. См. описание семейства.
Группа филлипсита
Филлипсит (Al3Si5016]0000“ • КСа(Н2О)~7
Назв. В честь английского минералога В. Филлипса (1775 —
1829).
Хим. Отношение Si/Al в пределах 1,6—2,4; для аутигенного
Филлипсита оно выше, чем для гидротермального. Установлены
ИП Na2O (до 7,6 %), ВаО (до 5 % в Ва-филлипсите—уэллсите).
445
Рис. 152. Филлипсит:
а —кристалл; б — двойники
Структ. Каркас структуры филлипсита можно представить с помощью
4-члепных SBU (4 на рис. 126), образующих вязь, близкую к полевошпатовой
(1 гр. по Д. Брэку), но отличающуюся относительной ориентировкой ТО^-те-
траэдров (см. верхнюю часть рис. 128), что приводит к более подвижному
каркасу с каналами, пересекающимися в плоскости ± к с (трехмерной си-
стемы каналов пет). При дегидратации выше ~320 К разлагается.
Филлипсит имеет мои. с. (Р2\/т или Р2\).
Выд. Одиночные кристаллы близкого к квадратному сечения
(см. рис. 148, а—г), двойники, четверники, часто крестообраз-
ные (рис. 152), реже уплощенные по {010} кристаллы, образую-
щие иногда щеточки. Мелкозернистые массы, корки.
Св. Цвет белый до бесцветного; иногда сероватый, желтова-
тый, красноватый. Блеск стеклянный. Иногда прозрачен. Хруп-
кий. Сп. сов. по {001}, ясная по {010}. Излом ступенчато-неров-
ный. Тв. 4—4,5. Черта белая. Пл. 2,2.
Диагн. Отличается от остальных цеолитов, кроме гармо-
тома, формой кристаллов и особенно их закономерных сраста-
ний, от гармотома — составом.
Обр. См. описание семейства.
Минералогический интерес представляют находки мелких кристалликов
филлипсита и их сростков (иногда уэллсита) в миндалинах основных эффузи-
вов (Карадаг, Крым; Маце, Ниигата, Япония; Засбах, Кайзерштуль, ФРГ).
Огромные залежи филлипсита образуются при гальмиролизе базальтового
стекла под действием морской воды (Палагония на Сицилии). Филлипсит
обычно вместе с фожазитом, иногда жисмондином, возникающий при гальми-
ролизе попадающих в морскую воду пепловых частиц и щелочного вулкани-
ческого стекла при низкой температуре (280 К), характерен для молодых
океанических осадков плейстоцена — голоцена (до 83 % туфов в р-нах Кьяпо
и Неаполя. Италия, не менее 50% пеплов — в р-нах Александрии и Павии,
Сев. Италия).
Аутигенный филлипсит типичен для красных глубоководных глин (в па-
рагенезисе с Fe-смсктитами), биогенных карбонатных и кремнистых пород, со-
временных глубоководных осадков Тихого и Индийского оксанов (отлагаются
со скоростью 6,5—0,9 мм/103 лет).
446
филлипсит — обычный минерал отложений соленых озер, где он обра-
зуется преимущественно за счет вулканических туфов, псплов, вптрокластов.
Его образованию благоприятствуют pH > 9, высокая концентрация К и Na
(осадки оз. Тилз Марш, Невада; оз. Сирлез, Калифорния). В озерных туфах
иногда устанавливается и гармотом (Уайкиуп, Мохаве, Аризона, США).
Филлипсит обнаружен в засоленных почвах Америки и Аф-
рики.
Изм., Знач. См. описание семейства.
Род шабазита
Шабазит [AlSi2O6]~TOO° • (Са, Na2) (Н2О)6
Гершелит [AISUO^0000 (Na2, Са) (Н2О)5
Назв. От греческого «шабасиос» — название неизвестного
камня, воспетого Орфеем; гершелит — в честь английского
астронома Дж. Ф. В. Гершеля (1792—1871).
Хим. По отношению Si/Al (1,6—3), перекрывают близкий
по составу левинит, отличающийся, однако, по своей структуре
более низкими в целом величинами Si/Al и меньшим количе-
ством Н20. Анализы шабазита чаще обнаруживают небольшие
примеси Na (до 0,25 ФЕ; — 1,5 Na2O), хотя есть представления
об образовании непрерывных твердых растворов вплоть до изо-
структурного гершелита [AlSi2OcJ'^ооо° • (Na2, Са) (Н2О)б. Уста-
новлены К (до -—0,25 ФЕ), Mg (до —0,2 ФЕ), 0, п % SrO,
BaO, Fe2O3.
Структ. шабазпта относится к гр. 4 по Д. Брэку. Ее можно представить
с помощью двойных 6-члснных колец — SBU 6—6, сочленяющихся наклон-
ными 4-членными кольцами—SBU 4 в рыхлый изометрический каркас с круп-
ными эллипсоидальными полостями (см. рис. 129), служащими местами раз-
дува сплошных каналов каркаса, образующих трехмерную систему. Каркас
структуры шабазита достаточно жесток, хотя он и обладает крупными по-
рами (свободный объем 0,47 см3/см3). Шабазит имеет триг. с. (7?3ш); известен
шабазит с аномальными оптическими свойствами трикл. с., что связывают с
упорядочением Si и А1.
Выд. Ромбоэдрические, близкие к псевдокубическим, кри-
сталлы (рис. 153, а), двойники прорастания (рис. 153,6), псев-
Догексагональные тройники (рис. 153, в), иногда уплощенные,
чечевицеобразные — факолит, кристаллические корки, секреции,
плотные мелкозернистые агрегаты с размером зерен менее
30 мкм.
Св. Бесцветные, белые, иногда красноватые. Блеск стеклян-
ный. Шабазит часто прозрачен. Хрупкие. Сп. ясная по {1011}.
Излом неровный. Тв. 4—5. Черта белая. Пл. 2,1—2,2.
Диагн. Важнейший признак — форма кристаллов, двойни-
ков, тройников.
Обр. См. описание семейства.
447
а —одиночный кристалл; б—двойник, в — тройник прорастания
Шабазит — типичный минерал газовых пустот в эффузивах (базальты
Юж. Прибайкалья; Гонолулу, Гавайи; Родоп, НРБ; Сев. Ирландии; траппы
Декана, Индия), гидротермалптов, развивающихся в эффузивах (Карадаг,
Крым). В этом случае встречается либо сам по себе, либо нарастает па да-
толит, томсонит, стильбит, гейландит или кальцит (прожилки в эффузивах
Карадага, температура образования которых оценивается в 340—420 К); из-
вестен в жилах гидротермальных сульфидных м-ппй Манитобы (США), гидро-
термальных прожилках в щелочных пегматитах Хибин, пегматитах и амфибо-
литах Моравии (ЧССР).
Гидротермально-метасоматическое происхождение имеют породы, сод.
50—65 % шабазита, залегающие в пижпетриасовых туфах основного состава
в бассейне рек Чамба и Юж. Чуня (Подкаменная Тунгуска).
В кремнистых туфах близ Дарки (Орегон, США) шабазит слагает мощ-
ные практически мономипсральпые тела, распространенные на площади
~118 км2 (запасы до 7,5-107 т). Образование шабазита, а также установлен-
ных на м-нии эрионита, клиноптилолита, филлипсита, анальцима связывают
с гидролизом стекла риолитового или «дацитового состава солеными щелоч-
ными (pH > 9) озерными водами: стекло—* монтмориллонит-* филлипсит-*
-* шабазит->эрноипт-* клиноптилолит 4- один из предыдущих цеолитов-*
анальцим + КПШ.
В Исландии шабазит установлен в раковинах ископаемых моллюсков. Ко-
рочки шабазита обнаружены в стенках древнеримских бапь у Пломбьера, где
его образование связывают с горячими (~340 К) источниками.
В качестве вторичного минерала шабазит развивается в виде корочек на
скаполите (Слюдянка, Иркутская обл.).
Изм., Знач. См. описание семейства.
Подсемейство 3. Высококремпиевые цеолиты
Группа стильбита
Стильбит [AbSi.Oid000000 • Са(Н2О)е
Назв. От греческого «стильбо»— блистаю, из-за сильного
блеска; синоним десмин — от греческого «десме»— пучок, из-за
сноповидной формы кристаллов.
Хим. Отношение Si/Al — в пределах 2,04—2,8; чаще 2,5—2,8;
известен стильбит с Si/Al = 3,20 (из пустот в гранитных
пегматитах Стшегова, Н. Силезия, ПНР). Отмечены ИП NasO
(До 3,6 %), К2О (до 1,5 %), иногда MgO (до 1,9 %).
448
Рис. 154. Сноповидный стильбит. Река Нидым, Эвенкийский авт. округ, РСФСР.
Умст.ьш. 1,7
Структ. стильбита относится к 7 гр. Д. Брэка. В ней _1_ к b достаточно
четко намечается субслоистый мотив из SBU 4—4—1 (см. рис. 146). На пе-
ресечении двумерной системы каналов, проходящих || а п || с псевдоромбиче-
ской ячейки, имеются крупные полости, в которых размещаются полностью
гидратированные катионы [Са(Н2О)8]’+. Na частично занимает положение Са,
частично же — другие структурные положения внутри каналов, будучи окру-
женным не только молекулами ГЬО, но и атомами О каркаса.
Стильбит имеет мон. с. (С2/т).
Выд. Иногда уплощенные по {010} пластинчатые кристал-
лы, их сростки, щетки. Более характерны четверниковые сра-
стания и расщепленные кристаллы сноповидной (рис. 154) и
сферолитовой формы. Агрегаты параллельно-шестоватого и иа-
раллелыю-пласгинчатого строения с округлыми формами рас-
щепления с поверхности; плотные сплошные выделения.
Св. Стильбит белый, иногда бесцветный, прозрачный, желто-
ватый, красноватый до оранжево-красного. Блеск сильный,
стеклянный; на плоскостях сп. иногда слегка перламутровый.
Хрупкий. Си. сов. по {010}, ясная по {100}. Излом пластинча-
тый, лучистый до занозистого. Тв. 3,5—4. Черта белая. Пл. 2,2.
Диагн. Легко диагностируется по формам выделения и дру-
гим свойствам
Обр. См. описание семейства.
Стильбит наиболее характерен для миндалин и прожилков в основных
эффузивах (Сибирские траппы, где известны «снопы» длиной до 10 см и
15 Зак. 594 4 49
сферолиты до 20—25 см в поперечнике; Карадаг, Крым). В качестве поздне-
гидротермального продукта стильбит известен в гранитных пегматитах (Стше-
гов, ПНР), на некоторых полиметаллических м-ниях (Дальнегорское, При-
морье; Савннское, Читинская обл.). Он известен совместно с эпндото.м в
амфиболит-хлорптовых сланцах (Маленко, Италия), с натролитом, гейланди-
том и ломонтитом вдоль трещин в кислых гнейсах Крагёрё (Норвегия), слю-
дяных сланцах (Аляска).
Изм., Знач. См. описание семейства.
Род гейландита — клиноптилолита
Гейландит [AlSisOg]?00000 • Са(Н2О)5
Клиноптилолит [AlSi5Ol2]000°00 (К2, Ка2Са) (Н2О)8
Назв. Гейландит — в честь английского коллекционера ми-
нералов Дж. Г. Гепланда (1778—1856), клиноптилолит, считаю-
щийся мон. полиморфом птилолита — морденита, — по волокни-
стым агрегатам от греческих «птильон» — пух и «литое» —
камень.
Хим. К гейландиту относят минералы с Са> (К-j-Na) и
Si/Al от 2,47 до 3,73, к клиноптилолиту — минералы с
(K + Na)> Са и Si/Al > 3,73; до 5,25. Переход от гейландита
к клиноптилолиту отвечает и увеличению относительной роли
Н2О. Отмечены также SrO (до 4,4 %), ВаО (до 4,8%), Fe2O3
(До 1,6%).
Структ. относится к гр. 7 по Д. Брэку. В алюмокремниевом каркасе из
SBU 4—4—1 выделяется субслоистый мотив II {010} (см. рис. 154). В гейлан-
дите Са лишь частично гидратирован: 5Н2О + 30 каркаса; в клиноптилолите
катионы упорядочены.
При нагревании до 500 К гейландит резко сжимается и переходит в гей-
ландит В, а выше 620 К вещество становится аморфным. Клиноптилолит не
имеет второй модификации и устойчив почти до 970 К.
Гейландит и клиноптилолит имеют мон. с. (С2//п).
Выд. Для гейландита типичны уплощенные по {010} до
таблитчатых кристаллы, выделяющиеся своей клиновидностыо
(за счет граней {001} и {010} —рис. 155, правый); иногда близ-
кие к изометричным псевдотстрагональные кристаллы (рис. 155,
центральная часть). Обычно расщепление, скручивание кристал-
лов (рис. 156, п) с образованием характерной чешуйчатой
скульптуры на гранях {010} (рис. 156,6), вплоть до полных сфе-
ролитов. Характерны также листоватые слюдоподобные, лучи-
сто-пластинчатые агрегаты. Для клиноптилолита обычны плот-
ные микрокристаллические сплошные массы с размером инди-
видов до долей микрометров (см. рис. 148,6); макроскопиче-
ские выделения большая редкость.
Св. Гейландит белый, иногда бесцветный, прозрачный, часто
желтоватый, розовый до красно-коричневого. Блеск перламутро-
вый, особенно ясно выраженный на поверхности искривленных
кристаллов, сферолитов, плоскостей сп., до стеклянного; в ми-
450
Рис. 155. Кристаллы гейландита
крокристаллических агрегатах — белые, серые, желтоватые;
блеск тусклый. Хрупкие. Сп. сов. до весьма сов. по {010}. На
плоскостях сп. гейландита часто видно секторальное (кресто-
образное) строение с волнистой поверхностью отдельных сек-
торов. Излом ступенчатый. Тв. 3,5—4. Черта белая. Пл. 2,2.
Диагн. Гейландит легко диагностируется по форме выделе-
ний, блеску и другим физическим свойствам; клиноптилолит от-
личается оптически и термографически.
Обр. См. описание семейства.
Крупнокристаллический гейландит вместе с другими цеолитами, кальци-
том, кварцем наиболее характерен для пустот в основных эффузивах (про-
жилки в эффузивах Карадага, Крым; миндалины в траппах Зап. Сибири —
хорошо образованные кристаллы гейландита до 7—8 см по оси с, искривлен-
ные кристаллы (см. рис. 156) до 10—15 см и сферолиты до 20 см в попереч-
нике).
Гейландит встречен в выветрелых гиперстеновых андезитах (Челлис, Ай-
дахо, США). Является обычным продуктом изменения основных вулканиче-
ских стекол (лавы Калифорнии, США). С гранатом и аксинитом гейландит
обнаружен в некоторых контактово-метаморфических образованиях (Чичибу,
преф. Саитамо, Япония), в слюдяных гнейсах (Мамско-Внтпмский р-н,
ЯАССР).
Вулканогенно-осадочные залежи клиноптилолита (по кислым стеклам)
мощностью десятки и сотни метров, прослеживаемые на многие километры,
известны в Закавказье (Дзегви, Тедзами, Ай-Даг, Ахалцих), Закарпатье
(Крайнпково), Туркмении (Ватхыз), на Сахалине (р-н порта Корсаков), в
вулкапогепно-осадочных толщах Родоп (НРБ), ВНР, во многих р-нах Ка-
лифорнии и Невады (США). В Японии клиноптилолит — самый распростра-
ненный минерал измененных пирокластов области распространения зеленых
туфов (замещает стекло, заполняет пустоты).
Аутигенный гейландит установлен в бентонитовых глинах Гектора (Кали-
форния) и Патагонии, в песчаниках Калифорнии, пижпеплиоценовых глинах,
супесях, песках и песчаниках с глауконитом дельтовых отложений Нила;
гейландит и клиноптилолит — во многих породах глаукопитово-кремиистой
формации, монтмориллонитовых глинах, мергелях, меловых отложениях Евро-
пейской части СССР, черных сланцах, богатых органогенным веществом. Аути-
генный клиноптилолит обычно с КТ-опалом, кристобалитом, кварцем, смек-
титами, палыгорскитом характерен для: 1) кремнисто-глинистых пород с
’^’сулярпымн образованиями биогенного или абиогенного происхождения,
^) собственно глинистых пород (в парагенезисе с Ее-смсктнтами пли палыгор-
скитом, сепиолитом, 3) органогенных кремнистых (цеолит-кристобалитовых
15* 451
Рнс. 156. Гейландит:
а—расщепленные, изогнутые пластинчатые кристаллы гейландита с кристаллами аиапь-
цнма. Ув. 2; б — черепитчатая поверхность грани (010) крупного кристалла Ув. 2, Река
Нидым, Эвенкийский авт. округ, РСФСР
452
с смектитами и палыгорскитом) и карбонатных пород. Он широко распростра-
нен в осадочных породах Чиатурской и Никопольской марганцевых провин-
ций. Клиноптилолит с монтмориллонитом, иллитом установлен в мергелистых
известняках с глауконитом (провинция Анжу, Франция) Найдены псевдо-
морфозы клиноптилолита по ископаемым остаткам из кальцита и арагонита
(Каинара-Харбор, Новая Зеландия). С образованием клиноптилолита за счет
микрофауны кремнистого состава связывают обнаружение клиноптилолита в
бмрых глинах и богатых микрофауной глубоководных (с глубины 1655—
5696 м) осадков Тихого, Атлантического и Индийского океанов. Аутигенное
происхождение имеет, очевидно, и клиноптилолит мягких подпочвенных осад-
ков, обнаженных в наносах р. Ната (Сев. Ботсвана). Он ассоциирует здесь
с кварцем, монтмориллонитом, иллитом.
Изм., Знач. См. описание семейства.
Группа морденита
Морденит [AlSi5Ol2]~~°°-(Ca, Na2, К2) (Н2О)7
Назв. По месту первоначальной находки в р-не Мордена,
округ Кингс, Канада.
Хим. Отношение Si/Al чаще близко к 5, хотя отмечено его
снижение до 4,17. Среди катионов могут быть случаи, когда
Са > Na, Са « Na; Na > Са; К обычно играет подчиненную
роль. Кроме того обнаружены Ре20з (до 1,1%) и MgO, TiO2
(до 0, я %). Известен Sr-морденит — аштонит.
Структ. относится к гр. 6 по Д. Брэку (см. рис. 128). Si и А1 упоря-
дочены; 704-тетраэдры образуют сложноцепочечный субмотив (см. рис. 147).
Координация катионов и положение молекул Н2О исследованы недостаточно.
Морденит имеет ромб. с. (Cmc2i).
Выд. Игольчатые, ватообразпые выделения, спутаиноволок-
нистые плотные массы, тонколучистые сферолиты, изредка вытя-
нутые кристаллики. Известны игольчато-волокнистые вростки в
других минералах (рис. 157) и псевдоморфозы по апофиллиту.
Св. Цвет белый, сероватый до темно-серого, зеленовато-серый,
красноватый до коричневого. Блеск стеклянный до тусклого
(в плотных агрегатах). Волокна ломкие. Агрегаты морденита
из-за тонковолокнистого строения мягкие, хотя тв. моно-
кристаллического морденита до 4—5. Сп. сов. по {100} и ясная
по {010} обычно наблюдается лишь под микроскопом. Черта
белая. Пл. 2,15.
Диагн. По формам выделений и парагенезису отличается от
большинства известных минералов; в скрытокристалличсских
плотных агрегатах и сферолитах — рентгенографически, опти-
чески.
Обр. См. описание семейства.
Морденит в виде ватообразных прокладок между шарами пиллоу-лав ши-
роко распространен в бассейне р. Ниж. Тунгуски, где он ассоциирует со стиль-
битом, гейландитом и другими цеолитами, апофиллитом. В сходной ассоциа-
ции морденит встречается в эффузивах Карадага (Крым), где температура
453
Рис. 157. Иготьчато-волокнпстые выделения морденита — «пальцы», в исланд-
ском шпате; мелкие черные точки — включения шариков вулканического
стекла. Река Нидым, Эвенкийский авт. округ, РСФСР. 9/10 пат. вел.
/ ’
его образования оценивается в 500—420 К. Аналогичная ассоциация харак-
терна для морденита известных м-ний агатов в Сев. Чехии (Козаков близ
Тыриова).
Морденит установлен в измененном пемзовом туфе (р-н Ояма-Исехара,
Центр. Япония; составляя иногда более 50 % измененного туфа всрхпемсло-
вой толщи хр. Пцуми, Юго-Зап. Япония). В виде тонких шелковистых прожил-
ков известен в бентонитовых глинах Японии, которые встречаются в туфоген-
ных осадках. Морденит составляет до 65 % пласта витрофирового туфа среди
аргиллитов, алевролитов, песчаников и конгломератов плиоцена (?) свиты
Эсмеральда (Невада, США); в Северо-Восточных Родопах (НРБ) широко
развиты клиноптилолитовые и морденитовые туфы, образовавшиеся по вулка-
ническим витрокластам, причем морденит (местами до 50%) развивается по
клиноптилолиту.
Мельчайшие зёрна аутигенного морденита встречаются в м-ниях песка на
Урале, вместе с анальцимом в третичных песчаниках и алевролитах Грузии.
В меловых отложениях близ г. Брянска морденит (до 20 % породы) ассоции-
рует с гидрослюдой, каолинитом и глауконитом.
Изм., Знач. См. описание семейства.
СЕКТОР 2. БЕРИЛЛОСИЛИКАТЫ
К бернллосиликатам относится более 30 минеральных видов.
Большинство из них —редкие. Относительно широко распро-
странен и встречается в значительных количествах берилл, круп-
454
ньтс скопления известны также для фенакита и минералов рода
гельвина.
Хим. Наибольшее число бериллосиликатов в качестве видо-
образующих содержат Са (14 видов), Na (8), Вс (7); меньшую
роль в них играют Y (5 видов), Fe3+ (4 вида), Al, Fe2+, Мп24-, Li
(по 3 вида), Ва, К (по 2 вида), Rb, Sc, Sb5 (по 1 виду),
причем бернллосиликаты Al, Be, Мп24-, Fe2+ (и 2п) относятся
к наиболее широко распространенным минералам, образующим
промышленно важные концентрации. Для большинства бернлло-
спликатов отношение Si/Be постоянно. Некоторые минералы
являются бериллоалюмосиликатами (миларит — I\Ca2 [ (Ве2А1)s3
(51120зо)]то^-ПН20)2 др.), среди которых известен биттнпт —
Са{(А1, Li)3(OH)2[ (Be, Al) 2Si20in] °000} с переменным отно-
шением Al/Вс. Отличительной особенностью минералов рассма-
триваемого сектора является обилие среди них кислых берилло-
силикатов (7 видов, в том числе эвклаз Al [HOBe(SiO4)]°°, баве-
нит Ca4[(OH).2Be2Al2(Si3O10)(Si6Ol6)]““00, бертрандит Ве3[(ОН)4Х
XBe5(Si2O7)2r 0000), наряду с которыми известны основные берил-
лосиликаты (5 видов), минералы сод. F (4), Cl (1), S (2 вида);
8 бернллосилнкатов — кристаллогидраты (миларит, эпидидимит
и эвдидимит — {Вс [Bc3(Si6Ol5)2]000000} Na4(H2O)> и др.).
Структ. Вс во всех минералах имеет КЧ — 4.
Распределение Вс и Si в структурах упорядочено. Это позволяет выделять
как мотивы из Si-тетраэдров (иногда Si- и Al-тетраэдров), что используется
как признак иадотрядов, так и мотивы из Be- и Si-тетраэдров, что прини-
мается за основу при объединении минералов в отряды. При этом по кремне-
кислородным (алюмокремнскислородным) мотивам основная масса беррилло-
силикатов представляет собой островные минералы. Среди них преобладают
минералы с одиночными [ЗЮ4]4~-тетраэдрами (15 видов, в том числе фена-
кит, гельвин); для меньшего их числа известны [Si2O7]c“ группы (4 вида, в
том числе бертрандит), кольца [SigOio]8- (3 вида), [Si^Oio]84' (1 вид),
[Si60i8]12- (берилл), [Sii2O3C]12“ (миларит). Единичные бернллосиликаты об-
ладают цепочечным, ленточным, трубчатым или каркасным кремнекислород-
ным мотивом. Напротив, включение [ВеО4] ^-тетраэдров в структурный мо-
тив позволяет большинство структур бериллосиликатов относить к каркасным
(16 видов) или сеточным (И видов); на долю ленточных приходится всего
Два вида, цепочечных — один. В некоторых из бериллосиликатов анионы О2~
оказываются вершинами не только двух, но трех и даже четырех тетраэдров
одновременно. Это проявляется в минералах, для которых подсчет К по фор-
муле (20—-4Т)!Т приводит к отрицательной величине, поскольку тетраэдри-
ческую координацию имеет как Be, включающийся в бернллосиликатиый ра-
дикал, так и Вс, играющий формально катионную роль. Поэтому среди
берпллоептикатов следует выделить и бернллосиликаты Вс. В таком случае,
Даирпмер, формула фенакита приобретает вид Be[Be(SiOJ] ““°0, барплита —
BaBcO[BeSi2O6] бертрандита — Be3[(OH)4Be5(Si2O7)2] н т. д.
Большинство бериллосиликатов, в том числе все берилло-
силикаты Вс, являются нульбсриллосиликатами (14 видов); за-
тем идут мононуль (7 видов, в том числе бавенит) - и моноберил-
455
лосиликаты (7 видов, в том числе эвклаз, гадолиниты (Са, Y)X
X(Fe2+, Fe3+) [O2Bc2(SiO4)2]°"00), тогда как на долю ди-моно- и
дибериллосиликатов приходится всего по одному виду.
Обр. Be накапливается в позднемагматических и постмагма-
тических продуктах. С одной стороны, это связано с кристалло-
химическими различиями Be и Si, с другой — со способностью
Be образовывать фторбериллатныс комплексы, обладающие от-
носительно высокой летучестью и удерживающие Be в постмаг-
матическом флюиде. Поэтому образование берпллосиликатов
связано с поздними этапами кристаллизации магмы в абиссаль-
ных условиях, когда потеря летучих предотвращается — появле-
ние бериллосиликатов в гранитах, особенно подвергшихся
автомстаморфизму (апогранитах), в гранитных пегматитах.
Они — типичные минералы грейзенов, некоторых скарнов, ги-
дротермальных жил. Из-за большой роли в переносе Be фтор-
бериллатных комплексов совместно с бериллосиликатами
часто образуются флюорит, топаз (см.), более редкие фто-
риды.
С альбитизированными и грейзенизированными апикальными
частями некоторых гранитных интрузий связаны средние по мас-
штабам месторождения берилла; иногда высокая концентрация
минералов рода гельвина. Известны и промышленные концен-
трации последних, связанные с зонами Щелочных метасомати-
тов по гранитам. Для гранитных пегматитов типичен берилл,
иногда образующий крупные концентрации, имеющие важное
практическое значение; минералогический интерес представляют
находки в них фенакита, бертрандита, минералов рода гель-
вина. Для некоторых скарновых рудных тел, зон и залежей в
экзоконтактах гранитных массивов установлена рассеянная
вкрапленность минералов рода гельвина, иногда с огромными
запасами рудной массы (млн. т), по с низкими сод. ВеО, не
имеющими пока практического значения.
Гидротермальный генезис имеют крупные зоны и залежи
феиакит-бертрандит-флюоритовых (со слюдой, турмалином, ПШ)
и бертрандит-флюоритовых (с адуляром, халцедоном или слю-
дой) руд, имеющие большое промышленное значение. В значи-
тельных количествах минералы рода гельвина известны в ряде
кварцевых, полиметаллических, вольфрамитовых, молибденито-
вых жил, из которых могут попутно извлекаться для получе-
ния Be.
Знач. Берилловые, фенакит-бертрандитовые и гельвин-дана-
лит-гельвиновые руды — основные источники Be (в берилле
сод. ВеО до 14%, фенаките — 44 %, бертрандите — 42 %, гель-
вине ~ 13,5 %, гентгельвине— 12,6 %). Прозрачные, бесцветные
и окрашенные разновидности— драгоценные камни, в том числе
высшей (изумруд) и первой категорий (аквамарин, морганит,
гелиодор).
456
Группа фенакита
Фенакит Be[Be(Si04)]occoo°
Назв. От греческого «фенаке» — обманщик, из-за большого
сходства в обломках с кварцем.
Хим. Близок к формуле*; примеси (Na2O, К2О, CaO, MgO,
ре20з, Л12О3, Н2О) не превышают 0, n%; иногда отмечается В
(до 0,225 %).
Структ. В основе структуры фенакита находятся цепочки SiO.i- и ВеО4-
тетраэдров — ВеО4—S:O4—ВеО4—ВсО4—SiO4 — вытянутые вдоль с. Цепочки
соединяются в тройные ленты (рис. 158, а), связанные друг с другом по гек-
сагональному мотиву (рис. 158, б) со сквозными гексагональными каналами
II с.
Возможно именно с наличием каналов связано вхождение в фенакит не-
больших примесей Na, К, Са, Н2О. Упорядоченное распределение ВеО4- и
5Ю4-тетраэдров по винтовым тройным осям в лептах приводит к триг. с.
(/?3).
Выд. Кристаллы (чаще 0, п мм, редко до и см и даже до
18—20 см) ромбоэдрические, призматические, столбчатые до
игольчатых (рис. 159). Нередко двойники по {1010}, друзы и
щетки на стейках трещин, пустот и игольчато-шестоватые агре-
гаты, сферолиты (иногда зонально-концентрические, состоящие
из фенакита и флюорита). Кристаллы с поверхности иногда не-
сколько округлые (растворение?) с матовыми гранями.
Св. Бесцветный, прозрачный, иногда белый, желтый, винно-
желтый, розовый до бурого и даже дымчатого. Блеск стеклян-
ный. Хрупкий. Сп. до ясной по {1120}, несов. по {1011}. Излом
раковистый. Тв. 7,5—8. Черта белая. Пл. 2,9—3,0.
Диагн. В осколках похож на кварц, от которого легче всего
отличается по форме кристаллов или оптическим путем.
Обр. См. описание сектора.
Экспериментальные исследования показали, что фенакит не образуется из
ВсО и SiO2 даже при 1670—1870 К. В то же время он легко синтезируется
из ВеО и SiO2 в присутствии SiF4 и фторбериллатов, причем при гораздо бо-
лее низких температурах (920—1170 К). Фенакит был синтезирован также
пропусканием SiF4 над ВеО. В гидротермальных растворах ниже 820—850 К
фенакит переходит в бертрандит. При достаточном количестве в мпнералооб-
разующей среде Л12О3 и SiO2 вместо фенакита возникает берилл. В то же вре-
мя фенакит может развиваться за счет берилла, например, при калиевом ме-
тасоматозе с образованием КПШ:
2Al2[Be3(Si6O18)] + 3SiO2 + 2K2O —> 3Be[Be(SiO,)] + 4I<[A|Si3O3] (73)
Фенакит в гранитных пегматитах чистой линии в ассоциации с кварцем,
бериллом, топазом известен на Украине, Урале, в Казахстане. Превосходные
ромбоэдрические его кристаллы известны из пегматитов с монацитом, цирко-
ном, колумбитом, ксенотимом в Минас-Жерайс (Бразилия).
Синтезировано большое число соединений с общей формулой
ri[T(ZX4)1, изотипных фенакиту, в которых Л4 = Be, Zn, Cd, Li; Si, Ge; T —
= Be, Zn, Al, Ga, Li, Si, Ge(Mn, Zn); Z === Si, Ge, Cr, Mo, W, Zn, Be, V, As,
Se, S; X = O, F, N.
457
б
Рис. 158. Структура фенакита:
а — ленты из строганых цепочек Si Си-
стемные) н ВеО-гтеграэдров (более свет-
лые); б — проекция структуры на (00JI)
Рис. 159. Кристаллы фенакита
Фенакит, в том числе кристаллы короткопризматического габитуса раз-
мером до 20 см в поперечнике, известны в изумрудсодержащих пегматитах
линии скрещения (Урал). Здесь он приурочен к флогопитовым и хлоритовым
реакционным зонам с хризобериллом, флюоритом, турмалином, апатитом.
В апогранитах фенакит тесно ассоциирует с альбитом, микроклином, флю-
оритом и более редкими фторидами (УССР).
В ассоциации с бериллом, гельвином, касситеритом, вольфрамитом фенакит
известен в кварц-мусковитовых, кварц-топазовых и кварц-берплловых грейзе-
нах (Невада и Южная Дакота, США).
В срастании с флюоритом, калиевым полевым шпатом, мусковитом, бер-
трандитом, турмалином, иногда апатитом и касситеритом фенакит установлен
ja гидротермальных мстасоматитах, развивающихся по известнякам (Дальний
Восток).
Известен в некоторых гидротермальных рудных жилах с магнетитом, ге-
матитом п сульфидами (Фримонт, Франция), кварц-флюорптовых (Колорадо,
США), доломитовых прожилках с флюоритом, шеелитом, ильменитом и пи-
ритом (Урал), жилах альпийского типа (близ Реккинга, Швейцария).
Кристаллы фенакита в ассоциации с анатазом и брукитом встречены в
трещинах в гнейсах р-па Осеола (Сев. Италия).
Изм. В гипогенных условиях переходит в бертрандит.
Знач. См. описание сектора.
458
Группа берилла
Берилл Al2[Be3(Si6018)]c>:ocoo-(R> ПгО)^ 5
Назв. имеет древнее происхождение, но его этимология не
ясна.
Хим. Изменения состава связаны как с изовалентпым
Al3h->/Vl3+ = Fe3% Сг3-, V3-, Sc3+ (до 1,5 % Fc2O3, 0,3 % Сг2О3,
3 % V2O3 или Sc2O3), так и с гетеровалентным изоморфизмом
типа А13-~>- /УР+ + (^+, Н2О) в о-бсриллах, Вс2 Li+-ф (R н>
Н2О) в /-бериллах, где R~ = Na, К, Rb, Cs, 1/2(Са, MgJ, из-
вестны также ot- и /о-бериллы, в которых устанавливается изо-
морфизм обоих типов. По сод. щелочей бериллы делят на
1) бссщслочные R2O-<0,5%; 2) натриевые. Na2O > 0,5 °/о;
3) иатриево-литиевые Na2O -{•- Li2O > 1 %; 4) цезиевые Cs2O Г>
> 1 %. В отдельных анализах устанавливается Na2O (до 2,5 %),
Li2O (до 1,4%), КйО (до 0,5%), Cs2O (до 4,6%), СаО (до
3,0%), FeO (до 1,5%)- В зависимое™ от примесей выделяют
воробьевит (Li, Cs), ростерит (Na, Li), баццит (Sc). Некоторые
из них обладают специфической окраской и часто прозрачны —
аквамарин (FeO, Fe2O3; 2R2O<0,5 %), гелиодор (FeO и Fe2O3),
изумруд (Сг, V). В бериллах часто отмечается Н2О (в щелоч-
ных бериллах до 3%: сод. Н2О (в ФЕ) чаще всего пропорцио-
нально Cs + удвоенное количество (Na+, Са); часть Н может
находиться в виде Н_-ионов и молекул RH).
Интересной особенностью берилла является повышенное сод. в нем Не,
значительно превышающее то, которое можно ожидать, учитывая радиоактив-
ный распад, и примеси элементарного водорода (до 0,2 ат. %).
Структ. Основной мотив структуры берилла представляют шестерные
кольца Si6OiK (рис. 160, а, б), связанные друг с другом ВеОгтетраэдрами в
гексагональные трубки и далее в каркас (рис. 160,6); между трубками из
[Si6OI8]-колец п [ВеО.ф'^-тетраэдров находятся катионы А13+, имеющие
Кч = 6.
При ограниченном замещении Ве2+ на Li+ и А13+ на М2+ катионы R, ком-
пенсирующие отрицательный заряд каркаса, входят в каналы структуры. По-
скольку подобные каналы для большинства из этих катионов велики, одно-
временно с ними появляются «подпорки» из молекул Н2О, не позволяющие ка-
тионам «болтаться». Молекулы Н2О в каналах из-за их пережимов и катион-
ных «пробок» удаляются лишь при 1170—1270 К без разрушения структуры,
т. е. носят цеолитовый характер.
В соответствии со структурой берилл имеет гскс. с. (PQ/mcc).
Выд. Кристаллы длиной до нескольких метров столбчатого
(рис. 161), конусовидного, реже уплощенного по {6001} (росте-
рит) облика. На гранях кристаллов часто хорошо выражена
скульптура роста и растворения в виде штриховки вдоль удли-
нения, ступенек и спиралей роста, шестигранных (на гранях
пинакоида), ромбовидных и квадратных (на гранях призм) ямок
растворения и т. д. У бесщелочных бериллов штриховка, осо-
бенно вертикальная, выражена сильно, а у щелочных она
наблюдается редко. Иногда встречаются параллельные сростки
459
Рис. 160. Структура берилла:
а—в проекции на (0001) (51О4-теграэдры в кольцах следующего уровня заштрихованы)!
б—в проекции вдоль осп с
кристаллов, сохраняющие общую шестигранную форму, снопо-
видные и шестернеобразные сростки, шестоватыс агрегаты и
сплошные массы.
Известны «фаршированные» кристаллы с оболочкой берилла
по периферии и «начинкой» из альбита, микроклина, кварца,
тур м ал и н а, м усковита.
Св. Берилл бесцветный, прозрачный, белый, желтоватый,
желтый (прозрачный —гелиодор), зеленоватый до бутылочно-
зеленого (Fc2+ и Fe3+), голубой (прозрачный — аквамарин; Fe3+
и Fe2+), розоватый до красного (Мп), травяно-зеленый (изум-
руд). Окраска часто распределяется зонально, что особенно хо-
рошо видно на срезах _1_ с, когда отдельные зоны повторяют
контуры кристаллов. Известны кристаллы с секторальным строе-
нием, в том числе «трапише— изумруды» с звездчатым распре-
делением секторов в плоскости || (0001), содержащие изумруд-
ное ядро с белесой оболочкой, или темно-зеленое до черного
ядро с секторальной изумрудной окраской внешней части. Блеск
стеклянный. Хрупкий. Сп. нет; иногда отдельность по {0001}.
Излом неровный до раковистого. Тв. 7,5—8. Черта белая. Пл.
2,6—2,9 (у щелочных бериллов).
Диагн. От похожего по форме кристаллов апатита отли-
чается большей тв., от топаза-—отсутствием сп.
Обр. См. описание сектора.
Берилл плавится инконгруэптно при 1780 К с образованием фенакита,
хризоберилла и расплава *. Полное расплавление происходит при 1900 К; под
Давлением Н2О температура ипконгруэнтиого плавления снижается (до
1170 К при 7’ц2о== 0,21 ГПа).
Исследования газово-жидких включений в берилле показывают, что ос-
новная его масса образуется в природе при 570—720 К, реже эта темпера-
тура опускается до 430 К и поднимается до 840 К.
* Берилл плавится конгруэнтно при ~4 ГПа, что может использоваться
Для его выращивания непосредственно из расплава; однако эти давления
слишком высоки для образования берилла в природе.
461
Берилл неоднократно синтезировался различными путями, в том числе в
гидротермальных условиях при 670—1120 К и давлениях от 40—150 д0
300 МПа. Легче всего он получается в присутствии летучих фтористых соеди-
пенни кремния и фторбериллатных комплексов в условиях средней кислотно-
сти или щелочности, повышение которых приводит к его растворению. Пин
недостатке в системе А120з наряду с бериллом или вместо него образуется
фенакит.
Наиболее широким распространением пользуется берилл (в том числе ак-
вамарин) в гранитных пегматитах (Урал, Казахстан, УССР, Забайкалье). От-
сюда известны и наиболее крупные его кристаллы — до 18 м (Ольбанп, Мэн
США) и даже до 200 т (Бразилия). Для него характерна ассоциация с квар-
цем, полевым шпатом, мусковитом, топазом, турмалином, сподуменом, лепи-
долитом, касситеритом, колумбит-танталитом, амблигонитом.
Берилл (изумруд) установлен в десплпцпровапных пегматитах линии скре-
щения (Изумрудные копи, Урал), где он находится самостоятельно пли с по-
левым шпатом в флогопитовых слюдптах с Ве-маргарлтом, флюоритом, баве-
нитом Са4[(ОН)2Вс2А12 (Si3OI0) (SieOis)]корундофпллптом. Изумруд
сходного генезиса установлен в флогопнт-бпотитовых слюдптах Хаба.хталя
(Австрия), р-на Раджгар (Раджастхан, Индия), в ЮАР, Австралии.
Берилл — характерный минерал альбптпзировэнных апогранитов. извест-
ных в ряде, р-нов СССР, и грейзенов с топазом, мусковитом, флюоритом,
кварцем, иногда касситеритом, вольфрамитом (Забайкалье, Казахстан). Изум-
руд и александрит добываются из контактово-метаморфических пород, образо-
вавшихся на контакте слюдяных сланцев и пегматитов па зап. берегу оз. .Ма-
ныяра (Танзания), где они находятся в ассоциации с желтым хризобериллом,
апатитом, гранатом, шпинелью, оливином, клинопироксеном, сипим корундом,
фенакитом, шерлом, бериллом. Известны кварц-бсрилловые и кварц-полсво-
шпат-бернлловые гидротермальные жилы, в том числе с изумрудом (Казах-
стан). Своеобразные кальцитовые жилы в битуминозных сланцах с превосход-
ным изумрудом известны в Колумбии (Музо). Мелкие бесцветные кристаллы
берилла обнаружены в доломитах Креволо Д’Оссоло (Италия).
Изм. В поздние стадии развития гипогенных процессов бе-
рилл может замещаться альбитом, фосфатами Мп и Fe, квар-
цем, мусковитом, калиевым полевым шпатом, фенакитом, иногда
смесью нескольких минералов одновременно и даже каолини-
том. По бериллу образуется ряд вторичных более редких берил-
лиевых минералов, например, бавенит, бертрандит. В поверх-
ностных условиях устойчив и может накапливаться в россыпях.
Знач. См. описание сектора.
Род гельвина
Гельвин [BeSiO4]“ooo° • Mn4S
Даналит [BcSi04]“rao° • Fe4S
Гентгельвин [BeSiOi]^00000 • Zn4S
Назв. Гельвин от греческого «гелпос» — солнце, за желтую
окраску некоторых образцов; даналит — в честь американского
минералога Дж. Д. Дэна (1813—1895); гентгельвин — по имени
первооткрывателя Ф. А Гента (1820—1893).
Хим. Тройные твердые растворы гельвин — даналит — гент-
гельвин (рис. 162); гельвин и гентгельвин изредка близки к тео-
ретическому составу. Из примесей следует отмстить AI2O3 (Д°
462
Рис. 162. Химический состав минералов рода гельвина
4,2%), Fe2O3 (до 2%), MgO (до 2,3%), СаО (до 4 %)-чаще
результат загрязнения полевыми шпатами, магнетитом, гемати-
том, гранатами и т. п., иногда 77?2О3 (до 0,5%), ZrO2 (0,14 %)•
Структ. Минералы рода гельвина изотиппы содалиту (см. pile. 143) с за-
меной А1 —Вс; Na-^Aln, Fe, Zn; Cl->-S. Они имеют куб. с. (/J43n).
Выд. Сплошные зернистые массы в виде округлых скопле-
ний, вкрапленников, линзочек, прожилков; иногда кристаллы
тетраэдрического или псевдооктаэдрического (комбинация двух
тетраэдров) облика.
Св. Цвет белый, серый, желтоватый, лимонно-желтый,
желто-зеленый, розоватый, красно-коричневый (Мп, Fe3+) до
черного у выветрелых образцов (оксиды Мп). Блеск стеклян-
ный до жирного. Иногда прозрачны. Хрупкие. Сп. от практиче-
ского отсутствия до ясной по {111} у гельвина. Излом неровный
до раковистого. Тв. от 5,5 (даналит) до 6 (гельвин), 6,5 (гент-
гельвин). Черта бесцветная до светло-красной, светло-коричне-
вой. Пл. 3,2 (гельвин) до 3,7 (гентгельвин).
Диагн. Похожи больше всего на гранат, от которого отлича-
ются меньшей тв. Зерна гельвина и даналита, но не гентгель-
випа, при кипячении с H2SO4 и щепоткой As2O3 покрываются
канареечно-желтым налетом. Под действием кипящих H2SO4 и
Конц. НС1 гельвин и даналит выделяют H2S и студенистый оса-
док кремнекпелоты; гентгельвин в этих условиях устойчив.
Обр. См. описание сектора.
Минералы рода гельвина в большинстве случаев образуются в поздние
пневматолито-гидротермальные, но высокотемпературные (720—610 К) ста-
дии эндогенных процессов за счет бериллиевых (берилла, фенакита, бертран-
дита) плп берпллпнеодержащнх минералов (магнетит, везувиан, слюды, ПШ
463
с ИП Be), при низких Eli и высокой активности S(Be:Si:S:Mn(Fe,Zn)~
— I : 2,5 : 0,5 : 4), низкой активности А120з, небольшой активности SiO2.
Апограипты (микроклиппзированные, альбптизпрованные, окварцованпые)
с гептгельвином, фенакитом, бертрандитом известны на Украине; гельвин об-
наружен и в апогранптах с колумбитом (см.) плато Джос (Сев. Нигерия).
Акцессорный гентгельвин встречен в хрусталеносных полостях камерных гра-
нитных пегматитов (Кент, КазССР); гельвин в ассоциации с танталитом, са-
марскитом, цпртолитом, бериллом обнаружен в клевеландитовой и мускови-
товой зонах гранитных пегматитов р-на Копровища (НРБ).
Апокарбопатпые кальцит-флюорит-мусковитовые грейзены с гельвином из-
вестны в Забайкалье. Грейзены с гельвином, даналитом, гематитом, кварцем,
флюоритом, гранатом известны в КазССР; с гельвином, мусковитом, берил-
лом, вольфрамитом, сульфидами — в КНР.
Магпстит-флюорнтовые скарны с геденбергитом, гранатом, везувианом,
гельвином, даналитом — наиболее обычный тип м-ннй этих минералов (Каз
ССР, европейская часть СССР; Эль-Пасо, Колорадо, США; Пксюберг, Шве-
ция).
В гидротермальных жилах, часто тесно связанных со скарнами, для гель-
вина и даналита характерна ассоциация с кварцем, родохрозитом, родони-
том, пиритом, пирротином, сфалеритом (жилы, секущие пирит и магнетитовые
руды м-ния Хвалетппе, ЧССР; Бьютт, Монтана, США; Зильбертон, Колорадо,
США), с кварцем, полевым шпатом, гематитом, вольфрамитом, сульфидами
(КазССР), кварцем, касситеритом, арсенопиритом, халькопиритом (КазССР;
Сибирь).
Имеются данные о находке гипергенного гентгельвпна, образовавшегося
в зоне окисления одного из касситерит-металлических м-ннй КНР.
Изм. В поверхностных условиях легко покрываются черными
оксидами Мп, бурыми гидроксидами железа.
Знач. См. описание сектора.
ПОДКЛАСС 2. СИЛИКАТЫ, СОДЕРЖАЩИЕ КАТИОНЫ
СО СРЕДНИМИ СХ
Хим. К данному подклассу относится около 70 минеральных
видов. В качестве видообразующих катионов со средними СХ
в них выступают главным образом Ti (более 55 % видов) и Zr
(более 40%); меньшую роль играют Nb-J-Ta ( — 13% видов),
Th (—9%) и V4+ ( — 5%). Катионами с низкими СХ в них яв-
ляются Na (более 70 % видов), Са ( — 50 %), К ( — 22%), Ва
и Sr ( — 20%); в ряде минералов в качестве впдообразуюшпх
установлены TR ( — 16%), Fe2+ ( — 20%), Мп2+ ( — 15%), Fc3+
( — 10%), Li (—6%); в единичных видах — Be, Mg, Zn, (6)А1,
Sc, U; редко отмечается (4)А1 (разновидность энигматита — ре-
нит). Основная масса видов этого подкласса относится к слож-
ным силикатам и лишь единичные — к простым силикатам (цир-
кон Zr[SiO4], торит и хаттонит Th[SiO4], коффинит U[SiO.i] )•
Многие из рассматриваемых минералов — основные (сод. ОН"—'
— 30 % видов, О — 35%) и кислые ( — 13%) соли, кристалло-
гидраты (—30%).
Структ. Основная часть силикатов рассматриваемого подкласса по анион-
ным мотивам из SiOrTeipas/ipoB относится к островным (—66%; в том числе
— 26% кольцевых); значительно меньшую роль играют минералы с ценочеч-
464
ними (~7°/о), ленточными (~14%), сеточными (~12°/о) мотивами; к кар-
касным относится лишь один вид — нептунит. Отличительной чертой большин-
ства цепочечных, ленточных н сеточных радикалов является их разветвлен-
ность; каркасный радикал нептунита также отличается своей разорванностью
в отдельных участках. Во многих случаях для понимания специфических
свойств минералов целесообразно выделение субмотпвов из БЮ-градикалов и
катионных полиэдров, содержащих катионы со средними СХ — Ti, Zr, Nb и
т. п., что привело к появлению таких названий, как титано-, циркопо-, ниобо-
сйликаты и т. п. В ряде случаев, анализируя характер структурных мотивов,
целесообразно рассматривать и мотивы полиэдров вокруг катионов с низкими
СХ (см. например, описание Структ. титанита).
Обр. Основная масса представителей описываемого под-
класса типична для ассоциаций, связанных с щелочной магмой
(циркон, титанит, минералы рода эвдиалита, являющиеся иногда
породообразующими), карбонатитами; меньшее их число (в ос-
новном циркон, титанит) устанавливается в кислых (граниты,
особенно альбитизированные), средних, основных и ультраос-
новных (кимберлиты) породах. Некоторые из этих минералов ти-
пичны для фенитов, щелочных пегматитов, гидротермальных
жил, связанных с щелочным магматизмом. Обломочный циркон
типичен для разнообразных осадочных пород. Циркон и тита-
нит— акцессорные минералы многих метаморфических пород.
Знач. Циркон — один из важнейших источников Zr и Ilf,
используется для производства огнеупорной керамики; потен-
циальной рудой на Zr и Hf являются и минералы рода эвдиа-
лита. Титанит —потенциальный источник Ti. Некоторые из ми-
нералов этого подкласса используются как попутные источники
TR, U. Прозрачные цирконы (гиацинт), титанит — драгоценные
камни. Лампрофиллит и астрофиллит привлекают к себе вни-
мание красотой своих выделений.
Ниже рассматриваются лишь наиболее распространенные
циркон, титанит, лампрофиллит, астрофиллит и представители
рода эвдиалита. Все они относятся к сектору собственно сили-
катов и их систематика, отвечающая последовательности опи-
сания, имеет следующий вид:
Надотдел 1. Тетрасилпкаты (К = 4)
Отдел 1. Простые тетрасилпкаты
Ряд 1. Средние тетрасилпкаты
Группа циркона
Отдел 2. Сложные тетрасилпкаты
Ряр 2. Основные тетрасилпкаты
Группа титанита
Надотдел 3. Трпсилнкаты (К = 3)
Отдел 2. Сложные трпсилнкаты
Ряд 2. Основные трпсилнкаты
Род лампрофиллита
Надотдел 5. Дпспликаты (К = 2)
Отдел 2. Сложные дисиликаты
Ряд 2. Основные дпспликаты
Род астрофиллита
Ряд. Кислые дисиликаты
Род эвдиалита
Группа циркона
К гр. циркона относятся циркон Zr[SiO4], гафнон Hf [SiO^],
торит Th[SiO4], коффинит U[SiO ]. Из них наиболее распро-
странен циркон, которым и приходится ограничиться.
465
Циркон ZrfSiOJ
Назв. один связывают со старым названием желтых «алма-
зов» Цейлона (Шри Ланка)—«жаргон», другие с персидскими
словами «цар» — золото и «гун»— цвет.
им. Иногда близок к ZrSiO4, но часть Zr всегда заме-
щается на Hf (НЮ2 —0, п — 5%; редко 22—24 и даже 31 %-
в гафнонс 77,8 % НЮ2). Из ИП постоянны СаО (от 0, п до
4,7%), 77?2О3 — в основном Y2O3 (1,5—6,8%), часто ThO2
(О,и— 1,5; до 7% в альвите при НЮ2 6—7%), UO2 (0, п — 5%)
ИОз (0,0/7 %—2,2%), Nb2O5 (0,/z%. редко 7,7 % в наэгите
сод. также 3% UO3, 5% ThO2, 9,1 % Y2O3). Цирконы с повы-
шенным сод. U, TR, Th называются малаконами (диппрампдаль-
ные) либо циртолиталш (призматические).
Кроме того в цирконах постоянно присутствуют А12О3 (0, п —5,5%)
Ре20з (0, п — 4,3 %), Н2О+ (0, п—1,2 %; до 10,9 % в цирконах с повышен-
ным сод. U, TR, Th, особенно метамиктных). Иногда устанавливаются Р,О5
(0, п — 3,5 %; до 7,6 % в оямалите, содержащем 17,7 % и 5,3 % Y2O5 в яма-
гучилите, с сод. 4,9 % Ь'О2, 10,2 % Y2O3 и др. примеси), SO3 (до 2,3 %). Та-
ким образом, наряду с нзовалептным изоморфизмом Zr4+ -> (Th, U)4' наме-
чается гетеровалентный изоморфизм 2Zr4+ —-> 7\R34Nb’+; Zr4+Sil+ —>
—> A/?3P5+;Zr4+Si4+ - > Ca-+S6t: Zr4+ + O-" -—> TA*2* + О" ити 77?3+ +
+ (ОН)" и др.; допускается изоморфизм [SiO4]4- -—> (OH)'|-; в метамикт-
ном цирконе часто Н2О — адсорбирована; известен гидроциркон с сод. Н2О
ДО 12 % (?).
Структ. В структуре циркона ||с выделяются стержни 8Ю4-тетраэдров,
чередующихся с Zr-восьмнвсршиннпкамп (рпс. 163), уложенные в шахматном
порядке и объединяющие с четырьмя смежными стержнями по ребру ZrOs-no-
лиэдров. Аналогичную структуру имеют Th[SiO4], U[S;O4], Y[PO4], Ca[SO4],
чем и объясняются основные ИП в цирконе. Из-за высокого сод. примесей,
особенно радиоактивных, циркон часто метамиктный.
Выд. Зерна, лепешкообразные агрегаты, радиально-лучистые
(малакон, циртолит), колломорфные выделения — аришновит.
Чаще кристаллы тетр. с. (74Цamd), их сростки (особенно па-
раллельные), двойники.
Габитус кристаллов изменяется от призматического до ди-
пирамидального (рис. 164,п—в). Порядок значимости простых
форм: {111}, {ПО}, {100}, {311}, {331}, {101}. Длнннопрпзма-
тический и призматический циркон установлен в некоторых гра-
нитах и гранитных пегматитах, дипирамидальный — в щелочных
породах и их пегматитах, в альбититах. Развитие отдельных
простых форм и отношение длины к ширине кристаллов циркона
постоянны для одной и той же породы, независимо от размера
геологического тела; в разных породах эти характеристики раз-
личны. Эти признаки используют обычно для исследования
сложнодифференцированных интрузий, выяснения областей
сноса при образовании россыпей и других генетических вопро-
сов. Известны округлые кристаллы и зерна (в кимберлитах).
Для циркона известны различные двойники срастания и про-
растания, часто коленчатые и крестообразные (рпс. 164,г—ж)-
466
Рис. 164. Циркон:
а — в—одиночные кристаллы; г—ж. — двойники
Малаконы и циртолиты имеют изогнутые, часто чешуйчатые
черепитчатые грани, изогнутые ребра. Известны футлярные ме’
такристаллы (в альбите). Наблюдаются закономерные прора-
стания с ксенотимом, ориентированные вросткн циркона в
сковите, ориентированные срастания с пирохлором.
Кристаллы и зерна часто грубозональные с различным ядром
(иногда другой генерации) и периферической частью.
Св. Цвет коричневый разных оттенков до белого и бесцвет-
ного; черный (циртолит), редко красный, голубой, зеленый
Окраска часто зональная, пятнистая, изменчивая в пределах
одного м-ния и зависит от парагенезиса и термической истории
(при нагревании светлоокрашенные цирконы обесцвечиваются
черные — зеленеют). Цвет связан с образованием дефектов типа
F-центров под влиянием примесей Th, U(Ra), Fe2O3, иногда ор-
ганического вещества; у метамиктных разновидностей — со сте-
пенью гидратации. Светлоокрашенные цирконы — прозрачны
(желтый прозрачный циркон — гиацинт), темные — не прозрач-
ны. Блеск от алмазного у прозрачных до стеклянного, жирного
у непрозрачных цирконов. Сп. обычно нет; иногда несов. по
{НО}, {111} и {100}. Излом полураковистый до раковистого,
у зональных кристаллов иногда скорлуповатый. Тв. 7,5 (у ме-
тамиктных до 5—6). Черта буроватая до белой. Пл. 4,6 до
4,2—3,6 (у метамиктных). Часто радиоактивен.
Диагн. Можно спутать с рутилом (см.), касситеритом (см.);
от монацита отличается формой кристаллов, более высокой тв.,
обычным отсутствием сп. В ультрафиолетовых лучах люмпнес-
цирует от бледно- до ярко-желтого и оранжево-желтого цвета;
иногда дает иную люминесценцию. Полностью метамиктные цир-
коны не светятся.
Обр. Циркон-акцессорный минерал многих гранитов (для
альбитизированных гранитов — иногда породообразующий), ре-
же средних, основных, ультраосновных (кимберлиты) пород,
карбонатитов; типичный минерал щелочных пород (иногда по-
родообразующий), гранитных и щелочных пегматитов, гидротер-
мальных жил, связанных с щелочным магматизмом, фенитов.
Акцессорный циркон установлен во многих метаморфических
породах.
Акцессорный циркон типичен для гранитов, особенно подвергшихся мета-
соматозу (Сев. Киргизия, Казахстан, Якутия и др.), сиенитов, нефелиновых
сиенитов и т. п. пород (Кольский п-ов; Урал; Тува; Алтайский хр. и ДР-м
карбонатитов (Кольский п-ов). Реже встречается в основных породах и гппср-
базитах (кимберлиты ЯАССР; гипербазиты Воронежского кристаллического
массива).
Хорошие кристаллы циркона известны в пустотах базальтов, липаритов,
вулканических туфов, пемз. Красные и синие кристаллы обнаружены в лаве
Нндермендиго (р-н Могоука, Кампучия). Широко распространен акцессорный
циркон в андезитах Закарпатья.
Циркон, часто циртолит — обычный минерал слюдяных пегматитов с мо-
нацитом, ксенотимом (Юж. Норвегия; европейская часть СССР; Вост. Си-
бирь). В литиевых пегматитах Карибиба (Намибия) установлен наиболее бо-
468
гатый Hf циркон. В щелочных пегматитах Ильменских и Вишневых гор (Че-
лябинская обл.) встречаются кристаллы до 3,5 кг. Дипирамидальные кри-
сталлы циркона (иногда > 1 см) характерны для щелочных пегматитов Хи-
бинских и Ловозсрских тундр (Кольский п-ов).
Изредка встречается гидротермальный циркон—-в натролитовых, карбо-
натных п флюоритовых жилах.
В поверхностных условиях циркон устойчив. Циркон-рутнло-
вые россыпи, сод. 35 % циркона, мощностью до 30 м разраба-
тываются на протяжении 650 км вдоль побережья Нового
Южного Уэльса (Австралия). Крупные россыпи известны на
Тихоокеанском побережье Америки, на о. Шри Ланка; континен-
тальные россыпи — на Украине (Самотканское м-ние), в Запад-
но-Сибирской низменности.
Допускается, что циркон может возникать аутигенным пу-
тем—при диагенезе осадка гидросиликата циркония или гидро-
ксилов Fe и Мп, адсорбировавших Zr. С этим связывают частое
дорастание обломочного циркона, обнаруживаемого в осадоч-
ных породах.
Циркон в качестве акцессорного минерала известен в гней-
сах, кристаллических сланцах, кварцитах, железистых кварци-
тах, некоторых мраморах и других метаморфических породах.
Его образование в этом случае связывают с перекристаллиза-
цией первичнообломочного или аутигенного циркона.
Мелкие кристаллики циркона обнаружены в железном ме-
теорите из пустыни Атакама (Чили) и хондрите из Музснберга
(ЮАР).
Изм. В гипогенных условиях может частично корродиро-
ваться, растворяться, переотлагаться. В поверхностных условиях
устойчив, хотя с поверхности корродируется. При термическом
разложении циркона (выше 1950 К), сопровождающем ударное
сжатие, образуется бадделеит ZrO2 (стекла Ливийской пу-
стыни) .
Знач. См. описание подкласса.
Группа титанита
Титанит Са | TiO[SiO4]*
Назв. по составу; синоним — сфен.
Хим. Обычны примеси TR, в основном Y, замещающие
Са(77?2О3 до 12 % в кельгауите); А1(А12О3 до 2,5%), Fe (Fe2O3
До 2,5—3,8 %), замещающие Ti по схеме Ti4+-f- 02~->(А1, Fe)3++
+ (ОН, F)- (разновидность, богатая Fe, Al-арогат); Nb (Nb2Og
До 10%), Та (до 16% Та2О5); ИП типа 2Ti4+-^(Al, Fe)3+ +
+ (Nb, Та)5+, Th, редко Sn (SnO2 до 10%), Сг, замещающие
Ti; Мп (МпО до 4 % в гриновите), Sr, Ва, замещающие Са; ОН
(Н2О до 0,9%), F (до 1,4%), иногда С1, замещающие О.
Здесь и далее вертикальная черта отделяет апиоппо-катпопиый субмо-
ТИв (в данном случае титаносилнкатный) от катионов с низкими СХ.
469
Рис. 165. Структура титанита:
й —план титанокремниевого каркаса вдоль [101]; б—проекция структуры на (0101 с двумя
колонками из Са-семнвершниников
Структ. Титанит имеет субкаркасную структуру из «качающихся» вер-
шииносвязанных цепочек ТЮб-октаэдров *, которые в свою очередь стяги-
ваются ЗЮ4-тетраэдрамп — две вершины каждого тетраэдра связывают со-
седние ТЮб-октаэдры в одной цепочке, а две входят в октаэдрическое окру-
жение Ti из двух других цепочек (рис. 165, а). Катионы Са находятся в
семерном окружении, причем Са-семивершиппики объединяются своими реб-
рами в вытянутые вдоль с колонки (рис. 165,6), располагающиеся в струк-
туре в шахматном порядке. Послойное расположение этих колонок приводит
к субслоистостп структуры титанита. Анионы в структуре титанита разли-
чаются крпсталлохпмпческп — четыре из каждых пяти на формулу связаны
с Si, а пятый — мостиковый между двумя ТЮ6-октаэдрами (можег заме-
щаться па F и С1).
Титанит имеет мои. с. (С2/с; для синтетического титанита
установлена ф. гр. Р2\/а, которая, возможно, отвечает и при-
родным минералам); есть данные о доменном строении. Гротит
часто метамиктный.
Выд. Кристаллы конвертовидные (рис. 166 слева) с харак-
терным клиновидным сечением, иногда столбчатые до игольча-
тых (см. рис. 166 справа). Двойники по {100} срастания (ло-
дочковидные, с входящими углами) и прорастания (в том числе
крестовидные), реже но (001); полисинтетические двойники дав-
ления с плоскостью срастания, близкой к {221}. Зернистые
сплошные массы, шестоватые, радиально-лучистые до тонко-
игольчатых и спутанно-волокнистых, агрегаты, сферолиты.
* Атом Ti смещен на 0,0207 нм к одному из мостиковых О, связывающих
ТЮ6-октаэдры друг с другом.
470
Рис. 166. Кристаллы титанита
012
Св. Цвет коричневый разных оттенков до черного (TR),
желто-коричневого, оранжевого, светло-желтого, золотистого,
серого, зеленоватого, травяно-зеленого (Сг). Блеск стеклянный
до шелковистого в спутанно-волокнистых агрегатах. Иногда
прозрачен. Хрупкий. Сп. сов. но {НО}, менее сов. по {100} и
{Н2}, иногда по {111}. Излом ступенчатый до занозистого в
шестоватых и волокнистых агрегатах. Тв. 5—6. Черта белая до
красноватой. Пл. 3,5.
Диагн. От сходных по внешнему виду минералов отличается
формой кристаллов, от граната—сп. и меньшей тв.
Обр. См. описание подкласса.
В значительных количествах титанит обнаружен в щелочных породах Хи-
бинских и Ловозерскпх тундр (Кольский п-ов), где установлены сфенпты
(80—90 % из титанита). Для титанита щелочных пород характерна более
светлая, часто золотистая окраска, удлиненный до игольчатого облик кристал-
лов, радиально-лучистые, сферолитовые, спутанно-волокнистые агрегаты.
В гранитных пегматитах известны кристаллы титанита до 20—25 см в по-
перечнике (Слюдянка, Иркутская обл.); иногда такой титанит темно-коричне-
вый до черного (Y-тптаннт пегматитов Сев. Карелин). Для пего характерны
конвертовндныс кристаллы, двойники, полисинтетические двойники давления.
Титанит обычен для многих копгактово-мегаморфпческих ассоциаций (с
флогопитом, диопсидом, тремолитом в кальцифпрах Слюдянки, с титанавгитом
в некоторых скарнах).
Есть указания на аутигенный титанит (кристаллики 100—235 мкм в мер-
1е.чях Брессаиской впадины, Франция).
Титанит известен в гнейсах и кристаллических сланцах; это обычный ми-
нерал жил альпийского типа — светлоокрашенные, зеленоватые, иногда сине-
ватые прозрачные титаниты, выделяющиеся часто в виде лоточковндпых и
крестообразных двойников, кристаллы, обладающие качествами полудрагоцен-
ных камней до 8X3X2 см (Вост. Альпы, Австрия), до 12X4X5 с.м (Кам-
пУД-Буа, Минас-Жерайс, Бразилия).
4П
В качестве вторичного минерала титанит образуется по ильмениту и др.,
гим Ti-минералам в пегматитах (каемки толщиной до нескольких сантиметров
вокруг выделений ильменита в Ильменских и Вишневых горах, Челябинской
обл.).
Изм. В гипогенных условиях и при выветривании лейкоксе-
низируется— заметается светло-желтой смесью анатаза, иль-
менита, иногда перовскита и других минералов.
В поверхностных условиях довольно устойчив и является
обычным минералом обломочных пород и терригенно-обломоч-
ным минералом осадочных пород.
Знач. См. описание подкласса.
Род лампрофиллита
{NaAfX2|OTi[Si2O7]}-M', где М = Ti, Fe3+, Fc2+, Mn2+;
X = O, OH, F; Al'= Sr, Ba, К
Лампрофиллит {NaAlX2 | OTi[Si2O7]} • Sr, где Л1 = Ti, Fe, Mn; A = O, OH, F
Назв. от греческих «лампрос» — блестящий и «филлон» —
лист за пластинчатые формы выделения с сильным блеском на
плоскостях сп.
Хим. Сод. отдельных компонентов (в %) до: SrO 16,
Na2O 15,7, ВаО до 17,2 в баритолампрофиллите\ МпО и ВеО
5,2, СаО 2,9, MgO 2,4, К2О 2,3, А12О3 и Fe2O3 1,8, ZrO2 и Nb2O6
О, п, Н2О (выше 380 К) 0,9, С1 0,6.
Структ. По кремнекислородпому радикалу лампрофиллит — островной
трисиликат. Однако Вр.Оу-группы в нем связываются частью атомов (5)Ti в
титаносиликатные сети, перпендикулярные к с (рис. 167, а I). Две тнтаносили-
катпые сетки, направленные вершинами ВЮ^тетраэдров и TiOs-полиэдров
друг к другу, связываются сеткой NaOg- и ТЮб-октаэдров в стройные пачки-
слои (рис. 167,6,11). Слон друг с другом связываются атомами Sr (рис. 167,
а,II). Таким образом, лампрофиллит является соединением включения (тип
2г), структура которого имеет некоторое сходство со структурой слюд.
Лампрофиллит имеет мои. с. (С2, Ст или С2//п).
Выд. Столбчатые до длиннопризматических кристаллы и
двойники, близкого к ромбическому или изометрическому сече-
нию (рис. 168, и); пластинчатые агрегаты; у барито-ламнрофил-
лита игольчатые кристаллы и спутанно-волокнистые агрегаты.
Известны псевдоморфозы по титанит}, ильмениту, санидину,
амфиболу.
Св. Цвет бронзово-желтый, коричневый, у барито-лампро-
филлита до светлого золотисто-желтого. Блеск стеклянный до
полуметаллического, у волокнистых агрегатов — шелковистый.
Хрупкий. Сп. весьма сов. (слюдоподобная) по {100}, листочки
не гибкие. Излом неровный. Тв. 2—3. Черта бледио-буро-желто-
ватая до почти белой. Пл. 3,4—3,5.
Диагн. Труднее всего отличается от астрофиллита, хотя
лампрофиллит обычно темнее и более крупнонластинчатый. Хо-
рошо различаются формой кристаллов, оптически, по поведению
перед паяльной трубкой: лампрофиллит сплавляется в темпо-
472
Soootooo^
Q Q QOQ Q Q°
'S’
I
6 6 6n6 0
о © о ® о ©
• @ Sr О Na • Ti О О • s
a
о 6 6 6 q6 6 6a
• ©0©©G000
-2 b-
IV
Г
Рис. 167. Структуры лампрофиллита и астрофиллита.
а— лампрофиллит: I — проекция структуры на (100) вдоль тнтапосплпкатпой сетки, со*
стоящей из диортогрупп (SijO?), связанных ТЮз-полиэдрами; II—проекция структуры
на (001), хорошо видны тройные слон (нанки) из двух титаносиликатных сеток по пери-
ферии, направленных друг к другу вершинами ЗЮ-ртеграэдроз и TiOs-полпэдров, н свя-
вываю пая их сетка из NaOg- и TiOfj-октаэдров; подобные пачки связываются друг
С Другом Sr. б —астрофиллит: III—слоистый мотив из 314О12-цепочск и TiOe-октаэдров.
выступающих в качестве связки, с броней из Fc, Мп, Mg-эктаэдров и крупными поло-
стями, в которых находятся катионы тина Ма, К (проекция структуры магнсзноастрофил-
лпта вдоль а); IV — цепочечный мотив [Si4O-21^
б
Рис. 168. Кристалл (I) и двойники (II — V) лампрофиллита (а) и кристаллы
астрофиллита (б)
немагнитную массу, астрофиллит — в черный магнитный
шарик.
Обр. Характерные акцессорные, иногда породообразующие
минералы некоторых щелочных пород и связанных с ними пег-
матитов и гидротермальных жил (Хибинские и Ловозерские
тундры; превосходный барито-лампрофиллит известен в натро-
литовой жиле Юбилейная Ловозерского массива).
Изм. В гипогенных условиях замещается рамзаптом, аната-
зом и баритом, в гипергенных — анатазовым лейкоксеном в сме-
си с гидроксидами Fe.
Знач. См. описание подкласса.
Род астрофиллита
{Л113.¥13Л1' -М", где М = Fe2+, Mn2+, Mg; А’ = О, ОН, F.
M' = Ti, Zr, Nb; Al, Ге8*; 7= Si; AI(Si: Al > 15:1);
M" = 1<, Na; Rb, Cs, Ca
Астрофиллит {(Fe, Mn)13(OII, F)8 | (OH, F)302Ti4|Si3>75Alo,25012J400 ’ №
Назв. от греческих слов «астер» — звезда и «фпллои»— лист
по формам выделения слюдоподобной сп.
Хим. Кроме астрофиллита известны Mn-аналог астрофил-
лита — куплет скит { MnyFe3Mg(OII, F)8|(OH, F )3 О21 Ц X
474
X [Si3,75Al0,2501217} ‘ K4Na2, цезиикуп лет скит [Mn8Fe5(OH, F)81
(OH, F)O4Ti3\b[Si4O12]7} ' Cs3KNa2, циркофил.шт {Mn-Fec(OH, F)8|
(OH, F)2O3Zr3Ti[Si4O12]7} • K4Na2, ниобофиллит {Fe9Mn4(OH, F)70 |
05Nb3Ti[Si4O12]7} • K4Na2, xMg-астрофиллит {(Fe, Mg, Mn)12 X
X(OH, F)8 | O4Ti4[Si4O12]7} • K4Na2, между которыми устанавли-
вается изоморфизм.
Структ. В структуре астрофиллита выделяются ветвистые цепочки
[Si.iO(2]^ (рис. 167,6,1), небольшая часть Si в которых может замещаться
На (4>А1. Однако для структуры определяющее значение имеют не цепочки
сами по себе, а мотив, возникающий при связывании их с помощью ТЮб-ок-
таэдров в коробчатые слои, одетые броней из Al-октаэдров (рис. 167,6,11).
Внутри подобных слоев имеются крупные полости, в которых располагаются
катионы М" и молекулы Н20.
Выд. Уплощенные до игольчатых кристаллы (рис. 168,6),
звездчатые, тонкоигольчатые до спутанно-волокнистых агрегаты.
Св. Цвет золотисто-бурый до золотисто-желтого. Блеск стек-
лянный до шелковистого в тонковолокнистых агрегатах. Про-
свечивают в топких осколках. Хрупкие. Сп. весьма сов. (слюдо-
подобная) по {001}, слабая по {010}; листочки ломкие. Излом
неровный. Тв. 2—3. Черта желтоватая, почти белая. Пл. 3,3—3,4.
Диагн. См. лампрофиллит.
Обр. Типичные минералы некоторых щелочных пород и свя-
занных с ними пегматитов и гидротермальных жил (Хибины и
Ловозеры). Реже астрофиллит встречается в щелочных грани-
тах и их пегматитах (Кольский п-ов, Приморье, Вост. Казах-
стан), а также в связанных с ними кварцевых жилах (центр
Кольского п-ова).
Изм. См. лампрофиллит.
Знач. См. описание подкласса.
Род эвдиалита
{A418A4g[Si3O9]2[Si9 + xO27 + xH<3]2} • Л1<4Х4 при х < 1
М — (Na, Мп, Са)12(Са, TR, Мп, Na)0;
M' = (Zr, Nb, Al)3(Fe3+, Fe2+, Mg, Mn, Zr, Ti, Nb, Ta, Al)3;
M" = K, Sr, Ba, TR, Na; X = OU, Cl
Эвдиалит {Na19Ca6Zr3Fe3+[Si3Og][Sia+xO27+,cII<3]2} • K, Na<4(OH, Cl)<4
Назв. от греческих «эу» — легко и «диалитос»— разлага-
емый, из-за легкости разложения в кислотах при нагревании.
Хим. Состав минералов, как видно из приведенной общей
формулы, сложен и не постоянен.
Сод. отдельных компонентов в минералах рода эвдиалита достигает (в %):
Na2O 15,8 (15.6 ФЕ Na), СаО 15,9 (8,6 ФЕ Са), TR2O3 7,4 (1,5 ФЕ 77?); ZrO2
1М (4,2 ФЕ Zr), TiO2 4 (1,7 ФЕ Ti), (Nb, Та)2О5 3,7 (0,9 ФЕ Nb); Fe2O3 6,7
475
Рис. 169. Структура эвдиалита:
а — проекция вдоль с с трехслойной пачкой (из 2гОб-октаэдров н «броней» из колец SigO27
в центральной части); хорошо видна центральная крупная полость в структуре, закрытая
с двух"сторон «пробками» колец из СаОб-октаэдров с «броней» из двух SigOg-колец, на-
правленных вершинами тетраэдров в разные стороны ог шестерного кольца СаОе окта-
эдров; б—проекция на (0001) центрального трехслойиого пакета из одиночных 2гОб-окта-
эдров, SisOg- и 81дО27-колец; в — образование из кольцевого радикала [SigOayl (слепа)
островного радикала lSiio02el (справа) при вхождении дополнительного БЮ.цтетраэдра
(выделен пунктиром)
(2,6 ФЕ Fe3-), FeO 6,8 (2,9 ФЕ Fe2+), МпО 10,8 (4,7 ФЕ Mn2+), А12О3 2,1
(1,3 ФЕ Al), MgO 1,7 (1,3 ФЕ Mg); К2О 2,09 (1,3 ФЕ К), SrO 2,4 (0,8 ФЕ
Sr), ВаО 0,65 (0,1 ФЕ Ва); Н2О 3,4 (11,4 ФЕ ОН), CI 2,4 (2 ФЕ CI). Мине-
ралы с ЛДО > МО называют эвдиалитами, с ЛЕО < МО — эвколитами; по-
следние, однако, в отличие от эвдиалита оптически отрицательны и, возможно,
относятся к минеральному виду с несколько иной структурой.
Стру’-^т. В структуре эвдиалита находятся тройные [SisOg] н девятерные
[ЗЕОзтН^з] кремнекислородные кольца, образующие совместно с М'- и Л4-по-
лиэдрамп каркас с крупными полостями (рис. 169, а, б), в которых находятся
дополнительные катионы М" и анионы X. Девятерные кремпекислородные
кольца могут принимать дополнительный Si, переходя в островной радикал
Si)0O28 (рис. 169, н), с чем связано переменное сод. Si в эвдиалитах. Состав
осложняется также изоморфизмом в пределах каркаса структуры и ионным
обменом в ее полостях. Субкаркасная структура эвдиалита (соединение вклю-
чения 16) является в то же время и субслопстой (см. рис. 169, а, б), с чем
связан часто уплощенный по {0001} облик его кристаллов.
В соответствии со структурой (Si3O9- и 819О27-кольца Д_ с)
эвдиалит имеет триг. с. (/?3/7z).
Выд. Кристаллы эвдиалита имеют в основном ромбоэдри-
ческий, таблитчатый по {0001} или бочонковидный облик
(рис. 170). Известны зернистые плотные агрегаты, образующие
сплошные выделения длиной до 3—4 м и мощностью до 1 м.
Св. Цвет красный, малиново-красный, вишнево-красный
(у эвдиалита) до бурого и желтоватого (у эвколпта), редко
светло-желтого. Блеск стеклянный. Иногда полупрозрачный.
Хрупкий. Сп. практически нет. Излом неровный до раковистого.
Тв. 5—5,5. Черта белая. Пл. 2,8—3,0.
Диагн. Легко диагностируется по форме кристаллов, цвету,
характеру ассоциации; от граната отличается более низкой тв.
477
Рис. 170, Кристаллы эвдиалита
0001
Обр. Эвдиалит — характерный минерал щелочных пород типа
нефелиновых сиенитов (в эвдиалититах и красных какортокптах
до 25—90 % эвдиалита) и их пегматитов.
Эвдиалит может кристаллизоваться непосредственно из магматического
расплава (при 1070—ИЗО К). Эвдиалит широко распространен в щелочных
породах и их пегматитах Кольского п-ова, Тувы, Красноярского края, Саян,
Гренландии, Сев. и Вост. Африки, Мадагаскара и многих других мест. Изве-
стей в меланократовых щелочных сиенитах в ассоциации с апатитом, биоти-
том, .магнетитом, титанитом, эгирин-авгитом, калиевым полевым шпатом (хр.
Бырраига на Таймыре).
В псфелип-эвдиалптово.м мелкозернистом базальте совместно с перовски-
том, оливином, содалитом, апатитом и магнетитом эвдиалит установлен в По-
вои Тасмании.
В щелочноземельных гранитах и в кварц-полевошпатовых жилах на Бого-
толе (Красноярский край) и в Гренландии, а в щелочных гранитах — на
о-ве Мадагаскар и в Карлигфоре (Ирландия).
Изм. В гидротермальных условиях эвдиалит изменяется в
эвколит, а затем оба в позднегидротермальную и гипергенную
стадии замещаются катаплеитом Na2|Zr [Si369] • (Н2О)2, эльпи-
дитом Na2|Zr [Si6O15] -(Н2О)з и т. п. Самым поздним продуктом
изменения является аморфный желтый или бурый цнрфесит —
mZrO2 • nFe2O3 • pSiO2 • ^Н2О.
Знач. См описание подкласса.
ПОДКЛАСС 3. СИЛИКАТЫ
ХАЛЬКОФИЛЬНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
Хим. К данному подклассу относится около 50 минеральных видов. Из
халькофильных катионов в них впдообразмюшпми выступаю г Zn (—33 % ви-
дов), Pb (—29%),Cu2+ (-23%), Sn4+ (-12%), на долю As3+ и Bi3+ при-
ходится по 2 вида, Sb3+—1. Основная часть этих силикатов относится к
сложным солям; на долю простых приходится лишь 6 видов (число их может
возрасти на 2, если не принимать разные КЧ РЬ и Си в аламозите и шатту-
ките). В качестве партнеров халькофильных элементов в сложных силикатах
выступают в основном катионы с низкими СХ; катионы со средними СХ иг-
рают резко подчиненное значение. Из s-элементов впдообразуютимп являются
Са (—40% видов), Mg ( — 10%—5 видов), Ва (2 вида), Sr (1): Na (4)
Li (1); из р-элсмснтов— лишь А1 (сод. <6>А1 только 2 вида); из ^-элементов
478
Д1п5+ (6 видов), Fe3+(4), Мп3+ и Zr (по 1), Ti (2, но только в виде ИП); в
двух видах видообразующими являются ионы UO% , в одном — Ln. Четыре
вида являются алюмосиликатами, 3 — бериллосиликатами. Сравнительно
широко распространены средние силикаты (почти 30 %); ОН~-ионы уста-
новлены в ~44 % видов, О ~ 6 %, С1 ~ 2 %; — 15 % видов — кислые соли,
z-30 %—кристаллогидраты; два вида относятся к смешанным силикатам и
сод. дополнительные [АзО4]3--поны. Из халькофильных элементов лишь Zn
иногда ограниченно замещается на Mg, a Sn — на Ti; среди d- и /-элемен-
тов, входящих в состав сложных силикатов, изоморфные замещения более
обычны. Это можно объяснить ковалентной природой химической связи халь-
кофильных элементов с кислородом и ионной у s-, d- и /'-элементов.
Структ. Наиболее типичны островные (—65 % видов; в 14%—радикалы
кольцевые) и сеточные ( — 21%) кремнекислородпые радикалы; цепочечные
радикалы установлены всего в 4 видах; на долю остальных кремнекислород-
ных радикалов приходится лишь по 1 виду. Большинство структур позволяет
выделить субмогпвы. включающие наряду с кремнекпелородными радикалами
катионные полиэдры халькофильных элементов — на долю структур с субцс-
почечнымп (слоистыми) мотивами приходится — 46% минеральных видов, с
субкаркаспымп ~ 37 %.
Обр. Основная масса силикатов халькофильных элементов характерна
для .зон окисления рудных м-ний, где они находятся в ассоциации с смитсони-
том, церусситом, малахитом и другими вторичными минералами. В областях
с жарким тропическим климатом эти минералы известны в виде превосходных
кристаллов (диоптаз Алтын-Тюбе, КазССР; жеоды с кристаллами диоптаза
до 4 см и его скопления неправильной формы до 70—80 см в поперечнике в
черных землях* Реневиля и других м-пий Конго п Заира); иногда они обра-
зуют существенную часть вторичных руд (гемиморфит и виллемит многих
м-иин Средней Азии, Юга США, Африки, провинции Лай-Хой, ДРВ). Наряду
с этим известны весьма своеобразные скарновые м-нпя, образовавшиеся по
метаморфизованным богатым Мп породам с разнообразными силикатами Zn
(район Франклин, Нью-Джерси, США) и РЬ (район Лонгбаи, Центральная
Швеция). Столь своеобразную минерализацию, когда вместо сульфидов Zn и
РЬ образуются их силикаты, связывают с высокими температурами формиро-
вания метасоматитов (выше 700—800 К), при которых сульфиды должны
диссоциировать с образованием оксидов, а концентрация H2S резко снижается
из-за сдвига равновесия H2S 4- О2 SO2 + II? в сторону SO2.
Виллемит (Ве-содержащип) в ассоциации с гентгельвином, ганитом, фена-
китом, цирконом, кварцем установлен в метасоматитах и грейзенах европей-
ской части СССР. Он известен в ряде гидротермальных м-ний (Вранчице,
ЧССР; Бухбахерберг и Броксиберг, ФРГ; Седалисе и Ангурта, Колорадо,
США).
Изм. Большинство силикатов халькофильных элементов, будучи вторич-
ными минералами, устойчивы к окислению, хотя отмечены случаи замещения
средних солей основными и кристаллогидратами (замещение виллемита геми-
морфитом), обезвоживание кристаллогидратов (переход хризоколлы в план-
шсит Cu8(OII)4[Si4Oii]2 (H2O)<(> шаттукит Си5(ОН)2[SiO3]4; в минералах, сод.
Mn2+, Fe2+, происходит их окисление.
Знач. Силикаты Си, Zn, Pb являются полезными компонентами некоторых
гипогенных (особенно виллемит) и окисленных руд. Прозрачные кристаллы
диоптаза используются ювелирами в качестве дешевых заменителей изумруда.
Синтетические виллемиты с ИП Мп и Be используются как люминофоры.
В связи с ограниченными распространенностью и значением силикатов
халькофильных элементов ниже дается лишь краткая характеристика свойств
наиболее важных представителей групп виллемита, гемиморфита, диоптаза и
* Рыхлая пачкающая песчаная масса с теноритом и оксидами Мп. при-
дающими «земле» черный цвет, а также с хризоколлой, малахитом, азури-
том, купритом, халькозином, пироморфитом, англезитом, церусситом и мно-
гими другими вторичными минералами.
479
Рис. 171. Структура гемиморфита
с проекции на (001)
SiO.i-тетраэдры — залиты, 2пОзОН-те-
траэдры—светлые, разного цвета в за-
висимости от уровня
кие. Щетки игольчатых кристаллов,
хризоколлы, относящихся к надотделам
тетра-, три-, ди- и мопоспликатов со-
ответственно.
Группа виллемита
Виллемит Zn2[SiO4]
Назв. в честь Билля 1 (1772—1843),
короля Нидерландов (1815—1840).
Хим. Известен виллемит, близкий
к Zn2[SiO4], но во многих случаях
устанавливаются ИП Мп (до 12,6 %
МпО в грустите), Fe2’1 (до 5,4 % FeO);
отмечаются также MgO (до 2,9 %),
СаО (до 2,2%), ВеО (до 1,9 %) *.
Структ. Изотипсн фенакиту; имеет
триг. с. (/?3).
Выд. Кристаллы удлиненно-призмати-
ческие, короткостолбчатые, пластинча-
тые по с, ромбоэдрические, обычно мел-
радиалы-ю-лучистые или зернистые агре-
гаты, сплошные массы, натечные агрегаты.
Св. Бесцветный, желтоватый, иногда синеватый; прустит — до мясо-крас-
ного. Блеск жирный до стеклянного. Прозрачный до непрозрачного. Сп. сов.
по {1120), несов. по {0001}. Излом раковистый до неровного. Тв. 5,5. Черта
белая. Пл. ~ 4.
Диагн. Разлагается в НС1 с выделением студенистого кремнезема; рас-
творим в КОН.
Обр., Изм., Знач. См. описание подкласса.
Группа гемиморфита
Гемиморфит {Zn(OH)2[Si2O7]} • Н2О
Назв. дано за гемиморфную форму кристаллов от греческих «геми»—по-
ловина и «морфе» — форма.
Хим. Состав близок к формуле.
Структ. В структуре гемиморфита островные [Si2O7]6~-rpynnH связаны
с более крупными 2п2О6ОН-группами, имеющими в качестве мостика ОН“-иоп
(расстояние Si—О ~ 0,163 нм, Zn—О ~ 0,195 им; углы Si—О—Si и Zn—
—О—Zn равны 150,3 и 125,8°), в единый цинкокремпевый каркас, в крупных
каналах которого находятся беспорядочно распределенные молекулы Н2О
(рис. 171); длина водородной связи О—Н... 0 = 0,289 нм). Ориентация всех
Si- и Zn-тетраэдров своими вершинами (донышками) в одну сторону объяс-
няет гемиморфность кристаллов.
Гемиморфит имеет ромб. с. (/mm2).
Выд. Игольчатые, уплощенные по {010} кристаллы длиной до 6 см. Чаще
радиально-лучистые тонкошестоватые, параллельно-волокнистые агрегаты, на-
течные и сферолитовые образования.
Св. Бесцветный, белый; от примесей — голубой (Си), зеленый (Fe2+),
бурый (Fe3+) до черного (Мп). Блеск сильный стеклянный. Прозрачный до
непрозрачного. Си. сов. по {110}, несов. по {101}, неясная по {001}. Излом не-
ровный до раковистого и полураковистого. Тв. 4,5—5. Черта белая, светло-се-
рая. Пл. ~3,5.
* Экспериментально получены твердые растворы с сод. Be2[SiO4] до
30 мол. % и Fe2[SiO4J до 27 мол. % (выше 1370—1770 К — непрерывный твер-
дый раствор).
480
Рис. 172. Структура диоптаза:
а — схема водородных связей кольца (H2O)g, заключенного
между двумя кольцами ISigOiel (длина водородных связей
для наглядности несколько изменена); б—фрагмент структуры
в проекции на (0001)
Рис. 173. Кристалл диоптаза
Диагн. После прокаливания легко разлагается кислотами с выделением
студенистого кремнезема. Растворяется в копц. КОН и NaOH, с аммиаком
дает осадок, растворяющийся в избытке реактива. При прокаливании стано-
вится белым, растрескивается, выделяет воду.
Обр., Изм., Знач. См. описание подкласса.
Группс диоптаза
Диоптаз Cu6[Si6OI8] • (Н2О)е
Назв. от греческих «дна» — сквозь н «оптазиа» — видение (часто внутри
кристалла видна сп.).
Хим. Состав близок к Cue[SisOl8] 6НгО, из примесей в количествах до
0,/? % отмечаются Ре20з (до 1,4 %), ZnO, PbO, MgO, CaO, Л120з, связанные
преимущественно с механическими загрязнениями.
Структ. Несколько гофрированные шестерные кольца [Si60is], образую-
щие с помощью шестерных льдоподобпых колец (Н2О)6 колонки, вытянутые
вдоль с (рис. 172, а), связываются друг с другом в структуре диоптаза ио-
нами Си2+ (рис. 172,6), имеющими четверную координацию по отношению к
концевым атомам О трех различных [SieOie]-колец (Си—О = 0,1949—
0,1994 нм), дополняющуюся до 6 двумя О молекул Н2О (эти Си—О = 0,2530
и 0,2666 нм) Кольцо (Н2О)6 достаточно прочно удерживается в структуре
водородными связями, в том числе с мостиковыми О колец [S160ir]
(рис. 172, с): при нагревании вода удаляется крайне медленно начиная
с 670 К
Выд, Столбчатые до удлиненных кристаллы_триг с. (/?3) с хорошо раз-
витыми гранями призмы {1120} и ромбоэдра {0221} (рис. 173), друзы подоб-
16 Зак. 594 481
йых кристаллов, шестовато-лучистые агрегаты, жеоды, корки до мелкозерни-
сты?;, иногда плотных сливных.
Св. Цвет яркий зеленый, слегка синеватый. Блеск стеклянный. Прозрач-
ный до непрозрачного. Сп. сов. по {1011}. Излом ступенчато-неровный до ра-
ковистого. Тв. 5. Черта зеленая. Пл. 3,3.
Диагн. От похожих минералов меди отличается формой кристаллов, от-
сутствием реакции с НС1 на СО2.
Обр., Изм., Знач. См. описание подкласса.
Группа хризоколлы
Хризоколла {Cu8(OH)8(H2O)4[Si8O20]} • (Н2О)8
Назв. связано с греческими словами «хризос» — золото п «колла»—клеи,
так как в древности употреблялась для пайки золотых изделии.
Хим. Водный метасиликат меди с эмпирической формулой СиБЮзЩНгО;
состав осложняется небольшими ИП (?); А1 (0,6 ФЕ; 2,35 % А12О3), Са
(0,55 ФЕ; 2,25 % СаО), Mg (0,3 ФЕ; -1 % MgO); К2О, Na2O, MnO < 1 %.
Примеси могут быть связаны с тонкодисперсными включениями каолинита,
оксидов и гидроксидов Мп, Fe, карбонатов Mg, Са, чем, очевидно, объяс-
няются высокие сод. А12О3 (до 16,9%), МпО2 (до 6,7%), MgO (до 3,15 %),
СаО (до 4 %), Fe2O3 (до 4 %) в некоторых старых анализах. С частичной де-
гидратацией хризоколлы и переходом ее в папагопт пли шаттукит связаны от-
клонения в сод. ОН_-ионов и Н2О; тонкодисперсные примеси малахита, азу-
рита, фосфатов меди могут влиять па отношение Си : Si в анализах.
Структ. Тонкодисперсность выделений, близких к коллоидальным, нс по-
зволила до сих пор точно расшифровать структуру хризоколлы. Имеющиеся
данные свидетельствуют, что она в общих чертах близка к структуре палыгор-
скита (это отражено в приведенной выше кристаллохимпческой формуле), с
волнистостью кремнекислородных сеток *.
Выд. Натечные почковидные агрегаты, иногда с пузырчатой поверхностью,
растрескивающиеся при дегидратации корки, землистые массы, зоны в малахи-
товых агрегатах.
Известны псевдоморфозы хризоколлы по малахиту, азуриту, атакамиту,
церусситу, кальциту и многим другим минералам.
Св. Цвет голубой до синего; в случае смесей с каолинитом до светло-
голубого, с минералами А1 и Fe — зеленый (медмонтит), Мп — до бурого и
черного (лампадит). Блеск стеклянный, восковой до матового и смолистого
(у лампадита). Непрозрачна, часто стекловидная. Излом раковистый до не-
ровного. Тв. 2. Хрупкая. Черта зеленовато-бслая. Пл. 2—2,3.
Диагн. Точная диагностика требует химического анализа (отличие от
плапшепта, шаттукита п др. вторичных минералов).
Обр., Изм., Знач. См. описание подкласса.
КЛАСС 2. ФОСФАТЫ (И АРСЕНАТЫ)
В этом классе, объединяющем (по признаку шринк-анало-
гии Р и As) соли фосфорной и мышьяковой кислот, насчиты-
вается около 340 минеральных видов, примерно две трети кото-
рых являются фосфатами и одна треть — арсенатами.
Хим. В минералах рассматриваемого класса главными видо-
образующими выступают катионы с низкими СХ и катионы
* Шестерпая координация Си2+ в подобной структуре, пе обычная для
этого катиона, изменяется на устойчивую четверную при нагревании, чему со-
ответствуют два пика на кривых термического анализа—эндотермический
при 420—470 К и экзотермический при 540—590 1\.
482
халькофильных элементов; катионы со средними СХ установ-
лены всею в двух недавно обнаруженных видах — кюрстоните
Ва4А1зТЦО, ОН)С[РО4]2 и омистедите КР2№ЬО2[РО4] 2-2Н2О.
Таким образом, основная масса описываемых минералов, и тем
более широко распространенных, относится к двум подклассам:
1) фосфатам (и арсенатам) с высокими ДСХ, 2) фосфатам
(и арсенатам) халькофильных элементов. В то же время лишь
Са, Mg и Мп2+ имеют примерно одинаковое значение по частоте
встречаемости в качестве видообразующих катионов в фосфатах
п арсенатах, тогда как роль остальных катионов в них заметно
различается с существенным увеличением значения катионов с
низкими СХ в фосфатах, a UO2+ и халькофильных катионов —
в арсенатах * (цифры отвечают % встречаемости):
Катионы с низкими СХ
Фосфаты Арсенаты
Катионы халькофильных элементов
Фосфаты
Арсенаты
А1
Fe3+
Fe2+
Mn2+
Be
Mg
Ca
Na
UOo+
28,8 <—
18,5 <—
19,8 <----
18,5
4,0 <—
12,2
29,3
13,5 <----
10,4 - >
4,3
10,4
5,2
17,4
0,9
12,2
26,1
7,0
18,3
Cu2+
Zn
Pb
Bi
Cd, As3+
5,8 —> 20,9
5,0 —> 13,9
2,7 —> 8,7
0,7 —> 5,2
-------> 2,6
Указанные различия в составе являются результатом отсут-
ствия шелл-аналогии между Р и As. Спецификой строения элек-
тронных оболочек As объясняется его концентрация в виде
халькогенидов в рудных жилах, при окислении которых и воз-
никает [AsO4]3~-hoii, дающий совместно с имеющимися в этих
же системах халькофильными элементами многочисленные их
арсенаты. В то же время [РО4]3~-ион фиксируется уже в маг-
матических расплавах (выделение апатита) и пегматитах (апа-
тит, ксенотим, монацит), хотя это и не исключает его участие
в гидротермальном минсралообразованип, осадкообразовании,
формировании многочисленных фосфатов в зонах окисления и
корах выветривания. Говоря о катионном составе фосфатов и
арсенатов особо следует отметить многочисленность среди них
минеральных видов, содержащих ионы UO2+, возникающих в
зонах окисления U-месторождений и за счет минералов, сод. ИП
U, иногда даже незначительные.
Среди рассматриваемых минералов лишь немногие являются
средними простыми солями (всего 10 фосфатов, в том числе
* Кроме сказанного, надо отмстить заметную роль как видообразующих
в минералах рассматриваемого класса Li (7 видов), Be (8), Ва (16), Ln (И),
¥ (6), Sc (1), Th (7)—они входят в состав главным образом редких ми-
нералов, по тем пе менее важных для понимания ряда особенностей геохими-
ческого поведения указанных элементов.
16* 483
монацит и ксенотим, и 4 редких арсената); немного среди них
и средних двойных солей (22 редких фосфата и 5 редких арсе-
натов). Напротив, среди них очень распространены основные
сложные соли (ОН~-ион установлен примерно в 54 % видов
фосфатов и — 43% арсенатов, тогда как О2~-ион— лишь в
2,2 % фосфатов и 4,3 % арсенатов) и кристаллогидраты ( — 5,7%
фосфатов п — 65% арсенатов), кислые соли играют подчинен-
ную роль.
Состав описываемых минералов осложняется в основном изо-
валентным изоморфизмом типа Al3± Fe3+, Fe2+^Mn2+, Mg2h,
в ряде случаев отмечаются непрерывные изоморфные ряды
между фосфатами и арсенатами. В основных солях ОН~-ион
иногда замещается на F, а в роде апатита — на F--, С1- и даже
СОз-ионы. При этом большое число гипергенных фосфатов и
арсенатов отличается высокой чистотой, тогда как ИП харак-
терны преимущественно для гипогенных минералов. Известны
смешанные фосфаты и арсенаты (минералы рода мурманита и
некоторые другие), в том числе и такие, которые по преоблада-
нию более сильного аниона отнесены к другим классам (напри-
мер, фосфатосульфаты типа дистенезита Fe2(OH) [РО4] [SO4],
фосфатоборат симанит М.п3 [РО4] [ВО3]-ЗН2О, фосфатокарбо-
наты рода бредлита ИазМ^[РО4] [СО3], фоеф.атофториды типа
амблигонита LiAl [РО4] F).
Структ. Для структур фосфатов характерны РО4-тетраэдры
и в кристаллохимическом отношении Р проявляет определен-
ную близость с Si. В подтверждение сказанному можно при-
вести: 1) структуру берлинита А1РО4, которая аналогична
структуре кварца, что связано с поперечным замещением 2Si->
->А1Р; 2) постепенное замещение Б1О4-тетраэдров на РО4-тетра-
эдры, наблюдаемое в минералах рода бритолита — от
Са2Се3(ОЫ) [SiO4j3 через (Na, Ln, Th, Ca)s(OH, F) [SiO4, PO4]3
до Ca5(OH, F) [PO4]3-апатита, полисоматпческой серии мурма-
нит Na2MnTi3O [Si2O7] 2-8Н2О— ломоносовит Na5Ti2O2[Si2O7]X
Х[РО4]; 3) существование силикатофосфатов типа фоспналита
Na3Ca(H2O) [SiO4] [РО4]; 4) изотипность структур некоторых
фосфатов и силикатов, например: ксенотима Y[РО4] и циркона
Zr[SiO4], минералов рода гетерозита (Мп, Fe) (РО4) и рода три-
филина Li (Мп, Fe) |РО4] и оливинов AT2[SiO4], грифита
Na3CaMn4Al2 [РО4] з [ОН] 4 и гибшита Са3А12 [SiO4] з [ОН]4, либе-
тенита CuCu (ОН) [РО4] и андалузита AiAlO [SiO4]. В синтети-
ческих соединениях установлена способность [РО4] к поликон-
денсации с образованием разных полимерных радикалов [Р2О7-]4"
[Рзо9]3-, [P4OJ2]4-, [P6OI8]6-, [PXWt’-2’-. Для минера-
лов они необычны, хотя последние исследования показывают
присутствие [Р2О7] 4~-ионов в некоторых апатитах. Определен-
ное сходство между фосфатами и силикатами выявляется в су-
ществовании бериллофосфатов, некоторые из которых изо-
484
типны бериллосиликатам и силикатоборатам *, как, например:
бериллонит Хта[Ве(Р04)]ос и тримернт CaMn2fBe(SiO4)3]TO,
гердерит Са2[((НО, F)Be)2(PO4)2]0000 и датолит Са2[(НОВ)2 X
X (SiO4)2]TOTO,
хёрлбатит Са[ОВе2(Р2О7)]оттото и данбурит Ca[0B2(Si207)]TOOCM
или имеют самостоятельные структуры (цепочечные вягорю-
неит Мп[Ве(ОН)(РО4)Г,
мораесит Ве(Н2О)4[Ве(ОН)(РО4)]°°, рошерит Са(Мп, Fe)2 X
X [Ве3(ОН)3(Н2О)2(РО4)зГ).
Из катионов лишь Be, Li п редко Al имеют в фосфатах
КЧ = 4; остальные катионы имеют КЧ, равное 6 и выше. При
этом из-за низких СХ катионов и меньшего расстояния между
концевыми О в РО4-тетраэдрах по сравнению с ЗЮ4-тетраэдра-
ми (СХ у Р > Si), катионные полиэдры в своих вершинах имеют
не только концевые О из тетраэдров РО4, по также ОН--ионы,
молекулы Н2О. Так, например, даже для трехвалентных катио-
нов, имеющих сравнительно высокие СХ, установлено октаэдри-
ческое окружение с участием в основном ОН~-ионов и Н2О
(в скобках указано число соответствующих случаев):
Тип Общее Общее
октаэдра число случаев Катионы Тип октаэдра число случаев Катионы
,ЩОН)4О2 13 Л1(9), Fe(3), Мп M(H2O) (ОН)3О2 8 Al(6),Fe(2)
Л1(ОН)зО3 6 Fe(5), Al Л1(Н2О) (ОН),Оз 9 Al(6),Fc(3)
М(ОН)2О4 30 Fe(17), Al(13) М(Н?О)2(ОН)2О3 7 Al(4). Fc(3)
лю6 2 Fe. Mn М(Н,О),О4 9 Fe(5). А 1(3). Sc
Еще более разнообразны полиэдры вокруг катионов с более низ-
кими СХ, причем относительная роль Н2О в них повышается.
У халькофильных катионов КЧ определяется в основном ти-
пом гибридизации, хотя в ряде структур при учете не только
ближайшего окружения оно увеличивается, например, с четы-
рех до шести (характерно для ряда фосфатов Си24 и Zn), прав-
да, в основном за счет молекул FLO (октаэдры типа
М(Н2О),(ОН)4, М(НоО),(ОН).,О.„ Л4(Н.Ю).,(ОИ)Оз, типичные для
Си2+, /И(Н2О),О4 и М(Н,О)Д-для Zn, наряду с Си2+(ОП)3Оз
и М (ОН2)64 для Си2+ и Zn).
Арсенаты характеризуются тетраэдрическими анионными ра-
дикалами, для которых поликонденсация необычна даже в син-
тетических солях. При этом между фосфатами и арсенатами в
ряде случаев прослеживаются непрерывные ряды твердых рас-
творов. Определенная кристаллохимическая близость [AsO4]3~-
* Известен также алюмосилпкатофосфат— впзеит NaCasfAlwSigPsOgo X
X (ОП)8] “’“«•вНгО, изотнпный анальциму [AlSigOe] °OOODO-Na(HgO), обладаю-
щий рядом близких к последнему свойств.
485
и [51О4]4_-тетраэдров проявляется в существовании силикате-
арсенатов (крайсслит M25Zn3(OH)12[SiOi]8 [AsOi]2(?), макговернит
(Mn, Mg) i9Zn3(OH)20As3+C)3 [SiO4]3 [AsO4] 3 (?)• Для арсенатов
необычен Be (лишь в беарсите Ве2(ОН) [AsO4) -4Н2О) и не уста-
новлен (4)А1. Катионные же полиэдры в них в целом отличаются
теми же чертами, что и в фосфатах. Благодаря островной струк-
туре природных фосфатов и арсенатов в них более отчетливо
проявляются мотивы из катионных полиэдров, что позволяет
выделять субмотивы, кладя их в основу объединения минералов
в подотряды.
Обр. Подавляющая часть фосфатов и арсенатов, включая
все кристаллогидраты, является минералами поверхностных
процессов. Особенно хорошие их образцы известны из зон окис-
ления рудных м-ний, находящихся в странах с жарким, тропи-
ческим климатом. В значительных количествах они могут обра-
зовываться также в процессах осадконакопления (апатит, ви-
вианит) .
Меньшее число минералов возникает в результате магмати-
ческих (апатит, монацит, ксенотим) или пегматитовых (ксено-
тим, монацит, апатит) процессов. Лишь некоторые из них в не-
большом количестве встречаются в гидротермальных, особенно
оловянно-вольфрамовых и близповерхностных рудных жилах.
В то же время апатит — минерал, возникающий практически при
всех процессах минералообразования.
ПОДКЛАСС 1. ФОСФАТЫ С ВЫСОКИМИ А СХ
Систематика рассматриваемых ниже минералов этого под-
класса, отвечающая последовательности их описания, выглядит
следующим образом:
Отдел. Простые фосфаты Род апатита
Ряд. Средние фосфаты Ряд. Кристаллогидраты
Гр. ксенотима Гр. вивианита
Гр. монацита Род эритрина
Отдел. Сложные фосфаты Семейство урановых слюдок
Ряд. Основные фосфаты
Группа ксенотима
Ксенотим У[РО4]
Назв. от греческих «ксенос» — чужой и «тими»—честь,
поскольку иттрий в этом минерале был ошибочно принят в свое
время за новый элемент.
Хим. Кроме Y установлены Yb, Er, Dy, Gd и другие Ln;
обычны примеси Zr, U, Th, Si — их сод. (в пересчете на соответ-
ствующие оксиды) достигает п % (гетеровалентный изоморфизм
486
по схеме Y3+P5+(Zr, U, Th)4+Si4+). В отличие от рассматри-
ваемого ниже монацита, в ксенотиме среди ИП U преобладает
над Th.
Структ. Подобна структуре циркона (см.), торита Th[SiOi] и коффинита
U[SiO.jJ, чем и объясняется отмеченный выше гстеровалентный изоморфизм.
Ксенотим имеет тетр. с. (l4\/amd).
Выд. Призматические, длиннопризматические, дипирами-
дальные кристаллы с основными габитусными гранями {100},
{010}, {011}, внешне похожие на кристаллы циркона; радиально-
лучистые и зернистые агрегаты; окатанные зерна разной формы
в обломочных породах. Известны ориентированные срастания
и прорастания с кристаллами циркона.
Св. Цвет желтовато-бурый, красный, серый, иногда зелено-
ватый. Блеск стеклянный до жирного. Непрозрачен до полупро-
зрачного. Хрупкий. Сп. до сов. по {100}. Излом ступенчатый до
неровного. Тв. 4—5. Черта коричневая или красноватая. Пл.
4,4—5,1.
Диагн. От похожих по форме кристаллов циркона, рутила,
касситерита отличается более низкой тв.; от похожего в окатан-
ных зернах монацита, с которым часто встречается совместно,
отличается отсутствием или очень слабой люминесценцией в
нефильтрованном ультрафиолетовом свете.
Обр. Акцессорный минерал некоторых гранитов, их пегматш
тов и гидротермальных жил, связанных с кислым магматизмом,
гнейсов.
В качестве акцессорного ксенотим известен в гранитах Урала, Алтая, Па-
мира, Новой Зеландии и др. Кристаллы, иногда довольно крупные, известны и
в гранитных пегматитах, где они встречаются совместно с монацитом, цирко-
ном (срастания!), уранинитом, олигоклазом, биотитом (Швеция, Норвегия,
США, Бразилия, Япония). Известен он и в некоторых щелочных пегматитах
с касситеритом и колумбитом
Мелкозернистый ксенотим установлен в некоторых гидротермалыю-ппев-
матолитовых и гидротермальных образованиях, где он ассоциирует с галени-
том, сфалеритом, хлоритами, касситеритом, вольфрамитом (Ср. Азия). Из-
вестны и гидротермальные м-ния ксенотима, генетически связанные с щелоч-
ными породами, где ксенотим встречается вместе с монацитом, колумбитом и
ильмепорутилом (европейская часть СССР). Кристаллы ксенотима встречаются
в жилах альпийского типа, в том числе хрусталеносных (Урал, Швейцария).
Ксенотим установлен в некоторых гнейсах (шт. Нью-Йорк, США).
Имеются указания на образование гипергенного ксенотима в докембрий-
ских железистых конкрециях из полевошпатовых песчаников Аризоны (США).
В поверхностных условиях ксенотим устойчив и накапли-
вается в россыпях, например при разрушении ксенотимсодержа-
Щих гранитов (Новая Зеландия; СССР).
Изм. Иногда в поверхностных условиях замещается черчи-
том Y [РО4] -2Н2О.
Знач. Значительные концентрации, связанные с россыпями,
в которых ксенотим находится совместно с монацитом, пред-
ставляют большую ценность как источники Y, иногда U.
487
Рис. 174. Кристаллы монацита
Группа монацита
типа Се3~Р5+
2Се3+ Th4+ -F
на Урале известен
Монацит Се[РО4]
Назв. от греческого «мона-
зо» — уединяюсь, из-за редко-
сти его первых находок.
Хим. Состав монацита
осложняется сод. помимо Се
других Ln, ИП, иногда значи-
тельными,
Th4+Si4+(Th[SiO4] — хаттонит Ни),
+ Ca2+(Th0>5Ca0i5[PO4]—чералит Ch)*. Так,
монацит, имеющий состав MoQ5Hu5 (где Mo = TR [Р04]) и
Mo7gHu2i, в Монгольском Алтае — Mo75HunCh14, Индии —
Most)HusChtt\ известны примеси (Nb, Та)2О5 (до 5,5%) и не-
большие количества Mg, Мп, Fe, Pb, А1, И20.
Структ. В структуре монацита вдоль с можно выделить сложные цепочки
из чередующихся Р04-тетраэдров и СеО9-полпэдров, связанных не только с
РО4-тетраэдрамп ниже и выше, но и еще с четырьмя РО4-тетраэдрами, нахо-
дящимися по бокам.
Монацит имеет мон. с. (P2i/n).
Выд. Кристаллы, уплощенные по {100} (рис. 174), иногда
призматические, изометрические, пирамидальные, размером до
7Х 5X2,5 см (Мадиомби Норд, о-в Мадагаскар). Характерны
двойники по {100} Известны также зернистые до мелкозерни-
стых скопления до 40 кг, окатанные зерна в обломочных поро-
дах, землистые образования, сферические скопления зерен 2—
20 мкм размером 160—200 мкм.
Св. Цвет чаще бурый, коричневый, иногда желтый, белый,
зеленоватый, черный. Блеск жирный до стеклянного на плоско-
стях сп. и отдельности. Непрозрачен до полупрозрачного. Хруп-
кий. Сп. сов. по {001}, несов. по {010}; часто отдельность по
{100}. Излом ступенчато-раковистый. Тв. 5—5,5. Черта белая
или слегка окрашена. Пл. 4,9—5,5 (возрастает с увеличением
содержания Ни).
Диагн. Отличается от сходных минералов сп., невысокой тв.,
высокой пл. и особенно яркой изумрудно-зеленой люминесцен-
цией в нефильтрованном ультрафиолетовом свете.
Обр. Акцессорный минерал кислых (особенно биотитовых
гранитов) и щелочных пород, их пегматитов, фенитов, некото-
рых вольфрамитовых гидротермально-грейзеновых м-ний, мета-
морфических пород (кислых и карбонатных); накапливается в
россыпях; имеются данные в пользу его аутигенно-диагенетиче-
ского образования.
* Примеси Th характерны для высокотемпературного монацита, генетиче-
ски связанного с кислой магмой, и уменьшаются в низкотемпературных или
связанных со щелочной магмой монацитах, сходя в некоторых из них на нет.
488
Наиболее крупные кристаллы монацита известны из жил гранитных пег-
матитов с ксенотимом, ортитом, уранинитом, цпртолитом, биотитом, олигокла-
зом (Норвегия, США, о-в Мадагаскар). Монацит известен также в щелочных
пегматитах и фенптах европейской части СССР, Урала.
Широко развит монацит в некоторых гпдротермально-грейзеновых м-ниях,
в ассоциации с молибденитом, вольфрамитом (Боливия, ЮАР, СССР), флюо-
ритом, флюоцеритом, иттропаризптом (Ср. Азия).
Кроме того оп известен в жилах альпийского типа Урала, Швейцарии.
Он известен в мигматитах (Индия), гнейсах, силлиманитовых сланцах,
мраморах (США).
В значительных количествах монацит накапливается в россыпях — аллю-
виальных и морских (как в современных, так и в захороненных). Россыпи,
сод. местами до 40—60 % монацита, простираются на многие десятки кило-
метров вдоль побережья Бразилии (штаты Рио-де-Жанейро, Эсппрпто-Саито
и Байя). Значительные концентрации монацита известны в песках Траванкора
(Индия), россыпях Флориды, Сев. и Юж. Каролины (США), на побережье
Шри Лапка, Индонезии, Австралии. Наиболее крупные ископаемые россыпи
известны в США (Болд и Биг-Хорн, Вайоминг; Палмер, Мичиган).
Описан случай образования вторичного землистого монацита за счет раз-
рушения в поверхностных условиях редкоземельного апатита карбонатитов
Магнет-Ков (Арканзас, США); допускается и его аутигенное образование в
основном за счет обломочного монацита, возможно рабдофанита (мелкие сфе-
рические выделения черного монацита в осадках Тайваня, уплощенные зер-
нышки и глобули глинисто-песчанисто-карбоиатных отложений рифейского
фундамента Урала).
Изм. В поверхностных условиях устойчив, хотя и известны
случаи образования по монациту желтых корок вторичного раб-
дофанита CefPOJ -Н2О.
Знач. Главный источник TR и Th. Наибольшее значение
имеют россыпи Бразилии (стандартный минимум 6 % ThO2),
Траванкора (минимум 8% ThO2), США и некоторые гидротер’
мально-грейзеиовые м-ния (Ван-Рейнсдорп, ЮАР).
Род апатита
Апатит Ca5(F, ОН)2[РО4]3 —> (9)Са2 (7)Ca3(F, ОН)2[РО4]3
Назв. От греческого «апатао» — обманываю, потому что по
внешнему виду его часто принимали за берилл и турмалин.
Хим. В минералах рода апатита постоянно отмечаются ИП
Мп (до 5,3 и даже 10,6% MnO), Fe (до 4,6% FeO + Fe2O3),
иногда Sr (до 23,7% SrO), Mg (до 7,5% MgO), щелочей (до
10,3% Р2О), А1 (до 2,5% А12О3). В некоторых апатитах много
TR (до 12 и даже 23,8% 77?2O3), Th (до 5,6%ThO2). В анион-
ной части отмечаются примеси СО2 (до 4,5 и даже 8,3%),
SO3 (до 3,7%), CI (до 3,5%), SiO2 (до 16,8%), иногда О вместо
(F, ОН). Гетеровалентные замещения связывают со схемами:
РО3Г СОзТ', РО^' СОГОН", 2(CO3F25)4’5" зроГ,
2Р5+ S4+S6+, Са2+Р5+ T/?3+Si4+, Се3+Р5+ Th4+Si4+,
Се3+ Th4+Ca2+, Ca2+Si4+ А13+А13+.
В зависимости от состава различают фторапатит, хлорапа-
тит, гидроксилапатит, оксоапатит, карбонат апатит (поболит или
курскит), фторкарбонатапатит — франколит, гидроксилкарбо-
489
натапатит — даллит, натриевый апатит — лернит. Кроме того на-
мечаются более редкие изоморфные ряды между апатитом и бри-
толитом Ca2r/?3(OH)[SiO4]3, алюмобритолитом Са47’/?3А13(ОН) 2\
X[SiO4]6, эллестадитом Ca4Ca6(OH)>[SiO.}]3[SO4]3, меланоцеритом
Ca77?4(OH)[SiO4]2[BO4],
Состав зависит от условий образования. Так высокотемпературные апа-
титы кимберлитов, карбонатитов, основных щелочных пород являются оксо-
апатитами. Изучение ПК-спектров позволило выявить в них пирофосфатные
группы [Р2О7], которым отвечают полосы поглощения 720—750 см-1. Па
этом основании формула оксоапатита с максимальным сод. [Р2О7] 4--ионов
дается в виде Cas(F, OTI)o.50j[P0.1]2,5[P207]o.25- В то же время 3. В. Ва-
сильева обратила внимание на селективное выщелачивание части Р и Са из
подобных апатитов лимонной кислотой с образованием в апатите ориентиро-
ванных полостей выщелачивания, имеющих кристаллографическую огранку.
Это и другие факты привели ее к выводу о том, что подобные апатиты яв-
ляются эпитаксиальными сростками апатита и хильгенштокита СадРгОэ, типич-
ного фосфата томасшлаков, известного в высокотемпературной части систем
СаО—Р2О5 и СаО—Р2О5—S1O2. Высокотемпературные оксоапатиты отличают-
ся также низким сод. TR (<0,7 % ^/?20з) и других примесей. Апатиты фос-
форитов * характеризуются высоким сод. COj'-иона, дополнительным сод.
НгО. Типоморфны и другие особенности состава апатитов.
В специфических условиях образуются апатиты (фосфориты), с повышен-
ным сод. Au (кластогешюе и хемогенно-осадочное в фосфоритах Русской плат-
формы), ВеО (до 0,65 % в гипергенном апатите коры выветривания мускови-
тизированных и флюоритизпрованных известняков Урала).
Лунный апатит отличается дефицитом (F + C1), достигающим 10—30%
против стехиометрии, что связывают с частичным замещением Р5+ па Р3+.
Структ. Субцепочечпый мотив структуры апатита определяется триго-
нальными одно- и трехшапочными призмами, в центре которых находятся ато-
мы Са, имеющие КЧ == 9 (атомы О — по шести вершинам призмы и по вер-
шинам трех полуоктаэдрических шапок, построенных на вертикальных гранях
призмы) пли КЧ — 7 (атомы О — по шести вершинам призмы и в вершине
полуоктаэдричсской шапки, примыкающей к внешней стороне призмы, a F~,
Cl-, ОН~-ионы — по вершинам ребра призмы). Призмы семивершинников свя-
заны общими ребрами (в том числе теми, на которых находятся седьмые
атомы F) в тройные колонки (рис. 175, а), вытянутые вдоль с. В каждой из
колонок располагающаяся ниже тройка призм повернута по отношению к верх-
ней на 60°. Колонки связаны друг с другом РОд-тетраэдрами, одевающими
их своеобразной броней (рис. 175, а, б, в). Эти сложные стержневые фрагмен-
ты структуры связываются призматическими стержнями из девятивершинников,
соединенных друг с другом основаниями. Отношение колонок с (9)Са и (7)Са
равно 2:3**. Двойственное положение Са в апатите определяет возможность
упорядоченного распределения в нем ИП. Упорядоченность может намечаться
И в распределении F”-, СГ-, ОН"-, СОД-ионов.
Поэтому, если апатит, согласно гекс, мотиву структуры, осо-
бенно четко выявляющемуся в проекции на {0001} (см.
* Фосфаты фосфоритов пока недостаточно изучены. Среди них, кроме апа-
тита. судя по экспериментальным данным, возможны минералы с формулами
CafPOiH], Са3[РО.]9, Ca^PO^fPO^ 5Н.2О, CaI0_x_tf/9(0H)2_ JPO4H],X
Х[РО4]6_х_,[СО3]у • nH2O, Ca10_x^/2F2[PO4H]x[PO4]6_x_JCO3]f/ (2>х>г/)
и др.
** Синтезировано большое число соединений изотипных апатиту с общей
формулой в которых Л4 = Sr, Ва, Mn2+, Eu2+, Sm2+, Cd, Pb, Sn2’
и их комбинации с Na, К, Al, TR-, X = О, ОН, С1, в определенной мере Вг, К
N: Т = Р, As, V, В, Ge, Si, Se, Cr, Al; CO3 вместо PO4.
490
Рис. 175. Кристаллическая структура апатита:
а — аксонометрическая проекция с колонками из Са-призм вокруг шестерной оси и остро-
вами РО.гтетраэдров; б—проекция структуры на (0001); в — элементарная гексагональная
колонка Са-призм в «броне» из РО4-тетраэдров (черные треугольники); точечной штри-
ховкой выделены полиэдры с <^)Са, линейной и клетчатой — с С>Са.
рис. 175,6), имеет гекс. с. (Рбз/m), то его производные менее
симметричны. Так известен хлорапатит мон. с. (P2i/b) и даже
франколит трикл. с.
Выд. Кристаллы дипирамидально-призматического, реже
пинакоидального габитуса (рис. 176). Обычны грани призмы
{1010}; пинакоида {0001}, дипирамид {10fl}, {loll} и др. На
гранях призмы иногда вертикальная штриховка. Ребра кристал-
лов часто сглажены и они становятся «обсосанными», «оплав-
ленными». Известны зональные и футлярные (шпигованные)
кристаллы*. В последних апатит образует лишь наружную зону
кристалла, содержащего внутри стержень, например, из поле-
вого шпата, кварца и мусковита (пегматиты Сев. Карелии).
Характерны также зернистые, иногда сахаровидные, рассыпаю-
щиеся массы, радиально-лучистые и шестоватые агрегаты, плот-
ные сливные массы, в некоторых случаях колломорфные выде-
ления (колофан). Известны землистые скопления, конкреции,
псевдоморфозы по органическим остаткам, загрязненные гли-
нистыми частицами, песчинками, кальцитом — фосфориты. Уста-
новлены эндотаксические вросткп апатита в олигоклазе, возник-
шие при распаде твердого раствора, сод. до 0,09 вес. % Р (гра-
нит Санта-Тереза, Роча, Уругвай).
Св. Цвет желтовато-зеленый, зеленовато-желтый (при за-
мещении РОГ на МпОД синий (дырочный центр О“ в пози-
циях галогена), голубой, сине-зеленый, желто-зеленый (различ-
* Часть исследователей считают их результатом метасоматического заме-
щения кристаллов апатита изнутри, другая часть — результатом скелетного
роста из переохлажденного расплава (апикальная часть основных интру-
зивов Норвегии, Канады, Африки, США, в которых фаршированный апатит
находится в тесной ассоциации с магнетитом, олигоклазом, пироксеном).
491
Рис. 176. Кристаллы апатита
пая концентрация МпСЧ и дырочных центров О~), розовый
(Са->Мп3+), фиолетовый (Р5+—>Мп4+), дымчатый (Fe2+),
иногда бесцветный, прозрачный; при значительных количествах
включений гематита — темно-красный до красно-коричневого,
органики — черный (фосфориты), глинистых веществ, гидрокси-
дов Fe — серый, бурый (фосфориты). Блеск кристаллических
выделений стеклянный до жирного; плотных, мелкозернистых
до скрытокристаллических масс — тусклый. Хрупок. Сп. не очень
ясная по {0001}. Излом неровный, раковистый. Тв. 5. Черта бе-
лая. Пл. в зависимости от состава 3,2—3,4.
Диагн. Наиболее важны формы выделения и более низкая
тв., чем у похожего берилла.
Обр. /Хватит — полигенный минерал. Особенно крупные его
скопления связаны с щелочным магматизмом, карбонатитами,
осадочными породами (фосфориты). ,
В связи с щелочными породами иногда образуются огромные скопления,
сод. до 90—95 % зернистого апатита, в ассоциации с нефелином, эгирином, по-
левым шпатом, титаномагнетнтом, титанитом и другими минералами (Хибины,
Мурманская обл.). Происхождение этих залежей одни исследователи связы-
вают с метасоматическими процессами, другие — с непосредственной кристал-
лизацией из магматического расплава. Об этом свидетельствуют и эксперимен-
тальные данные: апатит-виллиомитовая (NaF) эвтектика (NaF 57 %) пла-
вится при ~ 1040 К. Правда, в породах столь высокое содержание NaF не
отмечено, но виллиомит является одним из акцессорных минералов апатитовых
пород в Хибинах. Учитывая же, что они не бимпнеральны, а имеют более
сложный состав, можно допустить образование их непосредственно из распла-
ва, тем более при условии содержания в нем летучих.
Из магматического расплава, образующегося при ликвации диорпт-апа-
тит-магнетитовой магмы, при 1120—1270 К кристаллизуются магнетит (см.)
-апатитовые тела с ильменитом (см.). В случае ликвации основной магмы
с отделением сульфидного расплава могут образоваться сплошные медно-ии-
келевые руды (пирротин, пентландит, халькопирит, магнетит) с апатитом
(кристаллы длиной до 3,5 см и до 2,5 см в поперечнике известны в сульфид-
ных рудах Алларечепского м-ния, Кольский п-ов), выделяющимся раньше
сульфидов.
Апатит — обычный акцессорный минерал карбонатитов, с которыми ино-
гда связаны его промышленные концентрации (Ковдор, Кольский п-ов; Сели-
гдар, Южная Якутия).
В хороших, довольно крупных кристаллах апатит установлен в гранитных
и щелочных пегматитах (Сев. Карелия и Кольский п-ов). Известны пегматиты
с хлорапатитом, рутилом, ильменитом, скаполитом, связанные с габбро и яв-
ляющиеся ценным поставщиком апатита (Бомле в Норвегии).
492
Очень крупные метакристаллы апатита известны из контактово-метасома-
тических флогопитовых тел Слюдянки (Прибайкалье) с кальцитом, диопсидом,
флогопитом (см.). Кроме того апатит встречается во многих скарновых желе-
зорудных м-ниях (горы Верблюжка и Благодать на Урале).
Изредка в небольших количествах апатит встречается в вольфрамитовых
рудных жилах и жилах альпийского типа. Известны апатит-биотит-магнетит-
вермпкулитовые жилы с полевым шпатом и кварцем или без них, содержащие
также медные фосфаты, ильменит, шпинель, мартит, ортит, циркон, пирит,
халькопирит, пирротин, халькозин, ковеллин и галенит (р-н Касапатнам, округ
Впсакхапатнам, Андхра-Прадеш, Индия).
В поверхностных условиях апатит устойчив; это обычный
минерал россыпей и терригенный минерал осадочных пород.
Кроме того он может выделяться хемогенным путем и образовы-
ваться в процессах изменения отмерших организмов.
Осаждаясь с другими типично осадочными минералами, апатит образует
иногда крупные скопления в виде мощных фосфоритовых слоев или конкре-
ций (Южно-Русская впадина, Подолия; Кара-Тау, Южно-Казахстанская обл.,
и др.). Апатит — характерный минерал некоторых оолитовых железных руд
(м-ния Лорен, Нормандия; Анжу во Франции), марганцевых осадочных руд
(Чиатуры, ГССР), известен в угольных пластах (до 38 % апатита при И %
каолинита в некоторых антрацитах Юж. Уэльса, Англия) совместно с глауко-
нитом в породах континентальной окраины ЮАР и многих других осадочных
породах.
Криптокристаллический апатит, отложившийся в зонах дробления из кис-
лых поверхностных вод, выносящих фосфаты из подстилающих пород, изве-
стен в гранитных массивах гор Бектауата (КазССР). Гипергенный карбонат-
апатит установлен в карстовых полостях (Горный Крым), где он образуется
за счет остатков органического происхождения (копролиты, гуано, кости мел-
ких животных и т. д.). Апатит — обычный минерал фосфатных кор выветри-
вания Алтае-Саянской обл. и Прибайкалья.
Свойства апатита типоморфны. Так, апатит щелочных пегматитов часто
бога г Sr и Т7? (саамит), цвет его зеленовато-желтоватый; гранитных пегма-
титов— марганцем, цвет голубой или зеленовато-голубой; карбонатитов—ра-
диалыю-лучистый, почти бесцветный, желтовато-зеленый до зеленого; железо-
рудных скарнов — часто красно-бурый, из-за примесей гематита; флогопито-
вых контактово-метаморфических ассоциаций — голубой, зеленовато-голубой,
хотя марганца в нем и мало. Апатит альпийских жил бесцветен, прозрачен п
имеет кристаллы пипакоидального габитуса; рудных жил с вольфрамитом —
чаще светлый розовато-фиолетовый. В гипогенных условиях обычно обра-
зуется фторапатит (щелочные породы), реже хлорапатит (основные и мета-
соматические породы), гидроксилапатит (поздние стадии пегматитового про-
цесса), в метаморфических — сульфатапатит и силикатапатнт. Карбонатапа-
титы — типичные минералы осадочного происхождения, карстов, коры выве-
тривания. Некоторые апатиты осадочных пород отличаются повышенным сод.
SrO (до 4 ±0,5 %), правда не столь высоким, как в апатитах щелочных по-
род (апатиты хлорит-сидериговых и хлорит-пиритовых железных руд Илль и
Вилен, Бретань, Франция).
Изм. Известны псевдоморфозы по апатиту серпентинов,
бирюзы, каолинита; из-за вторичных преобразований иногда до
90 % ИП TR и Th переотлагаются по трещинам в виде оксидов.
Знач. Минералы рода апатита связывают до 95% Р земной
коры. Крупные скопления фосфорита и апатита являются цен-
ным сырьем для производства удобрений, различных соедине-
ний фосфора, а иногда и для извлечения редких земель и строн-
ция.
493
Рис. 177. Структура вивианита с от-
четливым различием октаэдрических
полиэдров (Fe (1) — Fe (Н2О)4О2 и
Fe(2) — (Н2О)2О4, спаренных по ребру
0—0), образующими совместно с [РО4].
тетраэдрами гофрированные слои,
связанные водородными связями
Группа вивианита
К группе вивианита относится около 10 минеральных
видов* с общей формулой Л1з+(Н2О)8[7О4]2, где Л12+ = Mg,
(Mn2+, Mg), Fe2+, Со2+, Ni2+; Г = Р; As.
В структуре минералов группы вивианита выделяются ка-
тионные октаэдры двух типов М(Н2О)4О2—/И(1) и М(Н2О)2О4—
М(2); последние образуют спаренные по ребру О—О группы
М2(Н2О)4О6. Октаэдры М(7) и спаренные октаэдры Л4(2) сов-
местно с [ТО4]-тетраэдрами образуют гофрированные слои, свя-
занные друг с другом водородными связями (рис. 177), что
объясняет уплощенный облик кристаллов и сов. до слюдопо-
добной сп. по {010}.
Все три наиболее распространенных минерала — вивианит,
эритрин и аннабергит, которыми приходится ограничить описа-
ние данной группы, имеют мон. с. (С2/т). Их свойства заметно
различаются: условия образования вивианита отличаются от
условий образования эритрина и аннабергита, которые в этом
отношении близки. Это объясняется тем, что первый из них —
фосфат, а два последних — арсенаты (см. Обр. при описании
класса). В соответствии с этим вивианит описывается отдельно,
а эритрин и аннабергит — совместно.
Вивианит Fe3(H2O)8[PO4]2
Назв. в честь первооткрывателя — английского минералога
Дж. Дж. Вивиана.
Хим. Часто близок к формуле; иногда ИП Mn2+, Mg, Са
до Са : Мп2+: Mg : Fe2+ = 1 : 4,1 : 5,6 * 5,4; Fe2+ в нем может
частично окисляться до Fe3+ с одновременной заменой части
Н2О на ОН-иояы: Fe.txFehH2O)8_^OH)x[PO4]2.
Структ. См описание гр.
* Геометрически аналогичную структуру имеет и кеттигит
Zn3(H2O)8[AsO4]2, относящийся к подклассу фосфатов (и арсенатов) халько-
фильпых элементов.
494
Рис. 178. Вивианит — радиально-лучистые агрегаты на буром железняке.
Керченское мыте. Нат. вел.
Выд. Землистые агрегаты, стяжения, конкреции, призмати-
ческие до игольчатых кристаллы, их радиально-лучистые срост-
ки (рис. 178), скопления кристалликов па раковинах остатков
моллюсков и в их пустотах.
Св. В свежем виде бесцветен, в кристаллах — прозрачен,
в землистых массах — белый; на воздухе быстро синеет (окисле-
ние Fe2+?), становясь голубым, синим, темно-синим, зеленым
(керчениты). Очень сильно окисленные образцы — оксикерчени-
ты— печеночно-бурые. Блеск стеклянный до перламутрового
на плоскостях сп., в землистых агрегатах — тусклый. Хрупкий.
Сп. сов. по {010}. Излом ступенчатый до занозистого и ровного
в землистых агрегатах, Тв. 1,5—2. Черта белая до голубоватой,
синей, бурой в окисленных образцах. Пл. 2,7.
Обр. Типичный экзогенный минерал, редко устанавливается
в гидротермальных жилах.
Вивианит возникает главным образом в восстановительных условиях за
счет фосфора органических остатков, например в осадочных железорудных
м-ниях (Керченское м-нпе известно прекрасными образцами кристаллического
вивианита, в том числе псевдоморфозами по раковинам и его разновидно-
стями, отличающимися степенью окисления), некоторых песчаниках в виде
стяжений в глинах (Вост. Словакия). Известен в виде землистых прослоек в
торфяниках (торфяники у ст. Загоряпская под Москвой, окр. Тюмени, Ново-
сибирска и др.), в качестве вторичного минерала в виде радиально-лучистых
сростков в пегматитах, содержащих фосфаты, например Li, в зонах окисления
колчеданных м-нип. Был встречен в некоторых гидротермальных жилах с кас-
ситеритом (Корнуолл, Англия; Льяльягуа и Таспа в Боливии), однако скорее
495
всего этого вивианит является продуктом поздних, а возможно, и гиперген-
ных процессов.
Изм. Легко окисляется с образованием основных фосфатов
Fe3+
Знач. Крупные скопления вивианита могут разрабатываться
как сырье для изготовления дешевой краски. Прозрачные кри-
сталлы используются как ограночный материал.
Род эритрина
Эритрин Со3 (H2O)8[AsO4]3
Аннабергит Ni3(H2O)8[AsO4]3
Назв. эритрина от греческого «эритрос»— красный по цвету;
аннабергита — по м-нию Аинаберг (ГДР).
Хим. Между эритрином и аннабергитом установлены хотя и
широкие, по ограниченные твердые растворы, содержащие иног-
да ИП Са и Mg, что и определяет их номенклатуру (рис. 179);
в некоторых минералах установлена примесь ZnO (до 8,5%).
Структ. См. описание гр.
Выд. Выцветы, налеты, корочки, иногда у эритрина парал-
лельноволокнистые, землистые агрегаты; у эритрина — уплощен-
ные призматические до игольчатых кристаллы, их радиально-лу-
чистые сростки (рис. 180).
Св. Эритрин малиново-красный, персиково-красный до блед-
но-розового и белого (при увеличении сод. Ni, iMg и Са). Анна-
бергит имеет характерную яблочно-зеленую до белой (при уве-
личении сод. Са) окраску, иногда грязно-зеленую. Все они имеют
стеклянный блеск до перламутрового на плоскостях сп., туск-
лый— в землистых агрегатах. Полупрозрачные до прозрачных
(в кристаллах). Хрупкие. Сп. сов. по {010}. Излом ступенчатый
до занозистого и ровного в агрегатах. Тв. 1,5—2,5 у эритрина,
2,5—3 у аннабергита. Черта у эритрина от розовой до белой,
у аннабергита — белая. Пл. 3,1 (эритрин)—3 (аннабергит).
Обр. Типичные вторичные минералы зоны окисления рудных
м-ний, сод. арсениды и сульфоарсениды Со и Ni, реже — Со- и
Ni-содержащие сульфиды (пирротин, пентландит и др.), причем
аннабергит более редок.
Образуются очень легко, например, в отвалах после первого же дождя
в виде землистых яркоокрашенных налетов — выцветов на первичных кобаль-
товых минералах. В связи с этим эритрин и аннабергит называют еще кобаль-
товыми и никелевыми цветами.
Знач. Из-за яркой окраски (особенно эритрин) имеют поис-
ковое значение на Со и Ni; являются полезными компонентами
некоторых окисленных руд Со и Ni.
496
Со+Гег+ 2(7 40 60 80 Nv+Mg
Рис. 179. Особенности состава и номенклатура эритрина, аннабергита, кабре-
рита:
а — плотность распределения анализов минералов рода эритрин — аннабергит (цифры
указывают число анализов на 1% площади координатного треугольника); б—состав и
номенклатура эритрина, аннабергита и кабрерита с сод. СаО<2%
Рис. 180. Эритрин. Бу-Аззер, Марокко. У в. 2,5
Семейство урановых слюдок
Назв. За пластинчатые формы выделения со слюдоподобной
спайностью и состав.
Хим. К семейству урановых слюдок относится более 20 ми-
неральных видов *, а с учетом полиморфных и политипных число
их представителей превосходит 40.
Это водные фосфаты и арсенаты уранила и Mg, Са, Ba, Na,
К, Н3О+, Fe2+ или Н, Al, Си2+, фосфаты NHt, РЬ, арсенаты Со
или Zn** с общей формулой Af2+{(UO2)2(H2O)„[TO4)2}, где
16 ^«^4; Т = Р, As. Изоморфизм между катионами чаще
крайне ограничен и лишь для К+^Н3О+, а в арсенатах Na
Н3О+ он проявляется в широких пределах. Изоморфизм
[РО4] 3~ [AsCU] 3~ проявляется часто вплоть до полного, тогда
как замещений Р или As на V не отмечается. Максимально ги-
дратированные природные формы имеют обычно собственные
названия; минералы с меньшим сод. Н2О получают название
с приставкой «мета». Основные минеральные виды выделяются
по катионному составу и аниону; из них наибольшим распро-
странением пользуются отенит и торбернит.
Отенит Са{(иО2)2(Н2О)10[РО4Ы
Торбернит Си{(иО2)2(Н2О)ю[РО4]2}
Структ. Важной чертой структуры урановых слюдок является наличие
в них гантельных катионов уранила UO^+ (чаще расстояния U—О из-за раз-
личий в окружении О различны) Катионы ПО|+ совместно с [TOJ ^-тетра-
эдрами неровные слои {(UO2) [ТО,]параллельные (001), в которых окру-
жение U6+ складывается помимо двух ближайших О (уранила UO2+) из че-
тырех О, расположенных на больших расстояниях от U6+ в плоскости почти
J_ к UO2 и являющихся концевыми О четырех разных [Гд4]3--тетраэдров
(рис. 181). Между подобными слоями находятся катионы*** и молекулыНгО,
входящие в катионное окружение. При максимальной степени гидратации па-
* Иногда к этому же семейству отиосят фосфаты уранила и Са, Ba, РЬ,
имеющие также сов. до слюдоподобной сп., отличающиеся от урановых слю-
док более высоким и переменным отношением UO2 : РО4 и присутствием ОН~-
ионов, ванадаты уранила с общей формулой A12+{(UO2)2(II2O),1-[V2Os]} при
8 > к 3 (всего 11 видов) со слюдоподобной сп. и уплощенными формами
выделения, среди которых наиболее широко распространены тюямунит
Ca{(UO2)2(H2O)8[V2O8]} и карнотит К2{(иО2)2(Н2О)з[У2О8]} и другие вод-
ные ванадаты уранила.
** В семействе урановых слюдок оказываются и минералы Cu2+, Zn и
РЬ, относящиеся к следующему подклассу, что находится в соответствии с по-
граничным его положением между двумя подклассами.
*** Особо следует подчеркнуть плоскоквадратную координацию катионов
Си2’1', окруженных молекулами П2О (с?$рг-гибридизацпя), тогда как два О
групп UO2 из разных слоев находятся на значительно большем расстоянии
от Си2+ (рис. 181, в). Так, например, в метаторберните (в им): U — 0 0,18-
и 0,177; 0,231(2) и 0,233(2); Си — О 0,191 (4), Си —ОиОг 0,240 в 0,266.
498
Рис. 181. Кристаллические структуры урановых слюдок:
а — отенпта; б—метаотеннта (молекулы Н2О не показаны): в—метаторбернита
О и Оо °Сц ©н20 >POi
раметр с имеет максимальное значение и соседние слои располагаются так, что
атомы О уранилов смежных слоев находятся друг против друга (рис. 181, а),
что в соответствии с тетрагональной симметрией отдельных с слоев приводит
к тегр. с. и ф. гр. !41ттт. В метаформах, сод. меньше НгО. происходит сдвиг
слоев относительно друг друга, что уменьшает параметр с, изменяет харак-
тер полостей, занимаемых катионами и НгО, снижает симметрию, например,
до ф. гр. Р4]птт (рис. 181,6). Молекулы Н2О, координируя катионы, обра-
зуют прослойку между уранил-фосфатными слоями. Друг с другом они свя-
заны водородными связями; такую же природу имеет их связь с концевыми
О тетраэдров [TOJ3-. В слоях из молекул Н2О они меняют квадратную ори-
ентацию относительно друг друга, и половина квадратов центрируется катио-
нами /И2+; катионы /И+ занимают позицию одной из молекул Н2О (с этим
же. очевидно, связано появление К- и Na-водородных форм с катионами
Н3О+).
Установлено, что для слюдок с межслоевыми катионами, имеющими более
высокие СХ (Mg, Al), более устойчивы максимально гидратированные формы,
Рис. 182. Кристаллы урановых слюдок:
а, б, в—торбернит; г — 0 — о генит
499
Рис. 183. Формы выделения урановых слюдою
а—кристаллы отенита. Ув. 8; б—розетка отенита. Ув. 64; в — таблитчатые кристаллы
торбернита. Ув. 80. Фотографии Л. Н Беловой
для слюдок с катионами, имеющими более низкие СХ — Fe2+, Mn2+; Na, К,
Ва, известны только метаформы; Са в этом отношении занимает промежуточ-
ное положение.
Потеря даже части молекул Н2О сопровождается структурными пере-
стройками, что заставляет классифицировать Н2О в урановых слюдках как
конституционную, а не цеолитную.
По относительному расположению ТО 4- и (UO2)O4-rpynn в слоях
{и02[ТО4] выведено существование 8 различных полиморфов для каж-
дого из соединений, в которых слой {UC^fFCU] l^oo может иметь не только
тетр., но также ромб, и даже мон. симметрию. Различия в характере наложе-
ния слоев друг па друга, типа описанных на примере гидратированных и ме-
таформ (см. рис. 181) приводят к появлению политипов, что в свою очередь
вызывает различия в ф. гр. и даже сингониях. Однако в природных образцах,
часто весьма тонкодисперсных, эта картина смазывается из-за разупорядоче-
ния слоев, что приводит иногда к противоречиям в определении их снимет?
рии.
Выд. Порошковатые, землистые, пластинчатые чешуйчатые
агрегаты. Кристаллы уплощенного, таблитчатого, пластинча-
того, короткопризматического облика (рис. 182); известны более
редкие аномальные формы выделения в виде призматических
и игольчатых кристалликов, их сростков (рис. 183); описаны
эпитаксиальные срастания урановых слюдок друг с другом.
Св. Урановые слюдки имеют яркую канареечно-желтую,
светло-зеленую, желтовато-зеленую, а при М2+ — Си2+ — изум-
рудно-зеленую окраску; в случае замещения настураном — чер-
ные, внешне похожие на урановую смолку. Блеск стеклянный до
501
алмазного, а на плоскостях сп. часто перламутровый. В тонких
листочках прозрачны. Хрупкие, легко крошатся, многие режутся
ножом. Сп. весьма сов. ио {001}. Листочки гибки, но не упруги.
Тв. 2—3. Черта светло-желтая, светло-зеленая. Пл. 3—6,2.
Диагн. Для отличия их друг от друга необходимо использо-
вать микроскопию, рентгенографию, химические испытания. Не-
которые из них характеризуются яркой, чаще всего зеленовато-
желтой люминесценцией в фильтрованном УФ-свете за счет
ионов уранила; у других люминесценция гасится (в присутствии
Pb, Си, Fe, Мо).
Обр. Характерные гипергенные минералы м-ний урана,
иногда образующие значительные скопления (инфильтрацион-
ные залежи); могут образоваться в небольших количества?; за
счет урана, находящегося в виде ИП в ксенотиме, монаците,
циртолите и других силикатах, например гранитов.
В значительных количествах торбернит и отенит установлены в виде ин-
фильтрационных залежей в песчаниках плато Колорадо (США) с хальканти-
том — Си (Н2О) 4 (Н2О) [SO4], алунитом, халькопиритом, пиритом, настураном
(см.), галенит-клаусталитовыми твердыми растворами, в Рудных горах (ГДР,
ЧССР), урановых м-ниях Центрального массива (Франция). Торбернит в виде
прекрасных кристаллов известен у с. Бухово (НРБ), иногда он—главный руд-
ный минерал на U-м-пиях Шинколобве, Козоло (Катанга, Заир). Крупные
м-пия отенита известны близ Отена (Центральный массив, Франция), во мно-
гих р-нах США, например, вкрапленность в песчаниках округа Лоренс (Юж-
ная Дакота).
Учитывая, что в этих минералах отмечается U4+ и иногда минерализация
прослеживается на большую глубину без признаков первичного уранового
оруденения (до 270 м), некоторые исследователи допускают для перечислен-
ных минералов иногда гипогенное происхождение.
Изм. Следует отметить появление в некоторых слюдках
настурана, вызывающего их черный цвет и смолистый блеск,
причины чего, однако, не выяснены. Интересно также полное
замещение слюдок каолинитом. При этом радиоактивность мо-
жет быть невысокой, отвечающей уровню адсорбированных ра-
диоактивных примесей каолинитом. Детальные морфологиче-
ские исследования, в том числе под электронным микроскопом,
позволяют обнаружить текстуру первичных агрегатов урановой
слюдки, переслаивание их с каолинитом, что имеет большое
значение при поисках м-ний U, оценки их перспективности по
зоне окисления. Лимониты, замещающие урановые слюдки, ча-
сто имеют особый бронзовый оттенок. Для них также харак-
терны специфические текстуры, иногда переслаивание с урано-
выми слюдками, проникновение в них по трещинам спайности,
что также используется при оценке первичного оруденения по
зоне окисления.
Знач. Из-за яркой окраски урановые слюдки служат одним
из поисковых признаков м-ний урана; в случае значительных
скоплений — важное сырье для извлечения урана (UO3 до 60—
63%). Издавна используются местными племенами Африки, ин-
дейцами Америки как ритуальные краски.
502
ПОДКЛАСС 3. ФОСФАТЫ (И АРСЕНАТЫ)
ХАЛЬКОФИЛЬНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
Фосфаты и арсенаты халькофильных элементов насчитывают около 80
представителей, примерно 65 % которых составляют арсенаты и 35 % — фос-
фаты. Большинство из них — сложные основные соли или кристаллогидраты
с ограниченным изоморфизмом в катионной части, тогда как между [РО4]3~-
п [АзО4]2~-ионами устанавливается широкий изоморфизм, вплоть до полного,
примером чему являются изоморфные пары:
Либетенит Си2(ОН) [РО4] — оливинит Cu2(OH) [AsO4],
Торбернит Си{иО2(Н2О)6[РО4] }2 — цейнерит Cu{UO2(H2O)5f AsO4] }2.
Для структур фосфатов (и арсенатов) халькофильных элементов харак-
терны островные группы [ГО4]3~ и большая роль мотивов нз катионных поли-
эдров, которые определяют совместно с [ТО4]3~-тетраэдрами субмотивы струк-
тур — субслопстыс (торбернит и цейнерит, изоструктурные с отенитом и отно-
сящиеся по этой причине к семейству урановых слюдок) и более сложные.
При этом даже соли одного катиона отличаются в большинстве своем раз-
ными КЧ и разным окружением катионов (Си с КЧ = 6 и 5 в либетените и
оливините, изотипных с андалузитом; то же следует сказать о Zn в ада-
мине, имеющем ту же структуру; Си(ОН)2О4-, Си(ОН)3О3-групп в псев-
домалахите с КЧ Си — 4 + 2: ближайшие четыре расстояния Си — 0,191—
0,202 нм, два более дальних — от 0,236 до 0,270 нм и т. д.), причем бли-
жайшее окружение в этом случае определяется типом гибридизации халько-
филыюго катиона.
Основная масса минералов рассматриваемого подкласса встречается редко
и в небольших количествах в виде выцветов, корочек, налетов, землистых
масс, характерных для зон окисления многих рудных м-ний; в условиях жар-
кого, тропического климата эти же минералы выделяются в виде кристалличе-
ских корок, друз, хорошо образованных кристаллов, иногда довольно круп-
ных. Наиболее известными среди них, кроме приведенных выше пар, иллю-
стрирующих изоморфизм [РО4]3- ч=ь AsO43-, являются также псевдомалахит
Си5(ОН)4[РО4]2, адамип Zn2(OH) fAsO/J, изоструктурпый с либетенитом и
оливинитом, онихальцит СаСи(ОН) [AsOJ, тиролит Ca2Cu9(I-I20)io(OH)io X
X[AsO4]4; сюда же условно можно отнести и бирюзу CuA16(H2O)4(OII)8[PO4]4,
отличающуюся превосходящей ролью А1. Для минералов Си характерен голу-
бой разных оттенков (бирюза, тиролит) или зеленый (либетенит, оливенпт,
псевдомалахнт, конихальцит, торбернит, цейнерит) цвет. Минералы Zn и НЬ в
чистом виде бесцветные, прозрачные, в землистых массах—белые. Однако
даже небольшие ИП Со2+ окрашивают их в розовый (Со-адампн), Си — в го-
лубой, Fe — в зеленый или бурый цвет.
Ниже из-за обычно незначительных выделений минералы рассматривае-
мого подкласса не описываются; торбернит рассмотрен в семействе урановых
слюдок (см.).
КЛАСС 3. СУЛЬФАТЫ
Хим. К классу сульфатов относится около 190 минеральных
видов. Из них лишь 15 8%) являются средними солями,
среди которых 7 простых и 8 сложных. Напротив, молекулы Н2О
в качестве видообразующих установлены в — 77% сульфатов
(против — 60% в фосфатах и арсенатах), а ОН~-ион — 45 %
(в фосфатах и арсенатах — 50%); кроме того около 3% суль-
фатов сод. добавочный О, примерно 5 % — Н (в фосфатах и
арсенатах 3 и 11 % соответственно).
503
Простые средние сульфаты представлены тенардитом
Na2[SO4], арканитом K2[SO4], масканиитом (NH4)21SO4], ан-
гидритом Ca[SO4], целестином Sr[SO4], баритом [BaSO4] и ан-
глезитом Pb[SO4], из которых 4 относятся к наиболее распро-
страненным сульфатам (выделены жирным шрифтом), а тенар-
дит, ангидрид и барит к тому же известны не только как
гипергенные, но и как гипогенные минералы. Таким образом, в
качестве катионов, соответствующих по основности силе
[SO4] 2--иона, следует признать катионы с низкими СХ: Na, К,
NH4, Са, Sr, Ва и РЬ; К и Na — типичные катионы средних
сложных сульфатов (К входит в состав шести из 8 видов, Na—-
трех): вантгоффит Na6Mg[SO4] 4, глауберит Na2Ca [SO4)2, ява-
naHTKFe3+[SO4]2, глазерит Кз^а[5О4] 2, лангбейнит K2Mg2[SO4]31
манганлангбейиит K2Mn2[SO4]3, калистронцит K2Sr[SO4]2, паль-
мерит K2Pb[SO4]2, два из которых известны как породообразую-
щие в некоторых соляных залежах (выделены жирным шриф-
том). С этим в целом согласуются данные по частоте встречае-
мости отдельных катионов как впдообразующих в сульфатах
(в скобках даны цифры в % для фосфатов и арсенатов):
Na 15,4(11,3) Мп2+ 4,8(16,0) UO2+ 4,3(13,0)
К 14,4(3,3) (Со, Ni)2+ 5,3 (3,3) Си 19,7(11)
NH1 4,8 (1,5) т~> 2+ Fe 12,2(14,8) Zn 7,4 (8,0)
Са 10,6(28,2) Fe3+ 17,6(15,7) Pb 9,3 (4,7)
Mg 11,7(12,2) Al 18,6(20,8)
Из них видно заметное снижение в сульфатах роли Са, Мп2+,
UOf+ и повышение роли, кроме Na, К, NHt и РЬ, также Си.
Интересно отметить, что Ва как видообразующий катион уста-
новлен лишь в одном сульфате — барите, a Sr—в двух — целе-
стине и калистронците (против 16 видов у В а и 7 для Sr в
фосфатах и арсенатах), зато барит и целестин являются, как и
ангидрит Ca[SO4], наиболее распространенными сульфатами в
природе. В то же время не обнаружены сульфаты Li, Be, TR,
тогда как роль этих элементов в фосфатах довольно заметна
(6, 8 и 18 видов соответственно).
Катионы со средними СХ установлены всего в двух редких
минералах: циркосульфате Zr(H2O)4 [SO412 и минасрагрите
V24+(H2O)15(OH)2[SO4]3.
Рассматривая особенности состава сульфатов, следует отме-
тить, что 21 минеральный вид относится к смешанным сульфа-
там: 1 силикато-сульфат (эллестадит Са4Сае| (ОП)2[5Ю4]зХ
X[SO4]s) и 20 фосфато-сульфатов (например, дпетенезпт
Fe2(H2O)5(OH) [РО4] [SO4) и арсенато-сульфатов (бедантит
PbFe3(OH)6[AsO4] [SO4] и др.).
504
Таким образом природные сульфаты в основном относятся
к подклассу минералов с высокими ДСХ (125 видов, из которых
13 относятся к сектору смешанных сульфатов и 112 — к сектору
собственно сульфатов) и сульфатам халькофильных элементов
60 видов, т. е. ~31 % от всех сульфатов, из которых 8 вхо-
дит в сектор смешанных сульфатов, а остальные — собственно
сульфатов).
Структ. В сульфатах установлены лишь одиночные [SOJ2^-
тетраэдры, не проявляющие склонности к поликонденсации *.
Лишь редко в некоторых кислых сульфатах из-за водородной
связи между двумя тетраэдрами возникают цепочечные анион-
ные мотивы, как, например, это установлено в меркаллите
K[H(SO4)]°°. Основная же масса сульфатов по мотиву анион-
ных радикалов является островной. В то же время во многих
структурах сульфатов проявляются субмотивы, объединяющие
[5О4]2~-аннопы с катионными полиэдрами; в некоторых из них
существенную роль играют и молекулы И2О.
Многие из сульфатов, особенно широко распространенные —
барит, целестин, ангидрит, сод. примесь дефектных радикалов —
— SOI, S2OI, SOI, S2OI, SOI, S2O', SO2, SI, обусловли-
вающих голубую и желтую разных оттенков окраску, возникаю-
щую после радиоактивного облучения.
В целом катионы в сульфатах имеют высокие КЧ, и в их
окружении часто оказываются ОН~-ионы и молекулы Н2О
(табл. 18). При этом для катионов с низкими СХ наблюдается
тенденция увеличения КЧ по мере уменьшения СХ, чему отве-
чают ряды М3+ —> Л12+ —> Л1+; Mg(Fe2+, Со2+, Ni2+)—► Са —>
—>Sr —> Ва; Na —> К —> NHI; в этом же направлении (за
исключением Л43+), в случае сохранения 1\Ч в катионном окру-
жении, увеличивается число ОН~-ионов и молекул Н2О.
Иная картина наблюдается для катионов халькофильных
элементов, часть из которых (Си, редко Zn, РЬ) проявляет
характерный тип гибридизации и типичную для этих случаев ко-
ординацию, тогда как другие (обычно Pb; Ag) ведут себя прак-
тически как крупные катионы с низкими СХ (см. табл. 18). Пер-
вой из причин объясняется КЧ = 3 у РЬ в линарите (/^-гибри-
дизация с образованием пирамидальной группы РЬ(ОН)О2 или
с учетом Е-пары— тетраэдрической РЬ(ОН)О2Е) и КЧ во всех
минералах у Си2+ (хр2-гибридизация в долерофаните, объясняю-
щая треугольную координацию Си по ближайшим лигандам с
суммарным K4 = 3-f-2 = 5 и ^хр2-гибридизация в остальных
случаях, объясняющая квадратное ближайшее’окружение Си2+,
хотя суммарное КЧ = 4-ф2 = 6). Но даже и в координацион-
ном окружении Си2+ всегда оказываются на достаточно близком
* В некоторых ангидритах (см. ниже) установлены примеси полусульфа-
тов Ca[S2O7] и Са[5зОю].
505
Катионные полиэдры в сульфатах
Таблица 18
КЧ Катионное окружение Л1 Примеры
Катионы с низкими СХ
мз+
6 М(ОН)4О2 А1 Алунит KA13(OH)6[SO4]2 и т. п.
Fe Ярозит KFe3(OH)8[SO4l2 и т. п.
М(Н2О)3(ОН)3 Al Этрингит Ca6Al2(H2O)24(OH)12[SO4l3-2H,O
М(Н2О)5О Fe Краузит K{Fe(II2O)[SO4
М(Н2О)6 Al Квасцы K(A1(H2O)12[SO4]2
ЛЦ+
6 лю6 Mg Вантгоффит лангбейнит NacMg[SO4 K2Mg2[SO4 4i 3
М(Н2О)2(ОН)2О2 Mg Уклоненовит NaMg(H2O)2(OH)[SO4
М(Н2О)2О4 Mg Кизерит Mg(H2O)[SO4
Л1(Н2О)4О2 Fe Роценит Fe(H2O)4[SO4
М(Н2О)6 Mg Эпсомит Mg(H2O)6(H2O)[SO4
Fe Мелантерит Fe(Il2O)6(H2O)[SO4]
Co Биберит Co(II20)6(H20)[S04
Ni Моренозит Ni(II2O)6(H2O)[SO4]
Л1(Н2О)3О3 Ca Этрингит Ca6Al2(H2O)24(OH)12[SO4 3 • 2H2O
8 лю8 Ca Ангидрит Ca[SO4]
М(Н2О)2О6 Ca Гипс Ca(H2O)2[SO4]
9 МО9 Ca Сингенит K2Ca(II2O)[SO4] 2
12 мо12 Sr Целестин Sr [SO4
Ba Барит Ba [SO4
М(ОН)бОв Ca Вудхаузит CaAI3(OH)6[PO4][SO4;
Sr Сванбергит SrAl3(OH)6[PO4][SO4]
Ba Вейлерит BaAl3(OH)6[AsO4][SO4]
М+
5 лю5 Na Глауберит Na2Ca[SO4 2
6 мо6 Na Глауберит Na2Ca[SO4 2
М(Н2О)2О4 Na Астраханит Na2Mg(H2O)4[SO4 2
К Лангбейнит K2Mg2[SO4] 3
М(Н2О)6 Na Мирабилит Na2(H2O)!0SO4
К Квасцы KA1(H2O)12[SO4] 2
nh4 Квасцы NH4A1(H2O)12ISOJ2
7 мо7 Na Глауберит Na2Ca[SO4 2
М(Н2О)О6 Na Крёнкит Na2{Cu(H2O)2[SO4' 2}°°
М(Н2О)2О5 К Шёнит K2Mg(H2O)6[SO4] 2
NH4 Бусенготит (NH4)2Mg(H2O)6[SO4]2
8 лю8 Na Натрохальцит Na{Cu2(H2O)(OH)lSO4]2}°c
К Сингенит K2Ca(H2O)[SO4] 2
М(Н2О)2(ОН)О5 Na Уклонсковит NaMg(H2O)2(OH)[SO4j
9 лю9 К Арканит K2ISO4]
10 лго10 К Глазерит K3Na[SO4] 2
12 МО12 к Лангбейнит K2Mg2[SO4] 3
М(ОН)6О6 Na Натроярозит NaFe3(OH)c[SO4] 2
К Алунит KA13(OH)C[SO4] 2
nh4 Аммонийярозит МН4А13(ОН)б[ЗО4]2
506
Продолжение табл. 18
кч Катионное окружение м Примеры
Халькофильные элементы
Мг+
3 Л1(ОН)О2-Л1Х3£ РЬ Линарит PbCu(OH)2[SO4]
5-34-2 лю5 Си Долерофанит CuCuO[SO4]
6 Л1О6 РЬ Пальмерит K2Pb[SO4]2
6-44-2 ЛЮ4О2 Си Халькоцианит Cu[SO4]
Zn Цинкосит Zn[SO4]
Л1(ОН)3О3 Си Антлерит Cu3(OH)4[SO4]
Л1(ОН)4О2 Си Линарит PbCu(OH)2[SO2]
Л1(ОН)5О Си Антлерит Cu3(OH)4[SO4]
Л1(Н2О)(ОН)О4 Си Натрохальцит Na{Cu2(H2O)(OH)[SO4]2)
Л1(Н2О)2О4 Си Крёнкит Na2}Cu(H2O)2[SO4j2}
Л1(Н2О)4О2 Си Халькантит Cu(H2O)4(H2O)[SO4]
12 ЛЮ ,2 РЬ Англезит Pb[SO4]
Л1(ОН)еО6 РЬ Плюмбоярозит PbFe3(OH)6[SO4]2
Л1+
12 Л1(ОН)6О6 Ag Аргентоярозит AgFe3(OH)e[SO,]2
расстоянии дополнительные лиганды, увеличивающие КЧ до 5
(3 4-2), а чаще 6 (4 4-2), что позволяет при анализе структур
Cu-полиэдр рассматривать в качестве искаженного (обычно
сильно) октаэдра. Таким образом типично ковалентная связь,
характерная для халькофильных элементов, постепенно теряет
свою основную черту — направленность, и формально роль та-
ких катионов все в большей степени приближается к роли ка-
тионов с низкими СХ, обладающих ионной связью с лигандами.
В еще большей мере сказанное относится к РЬ. Его КЧ лишь
в одном 'приведенном выше случае четко определяется /Агибри-
дизацией, а в остальных оно оказывается равным 6 и даже
(чаще)— 12 с близкими величинами расстояний Pb-лиганд, что
свидетельствует об утрате стереохимической активности Е-па-
рой. В сульфатах РЬ выступает даже чаще аналогичным К
(плюмбоярозит и т. п. минералы), Са, Sr и Ва (минералы типа
вудхаузита— вейлерита, изоструктурные алуниту). То же отно-
сится и к Ag, установленному в аргентоярозите. Таким образом,
халькофильность РЬ и Ag в сульфатах утрачивается * в еще
большей мере, чем у Си2+.
Говоря о структурах сульфатов нельзя не обратить внимание
на то, что в некоторых из них помимо молекул Н2О, входящих
в катионное окружение, находятся молекулы Н2О, играющие
буферную роль между катионными и анионными полиэдрами.
* В меньшей степени это уже намечалось в фосфатах и арсенатах.
507
Так в структуре халькантита Си (Н2О)4(Н2О) [S04] четыре мо-
лекулы Н2О из пяти входят непосредственно в катионное окру,
жение, располагаясь по квадрату вокруг атома Си на расстоя-
нии 0,196 нм (квадрат дополняется до искаженного октаэдра
двумя О при расстоянии Си — О = 0,241 нм), а одна тетраэдри-
чески связана с двумя молекулами Н2О полиэдров Си(Н2О)4О2
и двумя концевыми О разных [SO4] 2~-тетраэдров. В формуле
такие молекулы Н2О выделяются самостоятельно. Буферные мо-
лекулы Н2О установлены также в пентагидрите Mg (Н2О) 4 (Н2О) \
X (SO4j, сидеролите Fe(H2O)4(Н2О) [SO4], эпсомите Mg(H2O)6X
X(H2O)[SO4], мирабилите Na2(H2O)8(H2O)2[SO4] и ряде дру-
гих сульфатов.
Следует отметить и то, что, если для фосфатов прослежива-
лась четкая связь с силикатами, у сульфатов она выражена
значительно слабее и иллюстрируется лишь эллестадитом
Ca4Ca6(OH)2[SiO4]3[SO4]3, который является силикатосульфа-
том с апатитоподобной структурой.
В то же время между структурами сульфатов и фосфатов
отмечается значительно большее сходство. Оно проявляется как
в фосфато- (вудхаузит СаА13(ОН)6[РО4] [SO4] и т. п.) и арсена-
тосульфатах (вейлерит ВаА13(ОН)6[AsO4] [SO4] и т. п.) со
структурой типа алунита, в которых [POJ3--, [AsO4]3-- и
[5О4]2--ионы играют кристаллохимически идентичную роль, так
и в сходстве структур некоторых фосфатов и сульфатов, что
видно на примерах пар:
кассидиит Ca2{Ni(H2O)2[PO4]2}°° 1 .. /тл^гег.п"
розелит Ca2{Co(H2O)2[AsO4]2}°° / кРенкит Na{Cu(H2O)2[SO4]}
черчит Y(H2O)2[PO4]
фармаколит Ca(H2O)2[AsO4H]
хотя в крёнките катионный полиэдр вокруг Си значительно силь-
нее искажен, чем М(Н2О)2О4-октаэдры в кассидиите, розелите
и т. п. минералах.
Низкая валентность [SO4] 2~-ионов вместе с большой сте-
пенью их обособленности в структуре, низких СХ катионов объ-
ясняют низкие энергии кристаллической решетки сульфатов и,
как следствие, их низкую тв. (не выше 3,5, а у кристаллогидра-
тов ~2), легкую растворимость многих из них (у таких минера-
лов вкус раствора — диагностический признак), термическую
диссоциацию, позволяющую широко использовать термографию
в диагностических целях.
Обр. Рассматривая генезис сульфатов, следует принять во
внимание: 1) более высокую энергию кристаллической решетки
средних сульфатов Л!2+ по сравнению с /И+; 2) необходимость
высокого Eh, достаточного для образования [SO-,]2~-iioHa; 3) лег-
кую растворимость многих сульфатов; 4) зависимость состав'
508
гипс Ca(H2O)2[SO4],
кристаллогидратов, широко распространенных средн сульфатов,
от Рню; 5) термическую диссоциацию сульфатов.
Более высокие энергии кристаллической решетки средних
сульфатов М2+ объясняют более низкую растворимость и более
высокую термическую стойкость первых по сравнению со сред-
ними сульфатами М+. С этим в свою очередь связана типичность
сульфатов М2+ (ангидрита, барита, целестина) для гипогенных
парагенезисов, особенно гидротермальных и необычность для
них сульфатов М+, характерных для гипергенных ассоциаций,
особенно для галогенеза, хотя это и не исключает образования
в гипергенных условиях сульфатов Л12+ (ангидрит, целестин, ба-
рит) и тем более водных (гипс и т. п.).
Необходимость высокого Eh объясняется требованием пере-
вода серы в шестивалентное состояние. Поэтому гипогенные
сульфаты типичны для средне-низкотемпературных гидротер-
мальных жил. Это преимущественно барит (произведение рас-
творимости— ПР при 298 К — 4,8-10-9), реже ангидрит (ПР =
== 2,5-10“5), целестин (ПР = 3,2-10~7); еще реже в гипогенных
ассоциациях устанавливается тенардит, хотя не исключено, что
его значение более существенно, и это трудно установить из-за
последующего выщелачивания. Высокой величиной Eh вблизи
поверхности объясняется обилие сульфатов в областях актив-
ного вулканизма, в зонах окисления рудных м-ний, корах вы-
ветривания, особенно пород, содержащих сульфидное орудене-
ние или самородную серу. Высокие температуры, как уже отме-
чалось, способствуют смещению равновесия H2S -j- 2Н2О
SO2 + ЗН2 в сторону SO2, что типично для условий кристал-
лизации магмы. При этом могут возникать и более окислитель-
ные условия, приводящие к образованию [804]2~-иона. Это
обычно фиксируется появлением [8О4]2~-иона в соединениях
включения семейства фельдшпатидов.
Легкая растворимость многих сульфатов приводит к интен-
сивной их миграции в зонах окисления, выносу в озерные и мор-
ские бассейны, где они накапливаются в значительных количе-
ствах. Упаривание таких вод вызывает кристаллизацию (садку)
большого числа сульфатов, обычно в ассоциации с карбонатами
и галогенидами (табл. 19), иногда боратами (см.).
Величина Рн2о при садке солей зависит прежде всего от
климатических условий и времени года. Она низка для сухого,
жаркого воздуха, ниже летом по сравнению с зимой. Это приво-
дит к изменению парагенетических ассоциаций не только в рай-
онах земного шара с разным климатом, но также к сезонным их
изменениям (см. табл. 19), дает богатый материал в руки палео-
климатологов. Уменьшение Рнго наблюдается и при метамор-
физме, даже на его первых диагенетических стадиях. Это при-
водит к сокращению числа молекул Н2О в кристаллогидратах,
переходу их в средние соли со значительным уменьшением
объема. Влияние Рщо различно на различные солевые системы.
509
Основные парагенвтические ассоциации галогенеза Таблицам
Тип галогенеза
Содовьш
Бодно-солеоая система,
определяющая парзгенезисы
Na [CO3H]-Na„[CO3]-
NQa[SO4] -NaC1-H2O
Сульфатный_________
Сульфатнонат-;суль®атнсмаг.
рисвый_______.пневый______
Na.z[SO...]~ I Mg [SO4J-
(Ka[SO4])- |(Na.,[SO4])-
Mg[SO4]- IMgCl£-NOCl
-NaC1 - H,O । (K CD - H ,C
ТлоридныГ
MgCl^CaCN,-
-NaCl(Kcif-
Основные,
сопутствующие
минералы
Кальцит
Доломит
Магнезит
fid lie
Минералы галогенеза [Давсонит [Шортит ПирСОНИТ X о х 12 iHURldOH Нахколит Трона Беркент т X tl SI о U я ь 2 Тенардит [Мирабилит IHLfBJHUOU [Лангбейнит [ Вантгоффит X ф £0 ! Астраханит о о ь I 1- I X с 5
— о 5,5 = й
Давсонит NaA1 (ОН)„ [СО3] ? И о о о о
Шортит Na,.ca„[co3j,3 о о 0 Q о о
Пнрсоннт Na.,c а (НРО), [со3] „ оОо О о о О о о
Гейлюссит Naaca(Н„о)_[со3]„ . Ф|ФЙФ о® э о ф ф - э
нортупит Na3Mg[COs]„ С1 |о|ойокэ о О' о о о
Нахколит Na[CO3H] ф ф ф ф
Трона ••• © ®« ттп|||
Берксит Na6[so4].[co3] о ф фф о ф О'
Ганчснт KNa№[so^[CO3]2Ci О о о свГ о о о
Термонатрит Na2(H2O)[CO3] Ф Е э
Сода (натром') Na2(H2O)|0[Co3] в ЗУ • ф © •
С-азерит KsNa[SO4]? Ф| а;» о § р ф О
Тенардит Naa[so4] фф о о® © 9 о я© • ф’ф ©
Мирабилит Na;.(HLO)p(HC>), [soy о о 0 © ф •ГГ ф ф • в
Глауберит Na?ca[so4];> [о •
Полигалит кгмдСаа(НаО)? [so4]3 о ®’ф • • • ф ф
Лангбейнит К2М§<[&оч]3 1 © • фф.ф ф ф ф
вантгоффит NaeMg [so4]a 1 0 о о[с о о
Лезен- Na2Mg'HaO\6[sc,ya о О 00$0'|0 О о о
Астраханит Na2Mg(Ha0)4[SO4]2 ® ф « ф ©®ЙФФ ф о ф
Кизерит Mg(Нр) ф ф ффф^^Э'ф ф ф ф,ф ф
Эпсомит Mg(H?O)„[SO4] ф ф э фф ф
Каинит KMg(HaO)3[SO4]C1 ф ф ф фф[ф ф ф ф ф
Галит NaCI + + + + + + + + 4- + + + + + + 4- + + + + + + + + + + + +
Гидрогалит Na(HaO)aC1 + + 1 +
Сильвин КС1 © « • © ®в © « я®* 9
'Карналлит KMg(HaO)6C13 • 9 • !®Н©»
Бишофит Mg[H2O)6Cla • в ©[©ф1
Тахгидрит MgCa(HaO)|2C14 1 о г С
Сезонные изменения осадкоо Лето Термонатрит, трона, нахколит, тенардит, галит Астраханит, тенардит, эп- сомит, галит Астраханит, тенардит, эп- сомит, галит [алит, бишо- фит.тахгид- рит
Зима Сода, мирабилит, гидрогалит Мирабилит, зло ОМ ИТ, гидрогалит Эпсомит, мирабилит, гидрогалит Гидрогалит
При м e ч а и и я. Залитые крумки отвечают первично-седиментационному генезису,незалитые-
вторично-седиментационному. Мирным шрифтом выделены минералы, играющие в парагенезисах различную
роль, вплоть до породообразующей. Знаком + отмечено присутствие, минерала в ассоциации.
Так, например, в случае высокой концентрации СН-иона из
рапы вместо гипса осаждается ангидрит (эффект понижения
Ph2o, объясняющийся связыванием Н2О при гидратации Cl-
ионов).
510
Касаясь галогенеза и выделения сопутствующих минералов,
необходимо обратить внимание на представление об эволюции
атмосферы в сторону постепенного накопления кислорода, спо-
собствующего генезису сульфатов в корах выветривания и зонах
окисления. Это в свою очередь может объяснить постепенное
увеличение значения сульфатных эвапоритов в более молодых
толщах по сравнению с древними (самые древние крупные за-
лежи гипса/ангидрита имеют возраст около 900 млн. лет, тогда
как крупные хлоридные соляные залежи известны начиная с
докембрия). Аналогичный эффект может вызвать и постепенный
рост платформ, увеличение сноса с них сульфатов в замкнутые
бассейны и океаны. Наконец, в образовании некоторых эвапори-
товых залежей значительная роль могла принадлежать и глу-
бинным водам, как это допускается для Са соляных залежей
с тахгидритом Бразилии, Анголы и Ганы, неравномерному раз-
витию вулканизма (с выносом H2S, SO2 и образованием SOI"*
ионов) в разные геологические эпохи. Все это показывает, на-
сколько сложен вопрос об эволюции галогенеза в истории Земли,
на исследование которого в настоящее время обращается самое
серьезное внимание.
Говоря о термической диссоциации сульфатов, следует от-
метить ие только потерю Н2О кристаллогидратами, но и разло-
жение некоторых безводных сульфатов с образованием оксидов
и выделением SO3. При этом важно, что сульфаты s-элементов
плавятся без разложения, причем их температура плавления в
рядах сульфатов М+ или М2+ увеличивается по мере уменьшения
СХ катионов, т. е. увеличения ДСХ: Na2[SOi] (~ 1157 К),
K2[SOJ (1342 К); Ca[SOt] (-1730 К), Ba[SO4] (-1850 К),
тогда как сульфаты Al, d'-w халькофильных элементов разла-
гаются с выделением SO3 (обычно ниже 1270 К). По этой при-
чине сульфаты s-элементов, особенно с низкой растворимостью,
типа ангидрита, известны в ряде метаморфических пород, в том
числе в гнейсах. Этим же объясняется интенсивное метасомати-
ческое замещение на ранних стадиях метаморфизма карбонат-
ных толщ ангидритом, чему в немалой мере способствует вода,
выделяющаяся при метаморфизме гипса, служащего часто пер-
воисточником ангидрита. Вода, выделяющаяся при метамор-
физме многих других кристаллогидратов, образующихся при
галогепезе, приводит к интенсивному выносу растворимых суль-
фатов, исчезновению их в метаморфических толщах, образова-
нию при их участии новых минералов, например, фельдшпатпдов
за счет полевых шпатов, нефелина.
Таким образом. наиболее типичными являются.
1. Гидротермальные (средне-низкотемпературные) сульфаты,
главным образом барит, реже ангидрит, целестин; минералоги-
ческий интерес представляет тенардит.
2. Сульфаты областей активного вулканизма, которые, с
одной стороны, представлены разнообразными сульфатами
511
возгонов, имеющими преимущественно минералогический инте-
рес (тенардит, мирабилит, астраханит, эпсомит, квасцы, бассанит
Са (Н20)о,5 [SO4], гипс, ярозит в виде возгонов фумарол, корок
и выцветов на поверхности лав) с другой — сульфатами, обра-
зующимися при кислотном выщелачивании силикатных пород
(крупные скопления алунита в ассоциации с большим числом
вторичных сульфатов)
3. Сульфаты зон окисления рудных месторождений (много-
численные и разнообразные сульфаты Си, Zn, Pb, Са, Mg, Na, К,
как водные, так и безводные; в основном кристаллогидраты;
обычна ассоциация с многочисленными карбонатами, фосфа-
тами, арсенатами халькофильных элементов, Fe, Со, Ni). Мно-
гие сульфаты, возникающие в зонах окисления, легко раство-
ряются (C11SO4, ZnSO4, отчасти FeSO4) и, проникая в окружаю-
щие породы или на большую глубину, приводят к формирова-
нию, например, залежей смитсонита (см.), стяжений малахита
и азурита (см), зоны цементации с халькозином (см.), борни-
том (см.), самородной медью (см.). Сульфаты Fc2+ в зонах
окисления могут сохраняться лишь в специфических условиях,
например в зоне вечной мерзлоты.
4. Сульфаты галогенеза, являющиеся обычными минералами
содовых, сульфатных и соляных озер, морских эвапоритов (см.
табл. 19).
Изм. Сульфаты богатые кристаллизационной водой как
правило, легко выветриваются в сухом воздухе с образованием
белых порошковатых масс. Типичным примером этого могут
служить мирабилит и эпсомит. Некоторые из них, особенно со-
держащие ионы Fe2+, легко окисляются (мелантерит). При ме-
таморфизме сульфаты сначала обезвоживаются, а затем диссо-
циируют с выделением SO3 и переходят в оксиды, силикаты,
карбонаты.
Систематика рассматриваемых ниже минералов класса суль-
фатов, отвечающая последовательности их описания, выглядит
следующим образом:
Подкласс 1. Сульфаты с высокими Гр. эпсомита
АСХ Гр гипса
Отдел 1. Простые сульфаты Гр. мирабилита
Ряд 1. Средние сульфаты Отдел 2. Сложные сульфаты
Гр. ангидрита Ряд 3. Кристаллогидраты
Гр. барита Гр. полигалита
Гр. тенардита Ряд 2 Основные сульфаты
Ряд 3. Кристаллогидраты Гр. алунита
Сульфаты халькофильных элементов (подкласса 2) из-за
относительной редкости и отсутствия их крупных скоплений
ниже не рассматриваются. Скоплений они, как правило, не обра-
зуют, а кроме того первые из них генетически тесно связаны
лишь с зоной окисления рудных м-ний, а вторые — экзогенные
вторичные минералы кор выветривания.
512
Группа ангидрита
Ангидрит Ca[SO4]
Назв. «ангидрит» связано с отсутствием в его составе воды.
Хим. Обычно почти чистый Са [SO4] с небольшими при-
месями MgO, SrO, ВаО; очевидно, в результате механических
загрязнений в нем иногда обнаруживается немного SiO2, А120з,
Fe2O3, шелочей, СО2 и Н2О (механические примеси гипса, иногда
замещающего ангидрит). Рентгенография и НК-спектроскопия
позволили обнаружить в некоторых ангидритах, находящихся
глубже колчеданных залежей Левихинского и Крылатовского
м-пий (Юж. Урал), примеси полисульфатов Са—Са [S2O7] и
Са [S3O10], переходящие при растирании в CaSO4.
Структ. может быть выведена из структуры циркона (см. рис. 163) путем
небольшого ромбического искажения цепочек из ЛЮв-полиэдров и [SiO.}]4--
тетраэдров (рнс. 184). Бла! одари значительному снижению энергии кристал-
лической решетки структура ангидрита легко расчленяется по трем взаимно
перпендикулярным направлениям, обеспечивая сов. сп. по {010}, почти сов. по
{100} п до ясной по {001} (различия в степени совершенства сп. легко понять,
сопоставляя соответствующие разрезы па рис. 184, а и б).
Ангидрит имеет ромб. с. (Атта).
Выд. Хорошо образованные кристаллы (толстотаблитчатые с
пииакоидальными гранями либо вытянутые по а или с и двой-
ники по {001}) редки. Обычны плотные агрегаты различной зер-
нистости, радиально- или параллельноволокнистые скопления,
часто механически деформированные.
Св. Цвет белый, голубой, светло-сиреневый, сероватый,
красноватый до темно-серого и коричневого, иногда бесцветный.
Рнс. 181. Структура ангидрита
а — в проекции вдоль оси Ь', б — в проекции вдоль оси а
17 Зак. 594
513
Окраска часто носит радиационную природу (дефектные ра-
дикалы) или связана с механическими загрязнениями, часто не-
однородная, зональная. Полупрозрачный до непрозрачного.
Блеск стеклянный до жирного и перламутрового на плоскостях,
сп. {010}. Хрупкий. Сп. сов. по {010}, почти сов. по {100} до
ясной по {001}. Излом в крупных зернах — ступенчатый, в плот-
ных агрегатах — неровный до занозистого. Тв. 3,5. Черта белая
или серовато-белая. Пл. 3,0.
Диагн. От гипса отличается тремя направлениями сп. и
более высокой тв., от мраморизованпых карбонатов — отсут-
ствием реакции на СО2, от сульфатов группы барита — мень-
шей пл.
Обр. См. описание класса.
Наиболее высокотемпературным является, возможно, ангидрит ангидрпт-
карбопатной стадии, завершающей рудообразование Сслпгдарского м-ипя апа-
тита (Центр. Алдан), составляющий от 25 % породы и заполняющий иптер-
стиции между лейстами карбоната. В породах федоровской серии Алдана уста-
новлены разновидности, сод. 15 -20 % ангидрита. Ангидрит установлен как
продукт раскрнсталлизации основной массы олпвинового базальта вулкана
Раширн (Япония). В рудах Норильска установлен ангидрит с температурой
образования ~770 К.
Гидротермальный ангидрит известен в качестве жильного минерала в зо-
лото-полиметаллических (Дарасун, Читинская обл.), настурановых (Рудные
Горы, ЧССР), колчеданных (Урал), медпо-молибденовых (Каджаран, Кафан,
Джиндара, АрмССР, Карамазар, УзССР), скарново-мсдных м-ниях (Алек-
сеевка, Свердловская обл.) и многих других местах. На колчеданных и медно-
скарновых м-ниях иногда возникают метасоматические зоны ангидрнтизацин
мощностью в сотни метров (на глубине 200—300 м от поверхности), располо-
женные в корневых частях оруденения.,
Интенсивная ангидрнтизацин наблюдается иногда и в р-пах активного
вулканизма. Ангидрит здесь образует метасоматические залежи во вмещаю-
щих породах, может являться компонентом ангидрит-гипсовых сульфидных
руд (черные руды м-ния Сиканай, Куроко, Япония с температурой образова-
ния ангидрита '--'570 К — возникновение ангидрита связывается с его оса-
ждением из воды миоценового моря, нагретой блоком риолитов).
Хемогенпый ангидрит выделяется при упаривании морских и озерных вод
вслед за доломитом. Экспериментально установлено, что он отлагается из чи-
стой воды при температуре выше 315 К. При более низкой температуре вме-
сто ангидрита образуется гипс. Присутствие в растворах NaCl расширяет поле
Рис. 185. Температура перехода
гипс ангидрит в зависимости от
концентрации Х'аС! (в частях на
тысячу) в растворе при давлении
1 • 102 кПа
514
ангидрита (рис. 185) и приводит к его появлению при более низких темпера-
турах (вплоть до 273 К), а сульфата калия — наоборот. Колебания, например
сезонные, в условиях выделения минералов в отшкуривавшихся ог моря бас-
сейнах и соленых озерах могут привести к чередованию в отложении ангид-
рита и гипса и к выделению ангидрита в виде тончайших прослоек (толщиной
в бумажный лист) среди соляных залежей. В последних он тесно связан, с од-
ной стороны, с доломитом, с другой — с галитом, иногда с алийпыми и калпй-
ио-магнисвыми солями. Крупные залежи ангидрита известны в солепосных
толщах Западного Приуралья, Поволжья, Донбасса и в ряде других мест.
Ангидрит является также обычным минералом хемогенных залежей боратов
(Западный Казахстан; Стассфурт, ГДР).
В качестве первичного минерала, кристаллизовавшегося вместе с клинопи-
роксеном, кварцем, полевыми шпатами до роговой обманки и биотита (при
температуре 970 К), ангидрит установлен в докембрийских гнейсах р-на Сва-
колгпунд (Намибия). Метаморфический ангидрит (линзы, прожилки, стяже-
ния) установлен в бпотитовых сланцах и амфиболитах, отдельные его редкие
зерна—-в гнейсах гранитного состава (скважины левентипского комплекса до
глубины 450 м, кантон Тессин, Швейцария).
Изм. На поверхности ангидрит гидратируется и переходит
в гипс, что сопровождается при отсутствии выноса вещества уве-
личением объема на 30%, вызывающим вспучивание, смятие и
появление трещин разрыва. Переходу ангидрита в гипс препят-
ствует повышение давления и он практически не распространя-
ется на глубину более 100—150 м.
Знач. Используется для производства специальных видов
цементов.
Группа барита
Группа барита включает целестин и барит, обладающие
одинаковой структурой. В ней шесть более коротких связей
М—О (Sr—О = 0,252—0,268 нм; Ва—О = 0,276—0,282 им) свя-
зывают [SO4] 2-тетраэдры в слои || {001}, которые связываются
друг с другом шестью более длинными связями М—О (Sr—О =
= 0,282—0,325 им; Ва—О = 0,291—0,332 нм) каждого из
Л'1-двснадцативершиниика — КЧ М = 6 %- 6 (рис. 186). Этим
объясняется сп. сов. по {001} *, ясная по {010} и выше средней
по {210} у целестина и барита. Оба минерала кристаллизуются
в ромб. с. (Рпта) и имеют большое сходство в облике кристал-
лов, хотя основные габитусные грани закономерно изменяются.
Так, для барита (рис. 187, а) наиболее характерен уплощенный
от тонкотаблитчатого до толстотаблитчатого по {001} облик кри-
сталлов, реже призматический удлиненный по а или b с преоб-
ладанием граней {120}, {НО}; для целестина — уплощенные
кристаллы также довольно обычны, но чаще, чем у барита, они
* В некоторых отечественных руководствах и учебниках по минералогии
сохраняется иная установка кристаллов рассматриваемых минералов, когда
ось с переходит в 6 (с-»-(?), а ось а остается той же. В этом случае плоско-
сти наименьшей связи будут {010}.
17* 515
Рпс. 186. Проекция структуры целестина
(барита) вдоль оси с с одним выделенным
катионным полиэдром (двенадцативершин-
ником); [5О4]2"-радикалы оформлены в виде
тетраэдров
Рис. 187. Кристаллы барита (а) и целести-
на (б); штрихами показаны направления
трещинок спайности
имеют призматический удлиненный по а или Ь облик (рис. 187,6)
С развитием граней {011}, {010}, {201}, {101}, {001}.
Целестин Sr[SO4]
Назв. От «целестис» — по-латыни небесный, за голубую
окраску, характерную для многих из его образцов.
Хим. Как правило сод. небольшие примеси СаО и ВаО
(до 1,5—2 %), известен целестин с Sr : Са = 1 : 1 и баритоцеле-
стин, сод. 8,5 и даже 20—26,0 % ВаО. Распределение Sr и Ва
в кристаллах иногда зонально.
Структ. См. описание гр.
Выд. См. описание гр. Кроме призматических (см. рис.187, 6)
и уплощенных по {001} кристаллов и их сростков, в виде кото-
рых целестин встречается довольно часто, для него характерны
расщепленные иногда чечевицеобразные кристаллы, сферолиты,
пластинчато-волокнистые прожилки, сплошные массы различной
516
зернистости, желваки, конкреции радиально-лучистого строения,
секреции с друзовыми полостями, землистые массы с примесью
глины и кальцита, колломорфные агрегаты, сталактиты. Из-
вестны пойкилитовые кристаллы, переполненные зернами песка,
и их сростки (гора Унгоза у зал. Сарытам, Мангышлак). В ряде
мест обнаружены псевдоморфозы целестина по органическим
остаткам (ио ядрам ринхонелл в осадочных толщах Ферганской
долины).
Св. Цвет бледно-голубой различной густоты (дефектные
радикалы радиационной природы, стабилизирующиеся за счет
замены части Sr2^, на К+, реже он бесцветный, белый или в за-
висимости от механических примесей — желтоватый, краснова-
тый, зеленоватый и коричневый. Окраска часто зональная. Про-
зрачный до полупрозрачного. Блеск стеклянный до перламутро-
вого на плоскостях сп. Хрупкий, излом неровный. Сп. сов. по
{001}, выше средней по {210}, ясная по {010}; выражена хуже,
чем у барита. Тв. 3—3,5. Черта белая. Пл. 4,0.
Обр. См. описание класса.
Скопления целестина вулканогенного происхождения, которые могут иметь
практическое значение, связанные с комплексными апатит-магнетптовыми,
флюоритовыми и редкоземельными рудами высокостронциевых лейцитовых ба-
зальтов — сиенитов — трахитов и карбонатитов, обнаружены в Южной Мон-
голии. Целестин здесь встречается в жеодах щелочных базальтов, в видексе-
номорфных выделений в трахитах, брекчированных минеральных зонах, обра-
зует мономпнеральные липзо- и жилообразпые тела. Целестин-кальцитовые,
редко целестиновые миндалины известны в базальтах р. Сулу-Терек (Сев. Кир-
гизия).
В виде минералогических находок целестин совместно с галенитом, сфа-
леритом и другими сульфидами встречается в типичных гидротермальных жи-
лах (Съсрра Мохада, Мексика; Росен, НРБ). Кварц-целсстиповые секреции
с аметистом, содержащим включения с температурой гомогенизации 340—
480 К, обнаружены в глинах хр. Джетым-Тау (ТаджССР). Образование их
связывают с действием прогретых вадозных вод. Карбонатно-цеолитовые про-
жилки с целестином установлены в щелочных породах Покрово-Киреевского
массива (Приазовье).
Хемогенный целестин (иногда крупные скопления) связан в основном с
доломит-ангидритовыми (гипсовыми) и мергелисто-глинистыми отложениями
лагунного пли озерного типа. Так, в значительных количествах целестин уста-
новлен в лагунных отложениях тнтона — валанжина, реже дотитопской верх-
ней юры Б. Кавказа (доломит-известняково-мергелисто-алебастровые фации),
гнпсоносио-соленосной формации миоцена и лагунно-морских отложений верх-
него эоцена АрмССР и Нахичеванской АССР (особенно много целестина в
среднем течении р. Арпа, АрмССР). С усыханием бессточных бассейнов с во-
дами, обедненными сульфат-ионом и обогащенными Sr, Са, Ва, в условиях
аридного пустынного климата связывают образование конкреций, слоев и жил
целестина среди кейперскнх мергелей, алевролитов и песков, сод. глинистые
минералы, кварц, а в отдельных участках барит, доломит, кальцит, реликты
ангидрита, площади Пейт вблизи Бристоля (Англия).
Изм. В качестве вторичного минерала по целестину наиболее
обычен стронцианит. Известны псевдоморфозы кальцита, квар-
ца, барита, серы и пустоты выщелачивания целестина в доломи-
тах и других осадочных породах.
Знач. Основной источник стронция.
517
Барит Ba[SO4]
Назв. От греческого «барос» — тяжелый, за высокую пл.
Хим. Барит относительно чист: наиболее часты ПП SrO и
СаО, ис превышающие 2%. В отдельных анализах обнаружено
14,7 % 11 даже 28,3 % SrO — целестинобарит и допускается воз-
можность непрерывного изоморфизма от Ва [SO4] до Sr[SO4],
доказанного экспериментально, хотя даже при небольших при-
месях SrO (до 2 °/о), обычно неоднородное, зональное их распре-
деление, связанное не столько с ограничениями изоморфизма,
сколько с особенностями генезиса (см.). Известны единичные
анализы свинецсодержащего барита — хокутолита (РЬО 17—
22%); в остальных случаях РЬО либо отсутствует вовсе, либо
отмечается лишь в виде следов. Радиобарит характеризуется
повышенной радиоактивностью за счет примесей Ra (до
п • 10~7 г/т).
Структ. См. описание гр.
Выд. См. описание гр. Сравнительно обычны уплощенные
кристаллы (см. рис. 187, а), их параллельные сростки
(рис. 188, а), друзы. Плотные, различной степени зернистости
агрегаты, сферические конкреции, пластинчатые массы, реже
землистые и натечные колломорфные агрегаты, иногда зоиальио-
концснтрпчсские. Известны отложения из термальных вод
(рис. 188, б). Установлен в виде микровключений в кальцитах,
связываемых с распадом твердых растворов ВаСОз—СаСО3—
CaSO4 (игольчатые по b выделения 20—120 X 1,5—5 мкм в каль-
цитах Слюдянки).
Св. Барит обычно бесцветный либо снежно-белый, иногда
желтоватый, голубоватый, зеленоватый, красноватый, реже
коричневый, темно-коричневый, темно-красный. Окраска, как
правило, — результат присутствия дефектных радикалов (см.
описание класса) или механических включений гематита, суль-
фидов, органического вещества и часто имеющая зональный ха-
рактер. Прозрачный до полупрозрачного. Блеск стеклянный до
смолистого, иногда перламутровый на {001}. Хрупкий. Излом
неровный. Сп. сов. по {001} (субслоистость), сов. по {210}, яс-
ная по {010}. Тв. 3—3,5. Черта белая. Пл. 4,5.
Диагн. От некоторых похожих на него силикатов (прежде
всего от клевеландита) барит отличается формой кристаллов,
сп., низкой тв. и высокой пл., от карбонатов — отсутствием реак-
ции ла СО2. Труднее всего отличить от целестина, дтя чего ис-
пользуют оптические свойства и более высокую пл. барита (у це-
лестина она 3,9—4,0).
Обр. См. описание класса.
Барит—главный, наиболее распространенный минерал бария. Основные
его скопления приурочены к средне- и низкотемпературным гидротермальным
образованиям: барит-полпмсталлические жилы с сод. барита до 50—60 %, ба-
рит-флюоритовые жилы, сод. немного кварца, кальцита (Центр. Казахстан;
518
Рис. 188. Барит:
с —параллельный сросток кристаллов, уплощенных по {001}. Корнуолл, Велико-
британия; б — отложения радиально-шестоза того барита -в трубе подвесной
колонны скважины, вскрывающей сульфатно-иатриевые воды ва глубине 800 м,
образовавшиеся за 1 года. Челекен. 4 5 ват. пел. ММ
Сев. Англия; крупнейшие в мире м-ния Гарна и Тюрингии, ГДР); иногда га-
ленита, сфалерита и киновари (Хайдаркан, УзССР); почти мономпнеральные
баритовые жилы с небольшим количеством кварца (Сев. Кавказ, Закавказье)
и барит-вптеритовые жилы, в которых витерит, как правило, развивается
в качестве позднего минерала по бариту (Сев. Шотландия; Арпаклен, ТССР).
Барит, богатый РЬО (до 22 %) и редкими землями, отлагающийся из горячих
источников, известен в р-не Хокуть на Тайване.
Гипогенные образования барита метасоматического типа с замещением
известняков известны в Бакальском р-не (Челябинская обл.), Бельгии
В виде желваков, конкреций и «роз» барит встречается в осадочных по-
родах, но в иных условиях, нежели целестин или ангидрит. Он не известен в
соляных осадках и более редок в известняках. Напротив, для пего более
обычны песчанистые и глинистые осадки; известен и в некоторых осадочных
марганцевых (Чиатуры, ГССР, Салаир) и железорудных м-нпях. В форме рас-
сеянных кристаллов барит встречается в горизонтах глин и мергелей юрского
возраста- востока и северо-востока европейской части СССР, что Я- В. Са-
мойлов объяснял концентрацией барита раковинами некоторых особых мол-
люсков. Приуроченность барита к обломочным и прибрежным хсмогенным
осадкам (типа оксидов и гидроксидов Мп и Fe) связана с быстрым осажде-
нием бария пресных вод сульфат-ионом морской воды сразу же при их сме-
шивании недалеко от берега. Розы барита известны в Акмолинской области
(КазССР) и песчаниках центральной Оклахомы (США).
Появление барита в осадочных породах связывают с восходящими гидро-
термальными растворами, содержащими Ва. Этим объясняют, в частности,
связь баритовых конкреций с зонами тектонических разломов и повышенной
тектонической и вулканической активности.
Явно аутигенный барит в ассоциации с целестином известен в молассовых
отложениях олигоцена в Энне и Верхней Савойе (Франция) — Ва извлекался
из обломков Ва-содсржащих силикатов. Частицы барита размером ~ 1 мкм —
основа всего Ва, обнаруживаемого в фильтрате водных проб с разных глу-
бин открытого океана (количество взвешенного Ва — 20 мг/кг воды).
Землистые скопления «баритовой сыпучки» характерны для нижних го-
ризонтов зон окисления некоторых полиметаллических м-ний, где барит нахо-
дится в тесной ассоциации с гипсом, ангидритом, церусситом, галогенидами се-
ребра. Встречается также в серных м-ниях, иногда связан с нефтяными во-
дами (см. рпс. 188). Сохраняется лишь на ранних стадиях метаморфизма, об-
разуя в основном совместно с гематитом небольшие перекристаллизованные в
трещинах жилы. На больших глубинах в восстановительной обстановке барит
не устойчив.
В поверхностных условиях он сравнительно устойчив и может
сохраняться в россыпях, вплоть до образования крупных м-ний,
имеющих промышленное значение (восточные штаты США).
Знач. Основной источник Ва и его соединений: широко
используется в резиновой и бумажной промышленности как на-
полнитель и утяжелитель, для изготовления высококачественных
красок (белил!), специальной баритовой штукатурки, защищаю-
щей от радиации, и для других целей.
Группа тенардита
Тенардит NaafSOJ
Назв. В честь французского химика Л. Ж. Тенара (1777—
1857).
Хим. Обычно отвечает приведенной формуле; иногда неболь-
шие примеси К2О, MgO, СаО, С1 и Н2О.
520
Рнс. 189. Структура тенардита:
а— проекция вдоль оси b с выделенными [SOJ2 -тетраэдрами И одним NaOg-октаэдром,
б—проекция вдоль осп а (наиболее длинные связи Na —О обозначены двумя черточками,
наиболее короткие—одной)
Структ. Na в тенардите имеет искаженно октаэдрическую координацию
(Na—О = 0,2335 (X 2) -j- 0,2424 (X 2) + 0,2535 (X 2) им) из концевых О пяти
различных [SO4] ^-тетраэдров (рпс. 189).
Тенардит имеет ромб. с. (Fddd). Известно еще четыре более
редких полиморфа Na2[SO4].
Выд. Передки кристаллы величиной в несколько сантиметров
дипирамидального по {111} (рис. 190), иногда пннакопдального
521
Рис. 190. Кристалл и крестообразный
двойник прорастания тенардита
сов. по {100}. Излом неровный
бесцветная до белой. Легко ра
ятный горько-соленый вкус (глауберова соль).
Обр. См. описание класса.
по {010} габитуса и кресто-
образные двойники ио {011}
(см. рис. 190), друзы, зерни-
стые и плотные скопления кри-
сталлические корки, налеты,
выцветы.
Св. Тенардит бесцветный,
прозрачный, иногда серовато-
белый, желтоватый, желтова-
то-коричневый до красновато-
го. Блеск стеклянный до жир-
ного. Не очень хрупок. Сп. сов.
по {010}, ясная по {101}, не-
) занозистого. Тв. 2,5—3. Черта
творяется в воде. Имеет непри-
Уникальными являются линзовидные выделения тенардита (до 30 X 20 см)
в мелких прожилках, секущих нефелиновые сиениты, обнаруженные па глу-
бине более 200 м от поверхности в Вишневых горах (Челябинская обл.). Эта
находка свидетельствует о возможности более важной роли Na2SO4 в гипоген-
ном мпнералообразованпп, который редко сохраняется в виде выделении те-
нардита из-за высокой его растворимости. Широко» распространен тенардит в
эвапоритах. Из чистой воды он кристаллизуется при температуре выше
305,5 К, из морской — выше 290—300 К. Ниже этой температуры образуется
мирабилит, тесно ассоциирующий обычно с тенардитом (см. табл. 19). Тенар-
дит известен в эвапоритах Кулундпнской степи (Сев.-Вост. Казахстан), во
многих озерах пустыни Мохаве (Калифорния), где он встречается иногда сов-
местно с боратами, в пустынных озерах Сахары и Ливийской пустыни и в
больших количествах в заливе Кара-Богаз-Гол. Ископаемые залежи тенардита
подобного же порисхождения имеются в северном Прпкаспии.
Иногда порошковатый, землистый тенардит возникает как продукт выве-
тривания мирабилита (прибрежные отложения Кара-Богаз-Гола).
В виде выцветов и налетов тенардит совместно с другими сульфатами и
галогенными соединениями щелочей известен в фумаролах (Везувий) и неко-
торых молодых лавах (Гавайи).
Знач. Вместе с мирабилитом представляет ценное сырье для
стекольного, содового и других производств.
Группа гипса
Гипс Ca(H2O)2[SO4]
Назв. гипс, имеет греческое происхождение и применялось в
глубокой древности для обозначения самого минерала или про-
дуктов его обжига.
Хим. Как правило, отвечает фумароле. Основную роль
играют механические примеси СаСО3, NaCl, SiO2, БегОз, гли-
нистых минералов, часто зональные, типа песочных часов.
Структ. Катионы Са2* в структуре гипса имеют КЧ — 8(60 + 21-ГО) »
образуют с [СО4]---тетраэдрами двойные слои, параллельные {010} с молеку-
лами И2О по периферии (рис. 191). Благодаря этому связь между отдельным»
522
os о о фи ОСа
Рис. 191. Структура гипса в проекции на плоскость, перпендикулярную к с
(вверху) и а (внизу)
слоями очень слабая, что приводит к появлению у гипса весьма сов. сп. по
{010} (разрыв связи показан пунктиром на рис. 191).
Гипс кристаллизуется в мон. с. (С2/с).
Выд. Довольно обычны таблитчатые, уплощенные по {010}
кристаллы (рис. 192, а), реже столбчатого облика; двойники в
виде ласточкиных хвостов с плоскостью срастания {100} — Галь-
ский закон или {101}—парижский закон, реже крестообразные
двойники прорастания (рис. 192,6). Кроме кристаллов и двой-
ников для гипса характерны их сростки в виде друз, иногда в
виде «гипсовых роз» (рис. 192, в). Известны очень своеобразные
кристаллические образования пойкилитового гипса (сод. до
75 % включений песчинок), имеющие типичную для гипса огран-
ку (см. рис. 192,6). Сплошные массы различной зернистости
вплоть до плотных сливных прозрачных или полупрозрачных и
мелкозернистых мраморовидных (алебастр). Иногда он выде-
ляется в виде параллельно-шестоватых и параллельно-волок-
нистых (рис. 192,г) агрегатов (гипс — селенит), волосовидных
скоплений, кристаллических агрегатов причудливой формы (он-
тодиты, геликтиты, клустсриты и т. п. пещерные образования).
Известны псевдоморфозы гипса по ангидриту, кальциту.
523
Рис. 192.
а —одиночный кристалл, уплощенный по {010} из юрской глины окр. г. Ульяновска
пенного песками. Репетек, ТССР. 9/10 нат. вел.; в — сросток уплощенных округлых
но-волокннстый гипс (селенит) с хорошо выраженным продольным искривлением
Гипс:
Нат. вел.; б—крестообразный двойник прорастания пойкилитового гипса, перепол-
кристаллов типа «розы пустыни». Кайракты, Центр, Казахстан. Ув. 1,5; г — параллель-
волокон и их поперечной деформацией. Блява, Челябинская обл. 1,5 пат. вел.
Св, Чистый гипс бесцветный, прозрачный пли снежно-белый.
Бывает серым, голубоватым, желтоватым, оранжевым, бурым,
красным и даже черным от примесей, захваченных при кристал-
лизации, и дефектных радикалов. Блеск стеклянный до перламу-
трового на плоскостях сп. и шелковистого в волокнистых агре-
гатах. Сп. весьма сов. по {010} и ясная по {100}. Спайные ли-
сточки гибки, но нс упруги. Излом в кристаллах ступенчатый,
у мелкозернистых агрегатов — ровный, волокнистый, а у шесто-
ватых — до занозистого. Тв. 2. Черта белая. Пл. 2,3.
Диагн. Диагностируется по весьма сов. сп. в одном направ-
лении, низкой тв., отсутствию реакции на СО2.
Гипс при нагревании легко разлагается с потерей воды, пере-
ходя сначала (около 420—440 К) в полугидрат Са [SO4] -0,5Н2О,
а затем в ангидрит — Ca[SO4]. Полугидрат способен легко сое-
диняться с водой, давая снова гипс, на чем основано использо-
вание гипса в строительном деле.
Обр. См. описание класса.
Наиболее обычно образование гипса в эвапоритах. Он выделяется вслед
за карбонатами кальция и перед галитом при упаривании морской воды. Мощ-
ные гипсовые толщи пермского возраста известны в Западном Приуралье,
Башкирии, Татарин, Приволжье. Совместно с ангидритом гипс — типичный ми-
нерал хемогенных соляных залежей (Соликамское м-ние, Пермская обл.;
Стассфурт, ГДР; соляные осадки пустыни Мохаве в Калифорнии), м-ний бо-
ратов (Сев.-Зан. Казахстан). Небольшие прослойки гипса и отдельные его
кристаллы известны в сланцах, глинистых отложениях, мергелях, известняках.
Часть гипса в осадочных породах связана с окислением мелковкрапленных в
эти породы сульфидов Fe — пирита, марказита (юрские глины Подмосковья),
а иногда и самородной серы (р-н Ширца, УССР).
Просачивание обогащенных CaSO4 вод из периодически возникающих во-
доемов в пустынях приводит к образованию пойкилитовых кристаллов гипса
и гипсовых роз — «дебдеб» (пустынные и полупустынные районы Сев. Африки,
Туркмении и др.).
У подножия гор Сап-Андреас (Нью-Мехико, США) образовалась уникаль-
ная белая пустыня, в песках которой 97—99 % гипса, и гипсовые дюны
(--'-'20 X 30 км2) с общими запасами гипса более 6 млрд. г. Ее образование
связывают с первичным гипсом окружающих гор, действием временных, сезон-
ных и подземных вод.
Гипс является также обычным минералом, образующимся при взаимодей-
ствии сернокислых и сульфатных растворов с кальцитом или известняком в
зонах окисления сульфидных м-ний, областях активного вулканизма, в отло-
жениях горячих источников и фумарол. Значительные скопления гипса могут
возникнуть при гидратации ангидрита. Редко гипс встречается в качестве од-
ного из последних гидротермальных минералов в пустотах жил совместно с
халькопиритом, пиритом, сфалеритом.
Известно образование гипогенного гипса при замещении барита кальци-
том (Барслннское м-ние, ТССР). Гипогенное порисхождение имеет гипс, обра-
зующийся по гипогенному ангидриту (см.). Иногда такой гипс образует сов-
местно с ангидритом крупные метасоматические залежи (Ванпбути, Япония).
Изм. Важное значение имеет переход гипса в ангидрит под
влиянием увеличивающегося давления (глубже 100—150 м).
В связи с этим происходит нс только уменьшение объема по-
роды, но и высвобождается вода, являющаяся причиной появ-
ления некоторых теплых источников и приводящая к персрас-
526
пределснию вещества, в том числе с образованием минеральных
жил. Другой важный процесс изменения гипса — переработка
его микроорганизмами с образованием за счет гипса биогенных
отложений серы (см.).
Отмечены многочисленные псевдоморфозы по гипсу чаще
всего ангидрита, кальцита, арагонита, кварца, малахита.
Знач. Гипс представляет большую ценность как сырье для
строительной промышленности. Кроме того, используется для
изготовления разных украшений, фигурок, шкатулок.
Группа мирабилита
Мирабилит Na2(H2O)8(II2O)2[SO.!]
Назв. Мирабилит получил свое название от латинского
«заль мирабле» — удивительная соль, так как мирабилит, полу-
ченный искусственно немецким врачом и химиком И. Р. Глаубе-
ром (1603—1668), неожиданно сильно действовал на организм
человека как слабительное средство (синоним — глауберова
соль).
Хим. Обычно чист, из примесей отмечаются лишь небольшие
количества К2О, MgO, Cl.
Структ. В структуре мирабилита полностью гидратированные катионы Na
находятся в слегка искаженном октаэдрическом окружении молекул Н2О.
Na(Н2О)6-октаэдры, связываясь ребрами, образуют цепочки состава Na(H2O)4,
вытянутые вдоль осп с. Эти цепочки буферными молекулами воды связывают-
ся с [5О4]2~-тстраэдрамп.
Мирабилит кристаллизуется в мон. с. (P2i/c).
Выд. Кристаллы короткопризматические по с, иногда иголь-
чатые по Ь, топкопризматические по а или по с. Зернистые плот-
ные агрегаты, волокнистые массы, корки, налеты, выцветы.
Св. Мирабилит бесцветный, прозрачный до белого непрозрач-
ного. Блеск стеклянный. Хрупкий. Сп. сов. по {100}. Излом в
других направлениях раковистый. Тв. 1,5 — 2. Черта белая. Пл.
1,5. Легко растворим в воде. Имеет неприятный горько-соленый
вкус (глауберова соль).
Диагн. Одним из диагностических испытаний, кроме отсут-
ствия реакции на СО2 (отличие от встречающихся совместно с
ним карбонатов), является «плавление» при 305 К (растворение
в собственной кристаллизационной воде).
Обр. См. описание класса.
Наибольшие скопления мирабилита возникают при кристаллизации из вы-
сококонцентрированных сульфатных рассолов (озерных — Солт-Лейк, Юта,
США, озерно-морских — Кара-Богаз-Гол, или морских), причем выделение ми-
рабилита, как уже отмечалось при описании тенардита (см.), происходит лишь
при температуре ниже 290—300 К, с чем связано образование мирабилита ча-
сто в зимнее время года и в областях с низкой температурой (Антарктида).
Особенно большие количества мирабилита отлагаются на дне Кара-Богаз-Гола
зимой, а в штормовую погоду они образуют валы по берегу залива. Летом
донный мирабилит снова растворяется, а в валах дегидратируется и переходит
527
в тенардит. В подобных м-ниях мирабилит обычно находится вместе с тенар-
дитом, галитом, содой, гипсом, эпсомитом и другими легко растворимыми со-
лями (см. табл. 19).
Мирабилит довольно широко распространен и в Антарктиде. Его возник-
новение здесь связывают с образованием лагун и соленых озер, отшиуровав-
шихся от моря при подъеме континента, вода в которых вымораживалась, что
и приводило к образованию мирабилита. Он встречается в виде прослоев и
линз, чередующихся с озерными отложениями, пли в переотложенном состоя-
нии. Определенное значение имеет, очевидно, и захват морской воды ветрами
с последующим осаждением капелек на поверхности материка. Интересно, что
в Антарктиде наблюдались отложения мирабилита, не изменяющиеся под дей-
ствием падающих на них талых вод. Мирабилит и тенардит образуются в вы-
цветах терриконов угольных шахт (Тнкухо, Япония).
Выцветы нитевидных и игольчатых кристаллов мирабилита обнаружены
на контакте извссчияков и мергелистых сланцев па глубине 750 м в пещере
Гарма-Сиега (Кантабрийские горы, Испания).
В небольших количествах мирабилит известен как продукт отложения го-
рячих источников (Карловы Вары, ЧССР) и фумарол (Везувии).
Изм. На воздухе выветривается и рассыпается в белый по-
рошок тенардита.
Знач. Мирабилит — ценное сырье для содовой, стекольной
и лакокрасочной промышленности.
Группа полигалита
Полигалит K2Ca2Mg(H2O)2[SO4]4
Назв. От греческих слов «поли» — много и «галос» — соль;
связано со сложностью состава.
Хим. Близок к теоретическому составу и сод. лишь незначи-
тельные примеси (до 0,5 %) Na2O, Fe2O3, Cl.
Структ. полигалита полностью не изучена. В то же время установлено,
что в ней имеются наряду с SO;" тетраэдрами М^(Н2О)2Огокгаэдры; Са
имеет КЧ = 8 (по кислороду), К окружен 10 атомами О и одной молеку-
лой П2О.
Выд. Редко кристаллы трикл. с. (Р1), таблитчатые по {010}
или вытянутые по с с большим числом простых форм. Плотные
сплошные, шестоватые до волокнистых агрегаты.
Св. Цвет полигалита от кирпично-красного до светло-розо-
вато-красного от примеси мельчайших частиц гематита или ги-
дроксидов Fe; реже полигалит бесцветный до жирного. Хрупкий.
Сп. средняя по {ПО}. Излом в агрегатах неровный до ракови-
стого и занозистого. Тв. 3,5. Черта белая. Пл. 2,8.
Обр. См. описание класса.
Полигалит — обычный минерал соляных залежей морского происхожде-
ния, в некоторых горизонтах отмечено до 85 % солен. Обычными спутниками
его являются галит, гипс, ангидрит, карналлит, сильвин, иногда бишофит (см.
табл. 19). В значительных количествах полигалит известен в Стассфуртском
соляном м-нип (ГДР) и соляных залежах Калужского р-на (УССР). Полига-
лит образуется также при эпигенетических изменениях соляных залежей на
контакте между ангидритом (гипсом) и магпезиально-калпйнымн солями (Ку-
явскнй р-н, ПНР). В меньших количествах оп обнаружен в продуктах кри-
сталлизации бессточных водоемов (Кара-Богаз-Гол).
528
Полигалит в виде кристаллических корок с сильвином обнаружен на лаве
Везувия.
Знач. Используется для получения калийных удобрений.
Группа алунита
К группе алунита относят изоструктурные минеральные
виды, связанные частичным, реже полным изоморфизмом с
общей формулой ЛГ {Л'13+(ОН)6[ГО4]2}, где /VI* = К, Na, НзО\
Ag, NHt; МЛ — Al, Fe3+; r = S6+, Рэ+, As0+, а также минералы
с замещением типа 2Л1+Л1“+ и Л1+ + [7’04]“ <=*ЛГ+ + [ГО4]3 ,
пли ЛГЛ13* —Л12+М~+ (в качестве второго Л12+ обычно высту-
пает Си2*), где М2* = Са, Sr, Ва, Pb, a [W = [РО4Г,
[AsO]]1-. Сюда же относят иногда и фосфаты Ln, связанные
с приведенной формулой замещением типа М+ + [LOJq
Л'13* + [LOJ3-, когда роль Т вместо S6+ выполняют Р5ь или
As5+. Общее число изоструктурных минералов указанного
Рис. 193. Структура алунита (ярозита):
а—проекция слоя Л1 (ОНнОг-октаэдров вдоль оси с; проекция вдоль оси а: б—алунит.
в—ярозит; выделены слои из Л1 (ОГЩОг-октаэдров с [ЗОД^'тетраэдрамн по периферии
(Для наглядности часть [SO.;1 -тетраэдров двух внешних слоев опущена), отличающиеся
своей толщиной (0,7(8 и 0,764 дм у алунита и ярозига соответственно)
529
состава приближается к 30*, среди которых 10 является соб-
ственно сульфатами и 8 фосфатосульфатами. Наиболее распро-
страненные из них — алунит и ярозит, которыми и приходится
ограничиться.
Структура алунита (ярозита) может рассматриваться как
субслоистая с слоями из качающихся 7И (ОН)4О2-октаэдров
(рис. 193,а), связанных своими ОН_-вершинами, стягивающихся
по периферии [SO4] 2”-тстраэдрами (рис. 193, б, в). Такие трой-
ные слои-пачки различаются толщиной (0,748 и 0,764 нм у алу-
нита и ярозита соответственно), что приводит к ограничению
изоморфизма между отдельными минеральными видами. Опи-
санные слои связываются в алуните (ярозитс) К(ОН)6О6-две-
надцативершинниками (темные кружки на рис. 193, б, в). Слои-
стая структура приводит к уплощенной форме кристаллов и
зерен, слабая связь между отдельными слоями посредством ка-
тионов с низкими СХ—-к весьма сов. сп. по {0001}. Отдельные
слои несколько сдвинуты относительно друг друга, что приво-
дит к триг. С. (/?3/71).
Алунит K{AI3(OH)6[SO4]2}
Назв. от латинского «алюмсн» — квасцовый камень.
Хим. Близок к формуле; установлены небольшие замещения
К2О на Na2O (до 4,4 %, чаще значительно ниже, вплоть до пол-
ного отсутствия примесей); ИП Sr (до 5,9 % SrO; 0,2 ФЕ Sr),
Ln (до 1,7 % Ln2O3); иногда отмечается избыток Н2О (до 3,8 %,
возможно за счет Н3О+). Определенный интерес представляют
ИП Ga (до 0,05 % в дашкесанских алунитах). Часть [SO4]2~-
ионов может замещаться на [РО4]3-ионы (до 0,3 ФЕ в алуните
из Джефферей Майн Каньон, Калифорния, с одновременной за-
меной части К на Na —до 0,5 ФЕ и Sr — до 0,2 ФЕ, при неко-
тором недостатке А13+— всего 2,8 ФЕ).
Структ. См. описание, гр.
Выд. Редко встречается в виде мелких таблитчатых или
псевдокубических кристалликов (Бсрегово, УССР). Обычно это
мелкозернистые до скрытокристалличсских плотных или земли-
стых массы, иногда волокнистые, шсстоватые, грубозернистые
агрегаты. Известно эпитаксиальное нарастание на алунит яро-
зита в пластинах толщиной ~0,03 мм при длине ~0,2 мм.
Св. Чистый алунит белый, слегка желтоватый, сероватый.
В сплошных плотных агрегатах — серый, белый, коричневый, бу-
рый, зеленоватый. Часто окраска неравномернослоистая пли
пятнистая из-за неравномерного распределения механических
примесей оксидов и гидроксидов Fe, хлоритов и других мипера-
* Синтезировано большое число соединений, в которых роль катионов
Л1+ выполняют, кроме перечисленных, РЬ, а Л13+ — Ga, In, Т1; Сг.
530
лов. Блеск стеклянный до перламутрового и тусклого. Хрупкий.
Сп. ясная по {0001}. Излом неровный, в агрегатах до занозисто-
раковистого. Тв. 3,5—4, более высокая у мелкозернистых плот-
ных агрегатов из-за частой механической примеси кварца. Черта
белая. Пл. 2,8.
Диагн. Можно спутать с каолинитом, зуниитом, от которых
отличается надежно оптически, рентгенографически, термогра-
фически и химически.
Обр. Алунит возникает как результат взаимодействия суль-
фатных растворов с силикатными породами, что проявляется
при вулканогенных процессах, в околоинтрузивных контактах,
зонах окисления и корах выветривания.
В областях активного вулканизма алунит выделяется в отложениях фума-
рол и продуктах переработки ими вмещающих пород, давая значительные
скопления во вторичных кварцитах (современных — на Камчатке или древ-
них — Заглик, АзССР, вторичные кварциты Центр. Казахстана, Урала). Алу-
нитизация как продукт околожильных изменений вмещающих пород часто со-
провождает также гидротермальное жплообразованис.
Реже возникает гипергенный алунит. Так, в виде гнезд в карстовых во-
ронках в известняках совместно с гиббситом и каолинитом он известен в Жу-
равлинском м-нии по р. Чусовой (Свердловской обл.). Белые шарообразные
скопления алунита известны в глинах Часов-Ярского м-ния на Украине, огне-
упорных глинах Ново-Райского м-ния (Донбасс).
Алунит установлен в зоне окисления м-ний Центральных Кызылкумов (Уз-
ССР), ртутио-сурьмяных и сурьмяных м-ний Средней Азии и Дальнего Во-
стока, м-ний серы (Ср. Азия).
Знач. Залежи алунита перерабатываются в основном на
квасцы и сульфат алюминия; рассматривается возможность их
использования для извлечения А1 и попутно Ga.
Ярозит K{Fe3(OH)6[SO4]2}
Назв. По месту открытия в Ярозо Испания.
Хим. Обычны примеси Na2O— чаще до 1 % (до 4,1 % в
троярозите), AI (до 8—15 % А12О3); один анализ отвечает
К{Fci,5A1i,5(011)6 [SO4] 2; избыток Н2О, связываемый с 113О+ и
переходом от ярозита к карфосидериту — (Н3О) {Fe3(OH)6 X
X [SO4]2}.
Структ. См описание, гр.
Выд. Мелкокристаллические, мелкочешуйчатые, плотные или
волокнистые сплошные массы, неправильные конкреции, короч-
ки, налеты и натечные агрегаты. Редко встречаются мелкие ром-
боэдрические (псевдокубические) или таблитчатые по {0001}
кристаллы. Известны псевдоморфозы по пириту.
Св. Ярозит имеет характерный охристо-желтый с буроватым
оттенком или желтовато-бурый цвет. Блеск даже мелкокристал-
лических и тонкочешуйчатых агрегатов сильный, почти алмаз-
ный до жирного. В куске непрозрачен. Хрупкий. Сп. сов. по
531
{0001}. Излом неровный до раковистого. Тв. 2,5—3,5. Черта
бледно-желтая, иногда искрящаяся. Пл. 3,2.
Диагн. От охристого лимонита отличается по ощущению
возникающему при растирании минерала между пальцами: яро-
зит жирный на ощупь, а лимонит — сухой, песчанистый. Кроме
того, ярозит растворяется в соляной кислоте и отличается от ли-
монита оптически и другими свойствами. От минералов гр. алу-
нита (см.) отличается оптически и другими методами.
Обр. Ярозит — типичный минерал зоны окисления колчедан-
ных м-пий, формирующейся в условиях полутропического кли-
мата.
Известен в древней зоне окисления колчеданного м-ния Блява (Оренбург-
ская обл.) и на м-нии Мапкапн (КазССР), где наиболее обычными спутниками
ярозпта являются лимонит, гидрогематпт, гематит. Псевдоморфозы ярозпта
по пирит}' описаны из коры выветривания пиритсодержащих эффузивов Арме-
нии, алевролитов и глинистых сланцев гор Букаптау (УзССР). Натроярозпт
обнаружен в огнеупорных глинах Артемовского м-нпя (Донбасс). Ярозит уста-
новлен в карналлите (Стассфурт, ГДР), в нефтеносных песках (Лалуэрт-
Ков, Англия). .
Натечный и порошковатый ярозит обнаружен в отложениях терм Куна-
шира и Явы. Имеются сведения о гипогенном ярозитс из калипшатпзпрован-
ных п альбитпзировапных гранитов (Сорское Си—Мо-м-нпе, Хакасия).
Изм. Во влажной обстановке ярозит гидролизуется с образо-
ванием гидроксидов железа, что является причиной его отсут-
ствия в зонах окисления умеренного и более холодного кли-
мата со значительным количеством осадков.
Знач. В случае крупных скоплений может использоваться
для приготовления полировального порошка Ге2О3, различных
красок.
КЛАСС 4. БОРАТЫ
Класс боратов насчитывает около 140 минеральных видов*.
Столь большое их число при низком кларке В (~ 1 • 10-3) объяс-
няется по крайней мере следующими специфическими особенно-
стями бора:
1. В является кайносимметричпым ^-элементом и в этом от-
ношении существенно отличается от всех тип-аналогов (элемен-
тов Ша-подгруппы), поскольку в своих оксососдинсниях прояв-
ляет ярко выраженные кислотные свойства.
2. В первой серии p-элементов происходит быстрое увеличе-
ние СХ с ростом Z У Ва3+ равна 345, а у С4+ — 716), из-за
чего В существенно отличается по свойствам от С**.
* В их число не включены многочисленные представители рода борацита
Л1з[В7О1з]ео°°осС1, где М — Mg, Fe2+, Мп2+, семейства хильгардита (Са,
Sr)2[В5О8(011)2] (С1, ОН), типлеит Nа2[В (Oil)4] С1, бандилит Си2[В (ОН) i] С1
и т. п. минеральные виды, отнесенные в общей систематике к классу хлоридов
(сектор боратохлоридов).
** По ряду общих свойств можно обнаружить сходство В и С. Так В
образует многочисленные бороводороды (бораны), бориды, напоминая в этом
отношении С, для которого известно огромное число углеводородов в много-
численные карбиды.
532
Таблица 20
Роль основных видообразующих ионов и кристаллизационных молекул Н2О
в боратах (в % от общего числа видов)
Катионы анионы и Н.О Квазиклассы Класс боратов в целом (2-132)
(>)-бораты (2-43) !'1)-(3)-бораты (2-47) (3)-бораты (2-42)
А1 30,2 .— 27,5 18,2
Fe3+ 7,0 — 30,0 10,6
TR 20,9 — — 6,8
Mg 16,3 31,9 57,5 34,1
Fe2+ 11,6 —- 20,0 9,8
Са 69,8 46,8 12,5 43,2
Sr — 12,8 — 4,5
Ba 16,3 — — 5,3
Na 9,3 25,5 15,0 12,1
он- 46,5 6,4 45,0 31,1
F" 11,6 — 27,5 12,1
O2’ 20,9 — 42,5 19,7
H+ 34,9 97,9 10,0 47,0
11,0 9,3 83,0 5,0 35,1
[SiO4]4’ 69,8 < 2,1 25,0 31,1
3. Ограниченным диагональным сходством В и Si. Оно про-
является, например, в склонности В к : а) $р3-гибридизации, ти-
пичной для Si; б) образованию полимерных борокислородных
анионов. В то же время существенные различия вСХ (у Si
= 226) не позволяют В и Si изоморфно замещать друг друга,
хотя эндокриптия В как результат микроизоморфизма отме-
чается в целом ряде силикатов.
Хим, Ведущими в классе боратов являются катионы с низки-
ми СХ — Са, Mg, Fe2+, Mn2+, Na; наряду с ними заметна роль
Al, Fe21', TR (табл. 20). Особое внимание обращает на себя
широкое распространение основных, кислых солей и кри-
сталлогидратов, силпкоборатов, содержащих Si — В-гетерополи-
анионы.
Структ, Для В при 8р2-гибридизации характерно образование
плоских треугольных анионов [ВО3]3-, с углом связи О—В—О
около 120°. В боратах подобные радикалы могут выступать оди-
ночно или поли конденсироваться в двойные группы [B2Os] 4~,
кольца [В2О6]3— (рис. 194, а) и даже цепочки типа [ВгО^.
Соединения В с хр2-гибридизацией являются координацион-
но ненасыщенными, что приводит к переходу В в состояние
$р3-гибридизации с изменением КЧ до 4. Простейший пример
533
Рис. 194. Строение некоторых борокислородных анионных радикалов;
а — в (З)-боратах: I — треугольный радикал [ВОз]3- (котоит Mgs [ВОз]2, людвигит
(Mg, Fe)2Fes+O2 [ВО3] и др.], II — [ВгОб]4- — два связанных через мостиковый О треуголь-
ника iВОз|3’ (суанит Mg2 IB2O5I, курчатовит CaMg IB2O5]); при замене одного конце-
вого Она ОН возникает радикал [ВгОДОН)]3- (ашарнт Mg2(OH) IB2O4 (ОН)|, III—коль-
цевой радикал ]ВзОв]3~ (синтетический Каз[ВзОе1); б—в (4)-(3)-борагах: I —кольцо из
одного тетраэдра и двух треугольников [ВзОз(ОН)4]~ (амегипит—Ка[ВзОз(ОН)4|, II — кольцо
из двух тетраэдров и одного треугольника [ВзОз(ОП)5]-2 (пньоит Са(Н2О)з1ВзОз(ОП)г,] X
X Н2О), III — четверное кольцо из двух тетраэдров и двух треугольников [6405(011) ]-~
(бура Na2(H2O)8 [6405 (ОН4]), IV и V — цепочечные радикалы [Вз0з(011)з12~ (IV колена
нит Са(Н20)[Вз04(0Н)з]00- V —гидроборацит СаМ£(Н2О)з[ВзО4(0Н)з]^°)
этого — образование аниона [В(ОН)4]~ в результате присоеди-
нения ОН_-иона к молекулам В(ОН)3
Н :О: Н :OS
Н:О:В iD + OOJHf —> Н:О:В:О:Н
: О: :0s
Н Н
Наряду с кислыми тетраэдрическими [В (ОН) 4]--радикалами в
боратах известны радикалы с разным числом ионов Н+ вплоть
до беспротонных [ВО4]5~ Тетраэдрические В-радикалы могут
поликонденсироваться как друг с другом, с образованием, на-
пример, двойных групп [В2О(ОН)6]2-, колец [В3О3(ОНб)]3-, ке-
почек [В2О2(ОН)2£, так и с треугольными В-радикалами
(рис. 194,6).
534
Особо следует отметить образование мостиковых О между
[BOJ5“-тетраэдрами, с одной стороны, п [SiO4]4-, [А1О4]°~-,
ВеОГ-тетраэдрами, с другой, что приводит к образованию раз-
нообразных гетероядерных радикалов силикоборатов, алюмо-
боратов, бсриллоборатов и т. п. минералов.
В структурах боратов большую роль играют катионные мо-
тивы, особенно существенные для боратов с высоким отношением
АЮ : В2О3, содержащих только [ВО3] 3~-радикалы. При этом
следует учитывать, что в катионном окружении наряду с кон-
цевыми О2~-атомами, [ВО4]5--, [ВО3]3~- и т. п. радикалов часто
оказываются ОН~, О2~-ионы, а в случае полиядерных радика-
лов, содержащих (4)В- и (3)В-молекулы Н2О. Наконец, следует
отметить типичность последних для кислых солей.
Систематика. Соединения, в которых В имеет КЧ, равное
4, 4 и 3 или 3, существенно отличаются по особенностям со-
става, структуре, условиям образования друг от друга. Это свя-
зано с изменением числа связей у В с лигандами, благодаря
чему (4)В обладает значительно более слабыми кислотными
свойствами, чем (3)В (у^/КЧ равны 86 и 115 соответственно),
с размерным изменением борокислородных радикалов. Таким
образом, бораты только с (4)В оказываются в ряду оксосолсй с
ТО4-радикалами между силикатами и фосфатами * (у^/КЧ
равны 56 и 88 соответственно): [SiO4] 4--> [ВО4] [РО4] 3~->
->-[SO4]2~, тогда как бораты только с (3)В-радикалами оказы-
ваются в начале ряда оксосолей с треугольными радикалами**
[BO3]3-->[CO3]2-^[NO3]-. Полимерные радикалы, содержа-
щие одновременно (4)В и (3)В, отвечают боратам, представляю-
щим переходное звено от оксосолей с тетраэдрическими к оксо-
солям с треугольными радикалами и по этому признаку должны
размещаться после сульфатов.
Учитывая все сказанное, класс боратов по КЧ атомов В в
оксорадикалах следует делить на три квазикласса ***: 1) (4)-бо-
раты, 2) (4)-(3)-бораты и 3) (3)-бораты, перечисление которых
* Положение боратов только с (4)В-радикалами между силикатами и фос-
фатами соответствует общей тенденции изменения склонности оксорадикалов
к поликонденсации в ряду [SiO4]4--> [BOJ5-[PO4]S-[SOU]2-, связан-
ной с увеличением в этом ряду у"рб анионообразователя, уменьшением внеш-
него заряда аниона, делающими анионы все более и более «жесткими». Это
же определяет уменьшение энергии кристаллической решетки оксосолей при-
веденного ряда, повышение их растворимости, увеличение роли в катионном
окружении ОН_-иопов, а в конце ряда и молекул Н2О, уменьшение термиче-
ской стойкости, вплоть до термической диссоциации многих сульфатов с вы-
делением SO3.
** Такому положению боратов в ряду солеи с треугольными радикалами
полностью соответствует изменение свойств солей в нем типа рассмотренных
в предыдущей ссылке.
*** Квазиклассы объединяют минералы с одинаковой координацией (оди-
наковым 1\Ч В), тогда как основным признаком объединения оксосолей в класс
является валентность анионообразователя (ср. классы сульфатов и сульфитов).
535
отвечает увеличению силы соответствующих борокислородных
радикалов.
Выделение подобных квазиклассов оправдывается существен-
ными различиями в химическом составе каждого из них (см.
табл. 20) и, как будет показано ниже, большими различиями в
кристаллических структурах, свойствах их представителей, что
заставляет каждый из квазиклассов рассматривать отдельно.
Существенно различаются и условия образования минералов
отдельных квазиклассов, хотя общей для них является необхо-
димость достаточной концентрации бора в определенных мине-
ралообразующих процессах, определяющаяся общими свойства-
ми В как элемента, путями его миграции. Все это делает
целесообразным рассмотрение условий образования боратов в
целом для всего класса, подчеркивая специфику образования
минералов каждого из квазиклассов.
Диагн. Особенно трудно диагностируются светлые бораты в
плотных мелкозернистых глиноподобных до плотных фарфоро-
видных агрегатах (выделения, характерные для большинства
(4-) — (3)-боратов), которые легко спутать с глинистыми мине-
ралами, карбонатами, вторичными силикатами. В этом случае
удобно пользоваться простой реакцией па В — минерал
разлагают серной кислотой, добавляют спирт и поджигают.
В присутствии В пламя окрашивается й характерный ярко-зе-
леный цвет.
Обр. Одним из простейших природных соединений В, играю-
щих большую роль в образовании боратов, является гидроксид
В(ОН)3, известный в виде минералу сассолина, обладающего
свойствами слабой кислоты. Теплота его образования составляет
160,2 ккал/моль, что свидетельствует о большой устойчивости
В(ОН)3. Сассолин имеет молекулярную структуру, в которой
плоские треугольные ($р2-гибридизация) молекулы В(ОП)3 свя-
заны друг с другом водородными связями в слоистые макромо-
лекулы. Атомы О в В(ОТ1)з поровну деляг свои усилия между
В и Н, что приводит к высокой прочности отдельных молекул,
выражающейся, в частности, в низких константах диссоциации
В(ОН)3: /<1 = 7,3-10-10; /<2 = 1,8- 1Q-13; А'3 = 2-10-14 (при
291 К)*. В то же время из-за низкой энергии водородных связей
в молекулах твердого В(ОН)з—сассолина, растворение его
происходит так, что в раствор переходят отдельные молекулы,
причем растворимость В(ОН)3 резко возрастает с температурой
(в граммах на 100 г Н2О): 273 К —2,71; 293 К —4,67; 323 К —
10,25; 373 К —27,6; 376,4 К (/°кип)— 29,4. Молекулярная форма
В(О11)з в водных растворах при небольшой молекулярной массе
объясняет высокую ее летучесть (концентрация В(ОН)3 в ди-
стилляте при Pilo=1 • Ю2КПа в миллимолях на 1 кг дистил-
* /<1 у В(ОН)з сравнима с Ki у H4S1O.1 (2,2- 10~,с) и па три порядка
ниже, чем у угольной (Ki = 410~7).
536
лята): 377,5 К —28,2; 393,6 К —99,4; 413,5 К —372. С этим же
связана высокая упругость пара В(ОН)3 в присутствии водя-
ного пара (мм. рт. ст.): 382 К — 0,62; 402 К —2,70; 413 К — 6,25
(]g р = 13,206—5125/7).
Еще более высокой прочностью, чем В(ОН)3, обладает BF3
(теплота образования 265,4 ккал/моль). Из-за ярко выражен-
ной координационной ненасыщенности BF3 легко гидролизуется
с образованием очень сильной борофтористоводородиой кислоты
Н [BF4]: 4BF3 + ЗН2О -> В (ОН)3 ф- 3F1 [BF4]. Большинство солей
H[BF4] хорошо растворимы в воде и не фиксируются в глубин-
ных минеральных ассоциациях, тогда как в термальных водах
областей активного вулканизма отмечается их повышенная кон-
центрация. В фумаролах же иногда отлагаются некоторые фто-
робораты (ферручит Na[BF4] и авогадрит (К, Cs) [BFJ в воз-
гонах фумарол на Везувии).
Высокой летучестью простейших природных соединений опре-
деляется повышенная концентрация бора в остаточных продук-
тах магматической дифференциации — гранитных и пегматито-
вых расплавах, скарнообразуюших и грейзенизирующих флюи-
дах, в вулканических газах и термальных водах. При этом
максимальная концентрация В достигается в термальных водах
вулканических областей, рапе, возникающей при упаривании со-
леных озер, особенно содовых и сульфатных, морской воды,
тогда как в гранитных и пегматитовых расплавах, грейзеиизп-
рующи.х и скарнирующих флюидах концентрация В значительно
ниже. Уже одно это обстоятельство объясняет многие различия
в ассоциациях минералов отдельных квазиклассов. Так (4)-бо-
раты и (З)-бораты, имеющие МО : В2О3 > 1, типичны для эндо-
генных ассоциаций, а (4) — (3)-бораты, у большинства из которых
МО :В2О3-<1, являются характерными минералами эвапори-
товых отложений (морских, озерных, вулканических), выде-
лений паровых струй (фумарол). Для выяснения общих тенден-
ций в образовании тех или иных ассоциаций боратов важно
обратить внимание также на общие закономерности изменения
характера борокислородных радикалов в зависимости от физи-
ко-химических условий. Это можно пояснить примерами изме-
нения состава и структуры простейших борокислородных ради-
калов и молекул В(ОП)3.
Так, при повышении температуры В(ОН)3 отщепляет воду
с образованием сначала а-НВО2, а при более высокой темпера-
туре— (3- и, наконец, y-FIBO2. Твердая ot-HB02 отличается от
В(ОН)3 тем, что ее молекулы представляют собой тройные
кольца:
НО—В—О—В—ОН
I I
О-В—О
I
он
537
связанные друг с другом в слоистые макромолекулы водород-
ными связями. Молекулы в р-НВО2 имеют цепочечное строение
[В3О4(ОН) (ОН2) ] “ и содержат наряду с (3)В также
WB(U + 2A), тогда как у-ПВО2 имеет каркасную структуру,
в которой имеются только (4)В. Все это приводит к весьма раз-
личным свойствам отдельных полиморфов НВО2:
Полиморф КЧ у В Сингония *пл Плотность (г\смЗ)
а-НВО2 3 ромб. 449,1 + 0,2К 1,78
р-нво2 3 и 4 МОП. 474+0,5К 2,044
у-НВО2 4 куб. 509+1К 2,486
Приведенные данные свидетельствуют о том, что повышение
температуры сопровождается потерей В(ОН)3 молекул П2О и
благоприятствует процессу поликонденсации, переходу от (3,В
к веществу только с (4)В. Сопоставление плотностей а-, р- и
у-НВО2 показывает, что в этом же направлении должна повы-
шаться их устойчивость с повышением давления, причем фазой
высокого давления оказывается у-Н(4)ВО2, фазой низкого дав-
ления— &-Н(3)ВО2, т. е. повышение давления должно приводить
к переходу <3Ш-+(4)В.
Исследования образования боратов при изменении pH пока-
зали, что в кислых условиях (1 <рН<6) образуются (3)-бо-
раты, в щелочных (pH Д> 12)— (4)-бораты, в интервале 6 <
< pH < 12 образуются (4) — (З)-бораты. При этом повышение
температуры способствует образованию полимерных анионов,
отвечающих общему их обезвоживанию. Изложенное можно
пояснить схемами взаимодействия [ВО3]3- с Н+ и В(ОН)3 с
(ОП)~ в кислых (I) и щелочных (II) условиях соответ-
ственно:
I. Схема образования полимерных радикалов (З)-борагов
при поликонденсации [ВО3]3- в кислой среде
2[ВО3]3~ + 2Н+ —> [B2Osf" + П2О: острова
О\ /О
О—В—О—В—о
3[ВОз]3~ -4-6Н4 —> [В3ОС]3’ + ЗН2О; кольца
О
О-В/ \В-0
I I
<Х /О
в
I
о
о
2{ВО3]3- + 4П+ —-> [B2O4fc+H2O; цепочки —О—В—О-В—О —
U
638
II. Схема образования простейших радикалов (4)-боратов
за счет В(ОН)3 в щелочной среде
ОН
I
В(ОН)г + ОН —-> [В(ОН)4] ; острова НО—В—ОН
I
- °Н
£ I НО ОН
g и \
а * 2В(ОН)3 + 2(ОН)' —> [В2О(ОН)е]2" + Н2О; острова НО—В—О-В—ОН
3 и / \
О 3 но он
С 'g
< он он он
2 III
2В(ОН)з+2(ОН)’ —> [B2O2(OH)4]L‘+2H2O; цепочки —О—В—О—В—О—В—О
I I I
ОН ОН ОН
Все перечисленные особенности соединений В позволяют по-
нять особенности генезиса минералов каждого из квазиклассов,
возникновение следующих важнейших минеральных ассоциаций.
1. (4)-бораты в целом характерны для наиболее высокотем-
пературных ассоциаций, возникающих в условиях повышенных
давлений *. При высокой активности SiO2 образуются многочис-
ленные енлико-(4)-бораты, крупные скопления которых из-
вестны в некоторых скарнах (датолит, данбурит, аксиниты).
Собственно (4)-бораты встречаются реже и в меньшем коли-
честве, являясь характерными минералами известковых скарнов
(сингалит MgAl[BO4], фроловит {СаДВ (ОН)4] 2}тоо° и т. п.);
реже они встречаются в пегматитах (бехиерит Та[ВО4]), нефе-
линовых дайках (иохачидолит Са{А1 [В3О8] ^l000000). Единич-
ные (4)-бораты встречаются в связи с эвапоритовыми ассоциа-
циями, образованию (4)-боратов в которых благоприятствуют по-
вышенные pH (серлезит Na [(Si2O3)B (ОН)2]0000 в слоях троны и
глине), либо вторичные, в том числе метаморфические процессы
(данбурит и пинноит Mg[B2O(OH)6] в метаморфизованной ки-
зерит-карналлит-ангидритовой породе — хартзальце Южного
Гарца, ГДР и ФРГ).
2. (3)-бораты — типичные высокотемпературные минералы.
В условиях высокой активности SiO2 образуются силнкато- (3)-
бораты (турмалины), характерные для гранитов, гранитных пег-
матитов, грейзенов, некоторых скарнов и гидротермальных жил,
метаморфических ассоциаций средних ступеней метаморфизма;
для вторичных кварцитов, некоторых пегматитов, гранитов,
* Имеются в виду генерализованные типы парагепетических ассоииаций,
без детализации генезиса минералов по 7, Р, в первичных, либо вторичных
(в том числе метаморфических) процессах. Так, далеко не все бораты, типич-
ные для скарнов, являются первичными, высокотемпературными; точно также
К эвапоритовым ассоциациям ниже причисляются как бораты, выделяющиеся
непосредственно при испарении водных растворов, так и те, которые появ-
ляются в результате вторичных процессов, при диагенезе — катагенезе.
539
кварцевых жил в метаморфических породах характерен дю-
мортьерит Л17О3 [SiO4] 3 [ВО3]. При низкой активности SiO2
образуются собственно (3)-бораты, типичные для скарнов (люд-
вигит, котоит и т. д.), реже они встречаются в пегматитах (гам-
бергит Ве2(ОН, F) [ВО3], еремссвнт А16(ОН)3[ВО3] 5), гидротер-
мальных жилах (еремеевит), гидротермально измененных поро-
дах (бонаккордит Ni2Fe3+O2 [ВО3] в серпентинизнрованных
ультрамафитах), пустотах в лавах (брейслакит(Ре, Mg)2Fe4+OjX
X [ВО3]2 в лавах Везувия).
3. Лишь единичные (4) - (3)-бораты с наиболее высоким от-
ношением МО: В20з встречаются в скарнах (федоровит
Ca2MnMg(011) 4 [В4О7 (ОН) 2], ровсит Са2Мп2 (ОН) 4 [В4О7 (0Н)2]
с МО : В2О3 = 2 и кальциборит Са2[В4Ой]“ с МО : В2О3 =
= 1).). Все же остальные (4)-(3)-бораты, в том числе и в
виде крупных скоплений связаны с эвапоритами, низкотемпера-
турными парогазовыми струями и фумаролами. При этом в эва-
поритах, возникающих за счет упаривания морской воды и со-
леных озер, (4) — (3)-бораты находятся в ассоциации с галитом,
сульфатами, галогенидами К, Mg; среди последних обычны и
(4) — (З)-боратогалогениды (род борацита (Mg, Fe)3[B3O7]Cl
п Др-)-
Для (4) — (3)-боратов, возникающих из содовых озер, ти-
пична ассоциация с карбонатами натрия, сульфатами и галоге-
нидами Na, К, в меныпей мере Mg, гипсом (ангидритом), доло-
митом (см. табл. 19).
Особое значение имеют эвапориты, образующиеся при упа-
ривании в условиях аридного климата термальных вод вулкани-
ческого происхождения. Этим путем образуются наиболее круп-
ные залежи (4) — (3)-боратов (м-ния Калифорнии, Аргентины,
Тибета, Турции с гигантскими скоплениями буры, колеманита,
гидроборацита и других (4) — (3)-боратов). Интересно отметить,
что из горячих источников и паровых струй областей активного
вулканизма выделяется в ряде мест сассолин В(ОП)3, находя-
щийся в большом количестве и в самих растворах. Неудиви-
тельно, что именно в этих условиях возникают (4) — (3)-бораты
с наиболее низкими отношениями МО: В2О3 (бирингучпт
Na4(H20)2[B|oOi6(OH)2] 0000 и назинит Na(H2O)2[В.зОДОН)]^
с МО : В2О3 = 0,4; сборжит Na(H2O)3[B5O6(OH)4], сантпт
К(Н2О)2 [В5Ое(ОН)4], аммониоборит (NH4)3(H2O)4 [Blr,02o X
Н7(ОН)8] и лардсреллит с самыми низкими МО : В2О3 — 0,2).
Наконец, своеобразные скопления (4)-(3)-боратов образу-
ются в озерах, возникших при выщелачивании отложившихся
ранее солей из диапировых соляных куполов (знаменитые Ин-
дерские м-пия в Зап. Казахстане, где (4)-(3)-бораты—• гидробо-
рацпт и возникшие за его счет пньоит, колеманит, улексит, пан-
дермит, ссайбелиит и многие др. находятся в тесной ассоциа-
ции с гипсом и ангидритом).
540
Изм. В зависимости от количества циркулирующих вод, pH,
концентрации в них Na, Са, Mg собственно бораты и особенно
(4)-(3)-бораты могут переходить друг в друга. На воздухе вод-
ные бораты обычно теряют часть воды и покрываются с поверх-
ности белой коркой вторичных продуктов, а затем рассыпаются
в порошок. Особенно характерно это для буры. Гипогенные бо-
раты, богатые Fe2+, iMn2+, в зоне окисления дают гидроксиды и
оксиды железа и марганца.
КВАЗИКЛАСС 1. (4)-БОРАТЫ
Хим. К (4)-боратам относится около 50 минеральных видов.
Основными видообразующими катионами в них (см. табл. 20)
выступают Са и А1; во многих минералах установлены Mg, Fe2+,
Mn2+, TR, а также Ba, Na. Почти 70 % этих минералов является
силико-(4)-боратами и лишь 30 %—собственно (4)-боратами.
Среди (4)-боратов очень широко распространены основные соли,
причем часто вместо ОН~-ионов выступают О2~, F~; более трети
(4)-боратов является кислыми солями. Средних же солей среди
них крайне мало. Из силико-(4)-боратов это достаточно ши-
роко распространенный данбурит и редкие эрдманит CaYFe2+X
X [Be (SiO4) 2ВО2], гомилит Ca2Fe2+[ (ЗЮ'ОгВгОг] 0000, ридмерд-
жнерит Na [Si3BO8] “ссгхз, а из собственно (4)-боратов — редкие
бехисрит Та[ВО4], сингалит MgAl [ВО4] и иохачидолит
Са{А1 [В3О7] гооо}сссо.
Сопоставление состава силико-(4)-боратов и собственно
(4)-боратов показывает значительное уменьшение в последних
роли А1 при возрастающей роли кислых солей и кристаллоги-
дратов.
Структ. Структуры (4)-боратов имеют много общего со
структурами силикатов. Это относится прежде всего к многочис-
ленным силико-(4)-боратам, в основе структур которых лежат
единые Si— В-кислородные анионные мотивы, приспосабливаю-
щиеся к мотивам из катионных полиэдров. Среди них оказы-
ваются как структурные аналоги известных силикатов, приме-
рами чего являются рпдмержперит Na[Si3BOs] — структурный
аналог альбита, данбурит Са [(Si2O7)B2O]000000 — структурный
аналог парацельзиана Ва [Al2Si20s] °00000, синтетические В-слю-
ды- K{Al,(OH)2[SiI.5B0.5O5]“”}, Na{Mg3(OH)2[Si1,5B„,5Osl2“’”},
K{Mg3(OIJHSii.5Bo,s05]“ J. аналог калиевого полевого шпата —
K[Si3BO8] так и силико-(4)-бораты с оригинальными
структурами от островных (род аксинита 34i342Al4(OH)2[(Si2O7)4X
ХВ2О2], где Л4 = Mg, Са, Fc2+, Mn2+, М' — Al,Fe3+, Мп3+, до сеточ-
ных (ссрлизит Na[(Si205)B(0H)2]°ODC). Среди собственно (4)-
боратов многие также оказываются структурными аналогами
силикатов. Так сингалит MgAl [ВО4] -А структурный аналог оли-
вина, бехисрит Та[ВО4]— циркона, синтетические Mg2[BO3F]—
541
оливина, Fe|+O2[BO4] — норбергита, [E^OJ^00000 • ZntO — содалита
[AlSiOJ™0000 Na4Cl. Среди собственно (4)-боратов имеются
минералы с радикалами из спаренных В-тетраэдров (пинноит
Mg[B2O(OH)6]), их цепочек (вимсит Са[В202(ОН)4]со); сеток
(иохачидолит Са{А1 [В3О7] 30<х>}оосоо°). При этом (4)-бораты ока-
зываются обычно структурными аналогами силикатов, содер-
жащих катионы с более низкими СХ (большими ri), чем соот-
ветствующие (4)-бораты.
Из всех известных (4)-боратов ниже рассматриваются лишь
два представителя сектора силико-(4)-боратов — датолит и
данбурит, являющиеся моно- и нульсилико-(4)-боратами со-
ответственно.
Группа датолита
Датолит Ca2[(SiO4)2(BOII)2]ooo°
Назв. От греческого «датеомаи»— делю, что связано с зер-
нистым видом его массивных выделений.
Хим. Состав близко к формуле.
Структ. Датолиг имеет слоистую структуру, в которой параллельно {001}
чередуются сетки из SiO4- и ВО3ОН-тетраэдров (рис. 195, о) и восьмивершип-
ников — СаО6(О11)2 (рис. 195,6).
Выд. Столбчатые, уплощенные, клиновидные, пластинчатые
до изометрических кристаллы мон. с. — Р^х/с, богатые гранями
(рис. 196); зернистые сплошные массы, в которых часто зерна
легко отделяются друг от друга; столбчато-лучистые агрегаты
с гроздевидной поверхностью (ботриолит); скрытокристалличе-
ские сплошные массы. В крупнозернистых агрегатах часто чет-
кая индукционная штриховка по границе между индивидами.
Иногда датолит образует отдельные зоны в зональных и зональ-
Рис. 195. Структура датолита:
сетка из сцепленных общими вершинами SiO (-тетраэдров (лежат на ребрах) и BO3OII-
тетраэдров (поставлены попеременно то на треугольные основания, то на вершины),
б—сетка Са(011)20о-по диэдров
542
но-концентрических волластонит-датолитовых, волластонит-ге-
денбергит-датолитовых и гедснбергит-датолитовых агрегатах.
Св. Датолит бесцветен, водяно-прозрачен, часто зеленоватый
до зеленого, иногда желтоватый, розоватый, красноватый, реже
фиолетовый, грязно-оливково-зеленый, медово-желтый. Блеск
стеклянный. Хрупкий. Сп. обычно нет, хотя иногда она до ясной
по {001}. Излом неровный до раковистого. Тв. 5—5,5. Черта бе-
лая. Пл. 2,9—3.
Диагн. От кварца, на который похож по цвету, отсутствию
сп. и блеску, отличается формой кристаллов и более низкой тв.,
от цеолитов — формой кристаллов, отсутствием сп., большей тв.
Характерно также окрашивание пламени в желтовато-зеленый
цвет.
Обр. См. списание класса.
Датолит генетически связан в основном с: 1) шаровыми ла-
вами, 2) базальтами, 3) долеритамп и 4) контактово-метаморфи-
ческими породами — скарнами и скарноидами. Ассоциации
последнего типа образуют иногда промышленные м-ния. Минера-
логический интерес представляют находки датолита в гидротер-
мальных жилах, метаморфических породах; имеются указания
на аутигенный датолит.
Жеоды и жилки с датолитом известны в диабазовых порфирах (окр. с.
Партизанского, Бахчисарайский р-н, и др., Крым), прожилки И вкрапленники
Датолита — в габбро, диоритах Средней Азии, миндалины с цеолитами.^ прени-
том, халцедоном, кальцитом, гематитом—в андезито-базальтах Кавказа.
543
Во всех случаях датолит является гидротермальным, поздним минералом.
Поздним, развивающимся за счет ксенолитов известняков, является п датолит
кимберлитов (ЯАССР).
Датолит — характерный минерал миндалин некоторых эффузивных пород,
где ассоциирует с кварцем, халцедоном, цеолитами, пренитом, кальцитом (го-
ра Карадаг в Крыму; Уэст-Патерсон, Ныо-Джерси и р-н оз. Верхнего в США).
В траппах Меридене (Коннектикут, США) датолит ассоциирует с кальцитом,
кварцем, халцедоном и ангидритом.
В скарнах и скарнондах образование датолита связано в основном со
стадией гидротермального замещения волластонита, причем геденбергит в
этих условиях сохраняется. Зонально-концентрические датолит-волласгонит-ге-
денбергитовые скарны этого типа с шаровой текстурой (сферы до 1 м и бо-
лее) известны в Приморье. В полостях между такими сферами встречались
кристаллы датолита до 8 см в поперечнике и их друзы. Вместе с ними обычны
более поздние кристаллы кварца, апофиллита; данбурит (см.) чаще простран-
ственно обособлен. В Средней Азии и Приморье подобные скарны генетически
тесно связаны с галепит-сфалеритовыми жилами, накладывающимися на скар-
ны и по времени образования близкими к датолиту; в Японии — с сульфидами
меди, пирротином (Акагаме, преф. Ивато; Шишнбу, преф. Сайтами и др. па
о-ве Хонсю). В США это магнетит-грапатовые скарны с эпидотом и роговой
обманкой (Хоурвел, Пенсильвания).
Датолит установлен в отложениях современных гидротерм Камчатки и в
различных кварц-карбонатпых гидротермальных жилах, приуроченных к эф-
фузпвам п скарнам.
Датолит обнаружен в гипсо-ангидритовой надсолсвоп толще Хатапгского
залива; в некоторых осадочных породах КНР. Этот датолит, трактуемый как
аутигенный, возможно связан с ранним метаморфизмом соляных отложений
и может быть распространен гораздо шире, чем принято считать.
Датолит установлен также в некоторых метаморфических породах (каль-
дифиры Алданского р-на Юж. Якутии; кембрийские мраморы Сибири; хлорит-
актнполпт-эпидот-кварцевые сланцы формации Самбагава в Хопио, Япония).
Изм. В гипогенных условиях замещается кварцем, кальци-
том, хлоритом. При выветривании дает белые глиноподобные
продукты.
Знач. Используется для получения бора и его соединений
(В2О3 до 21,8 %).
Группа данбурита
Данбурит [Ca(Si2O7)BO2]000000
Назв. По м-нию Данбури, Коннектикут, США.
Хим. Состав обычно близок к теоретическому, хотя иногда
отмечается небольшой избыток В2О3 (29,3—30,0 вместо 28,7 %)
при недостатке SiO2.
Структ. Каркасную структуру данбурита в проекции на (001) можно
представить построенной из четверных колец, состоящих из двух SiOr и двух
-ВСД-тетраэдров, тогда как катионы Са, имеющие КЧ = 8, располагаются в
крупных восьмерных кольцах такого каркаса (рис. 197). Распределение Si и
В по тетраэдрическим позициям упорядочено, причем вершины ВСД- и SiOr
тетраэдров попарно ориентированы в разные стороны.
В соответствии со структурой данбурит имеет ромб. с.
(Pbnm).
Выд. Призматические кристаллы такого же габитуса как
у топаза, но обычно более бедные гранями, длиной до 25—30 см.
544
Грани призмы часто грубо
псштрихованы вдоль с\ зер-
нистые агрегаты, до плотных
сливных масс; радиально-
лучистые, шестоватые кор- J
ки, сферолиты; мелкозерни-
стые, землистые желваки |
до 3 см в поперечнике. Кри- S
сталлы и друзы часто по- ?
крыты плотной карбонатной
рубашкой.
Св. Цвет белый, иногда
бесцветный, прозрачный;
бледно-желтый до виипо-
жслтого, желто-бурого.
Блеск стеклянный. Хрупкий.
Сп. практически пет. Из-
лом неровный до раковисто-
го. Тв. 7—7,5. Черта белая.
Пл. 3,0.
Рис. 197. Структура данбурита (SiO.i-тет-
раэдры покрыты точками, ВО4-тстра-
эдры — светлые)
Диагн. От топаза отличается отсутствием сп., несколько
более низкой тв., типом ассоциации; от кварца — формой кри-
сталлов.
Обр. См. описание класса.
В граиат-волластонптовых скарнах данбурит обычно обособляется от да-
толита (см.). Для данбурита более характерна ассоциация с кварцем, каль-
цитом, гранатом, тогда как для датолита — с волластонитом, геденбергитом,
аксинитом. Подобный данбурит иногда образует скопления, имеющие промыш-
ленный интерес. В некоторых магнезиальных скарнах с (3)-боратами обнару-
жены кальцитовые прожилки с данбуритом (Г образования данбурита
~570 К), в том числе в виде шестовато-лучистых сферолитовых агрегатов
(Вост. Сибирь). Условия образования в скарнах датолита (чаще) пли данбу-
рита определяются реакциями типа: Саг[(S1O4)2(BOII)2] + СОг
Ca[(Si2O7)BO2] + Са [СО3] -f-IBO (74), направление которых зависит в пер-
вую очередь от pH и активности СО2.
Желваки данбурита установлены в ангидритовых толщах Юж. Брапдер-
бурга (ГДР), датолит-апгндритовых породах у Прослава (НРБ), гипсо-ап-
гпдритовых сероносных толщах Ср. Азии. Пх образование связывают с по-
вышением копией грации бора в лагунах в реакцией этих растворов с глини-
стыми минералами сульфатных толщ в стадии диагенеза — катагенеза.
Изм. В гипогенных условиях замещается кальцитом, иногда
с образованием псевдоморфоз, в том числе облскания, полых
внутри.
Знач. Используется как сырье для получения бора и его
соединений (В2О3 до 28—30 %).
КВАЗИКЛАСС 2. (4)-(3)-БОРАТЫ
Хим. Для (4)-(3)-боратов ведущими видообразующими
катионами (см. табл. 22) являются Са (роль его выше, чем в
(3)-боратах, но ниже, чем в (4)-боратах), Mg (роль заметно
18 Зак. 594 545
возрастает по сравнению с (4)-боратами, но ниже, чем в (3)-бо-
ратах) и Na (наиболее высокая роль из всех трех квазиклас-
сов). Важно отметить также заметную роль Sr при отсутствии
(4) - (3)-боратов Al, Fe34-, TR, Fe2+ и Ва. Вее (4)-(3)-бораты,
кроме кальциборита Cet2 [B4Os] являются кислыми солями;
среди них большая доля (83%) приходится на кристаллоги-
драты, тогда как для них не характерны дополнительные F--,
О2~-ионы, наиболее низка и роль ОН~-ионов (всего 6,4 %
против 46,5 и 45 % в (4)- и (3)-боратах соответственно). Среди
(4)-(З)-боратов лишь один говлит Са2 [SiB2O5(OH)3B3O4 X
X (ОН) 2] 000000 является силико-(4) - (3) -боратом, причем ред-
ким, встречающимся в виде мелких выделений, образование ко-
торого связывают с участием геля кремнекислоты. Изоморфные
замещения в (4)-(3)-боратах весьма ограничены и имеют зна-
чение лишь для пары Са—Sr.
Структ. Для всех (4) - (3)-боратов характерны полимерные
радикалы, содержащие (4)В и (3)В одновременно (см. рис. 194,6),
весьма разные по строению и составу. Общим для всех них яв-
ляются следующие два правила, установленные К- Л. Кристом:
1) в полианионпых радикалах (4)-(3)-боратов атомы бора со-
единяются мостиковыми атомами О, а остальные (конечные)
атомы О всегда присоединяют протоны и существуют в виде
гидроксильных групп; 2) островные полианибны (в том числе и
достаточно сложные по строению) могут поликонденсироваться
различными путями, отщепляя воду, например:
I [В3О3(ОН)5|2- —> [B2O4(OH)3fc+Н2О —> |В3О5(ОН)£ТО + Н2О,
II [ВБО5(ОИ)С]3- —> [B5O7(OH)4]f +н2о —> [B5O8(OH)2]^+H2O.
Это подкрепляется следующими рядами минералов * (соедине-
ний) для I и II случаев поликонденсации соответственно
Иньоит
I Колеманит
Синтетический борат
Са(Н2О)4[В3О3(ОН)5]
I
Са(П2О) [В3О1(ОН)з]°° + 5Н2О
Са[В3О5(О11)Г°° + 2Н2О
* Ряды поликонденсации полимерных радикалов (4)-(3)-боратов и приве-
денные примеры взаимосвязи состава отдельных (4) -(3)-боратов одновремен-
но иллюстрируют подвижность состава (4)-(3)-боратов, легкость его измене-
ния при обезвоживании (при смене времени года, диагенезе—катагенезе
и т. п. явлениях) или, наоборот, вследствие повышения Рио (ПРН сх?ене вре-
мени года, притоке свежей морской воды в лагуны, усилении гидротермальной
деятельности и т. п.), объясняют большое разнообразие (4) - (3)-боратов в от-
дельных минеральных ассоциациях, широкое развитие процессов замещения
одних (4) (3)-боратов другими, обилие вторичных (4) (3)-боратов.
546
Улексит
II Пробертит
Синтетический борат
Na(II2O)3Ca(H2O)2[B5Ob(OH)6]
\а(Н2О)2Са(Н2О)[В5О7(ОН).1]о° + ЗН2О
I
Y
Na3(H2O) [В5О6(ОН)2]тоте + Н2О.
В катионном окружении во многих структурах (4)-(3)-бора-
тов оказываются молекулы НгО, вплоть до полных аквакомплек-
сов типа Na (Н2О)e-октаэдров, известных в структуре буры.
Кроме того в ряде (4)-(3)-боратов установлены буферные мо-
лекулы Н2О, осуществляющие связь борокислородных радика-
лов с катионными полиэдрами (иньоит Са(Н2О)3(Н2О) [В3О3X
Х(ОН)5] и др.).
Систематика. Учитывая особенности химизма и строения
(4)-(3)-боратов, их целесообразно по интервалам изменения
х = ЛЮ : В2О3 объединить в четыре надотдела: 1) х^1;
2) 1 >- х >> 0,5; 3) 0,5 >х>0,4 и 4) х 0,4. Остальные таксо-
ны выделяются но тем же признакам, что и ранее, а конкрет-
ные значения МО: В2О3 кладутся в основу объединения минера-
лов в семейства.
Из многочисленных (4) - (3)-боратов ниже в качестве при-
мера рассматриваются лишь отдельные представители семейств
колеманита, улексита и буры в последовательности, отвечающей
уменьшению МО : В2О3.
Семейство колеманита
Колеманит Са(Н2О) [ВзО4(ОН)з]°°
Назв. В честь американского промышленника У. Т. Коле-
мана (1824—1893), являвшегося собственником ряда м-ний бора
в Калифорнии и поощрявшего поиски новых м-ний.
Хим. Близок к теоретической формуле; из примесей иногда
содержит немного щелочей.
Структ. В структуре колеманита установлен цепочечный радикал
[В3О4(ОН)3 в котором тетраэдрические (/) и треугольные (А) борокислород-
иыс группы находятся в пропорции 2/, Л (рис. 194,6; IV). Эти цепочки вы-
тянуты вдоль с и связаны труг с другом Са(П2О)(О, О11)б-полпэдрамп.
Колеманит имеет мон с. (Р2\/а).
Выд. Сростки и друзы короткостолбчатых (рис. 198,1),
иногда уплощенных кристаллов; шестоватые, лучисто-шестова-
тые, грубосферолитовые агрегаты.
Св. Колеманит—бесцветный, прозрачный; белый. Блеск
стеклянный. Хрупкий. Сп. сов. по {010} и средняя по {001},
Излом ступенчатый. Тв, 4. Черта белая. Пл. 2,4.
18* 547
Рис. 198. (4)-(3)-Бораты:
I — друза кристаллов колеманита, Казахстан. Нат. вел.; II — сферолитовый агрегат гидро-
борацйта. Казахстан. Нат. вел.;
Ill — улексит: a — параллельнозолокнистый (с шелковистым блеском), частично заме-
щенный ашаритом(ссайбгллитом), Креймер, Калифорния, США. 4/5 нат. вел.; б—конкре-
ции (желваки) Казахстан. Нат. вел.
Диагн. Отличается от остальных боратов формой кристаллов,
грубошестоватым строением агрегатов, относительно высокой тв.
Обр. См. описание класса. Распространен широко и довольно
часто встречается в преобладающем над другими боратами ко-
личестве.
Изм. Относительно устойчив.
Знач. До открытия м-ния Креймер (Калифорния, США),
богатого бурой, был основным источником бора в США (м-ния
Долины Смерти и пустыни Мохаве).
Гидроборацит CaMg(H2O)3[B3O4(OH)3]^°
Назв. по составу.
Хим. Состав близок к формуле. Из примесей следует отметить
лишь небольшое количество щелочей.
Структ. Б структуре гидроборацита цепочки [ВзСМО! 1)з]1С из тройных
звеньев 2/ + Л, несколько отличные от цепочечных радикалов колеманита
(см. рпс. 194, б; V), вытянуты вдоль с. Они сочленяются с одной стороны с
цепочками .4g (Н2О) 4 (ОН) 2-октаэдров, связанных вершинами и вытянутых
вдоль с, с другой — с лентами реберпо связанных Са(ОН)4О4-полиэдров.
Гидроборацит имеет мон. с. (Р2/с).
Выд. Сферолитовые агрегаты (рис. 198, II), грубоволокни-
стые, игольчатые, спутанно-волокнистые агрегаты; прожилки
параллельноволокнистого строения, напоминающие гипс-сс-
лени г.
Св. Гидроборацит — бесцветный, прозрачный или белый ре-
же розоватый, сероватый. Блеск стеклянный. Хрупкий. Сп. сов.
по {010}. Излом неровный до занозистого (игольчатые, сфероли-
товые и т. п. агрегаты). Тв. 2—3. Черта белая. Пл. 2,7.
Диагн. Хорошо диагностируется в топкошестоватых сферо-
литах. В остальных случаях требуются специальные методы
диагностики.
Обр. См. описание класса. Лишь в м-ниях Сев.-Зап. Казах
стана гидроборацит играл иногда главную роль среди боратов.
Изм. За счет гидроборацита в корах выветривания возни-
кают ссайбелиит, улексит, иньоит, колеманит.
Знач. См. описание класса.
Семейство улексита
Улексит Ха(Н2О)3Са(Н2О)2[В5О6(ОН)6|
Назв. В честь немецкого химика Г. Улекса, впервые опубли-
ковавшего его правильный анализ.
Хим. Близок к теоретической формуле. Из примесей можно
указать лишь небольшие количества К и механические загряз-
нения посторонними минералами.
550
Структ. Основу структуры улексита представляют ленты несколько иска-
женных реберносвязанных \га(П2О)4(ОН)2-октаэдров (одно общее ребро
ОН—ОН, другое — Н2О—1БО) и зигзагообразные ленты Са (112О) 3 (011) 2О3~
полнэдров (общие ребра ОН—ОН и О—О), вытянутых вдоль с. Между ними
и островными радикалами [В5Ос(О11)6]3_ (3/ + 2Д) осуществляется водород-
ная связь.
Улексит имеет трикл. с. (Р1).
Выд. Тонковолокнистые, параллельноволокнистые (рис. 198,
III, а), асбестовидные массы, прожилки, пропластики; спутанно-
волокнистые желваки (рис. 198, III, б); иногда грубоволокнистые
до шестоватых агрегаты.
Св. Цвет белый, иногда бесцветный. Бесцветный угскспт
прозрачен даже в очень тонковолокнистых агрегатах с парал-
лельно расположенными волокнами — свет в них проходит нс
поперек, а лишь вдоль волокон, которые являются своеобраз-
ными светопроводами (американские «Ти-Ви-рокс»—T-V-rocks).
Блеск стеклянный, часто шелковистый, редко перламутровый.
Хрупкий. Сп. сов. по {010} и {ПО}, но из-за мелкозернистости
и тонковолокнистое™ агрегатов наблюдается лишь под микро-
скопом. Излом неровный до мелкозернистого. Тв. 3—3,5. Черта
белая. Пл. 2,0.
Диагн. Диагностируется по характеру агрегатов и другим
свойствам. От сходных ашарита и других тонковолокнистых бо-
ратов отличается под микроскопом.
Обр. Улексит — один из наиболее распространенных боратов
хсмогенпого происхождения (см. описание класса).
Изм. При вторичных процессах по нему развивается ссайбе-
лиит. В свою очередь при выветривании боратовых залежей
улексит может развиваться по гидроборациту, иниоиту при усло-
вии высокой концентрации натрия в просачивающихся раство-
рах. При низкой концентрации натрия улексит может переходить
в иньоит Са (Н2О)з [В3О3(ОН)5] -НгО.
Знач. Наряду с другими боратами иногда служит источником
бора.
Семейство буры
Бура Na2(H2O)8(B.lO5(OH)4]
Назв. От арабского «бураг» — белый.
Хим. Состав близок к формуле. Из примесей чаще всего
встречаются включения глинистых минералов, захваченных при
кристаллизации буры в глинистых толщах, глинистых плах.
Структ. Основу субцспочечного мотива структуры буры представляют
зигзагообразные ленты Ка(Н2О)6-октаэдров, связанных ребрами, вытянутые
вдоль с (рис. 199). Эти лепты связываются основными радикалами
В4О5(ОН)4 — 2t + 2Д (см. рис. 194, б; III).
Бура имеет мон. с. (С2/с).
Выд Сплошные зернистые массы, корки, линзы и прожилки
в глинистых породах. Из борных озер и луж на дне выработок,
551
(О)
Он2о ©он
©О ©Na ®В
Рис. 199. Структура буры
в проекции:
а —на \010); б—па (100);
в —на (100) с выделенными
лентами из октаэдров
Ка(Н£О)6
из которых извлекают буру, выделяются кристаллы, друзы, на-
растающие на дно или посторонние предметы. Кристаллы корот-
копризматические, по форме напоминающие кристаллы пироксе-
нов, либо уплощенные по {100}; известны двойники с входящими
углами, срастающиеся по {010}.
Св. В свежем виде бура бесцветна, прозрачна, иногда розо-
ватая, сероватая, в зависимости от цвета и количества механи-
ческих примесей. Блеск ее стеклянный до жирного. Хрупкая. Сп.
носов, по {ИО}. Излом неровный. Тв. 2. Черта белая. Пл. 1,7.
Диагн. Отличается от большинства боратов и других сход-
ных минералов растворимостью в воде. Вкус сладковато-щелоч-
ной, слабый.
Обр. Типичный минерал эвапоритов (см. описание класса).
Изм. На поверхности очень легко теряет воду и покрывается
сначала налетом и коркой бедного водой тинкалконита
Na2(H2O)3[B4O5(OTI).i], а затем рассыпается в белый непро-
зрачный порошок.
552
Знач. Бура представляет большой промышленный интерес,
так как ее переработка значительно проще, чем труднораствори-
мых (4)-(3)- и (3)-боратов Mg, Са или Fe и тем более датолита
и данбурита. Бура легко извлекается из руды простой обработ-
кой ее водой или паром. Такова технология первичного извле-
чения бора из руд крупнейшего в мире м-ния буры Креймер
(Калифорния, США), поставляющего до 75 % бора капитали-
стических стран.
КВАЗИКЛАСС 3. (З)-БОРАТЫ
Хим. (3)-Бораты характеризуются высокими величинами
МО : В20з, находящимися в пределах от 12 до 2 и лишь у пред-
ставителей рода турмалина /МО : (SiO2 + В2О3) — 1,16. В каче-
стве катионов в средних простых (3)-боратах выступают Mg
(котоит Mg3[BO3]2, суанит Mg2[B2O5]) и Мп21' (джимбоит
Мп3[ВО3]2, мангансуанит Мп2[В2О3]), а сложных — Са и Sn
(норденшельдит CaSn[BO3]2), Са и Mg (курчатовит CaMg[B2O5]).
Названными (3)-боратами ограничивается перечень средних
солей, причем наиболее распространенным среди них является
котоит, известный даже в виде промышленных концентраций.
Таким образом, катионом, отвечающим по силе [ВО3] 3~-иону
можно считать Mg. Это подтверждается и ведущей ролью Mg
в качестве видообразующего катиона в (3)-боратах —57,5 %
(см. табл. 20). В (3)-боратах значительна также роль А1
(27,5 %), Fc3+ (30,0 %), Fe2+ (20 %), тогда как роль Са заметно
снижается по сравнению с минералами рассмотренных квази-
классов (всего 12,5 %). Другой важной чертой химизма (3)-бо-
ратов является значительная роль основных солей, что отра-
жается в большой роли как видообразующих ОН~ (45 %), F- —
(27,5 %), и О2- (42,5 °/о!!)-ионов. В то же время значение среди
(3)-боратов кислых солей (5 видов) и кристаллогидратов (всего
3 вида) невелико. Примерно четверть (3)-боратов является си-
ликате-(3)-боратами (из них наиболее распространены мине-
ралы рода турмалина).
Структ. Структурно силикато-(З)-бораты и собственно
(3)-бораты заметно различаются. Для первых характерны отно-
сительно невысокие сод. В2О3 (от 6,1 для дюмортьерита
ЛI7O3 [SiO4] з [ВО3], до 12,1 % у грандидьсрита MgAl3O2[SiO4] X
X [ВО3] и преобладание Si над В (лишь в грандидьсритс
Si : В = 1). Атомы В в силикате-(3)-боратах образуют самостоя-
тельные [ВО3] 3~-радикалы, не имеющие мостиковых О с
[SiO4] ^-тетраэдрами. Последние в дюмортьерите и грапдидь-
сритс образуют одиночные, а в минералах рода турмалина
кольцевые [SieOis] 12~-радикалы. По изложенным причинам
структурные особенности дюмортьерита и грандидьсрита опре-
деляются стержневыми мотивами из катионных полиэдров,
связывающихся островными [SiO4]4~ и [ВО3] ^-радикалами.
Мотивом, определяющим особенности структуры турмалина, яв-
553
д
Рис. 200. Идеализированные структуры собственно (З)-боратов с 12^
ЛЮ: В2О3^4 в проекции I к с:
а — ппиакнолпт MnZ+Mg2Mn2+O 2[BO3J (ЛЮ ; B2O3= 12); б—уайтмеиит МйзО(0Н)5(В0з1-пН20
(ЛЮ: В2Ое = 10); в - людвигит (Mg, Fe)2 Ге3+О2[ВОз] (ЛЮ : В2О3 —7); г —флюоборит
Mgs(OH, F)31BO3] (ЛЮ:В2О3 = 6); б —варвикит Ме3ТЮ21ВОз|2 (ЛЮ : В2О?,=5\
лястся двойное кольцо из анионов [Si6O;8]12_ и тройки
МО4(ОН)г-октаэдров, к которым присоединяются [ВО3]^-ра-
дикалы (см. ниже описание семейства турмалина).
Собственно (3)-бораты отличаются более высокими сод.
В2О3 (от 16,6 % у пинакиолита до 40,5 % У ссайбелиита) и их
структурные особенности в значительной мере зависят от отно-
шения ЛЮ : В20з. При высоком значении этого отношения струк-
тура определяется мотивами из катионных стенок, бруситовых.
зигзагообразных (состоящих из отдельных разноориептнрован-
ных октаэдрических лент), столбчатых элементов структуры.
Они, стыкуясь своими ребрами (при более высоких ЛЮ : В2О3)
или вершинами, образуют единый катионный каркас, весьма
плотный при высоких ЛЮ: В2О3, в котором стенки, ленты и
стержни катионных октаэдров распределяются либо равномерно
(пинакиолит — рис. 200,1, а), либо группируются так, что вдоль
оси с возникают крупные усеченно ромбические каналы (уайт-
менит — рис. 200,6). При уменьшении ЛЮ : В2О3 мотивы из ка-
554
тионных стенок пли лент становятся все более и более разре-
женными (сравни структуры минералов, показанные на
рис. 200,(7—г). Важной особенностью катионных мотивов с
12 МО : В2О3 4, является наличие в них тригональных
(рис. 200,(7, б, а), тригональных и гексагональных (рпс. 200, в),
тригональных и крупных усеченно-ромбических (рис. 200, б) ка-
налов, параллельных с. В тригональных каналах катионных
каркасов структур подобных минералов размещаются атомы В,
каждый из которых, взаимодействуя с О (ОН и т. п.)— верши-
нами катионных октаэдров, образует [ВО3] 3~-аиионы, скрепляю-
щие всю структуру. Небольшие гексагональные пустоты при этом
остаются полыми, а в крупных усеченно-ромбических могут на-
ходиться молекулы Н2О, как это имеет место в структуре уайт-
мепита.
При снижении МО : В2О3 появляются (3)-бораты с полимер-
ными [В2Х5]-радикалами. В качестве примера их структур мож-
но рассмотреть структуры суанита Mg2[B20s] и ссайбелиита
Mg2(OH) (В2О4(ОН) ]. В первой из них выделяются четверные
ленты, образующиеся при пропуске в бруситовых стенках каж-
дой пятой октаэдрической колонки; во второй-—зигзагообраз-
ные октаэдрические лепты. Эти ленты связываются двойными
[В2О5] 4--радикалами в случае суанита или [В2О4(ОН) ]'^-ра-
дикалами в случае ссайбелиита.
В заключение следует отметить, что структуры ряда соб-
ственно (3)-боратов, с одной стороны, аналогичны структурам
карбонатов (норденшельдит — рис. 201) и многочисленные син-
тетические (3)-бораты с структурой типа кальцита — Sc[BO3],
Ti [ВОз]. V[BO3]; Cr [ВО3]; Y [BO3] и т. п., или арагонита —
La [ВО3], Сс[ВО3], Nd[BO3] и т. п. *.
При этом СХ катионов изоструктурных (3)-боратов и карбо-
натов близки. С другой стороны, структуры многих собственно
(3)-боратов имеют определенное сходство со структурами три-
силикатов, отличающихся высокой относительной ролью катио-
нов. Последнее приводит к ведущей роли в структурах таких
силикатов катионных мотивов из сплошных октаэдрических сте-
нок— бруситоподобных или зигзагообразных, октаэдрических
лент различной ширины. При этом [Si2O7] 6~-радикал геометри-
чески может быть сопоставлен с двумя [ВО3] 3~-радпкалами с
той, однако, разницей, что если [Si2O7] 6--радикал вписывается
в тригональную призму, то два [ВО3] 3~-радикала отвечают осно-
ваниям такой призмы.
Для собственно (3)-боратов с 12 : В2О3 5 известны
случаи широкого изоморфизма, особенно между Mg, Fe2+, ААп2+;
Fe3+, Al, Mn3±, Ti, Sn, тогда как для собственно (3)-боратов с
* Н. В. Белов обращал внимание и на другие случал определенного гео-
метрического сходства структур (3)-боратов и карбонатов, отражаемого при
сопоставлении их формул, например людвигита I Mg3Fe2(Mg, Fe)O4[BO3]2 и
малахита Си.1(ОН)4[СО3]2.
555
2
Рпс. 201. Идеализированная структура типа кальцита — доломита (нордеп-
шельдита CaSn[BO3]2 с МО : В2О3 = 3) — арагонита:
/—«кальцитовый» мотив октаэдрического слоя; 2— размещение 1ГОз]-радикалов в окта-
эдрическом слое (в общих гранях «пустых» октаэдров — половина на одном уровне — черные,
половина —на другом —двойная штриховка); 3 —расположение [ГОз]-раднкалов в колонке
пустых октаэдров структуры кальцита; 4— расположение )ТОз]-раднкалов в колонке
пустых октаэдров структуры арагонита; 5 — схема чередования заселенных и пустых окта-
эдров п наложения отдельных октаэдрических слоев друг на друга в структуре типа
кальцита (норденшельдита); 6—то же для структуры типа арагонита
ЛЮ : В2О3 3 типичен более постоянный состав. Из силикато-
(3)-боратов особенно разнообразными изоморфными замеще-
ниями характеризуется род турмалина. Следует отметить также
замещение [ВО3]3~ на (ОН)33-, установленное в гидроксилссай-
белиите.
Систематика. Учитывая перечисленные особенности состава
и структуры (3)-боратов, при их систематике следует выделять
прежде всего два сектора: 1) силикато-(З)-бораты и 2) собствен-
но (3)-бораты. Далее выделяются надотделы, отделы и подот-
делы по тем же признакам, что и в (4) - (3)-боратах.
В качестве примеров минералов квазикласса (3)-боратов
ниже рассматриваются отдельные представители основных
сложных силикате-(3)-боратов рода турмалина и основных
сложных собственно (3)-боратов семейства людвигита.
Род турмалина AfAl3Af'6'A'3+1[TeO18] [ВО3]з
Af = Na, Са, К; АГ = Mg, Fe2+, Mn2+, Li, Al, Fe31', Cr3 + ;
A1"=A1, Fe3+, Mn3+, Cr3+; A’ = O, OII~, F~; Cl; 7= Si; Al; В
Наиболее широко распространены минералы, относящиеся
по составу к твердым растворам между тремя минеральными
видами, представляющими следующие конечные члены:
Дравит NaMg3AI6(OH, F)3 .rI[Si6Ols] [ВО3]3
Шерл NaFe3Alc(OH, F)3+I[Si6O18] [ВО3]3
Эльбаит Na(Li, А1)3А16(ОН, F)3+1[Si6O18] [ВО3]3.
Назв. Турмалин — от сингалезского «турмали»; под этим
названием он был привезен вместе с другими драгоценными
камнями с о. Шри Ланка в Голландию; дравит — по месту на-
ходки в р-не Дравы, Каринтия, Австрия; эльбаит — по о. Эльба.
Происхождение названия шерл не ясно.
Хим. Состав минералов осложняется разнообразными изо-
морфными замещениями, главные из которых кладутся в основу
выделения отдельных минеральных видов.
Основные типы изоморфных замещений и номенклатура минералов рода турмалина
CaMgjAls увит NaFe3+O3 бюргерит t 1 Ca(Li, AI)3 лиддикоатит
NaMg3FejT NaMg3Al6 NaFe~+(OH)3 Na(Li, Al)3
ферридрави т <— дравит <—- шер-i —> эльбаит —> (тсилаизит)
NaMg3 NaFe|+ Na (Li, Al)3 NaMn3+
При этом между дравитом и эльбаптом — гипотетическим тсп-
лаизитом установлен разрыв смесимости (рис. 202).
Кроме приведенных известны редкие Сг-турмалин (до 17—23 % Сг20з),
V-турмалин (до 7,45 % V2O3), Tt-турмалин (до 3,8 % ТЮ2); во многих тур-
малинах, близких к шерлу, содержатся как Fe2+ (в позиции А1'), так и Fe3+
(в позиции А4")> в том числе в значительных количествах так называемые
«ferric iron tourmaline»; отмечаются примеси К (0,0п— 0, п до 4,2 % К2О),
Ni (до 0,75 % NiO), Sn (до 1 % Sn за счет мельчайших включении SnO2) и
др. элементов. Сод. Si чаще близко к идеальному (6 ФЕ), хотя иногда отме-
чается небольшое замещение Si па (4,А1 (до 0,35 ФЕ); некоторые допускают
также 1111 В (до 0,11 ФЕ) л Ti (до 0,12 ФЕ).
557
Злъбаит
Рис. 202. Схематическая диа-
грамма распределения анали-
зов природных турмалинов
(заштрихованная часть) в тет-
раэдре дравит — шерлит — эль-
бант — тситаизиг
Структ. В основе структуры турмалина положены двухэтажные кольце-
вые элементы. Один этаж в них состоит из шестерных колец SieOis ди три-
гональных в дравнте (рис. 203, а) п гексагональных в эльбаптс. Второй этаж
составляет тропка рсберносвязаппых АКОДОН^-октаэдров, отвечающих в дра-
вите фрагменту брусп совой стенки. Каждый из этих октаэдров имеет по две
Рис. 203. Структура турмалина:
а—двухэтажный дптригональный фрагмент дравита с шестерным кольцом ЗЮ^-тетра-
эдров SieOig вверху, связанным с тремя Мй(ОН)2С>4-октаэдрамп, лежащими ниже (за-
штрихованы) п ВОз-треугольникамн, являющимися верхними гранями пустых октаэдров
(один из них показан пунктиром справа внизу), примыкающих к двум Mg(OII)2O.]-oKTa-
эдрам в месте образования ими входящего угла; б—нижний слой фрагмента, показанного
на «а» с примыкающими к каждому из Мй(ОН)20.}-октаэдров двумя АЮНОд-октаэдрами
(пустые октаэдры с ВОз гранями не показаны и дано лишь расположение атомов В;
в — тройная винтовая ось из Al-октаэдрои, распределяющая по трем уровням ромбоэдри-
ческой ячейки фрагменты NaMgsISigOig], в которых атомы Na показаны крупными тем-
ными шарами (шаг вдоль осп для большей наглядности взят в 2 раза больше, чем в дей-
ствительности)
вершины, представленные концевыми О кольцевого радикала [SieOie]12-, по
две вершины, представленные концевыми О двух радикалов [ВО3]3“, в осталь-
ных двух вершинах, в том числе в лежащей в центре фрагмента тройной
точке, находятся ОН_-ионы (рис. 203, а). На уровне ЛГО4(ОН)2-октаэдров на-
ходятся три примыкающих к ним пустых октаэдра (силуэт одного из них по-
казан справа внизу на рис. 203,а, тонким пунктиром), в центре верхних гра-
ней которых находятся атомы В в плоской тройной координации, даюшие три
группы [ВОз]3- па каждый описываемый элемент структуры. К двум остав-
шимся граням Л1'О4(ОН)2-октаэлров примыкают по два Af'OgOH (в дравите
АЮо(ОН)-октаэдра (рис. 203,6), имеющих общую (ОН) “-вершину друг с
другом и с ЛГО4(ОН)2-октаэдром. Эти октаэдры соединяются по вертикали
ребрами в винтовые спиральные лепты (рис. 203, в), вокруг которых закручи-
ваются двухслойные кольцевые элементы из [SieOis] 12“-колец, Л1'О4(ОН)2-
октаэдров и [ВОз]3--групп. Атомы А1 (Na в дравите) размещаются над
шестерными кольцами (шары на рис. 203, в) и имеют КЧ = 9. Подсчитывая
число атомов в описанном фрагменте структуры дравита легко прийти к его кри-
сталлохимической формуле НаААрзА16(ОН)3-] [SieOis] [ВО3]3, в которой подчер-
кивается неэквивалентное положение ОН~-ионов. Оно проявляется и в хи-
мизме некоторых из турмалинов, например бюргерпта, в котором три из четы-
рех ОН- замещаются на О2-, а один — на F.
С различием симметрии [Si6O18] ,2-радикала в дравите (дптригопальпое
кольцо) и эльбаите (гексагональное кольцо) связано ограничение изоморфиз-
ма между ними (см. рис. 202); степень дитригоналыюго разворота опреде-
ляется особенностями химического состава турмалинов.
Поскольку все кольцевые [SieOis] 12-радикалы в структуре направлены
вершинами (или «донышками») [ЗЮ4]4“-тетраэдров в одну_сторону турма-
лины гемпморфпы; они кристаллизуются в триг. с. (РЗт, R3m или 7?32) и
обладают сильным пьезоэффекгом.
Выд. Столбчатые до короткопризматических кристаллы
с гемиморфной огранкой головок (рис. 204) с поперечным се-
чением в виде сферического треугольника. Призматические
грани часто нсштрихованы вдоль с. Известны кристаллы мас-
сой до нескольких килограммов, размером до 20 см и более
в поперечнике. Шестоватые, радиально-лучистые (рис. 205, а),
спутанно-игольчатые до волокнистых и асбестовидных агрегаты.
Известны сплошные зернистые массы (турмалиниты), скрыто-
кристаллические агрегаты.
В гранитных пегматитах встречаются графические кварц-
турмалиновые срастания.
Св. Цвет колеблется в широких пределах: от бесцветных и
слабоокрашсииых эльбаитов (ахроиты) и дравптов через жел-
тые, темно-бурые (дравиты), розовые (рубеллиты Li, Мп24-), зе-
леные (верделиты Li, Fc2+, Мп2+), темно-синие (индиголиты Li,
Fe21) до зелено-черных и черных шерлов; Сг- и V-турмалипы—
яркие изумрудно-зеленые. Один и тот же кристалл может быть
полихромным, когда различные его части поперек сечения или
вдоль удлинения окрашены в разные цвета, чаще с образова-
нием четких разноокрашенпых зон (рис. 205,6). Блеск стеклян-
ный до шелковистого у турмалин-асбестов. Светлоокрашенные
турмалины часто прозрачны. Хрупкие. Волокна турмалпи-асбс-
стов прочные, гибкие. Сп. нет. Излом неровный до раковистого.
Тв. 7—7,5. Черта белая или очень светлоокрашенная. Пл.
3,0—3,2.
559
1012
Рис. 204. Крящаллы турмалина
Сканировано благодаря
Минералогическому порталу
www.mineral.su
С вопросами и пожеланиями обращайтесь:
Гис. 205. Турмалин:
а — сноповидно-лучистые
сростки кристаллов шер-
ла — «турмалиновое
солнцем. Река Каменка,
приток р. Исеть, Сверд-
ловская обл. Уменьш. 3.
ИГиГ; б—поперечный
срез кристалла зональ-
ного турмалина.О-з Мада-
гаскар. Нат. вел. ММ
Диагн. От пироксенов, амфиболов и эпидота турмалин отли-
чается отсутствием сп. и более высокой тв.; от рутила — тв., по
черте и форме поперечного сечения кристаллов.
Обр. См. описание класса.
Шерл является полигенным минералом: он известен в грани-
тах, пегматитах, грейзенах, скарнах, вторичных кварцитах,
гидротермальных и метаморфических ассоциациях, образуется
аутигенным путем. Условия образования остальных турмалинов
типоморфны. Для дравита это метаморфизованные или скар-
нированные карбонатные породы, метасоматически изменен-
ные основные и ультраосновные породы; из осадочных по-
род-— гипсы. Сг-турмалин — типичный минерал ультраоснов-
ных пород. Эльбаиты— минералы литиевых гранитных пегма-
титов.
Исследование газово-жидких включений в турмалинах из пегматитов по-
казало, что в шерлах они гомогенизируются при 580—640 К, а в рубелли-
тах — при 470—630 К. Давление при этом оценивается в 70—80 МПа для
шерлов и менее 40 МПа для эльбаитов. Турмалины неоднократно синтезиро-
вались в водных системах из оксидов или из кианита, андалузита, силлима-
нита, пирофиллита с В(ОН)3, NaCl и NaF при 670—870 К и давлении до
0,1—0,2 ГПа. Синтезированы также А1- и Ga-аналогп эльбаитов и многие
другие турмалины, неизвестные среди минералов.
Хорошие кристаллы шерла известны в слюдяных гранитных пегматитах
(Майский р-н); полихромные турмалины и рубеллиты — в редкометальных и
литиевых гранитных пегматитах (Забайкалье, Урал, Казахстан); превосходные
кристаллы полихромных турмалинов и рубеллита—из пегматитов о-ва Мада-
гаскар, рубеллита — из р-на Палы в Калифорнии (США), верделпта, индиго-
лита, рубеллита—из Минас-Жерайс (Бразилия).
Грсйзсновын и гидротермальный турмалин широко распространен в оло-
ворудных м-ниях (хр. Мяо-Чан, Эзоп, Бурепнский, Мал. Хннгаи в Приамурье),
гидротермальный турмалин — в некоторых свинцово-цинковых (Забайкалье)
и колчеданных м-ниях (Урал).
Турмалины типичны для некоторых вторичных кварцитов (дюмортьерито-
вые м-ния Ореана, Невада. США; Акташскос м-ние алунита, диаспора и агаль-
матолита, УзССР; Дальисгорскос м-нис, Приморье).
Турма лии-асбссты установлены с монтмориллонитом в пегматитах (Нарь-
пн-Кунтниское м-пис, Вост. Сибирь) и обычно встречаются в гидротермаль-
ных кварцевых жилах альпийского типа (Веррукаио, кантон Граубюнден,
Швейцария; Чвалетицс, Вост. Чехия). В этих же условиях возникают иногда
жилы турмалинптов, па 90—92 % состоящие из турмалина (Бузаччи, Центр.
Сардиния, Италия).
Аутигенный турмалин в виде мелких кристалликов установлен в солепос-
ных отложениях гаурдакской свиты м-пий Ходжа-Мумин. Тюбсигатаиского,
Лялимкаиского (юго-зап. отроги Гпссара), в каменной соли м-иия Ходжа-Му-
мпн, в известняках нижнего карбона в Чаткалс (Зап. Тянь-Шань).
В метаморфических породах турмалины известны от слабометаморфизо-
вапных пород типа филлитов (Кременчугский р-н, УССР), турмалпн-хлорито-
вых сланцев (юг Криворожского бассейна, УССР; Шабровское тальковое
м-ние, Свердловская обл), до пород типа гнейсов (Приазовье, юг Якутии),
имеющих очень широкое распространение.
В поверхностных условиях турмалин устойчив, накаплива-
ется в россыпях и является обычным обломочным минералом
осадочных пород.
561
Изм. В гидротермальных условиях переходит в слюды (му.
сковит, лепидолит); при развитии метаморфических процессов__
в слюды и другие алюмосиликаты.
Знач. Прозрачные окрашенные (розовые, зеленые) турмали-
ны— драгоценные камни первого класса; специфические типо-
морфные особенности турмалина широко используются при
геологопоисковых и съемочных работах; в последнее время
турмалины привлекли к себе внимание как превосходные пьезо-
электрики, что вызвало обилие работ по выращиванию их мо-
нокристаллов.
Семейство людвигита (ЛЮ ‘ В20з = 7)
Людвигит (Mg, Fe)2Fe3lO2[BO-!]
Назв. В честь австрийского химика Э. Людвига (1842—1915),
впервые проанализировавшего минерал.
Хим. Основные колебания в составе минералов рода людви-
гита связаны с полным изоморфизмом между Mg2+ и Fe21'. В за-
висимости от сод. Fc2+ различают магнезио людвигиты (Fe —
= 0—25%), людвигиты (Fe = 25—75 %), вонсениты (Fe =
= 75—100 %)- Кроме того, установлено значительное замеще-
ние Fe3+ на А1 в алюмолюдвигите, на Ti в азопроите, на Sn до
15 % SnO2 в гулейте (халсаите). В некоторых случаях Fc2+ и
Fe3+ в значительных количествах замещаются на А1п2+ и Мп3+—
такуутиит\ известны также ферровонсенит Fe2Fe3+O2 [ВО3] и
боннакордит Ni2Fc3:O2[BO3].
I
Структ. См. описание квазикласса п рпс. 200, в. Отдельные Mg-, Fe2+-oi<-
таэдры в лентах крпсталлохимическп не эквивалентны. В связи с этим при
замещении Mg на Fe2+ проявляется упорядоченность в распределении Fe2+
в положениях М(3) (преимущественно), А1(1) п А!(2) (распределяется стати-
стически после вытеснения Mg из М(3).
Людвигит имеет ромб. с. (Рета), упорядоченные твердые
растворы могут иметь мон. с.
Выд. Шестоватые, тонкопгольчатые агрегаты параллелыю-
шестоватого и радиально-лучистого строения, сплошные зерни-
стые массы. Кристаллы исключительно редки.
Св. Цвет темно-зеленый до черного, реже светло-зеленый
(магнезио- и алюмолюдвигит). Блеск стеклянный до алмазного.
Хрупкий. Сп. нет. Излом неровный до занозистого в шестоватых
и игольчатых агрегатах. Тв. 5. Черта белая, зеленоватая, чер-
пая. Пл. 3,6—4,7.
Диагн. По внешнему виду людвигит в грубошестоватых и
плотных радиалы-ю-лучистых агрегатах очень похож па геден-
бергит (см.).
Обр. Типичный борат кош актово-метаморфического проис-
хождения (см. описание класса, п. 1).
56?
Изм. При поздних гидротермальных процессах может заме-
шаться ссайбелиитом и гидроксидами железа. В поверхностных
условиях разлагается с образованием гидроксидов железа.
Знач. Может представлять интерес как сырье на бор.
КЛАСС 5. КАРБОНАТЫ
Хим. К карбонатам относится более 120 минеральных видов.
По своему составу они существенно отличаются от (3)-боратов.
Это выражается в значительном увеличении роли как видообра-
зующих катионов с более низкими СХ — Са — 41,3 % (против
12,5 у (3)-боратов), Na — 26,4 (15,0 %); для карбонатов заметна
роль UOf+ (12,4%), Ва (8,3%), Sr (6,6%), не установленных в
(3)-боратах. Напротив, для карбонатов резко снижается значе-
ние катионов с более высокими СХ—А1 — 9,1 % (против 27,5 %),
Mg —21,5 (57,5%), Fe2+— 4,1 (20,0%), a Fe3+, установленный
в 30 % (3)-боратов, в карбонатах вообще не отмечен. В карбо-
натах заметна роль как видообразующпх некоторых халько-
фильных элементов — Си (16,5%), РЬ (5%), Zn (4%), Cd
(1 вид), Bi (2 вида), нс отмечавшихся в (З)-боратах. Сущест-
венные различия проявляются также в заметном снижении числа
основных солей с ОН~-ионами (29,8 против 45 % у (3)-боратов),
причем такие дополнительные анионы, как О2- и F~, в карбона-
тах вообще не установлены, тогда как они играли существенную
роль в (3)-боратах (42,5 и 27,5 % соответственно). Несколько
снижается среди карбонатов и роль кислых солей (5,8 % против
10 % у (З)-боратов), но возрастает роль кристаллогидратов (до
28,1 %, против 5,1 %). Известен ряд смешанных карбонатов
(восемь силикато-карбонатов, два (4)-боратокарбоната, два
фосфатокарбоната, три сульфатокарбоната и три (З)-борато-
карбоната).
Все перечисленные особенности состава карбонатов опреде-
ляются в первую очередь тем, что угольная кислота значительно
сильнее борной. Поэтому ее устойчивыми солями и являются
соли, содержащие более основные катионы (с меньшими СХ).
С этим полностью согласуется устойчивость среднего простого
карбоната кальция — кальцита (арагонита) и двойного карбо-
ната доломита (анкерита), их широкое распространение, полп-
генность; достаточно широко распространены и средние простые
карбонаты Mg, Fe21', Мп2Ь; крупные концентрации установлены
в некоторых м-ниях для 5г[СОз] и Ва[СОз].
Изоморфизм в карбонатах ограничивается преимущественно
изовалентными замещениями Fe2+=^Mg2+, Mn2+^Fe2+.
Учитывая существенные отличия в свойствах и условиях
образования карбонатов халькофильных элементов, а также
ничтожную роль среди карбонатов катионов со средними ДСХ,
класс карбонатов целесообразно делить на два подкласса:
563
1) карбонаты с высокими ДСХ; 2) карбопагы халькофильных
элементов.
Структ. Радикалы [СО3]2~ не способны к поликонденсации
и все карбонаты по анионному мотиву являются островными ми-
нералами. Лишь небольшое число кислых карбонатов, в которых
анионные группы могут связываться водородными связями друг
с другом, характеризуются цепочечными мотивами (нахколит
Na[CO3II]). Поэтому характеризуя структурные особенности
карбонатов, следует большое внимание уделять мотивам из
катионных полиэдров, суммарным мотивом из катионных поли-
эдров и [СОз] 2--треуголы-шков. В этом отношении особого вни-
мания заслуживают уранилсодержащис карбонаты, для многих
из которых типичны сложные слоистые мотивы (сравни с урано-
выми слюдками).
Обр. Карбонаты бесспорно магматического происхождения
являются основными минералами некоторых лав и псплов. Лавы
кальциевых карбонатитов известны в вулкане Керимаси, а на-
триевых—в продуктах извержения вулкана Олдойнью-Лепгаи
(Сев. Танзания). Отличительная особенность этих лав выра-
жается в почти полном отсутствии кремнезема и глинозема, а
в последних лавах — в незначительной роли Са. Температура
натриево-карбонатного расплава, излившегося в 1960—1961 гг.,
не превышала 770 К; он содержал много'летучих (49 %)—воды,
фтора, хлора, сернистых газов. В Сев. Танзании распространены
также карбонатитовые туфы с обломками оливина, пироксена,
гранатовых перидотитов, дунитов, гарцбургитов, в которых кар-
бонаты составляют до 70 % породы (р-н Аруша — Лонгидо).
Карбонатиты — обычные породы кольцевых дифференциро-
ванных комплексов, включающих также гнпербазиты и щелоч-
ные породы. Среди карбонатитов различают (от ранних к позд-
ним): 1) кальцитовые карбонатиты — севиты, 2) доломитовые
карбонатиты — раухаугиты (бефорситы) и анксритовые карбо-
натиты, 3) сидеритовые карбонатиты. Для первых типоморф-
ными являются авгит, форстерит, биотит (иногда диопсид, фор-
стерит, флогопит), из редкометальных минералов — пирохлор,
дизаналит, кальциртит Са(Са, Zr)2Zr4Ti20i6, бадделеит ZrO2,
ниобоциркоиолит CaZr(Ti, Nb^Oy-s, Zr-шорломит. Для вторых
характерны флогопит, натриевые амфиболы, эгирии, хондродит,
тальк, из редкометальных минералов — пирохлор, ильменит,
циркон, луешит. Для доломнт-анкеритовых карбонатитов ха-
рактерны натриевый амфибол, эгерин, альбит, из редкоме-
тальных минералов — пирохлор, ферсмит, колумбит, циркон.
В характере парагенезиса отмечаются значительные откло-
нения.
В природе имеются как несомненно магматические, так и
флюидно-гидротермально-метасоматические карбонатиты. К пер-
вым принадлежат многие кальцитовые карбонатиты, ко вто-
рым— большинство доломитовых, анкеритовых, сидеритовых.
564
При этом одни карбонатиты приходят на смену другим (см.
выше) в ходе нормальной эволюции щелочно-магматического
расплава, сменяющейся флюидной, а затем гидротермальной
фазами. Иногда карбонатитовый расплав, возможно, формиру-
ется непосредственно в верхней мантии и внедряется в зем-
ную кору с образованием карбонатитовых массивов, не свя-
занных с щелочным магматизмом (некоторые карбонатиты
Замбии).
Имеются представления о генезисе кольцевых гипербазит-
щелочно-карбонатитовых массивов в связи с процессами флюи-
дизации и «высверливания» трубчатых каналов в земной коре
газами глубинного происхождения.
Карбонатитовые дайки, имеющие интрузивное происхожде-
ние, известны в районах развития кимберлитов (Якутия, /Афри-
ка) и некоторых игнимбрптов (криптокристаллические кальци-
товые дайки с обломками базальта, риолитового туфа, стекла,
кристаллами кварца, санидина, зернами андрадита, оксидов же-
леза в юго-вост, части Невады, США).
Образование некоторых карбонатитовых тел, внешне сход-
ных с гипогенными карбонатитами, возможно за счет пластиче-
ской деформации и отжатия карбонатных пород осадочного
происхождения.
Карбонаты — обычные жильные минералы гидротермальных
жил средних — низких температур (свинцово-цинковых, блекло-
рудных, арсенидиых и др.).
Поскольку углекислота является более сильной кислотой, чем
кремнекислота, гидротермальные растворы, богатые СО2, вызы-
вают карбонатизацию вмещающих силикатных пород (образо-
вание, например, лиственитов).
В огромных массах карбонаты Са, Mg, в меньшей мере Fe,
Мп, образуются в осадочных процессах *, при упаривании мор-
ских вод, биогенным путем. Из содовых озер отлагаются разно-
образные карбонаты Na, иногда образующие залежи промыш-
ленного масштаба (сода Na2(H2O) )0 [СОз], термонатрит
Na2(H2O) [СО3], трона Na3(H2O)2 [СО3Н] [CO3J, нахколит
Na[CO3H]), в которых встречаются также разнообразные суль-
фаты и хлориды (см. табл. 19).
Карбонаты — обычные минералы кор выветривания, обра-
зующихся по силикатным породам в условиях жаркого, сухого
климата. Появление карбонатов здесь связано с повышением
* Следует отметить и особую роль карбонатов в формировании атмо-
сферы Земли. Система карбонаты (в основном кальцит и доломит) — кремне-
зем в морских бассейнах играет роль СО2-буфера. При повышении концен-
трации СО2 в атмосфере (вулканические извержения, а в последнее время
и техногенез) в осадках появляется больше карбонатов, особенно доломита.
Наоборот, при уменьшении содержания СО2 образование карбонатов замед-
ляется и вместо них возникают минералы кремнезема и аутигенные силикаты
Са и Mg. Этим, в частности, объясняют увеличение мощности карбонатных
залежей в периоды усиления вулканической активности в прошлом.
565
активности СО2 и большей силой углекислоты по сравнению с
кремнекислотой. Этим объясняется обычное присутствие магне-
зита и более редких карбонатов Сг, Ni, Со в корах выветривания
с и л и кати о- н и ке л ев о го типа.
Специфические карбонаты характерны для зон окисления
рудных м-ний. Это образующие иногда крупные скопления кар-
бонаты Zn, РЬ, Си, уранил-карбонаты, реже карбонаты Со, Ni.
Здесь широко распространены основные карбонаты и карбонаты
с кристаллизационной водой.
Метаморфические процессы приводят к перекристаллизации
осадочных карбонатов Са и Mg в кальцитовые и доломитовые
мраморы. В метаморфических породах за счет карбонатов воз-
никают шпинелиды (27, 31), различные силикаты Са и Mg, на-
пример: волластонит, эпидот (51), тремолит и актинолит (52,
60), флогопит (65, 66), диопсид (55), анортит (67), гранаты
(31, 69). Перекристаллизованные анкеритовые и сидеритовые
линзы, пропластки, жилы известны в районах развития желези-
стых кварцитов.
Изм. Легко выщелачиваются, особенно водами, богатыми
углекислотой, приводящей к образованию легкорастворимых би-
карбонатов. В результате появляются разнообразные формы
растворения вплоть до громадных карстовых пещер. Карбонаты
Fe2+, Мп2+ легко окисляются с образованием оксидов и гидро-
ксидов Fe, Мп.
Карбонатные толщи — осадители многих рудных и силикат-
ных минералов. Их роль сводится в основном к резкому измене-
нию состава магматических расплавов, растворов (как ювениль-
ных, так и поверхностных). Магматические расплавы повышают
свою основность, вторые — щелочность. Поэтому в случае асси-
миляции магмой карбонатов происходит смещение процессов
кристаллизации в сторону образования пироксенов, гранатов.
Особенно ярко это проявляется в скарнах (31), в которых кар-
бонаты являются основными поставщиками Са и Mg скарновых
силикатов и главными жильными минералами, особенно в нало-
женных на скарны гидротермальных жилах. Карбонаты — осади-
тели разных элементов из гидротермальных растворов и раство-
ров, циркулирующих в зоне окисления.
Систематика рассматриваемых ниже минералов класса кар-
бонатов, отвечающая последовательности их описания, выгля-
дит следующим образом:
Подкласс 1. Карбонаты с высокими
ДСХ
Отдел 1—2. Простыесложные кар-
бонаты
Ряд 1. Средние карбонаты
Семейство кальцита — арагонита
Ряд 3. Кристаллогидраты
Семейство содовых минералов
566
Подкласс 2. Карбонаты халькофпль-
ных элементов
Отдел 1. Простые карбонаты
Ряд 1. Средние карбонаты
Семейство смитсонита
Отдел 2. Сложные карбонаты
Ряд 2. Основные карбонаты
Семейство малахита
ПОДКЛАСС 1. КАРБОНАТЫ С ВЫСОКИМИ А СХ
Семейство кальцита — арагонита
Хим. К семейству кальцита — арагонита остносятся простые и
сложные (двойные) карбонаты Mg, Са, Sr, Ва, Ее, Мп, среди
которых многие известны в виде крупных скоплений.
Непрерывные изоморфные замещения установлены в рядах
MgCO3—FeCO3, СаСО3—MnCO3, FeCO3—МпСО3. Изоморфизм
в рядах MgCO3—МпСОз, MgCO3— СаСО3, ЕеСО3—СаСО3 огра-
ничен, что определяется большими различиями в СХ соответ-
ствующих катионов. Этим определяются особенности состава
главных минеральных видов и их границы (рис. 206). Катионы
с наиболее низкими СХ — Sr, Ва образуют карбонаты с огра-
ниченным вхождением ИП. Поскольку в описываемых карбо-
натах встречаются катионы со значительными различиями СХ,
среди них широко распространены двойные соли. Наиболее
обычны из них доломит CaM.g[CO3]2 и анкерит Ca(Mg, Fe)X
Х[СО3]2. Реже встречаются кутнагорит СаМп[СО3]2, известный
наряду с паракутнагоритом (Са, Мп) [СО3]2, хантит Mg3CaX
Х[СО3]4, бенстонит Ва6Са7 [СО3] i3, норстетит BaMg[CO3]2 и
минералы гр. арагонита — баритокальцит ВаСа[СОз]2, альсто-
нит SrBa7Ca7 [СО3] is и др.
Структ. Минералы с катионами, имеющими более высокие
СХ, обладают структурой типа кальцита (КЧ катиона = 6), с
более низкими СХ арагонита (КЧ катиона = 9)
Тип структуры
Кальцита (КЧ = 6)
Арагонита (КЧ = 9)
Катионы и
Mg Fc2+ Mn2+
61,1 44,4 40,3
их СХ (¥орб“+)
Са - -
22,1
Cr Sr Ba
22,1 16,1 11,6
В структуре типа кальцита (см. рис. 201) [СО3]2--радикалы
расположены параллельно друг другу по плоскостям {0001},
причем плоскости с [СО3]2--группами чередуются с плоскостями
Рис. 206. Тетраэдрическая диа-
грамма состава основных мине-
ралов семейства кальцита — ара-
гонита; поля двойных карбонатов.’
1 — доломита; 2—хантнта; 3 — кутнаго-
рита; заштрихованы и покрыты точками
области твердых растворов
567
1011
Рис. 207. Кристаллы и двойники карбонатов со струк-
турой типа кальцита (а — д) и арагонита (е—з):
а — кристаллы (вверху) и двойники (внизу) кальцита, б-кристаллы
родохрозита и смитсонита, в—сидерита, г — магнезита, д—доло-
мита; е —отдельные кристаллы, минералов со структурой араго-
нита; ад —их двойники и з —их сечение j. к с
катионов Са2+, отвечающих шестигранному сечению элементар-
ного тупого ромбоэдра, что объясняет появление у кальцита
отдельности по {0001} и частого, в том числе полисинтетиче-
ского двойникования по {0001} — кальцитовый закон двойнико-
вания.
В структуре кальцита элементарная ячейка, выбранная по
спайному ромбоэдру, не соответствует элементарной решетке
Браве. Поэтому обычно за элементарную ячейку принимают
острый ромбоэдр.
В структуре минералов гр. доломита по {0001} слои катио-
нов одного типа (например, Са в доломите) чередуются со
слоями катионов другого типа (Mg в доломите). Очевидно,
именно из-за различий в кристаллохимических свойствах Са и
Mg в структуре доломита возникают натяжения, проявляющиеся
в искривлении кристаллов, образовании седловидных кристал-
лов и сферолитов.
Структуру арагонита можно представить как деформирован-
ную сжатием по гексагональной оси ПГУ катионов Са. Тре-
угольники [СО3]2~ расположены между катионными слоями, по
в отличие от структуры кальцита они нс находятся посреди про-
межутков между слоями ионов кальция, а повернуты вправо пли
влево на 30°. В связи с этим снижается симметричность струк-
туры до ромб., и каждый ион С а имеет КЧ = 9, а не 6, как
в кальците. Последнее объясняет, почему подобная структура
характерна для карбонатов с уорбл+ катиона ^21,1.
В соответствии с особенностями структуры для минералов
гр. арагонита характерны ромб. с. (Pmct.i) и двойникование по
{НО}, часто приводящие к появлению псевдогекс агональных
тройников. Субслоистое ее строение объясняет полисинтетиче-
ское двойникование по {001} и отдельность в этом направле-
нии, аналогичные таковым у кальцита по {0001}.
Все минералы со структурой кальцита имеют триг. с. (мине-
ралы гр. кальцита R3c, а гр. доломита /?3).
Выд. Минералы со структурой кальцита часто выделяются
в виде хорошо образованных кристаллов, основными формами
которых являются различные ромбоэдры, скаленоэдры, призмы
и их комбинации (рис. 207). Благодаря этому кристаллы имеют
ромбоэдрический с преобладанием основного {1011}, реже ту-
пого {4041} ромбоэдра, призматический с {1120}, скаленоэдри-
чсский — у доломита с равным развитием {0001} и {1 ОТ 1},
габитус.
Кроме того у доломита, сидерита, иногда пещерного каль-
цита известны расщепленные седловидные кристаллы (рис.
207, д), а в некоторых случаях и полные сферолиты.
Наиболее обычно двойникование, в том числе полисинтети-
ческое, по {0001} — кальцитовый закон (рис. 207, а, низ), чем
объясняется горизонтальная штриховка граней ромбоэдра
570
{1011}. Реже наблюдается двойникование по {1010}, {1120},
{10Т1}, а у доломита также по {0221}.
Известны эпитаксиальные нарастания кальцита на доломит,
доломита на кальцит, доломита на родохрозит и сидерит, ха-
рактеризующиеся параллельным расположением кристаллогра-
фических осей индивидов.
Для всех рассматриваемых минералов характерна сов. сп. по
{ЮП} и неровный, иногда раковистый излом по другим направ-
лениям.
Для минералов гр. арагонита характерны столбчатые (ара-
гонит) до чечевицеобразных псевдогексагональиые тройники
(рис. 207,ж,з) по {ИО}. Реже встречаются одиночные, удли-
ненные, призматические и игольчатые кристаллы (рис. 207, е).
Сп. обычно ясная по {010} и несов. по {НО}. Излом неровный.
Диагн. Кальцит, арагонит, стронцианит легко растворяются
в холодной разбавленной НС1 и выделяют пузырьки ССД («вски-
пают»); магнезит, сидерит, родохрозит, доломит и анкерит слабо
реагируют с разбавленной холодной НС1 и растворяются лишь
при нагревании. Протравливание IIC1 отдельных граней кри-
сталлов выявляет типичные фигуры травления, позволяющие
по их симметричности различать минералы гр. доломита («запя-
тые») от минералов гр. кальцита (сферические треугольники).
Для диагностических целей используются также люминес-
ценция в УФ-свсте, кривые нагревания, имеющие характерный
вид для каждого из них — число эффектов (диссоциация и окис-
ление) и их температура. Кроме того разработаны специальные
методы быстрой их диагностики с помощью различных реакций
окрашивания. Использование термографии, а также рентгено-
графии позволяет нс только диагностировать карбонаты, ио и
определить их количественные соотношения в порода1 .
Группа кальцита
Из представителей группы кальцита ниже рассма' риваются
кальцит, родохрозит, сидерит и магнезит, в порядке, отвечаю-
щем постепенному увеличению СХ катиона.
Кальцит Са[СО3]
Назв. Кальцит известен очень давно, хотя современное назва-
ние было предложено лишь в 1845 г. Гайдингером и происходит
от греческого названия извести — «кальс».
Хим. В большинстве случаев состав близок к Са [СО3].;
вхождение ИП Mg, Fe2+ ограничено (см. рис. 206) кристалло-
химическими, Мп2+-концентрационнымп факторами.
Высокомагнезиальные кальциты (Mg[COs] > 9,5 моль °/о) представляют
структуры распада доломита в кальците. Такие же структуры характерны и
для кальцитов с более низкими сод. Mg. Кроме того, установлены кальцит-
571
баритовые, кальцит-марказитовые, кальцит-пиритовые структуры распада при
суммарных содержаниях Ва [SO4] или Fe[S2]0,0 п — 0, п %. Редко встреча-
ются примеси ZnO (до 4 %), связанные скорее всего с механическими загряз-
нениями, СоО (до 2 %), ГРгОз (0, п %), Искусственно получены кальциты
с сод. БгСОз до 30 % и ВаСОз ДО 55 %, хотя в природных кальцитах SrO и
ВаО встречаются в виде незначительных примесей. Отмечены также примеси
РЬО и ориентированные калъцит-церусситовые срастания.
Структ. См. описание подкласса.
Выд. Кальцит часто встречается в очень хороших кристал-
лах (см. рис. 207, а, верх), число простых форм в которых до-
ходит до 700. Их морфология имеет ярко выраженный типо-
морфный характер и зависит от условий образования. Смена
форм хорошо фиксируется на зональных кристаллах (рис. 208, п).
В некоторых случаях образуются превосходные пустотелые ске-
летные кристаллы (грот близ Матамораса, Куба), монокристал-
лические сталактиты — кристаллоктиты оптического качества
(СРР).
Известны разнообразные кальцитовые друзы (рис. 208,6) и
нарастания, параллельные срастания, двойники (см. рис. 207, а).
Крупно- до мелкокристаллического плотный кальцит установлен
в виде жильного материала во многих гидротермальных жилах,
породообразующего минерала карбонатитов, мраморов. Изве-
стны тонкопластинчатые до чешуйчатых агрегаты, шестоватые
и тонковолокнистые массы. Кальцит является основной состав-
ной частью карбонатных осадочных пород и входит наравне с
арагонитом в состав твердых частей ряда организмов (раковин
моллюсков, построек кораллов), импрегнируст микроорганизмы
типа Bacillus cercus и Bacillus brivis, колонии которых образуют
сферические глобули кальцита, соединенные между собой тя-
жами. Встречается в виде сталактитов, сталагмитов, пещерного
жемчуга, гелсктитов, ветвистых клустеритов. Оолитовый каль-
цит образуется при осадконакоплении и при выделении из горя-
чих источников. Для последних характерны также корки из-
весткового туфа, покрывающие окружающие породы, растения
и предметы, попавшие в них (рис. 208, в), отложения внутри
обсадных и каптажных труб. Известен песчанистый кальцит,
сод. до 50—60 % включений песчинок, и конкреционный каль-
цит с зонально-концентрическим строением конкреций, имею-
щих радиально-лучистую структуру.
Для кальцита установлено большое число различных псевдо-
морфоз, в том числе по арагониту, гипсу, бариту, флюориту,
целестину, сере, церусситу, ангидриту, кварцу, апофиллиту.
Интересны ежевидные и мечевидные (до 80 см длиной) псевдоморфозы
кальцита по неизвестному минералу, широко распространенные в породах (от
карбоновых до четвертичных) побережья Северного Ледовитого океана —
Белого моря, Новой Земли, Пай-Хоя (Полярный Урал), Шпицбергена, Тай-
мыра, бассейнов рек Хатанги, Анабара, Оленека, Лены, Индигирки. Пясины.
Б. Балахня, Чукотки, а также Карякского Нагорья, Зап. Камчатки, Сахалина,
побережья Охотского моря, Японии (Хоккайдо и Хонсю), ряда мест сев. и
центральной Европы, сев. США, ю.-в. части Австралии. Эти псевдоморфозы —
572
палеоклиматичсские индикаторы низких температур осадкообразования (около
273 К)- Они образовались по минералу, выделявшемуся в плах вблизи по-
верхности раздела вода — осадок, скорее всего по пкаиту — Са[СО3]-6Н2О,
кристаллы которого и их сростки обнаружены в современных отложениях уг-
лекислых источников в холодных прибрежных водах Гренландии, или глау-
бериту.
Св. Чистый кальцит в крупнокристаллических выделениях —
исландский шпат бесцветный, прозрачный, с сильным двупре-
ломленпем (рис. 209); в мелкокристаллических массах — белый,
полупрозрачный. Железистый кальцит может быть желтоватый,
буроватый; марганцовистый и кобальтовый — розовый; никели-
стый— светлый яблочно-зеленый. Включения тонкодисперсного
битума вызывают желтую до коричневой окраску; гематита,
реже куприта — желто-красную до буро-красной; пирита — си-
неватую и зеленоватую; хлоритов и малахита — зеленую; угли-
стого материала, оксидов и гидроксидов Мп, сульфидов — чер-
ную. Известен кальцит с зональной окраской (см. рис. 208, а).
Блеск стеклянный до перламутрового (особенно у тонкочешуй-
чатых агрегатов) и жирного на неровных изломах; иризирую-
гдий на плоскостях сп. Хрупкий. Сп. сов. ио {1011}. На плоско-
стях сп. часто штриховка полисинтетического (механического)
двойникования (рис. 210). Излом ступенчатый. Тв. 3, однако она
меняется в зависимости от направления: от 2,5 на {0001} до
3,5 на гранях ||с. Черта белая до сероватой. Пл. около 3.
Многие образцы люминесцируют в ультрафиолетовом свете,
рентгеновском и катодном излучении различными цветами,
обусловливаемыми главным образом примесями и особенностя-
ми образования.
Разновидность кальцита — вонючий шпат — содержит обиль-
ные включения пузырьков с сероводородом и поэтому при ра-
скалывании издает неприятный запах.
Диагн. Диагностируется по форме кристаллов, сп., низкой
тв. реакции на СОг. В мелкозернистых и натечных агрегатах
похож на многие другие карбонаты, от которых отличается опти-
чески, рентгенографически и другими способами.
Обр. См. описание класса.
Диссоциация кальцита происходит при температуре более высокой, чем
у большинства других карбонатов. Под давлением СО2 и Н2О температура
плавления кальцита снижается и может доходить до 950 К
Магматический кальцит слагает многие карбонатиты, в том числе и кар-
бонатитовые дайки (Маймеча-Котуйский р-н, Красноярский край). В меньших
количествах он встречается в щелочных породах, их пегматитах, а иногда и
в гранитных пегматитах; известен в кимберлитах. Глобули кальцита обна-
ружены в свежих порфиритовых дайках зап. части главного Кавказского хр.,
где их связывают с ликвацией карбонатно-силикатного расплава.
Гидротермальный кальцит, отлагающийся в основном при pH > 6, наибо-
лее характерен для полиметаллических сульфидных м-ний и арсенидиых руд-
ных жил с настураном, флюоритом, баритом, доломитом и считается в основ-
ной своей массе типичным минералом средне- и низкотемпературных м-ний.
Именно с гидротермальными м-ииями связаны наиболее крупные кристаллы
кальцита, иногда гигантокристаллические его выделения (до 30 т в жилах и
573
Рис. 208. Кальцит:
а —зональность в крупнокристаллическом агрегате кальцита, фиксируемая
включениями оксидов и гидроксидов железа и марганца. Акташское м-ние,
Горный Алтай. Приио.чировка. 4/5 нат. вел. б —друза пластинчатых кристаллов
кальцита. Дальнегорск, Приморье. Уменьш. 2,5; в — ванночка из натечного
кальцита с кальцитовыми «жемчужинами» внутри. Челекен. 4/5 нат. вел. ММ;
г —детский сандаль, попавший в горячий углекислый источник и покрытый
коркой известкового туфа, 4/5 нат. вел. ММ
Рис. 209. Кальцит — исландский шпат с хорошо видимым двупрс-
ломлепием. Нью-Йорк, У в. 1,5
Рис. 210. Спайный выколок кальцита с хорошо видимой штрихов-
кой полисинтетического двойникования. Слюдянка, Иркутская обл.
IIат. вел.
576
трубках взрыва Нью-Мехико, США). Кальцит с температурой кристаллиза-
ции 490—300 К, развивающийся совместно с цеолитами в миндалскамеиных
излившихся породах и шаровых лавах (Эвенкийский авт. округ; Сев. Кара-
бах, АзССР; Акурейри и др. м-пия, Исландия), известен в очень хороших
прозрачных кристаллах.
В огромных количествах кальцит отлагается биогенным и хемогеипым пу-
тем, являясь основным минералом известняков, мела, мергелей, известкови-
стых песчаников и многих других пород.
Даже небольшое литостатическое давление предотвращает диссоциацию
кальцита. Поэтому при метаморфизме осадочный кальцит (известняки) легко
перекристаллизовывается (в мрамор). При дальнейшем развитии метаморфи-
ческого процесса за счет кальцита образуются волластонит (см.) и другие
силикаты Са.
Практически те же изменения претерпевает кальцит при контактово-мета-
морфических процессах (31).
Изм. См. описание класса.
Знач. Широко используется в производстве цемента и из-
вести (известняки, мергели). Исландский шпат — ценное сырье
для оптической промышленности. В настоящее время он все в
больших масштабах выращивается искусственным путем.
Родохрозит Мп[СО3]
Назв. Родохрозит получил название за свой розовый цвет
(«родон» по гречески — роза, розовый; «хрос» — цвет).
Хим. Родохрозит редко отвечает чистому карбонату марганца
(см. рис. 206). Наиболее широко проявляются замещения
Мп Са, хотя, судя по экспериментальным данным, при темпе-
ратуре ниже 720 К в интервале 50—80 % МпСО3 существует
разрыв смесимости.
Изоморфизм Мп Fe более ограничен, хотя известны образцы, сод. 9
и даже 26 % FeO. Примеси MgO обычно не превышают 1 %, хотя в магне-
зиальном родохрозите они доходят до 13 %; СоО, ZnO — 0, п % (за исклю-
чением капиллита из Аргентины, сод. 14,88 % ZnO и 13,93 % FeO). Известен
родохрозит, сод. 0,п % ВсО.
Структ. См. описание подкласса.
Выд. Кристаллы родохрозита (см. рис. 207, б) сравнительно
редки. Чаще он образует кристаллически-зернистые, мелкозер-
нистые, плотные, скрытокристаллические, иногда почковидные
и шаровидные с радиально-лучистым, сферолитовым строением
агрегаты, оолиты, конкреции.
Св. Свежий родохрозит имеет розовый цвет различных от-
тенков. Иногда он желтовато-серый. Цвет окисленных образцов
желтовато-коричневый, черный с поверхности и по трещинам.
Полупрозрачный до просвечивающего. Хрупкий. Сп. сов. по
{1011}. Излом ступенчатый. Тв. 3,5—4. Черта белая. Пл. 3,7.
Диагн. От родонита отличается меньшей тв., реакцией на
СО2, от других карбонатов — пленкой гидроксидов и оксидов
Мп, оптически, рентгенографически и другими методами.
Обр. См. описание класса.
1/2 19 Зак. 394 577
MnCO3 имеет более высокою упругость СОг (см. рис. 211), чем доломит
магнезит, кальцит (IgPco, (фунт/кв. дюйм) =—5740/7’(К) + 10,014). Раз.’
ложснис родохрозита при атмосферном давлении начинается уже при 810 К.
Родохрозит известен в гидротермальных жилах с вольфрамитом, кварцем
(Джида, Бурятская АССР, Кара-Оба, КазССР — кристаллы до 10 см в попе-
речнике), средне- и низкотемпературных полиметаллических и золото-полн-
металлических м-ниях В первых он ассоциирует с пиритом, сфалеритом,
арсенопиритом, галенитом, кварцем, кутнагоритом (Кутпа Гора, ЧССР), энар-
гитом, халькозином, дигенитом, родонитом (Бьютт, Монтана, США), где родо-
хрозит был даже предметом добычи на Мп), в м-ниях второго типа — с пир-
ротином, пиритом, алабандином (MnS), самородным золотом, сильванитом,
алтаитом, галенитом, кварцем, баритом (многочисленные м-ния Румынии —
Бая де Арьеш, Сыкырымб). Интересно отметить, что если на м-ниях СССР
родохрозит редок, то в других рудных р-нах мира он является обычным, а
иногда и основным жильным минералом (Румыния; Бьютт, Монтана, США).
Вместе с другими марганцевыми минералами, и прежде всего тефроитом,
родонитом, спессартином, родохрозит встречается в контактово-метаморфиче-
ских м-ниях Японии.
Оолитовый и плотный скрытокристаллический родохрозит, часто загряз-
ненный глинистыми частицами, известен в виде толщ осадочного происхожде-
ния (например, в Варнском р-ие Болгарии, в Гане).
Конкреции, состоящие в основном из родохрозита, установлены в совре-
менных морских осадках (залив Лох-Файн, Шотландия, — почти кутнагорит;
глубоководные осадки Тихого океана).
Изм. Легко окисляется и переходит в различные черные
оксиды и гидроксиды Мп, вплоть до пиролюзита (см.).
Знач. Может представить интерес как руда на Мп.
Сидерит Fe[CO3]
Назв. По составу от греческого «сидерос» — железо.
Хим. Редко близок к чистому карбонату железа (см.
рис. 206). В ряду Ре[СОз]—MgfCOs} выделяют виды промежу-
точного состава— сидероплезит (^30% MgfCOs]), пистомезит
(30—50 % Mg[COs]) и мезитит (50—70 % Mg[CO3]), для ряда
Fe[CO3] — Мп[СОз] — мангансидерит (до 5% Mn[COsj) и оли-
гонит (до 15—18 % Мп[СО3]). ИП Са невелики (редко до
3,5 % СаО); примеси СоО и ZnO редки и обычно < 1, редко
2 %; в отдельных случаях сод. ZnO до 7,7 % (в 7л\-оли гоните}
и более.
Структ. См. описание подкласса.
Выд. Кристаллы редки и более характерны для сидерита
гидротермального происхождения. Они обычно имеют ромбо-
эдрический габитус, искривлены, седлообразны, их грани —
черепитчатые. Известны сферолиты сидерита — сферосидерит
(до 1,5—2 СхМ в газовых пустотах андезитовых лав горы Му-
лато, ВНР). Чаще сидерит образует сплошные массы от грубо-
до мелкозернистых, землистые пли плотные, загрязненные гли-
ной или кремнеземом скопления. Известны оолиты и шаровид-
ные выделения с грубоволокнистой структурой, конкреции.
Св. Цвет свежего сидерита желтовато-серый, горохово-жел-
тый, желтовато-бурый, окисленных разностей — бурый разных
678
оттенков. Блеск стеклянный до перламутрового, особенно на
плоскостях сп.; тусклый у плотных скрытокристаллических и
мелкозернистых агрегатов. Прозрачный до полупрозрачного.
Хрупкий. Сп. сов. по {1011}. Излом ступенчатый. Тв. 4. Черта
белая. Пл. 4.
Диагн. Диагностируется по форме выделений, цвету, сп.»
низкой тв., реакции на СО2, характеру вторичных продуктов.
Обр. См. описание класса.
Сидерит известен в ряде гидротермальных, главным образом полиметал-
лических м-ний. Некоторые из них прославились хорошими его кристаллами
(рис. 207, в) и друзами (Корнуолл, Англия; Фрейберг, ГДР). В меньших ко-
личествах он установлен в олово-вольфрамовых м-ниях (мелкие седловидные
кристаллики Караобинского м-ния, КазССР). Иногда он образует довольно
крупные залежи (Бакал, Юж. Урал; Шотландия). Известны сидеритовые кар-
бонатиты.
Основные же массы сидерита в виде сплошных сидеритовых слоев и скоп-
лений сидеритовых конкреций имеют осадочное (хемогепное) происхождение
(Керченское м-пие). Особо надо отметить обнаруженные недавно в р-не
м-ния Жайрем (Центр. Казахстан) глинисто-кремнисто-карбопатпые породы
вулканогенного происхождения, содержащие в качестве главного минерала
Zn-олигонит. Подобные породы могли явиться первичным источником Zn гид-
ротермальных залежей (Атасуйские м-пия, Центр. Казахстан); возможно, они
имеют более широкое распространение, чем принято думать.
Zn-сидсриты, промежуточные по составу между сидеритом и смитсони-
том, известны в зонах окисления некоторых м-ний Юго-Вост. Ротон (НРБ).
Сидеритовые линзы и пропластки известны в метаморфических породах
(слюдяные кристаллические сланцы ЧССР; железистые кварциты 1\МА).
Изм. В гипогенных условиях может переходить в магнетит,
гематит, сульфиды и силикаты Fe. На земной поверхности легко
окисляется с образованием гетита и гидрогётита («железная
шляпа» м-ния Бакал, Челябинская обл.).
Знач. Крупные скопления сидерита — ценное сырье на Fe,
не содержащее вредных примесей (Р и S).
Магнезит z\Ag[CO3]
Назв. По месту находки у города Магнезии, Греция; известен
с глубокой древности.
Хим. Обычно близок к теоретической формуле. Установлен
непрерывный изоморфизм в ряду Mg [СО3] —Fe [СОз] (см. си-
дерит и рис. 206); иногда ИП МпО и СаО (до 1,7 %) и еще
меньше СоО, NiO. Сплошные плотные выделения магнезита
часто содержат примеси топкодисперсного SiO2 (опал) и сили-
катов магния.
Структ. См. описание подкласса.
Выд. Кристаллы магнезита (см. рис. 207, г) редки. Полисин-
тетические двойники отсутствуют. Обычны плотные разной зер-
нистости агрегаты вплоть до фарфоровидных, землистых, моло-
подобных.
Св. Цвет магнезита снежно-белый, реже серый, желтоватый.
Блеск стеклянный. В чистых кристаллах прозрачен до полу-
прозрачного. Хрупкий. Сп. сов. по {1011}. Излом ступенчатый
’/2 19* 579-
.до раковистого (фарфоровидный магнезит). Тв. 4, у фарфоро-
видного до 7. Черта белая. Пл. около 3.
Диагн. Диагностируется по формам выделения, отсутствию
реакции на СО2 на холоду и вскипанию при нагревании, во мно-
гих случаях — лишь по оптическим, рентгенографическим и т. п.
данным.
Обр. Наиболее широко распространен магнезит,образующий-
ся за счет оливинов, пироксенов ультраосновных пород, при их
гидротермальном изменении и выветривании. Для такого маг-
незита характерна ассоциация с бронзитом, серпентинами, таль-
ком, опалом или с Ni-хлоритами, нонтронитом.
Иногда такой магнезит образует крупные скопления промышленного зна-
чения (гидротермально измененные гипербазиты о. Эвбее, Эгейское море;
кора выветривания Халиловского м-ния в Оренбургской обл.).
Значительные скопления грубозернистого магнезита имеют гидротермаль-
но-метасоматическое происхождение. В этом случае он ассоциирует с доломи-
том, кальцитом, баритом, хлоритом, кварцем, тальком, пиритом, халькопири-
том, блеклыми рудами и др. (Сатка, Челябинская обл.: Вейтч, Австрия; Кве-
бек, Канада; Астуррета, пров. Наварра, Испания и др.).
Первичный магнезит известен в соленосных осадках (Нью-Мексико и Те-
хаса, США) в ассоциации с галогенидами, сульфатами, другими карбона-
тами (см. табл. 19). Магнезит изредка может возникать при магматических про-
цессах как результат ассимиляции магмой богатых магнием вмещающих пород.
Знач. Ценное сырье для производства огнеупоров — обож-
женный до MgO магнезит употребляется’ для футеровки метал-
лургических печей, выдерживающей температуру до 3300 К.
Гpynna доломита
К гр. доломита относят шесть двоййых карбонатов и большое
число их разновидностей, из которых ниже описываются лишь
наиболее распространенные доломит и анкерит.
Доломит CaMg[CO3]2
Назв. Доломит в честь французского геолога Д. Г. С. Т. Г. До-
ломье (1750—1801), описавшего признаки доломитовых пород.
Хим. Обычно близок к теоретической формуле, хотя известны
ИП Fe (пе-рсход к анкериту), реже Мп (см. рис. 206), избыток
Са (до 10 мол. % Са[СОз]). Описаны доломиты, богатые ZnO
(8,74%), РЬО (5%) и СоО (до 5,5%).
Структ. См. описание подкласса. Имеются данные в пользу избиратель-
ного замещения Mg на Fe, Мп, Zn, а Са па РЬ. В то же время установлены
неупорядоченные доломиты с замещением части Mg в Mg-слоях ва Са. Струк-
тура доломита разупорядочивается при нагревании до ~1170 К под давле-
нием СО2, благодаря чему намечаются изоморфные смеси кальцит — доломит
и доломит — магнезит (при еще более высокой температуре), образующие при
снижении температуры структуры распада. Исследование доломитов с избыт-
ком_ Са выявило волнообразные модуляции сверхструктуры, параллельные
(1014), с амплитудой ~20 нм, что связывают с чередованием доменов
CaMg[CO3]2 и ~ Са0,бМ£о.4[СОз].
580
Выд. См. описание подкласса. Следует отметить характер-
ность для доломита седловидных кристаллов (см. рис. 207, д)
массивных грубо- до тонкозернистых и фарфоровидных, иногда
пористых агрегатов. Известны пизолиты.
Св. Чистый доломит бесцветный или белый, прозрачный.
Известен также желтоватый, серовато-белый, буроватый, крас-
новатый и желтовато-бурый доломит (примеси гидроксидов же-
леза и глинистых частиц). Встречается розовый Мп-доломит
(сод. МпО может не превышать 1,5%), зеленый доломит (мель-
чайшие включения Сг-монтморнллонпта и Сг-иллнта). Блеск
стеклянный до матового у мелкозернистых и скрытокрнсталлш
ческих агрегатов и перламутрового у кристаллов и спайных
осколков. Хрупкий. Сп. сов. по {1011}. Излом ступенчатый до
раковистого (в фарфоровидных агрегатах), скорлуповатого
(у пизолитов). Тв. 3,5—4 (в зависимости от направления). Черта
белая. Пл. для чистого CaMg[CO3]2 2,85. Она возрастает при
замене Mg на Mn2% Fc2+ и особенно Zn или РЬ2+.
По термической устойчивости доломит занимает промежу-
точное положение между кальцитом и магнезитом. При нагре-
вании под атмосферным давлением диссоциация с выделением
СО2 происходит в две стадии: 1) при ~ 1070 К — температуре
разложения Mg[CO3] и 2) при ~ 1210 К, когда разлагается
Са[СО3]. Эти температуры могут смещаться в присутствий
NaCl даже в количестве 0,01 % и небольших количеств других
солей на 40—100 °, что может быть использовано как типоморф-
ный признак доломита различного происхождения.
Обр. См. описание подкласса.
Крупные скопления доломита связаны с осадочно-хемоген-
ным процессом.
Для его образования существенны два фактора — отношение Mg/Ca в
растворе должно быть 1 и время, необходимое для возникновения упоря-
доченной структуры. Прямое осаждение доломита — явление сравнительно
редкое и может происходить лишь из отшнуропавшихся от моря замкнутых
бассейнов в условиях сухого, жаркого климата. В ассоциации с подобным
доломитом находятся различные галогениды, гипс, ангидрит (пермь Сев.-Зап.
Англии, пустынные отложения р-на Солт-Лейк-Сити, Юта, США). В случае
стабильного тектонического режима образуется доломит, близкий по составу
к Идеальному. Фумарольно-гидротермальныс процессы Приводят к обогаще-
нию доломита Ге и Мп, локальный прогрев отдельных участков бассейна под
влиянием вулканических процессов вызывает появление доломита с избыт-
ком Са.
Чаще происходит доломитизация первоначально отложившегося карбо-
ната .кальция (известняка) в результате его взаимодействия с солями магния
отшнуровавшихся бассейнов лагунного типа (большинство известных отло-
жений доломита осадочного происхождения — Московская обл., Кунгурский
бассейн в Пермской обл. и др.). Реже доломитизация происходи г под влия-
нием гидротерм, привносящих соли Mg.
Менсе распространен доломит гидротермальных жил в виде сплошного
доломита пли вместе с кальцитом (арсепидные жилы Ховуаксы, Тувинская
АССР) и отдельных, часто седловидных кристаллов (полиметаллические м-ния
рша Джоплина, США). Его образование связывают либо с мобилизацией
Mg из осадочных доломитовых пород под действием грунтовых вод, особенно
19 Зак. 594 531
С высокой температурой за счет прогрева пород внедрившейся интрузией,
либо с воздействием ювенильных растворов с MgCl2 на породы типа извест-
няков, мергелей.
Доломит обычен среди гидротермально измененных ультраосновпых по-
род, с которыми связаны иногда крупные его кристаллы (Портсой, Банфф-
шир, Великобритания; о-в Стейн, шт. Нью-Йорк, США),
Доломит является также существенной составной частью многих карбо-
натитов.
Изм. При метаморфических процессах осадочный доломит
перекристаллизовывается, давая доломитовые мраморы. Он яв-
ляется основным источником различных минералов магния —
периклаза, брусита, диопсида, тремолита и др. при более интен-
сивном метаморфизме и при контактово-метаморфических про-
цессах.
Знач. Доломит находит широкое применение в строительном
деле, в качестве огнеупора в химической промышленности; про-
зрачные окрашенные кристаллы используются для изготовления
ювелирных украшений (светло-зеленый тараспит из Швей-
царии) .
Анкерит Ca(Mg, Fe2+) [СО3]2
Назв. В честь австрийского минералога М. Ж. Анкера
(1771—1843).
Хим. Твердый раствор ряда СаМд[СОз]2 — CaFe[CO3]2;
основная масса анкерита соответствует'Ca2MgFe [СО3]4. Изве-
стен также анкерит с отношением (Mg ~F Fe2+): Са = 1,5 : 0,5.
Количество МпО в анкерите сравнительно невелико (до 4,28 %)
Структ. Выд. По структуре, морфологии кристаллов и агрегатов (кроме
пизолитов) аналогичен доломиту. ,
Св. Цвет свежего анкерита белый или желтовато-белый; при
окислении входящего в анкерит железа окраска меняется до
Желтовато-бурой или бурой. Известны розовый (марганцови-
стый), серый и голубой анкерит. Прозрачный до полупрозрач-
ного. Блеск стеклянный до перламутрового на плоскостях сов.
сп. по {1011}. Излом ступенчатый. Тв. 3,5. Черта белая. Пл.
2,9—3,1.
Анкерит устойчив в сухой системе с принудительным давлением СО2 до
720 К, когда он распадается на СаСО3, MgCO3 и FeCO3. Состав анкерита,
кристаллизующегося одновременно с кальцитом и сидеритом, зависит от тем-
пературы, т. е. анкерит может быть использован в качестве геотермометра.
Кривая нагревания анкерита имеет три пика, природа которых до конца не
выяснена.
Обр. См. описание класса.
Анкерит является типичным гидротермально-метасоматическим минералом
карбонатитов и гидротермальных полиметаллических м-ний с доломитом, ба-
ритом и флюоритом. Известен в ряде жил горного хрусталя (Памир, По-
лярный Урал); возникает при гидротермальном и низкотемпературном мета-
соматозе карбонатных осадочных пород. АнкерптСодержащие конкреции
известны в угленосных слоях Воркуты. Анкерит также иногда замещает орга-
нические остатки.
682
Известны куммингтонит-гранат-сидероплсзит-анксритовые породы высокой
степени метаморфизма.
Изм. Легко окисляется и покрывается с поверхности гидро-
ксидами Fe, Мп.
Знач. Практического значения пока не имеет.
Группа арагонита.
Арагонит Са[СО3]
Назв. По месту находки псевдогексагональных тройников
в Арагоне, Испания.
Хим. В большинстве случаев арагонит представляет собой
чистый карбонат кальция. Наиболее обычны примеси SrO (до
3,87%). Иногда встречаются примеси MgO (до 5,10 %)-
Известен арагонит с высоким сод. РЬО (до 7,5 %)—тарновитцит, иссле-
дование которого, однако, выявило мельчайшие включения (~ 1 мкм) церус-
сита. Марганец практически не входит в арагонит, и экспериментально уста-
новлено, что в присутствии Мп кристаллизуется кальцит, а не арагонит. На-
против, при переходе арагонита в кальцит в последнем резко снижается сод.
Sr, стабилизирующего структуру арагонита.
Структ. См. описание подкласса.
Выд. Известны столбчатые кристаллы и псевдогексагоиаль-
иые тройники (см. рис. 207, е—з). Обычны корки, натечные, поч-
ковидные агрегаты радиально-лучистой и шестоватой структу-
ры, ветвистые причудливой формы образования некоторых из-
вестковых пещер (рис. 211). Из арагонита состоят оолиты
многих «гороховых камней», раковины ряда моллюсков, жемчу-
жины (10—95 % арагонита, 4,5—85% органического вещества,
0,5-4% Н2О).
Св. Обычно арагонит бесцветный или снежно-белый, реже
серый, желтоватый, синий, зеленый, бледно- до темно-фиолето-
вого, розово-красный. Блеск стеклянный, на изломе жирный.
Хрупкий. Сп. по {010} ясная. Излом полураковистый. Тв. 3,5—4.
Черта белая. Пл. 3.
Диагн. От кальцита и доломита, кроме формы кристаллов,
характера сп. и фигур травления, отличается пл. — арагонит
тонет в бромоформе, тогда как кальцит и доломит всплывают.
От похожих волокнистых радиально-лучистых цеолитов отли-
чается реакцией на СО2.
Обр. Арагонит встречается значительно реже кальцита.
Экспериментальные исследования показали, что при обычном
давлении арагонит мстастабилсн и должен переходить в каль-
цит. Однако этому процессу, очевидно, препятствуют примеси
к арагониту Sr и, возможно, также Ba, Pb, Mg. Р—7-диаграмма
(рис. 212) показывает, что арагонит — модификация высоких
давлений. Однако экспериментально установлено, что арагонит
может кристаллизоваться из растворов, сод. соли Mg и под ат-
мосферным давлением при 270—350 К.
19’ 583
Рис. 211. Сросток игольчатых и расщепленных
кристаллов пещерного арагонита. Хайдаркан,
КиргССР. 4/5 нат. всл.
Рис. 212. Р—Т-диаграмма равновесия кальцит
<=т арагонит
Наиболее обычен арагонит, генетически связанный с биогенными процес-
сами: арагонит раковин многих моллюсков и скелета ряда животных, в ко-
торых его слоя часто чередуются со слоями кальцита; арагонит биогенных
м-ний серы с серой, гипсом, иногда стронцианитом, целестином (Шор-Су,
УзССР).
Арагонит хсмогенного происхождения установлен в лагунных осадках,
осадках Мертвого моря и Персидского залива, в эвапоритах с галитом, ан-
гидритом, доломитом, кальцитом толщи Кармополис в штате Ссрджипс (Бра-
зилия). Он составляет до 80 % карбонатных минералов осадков океаниче-
ской впадины Тонго. Железистый арагонит (~4 мол. % FeCO3) обнаружен
в донных осадках Адриатического моря. Арагопитовыс конкреции установлены
в стебникских глинах (Предкарпатский прогиб). Однако мощных отложений
типа известняков арагонит не образует.
Красивые натечные агрегаты и причудливые кристаллические сростки ара-
гонита известны из многих пещер Средней Азии, Румынии, ЧССР, Болгарии.
Интересно отметить, что известны сталактиты зопалыю-копцентрического
сложения, в которых одни зоны представлены кальцитом, другие — араго-
нитом.
Кроме того арагонит встречается в некоторых корах выветривания по
гипербазитам и реже в зонах окисления рудных м-ний (Кличкинское и дру-
584
гие м-ния Забайкалья) и «железных шляпах», в том числе образующихся,
например, по сидеритам (Бакальское м-ние, Челябинская обл.).
Арагонит — характерный минерал некоторых поздних гидротермальных
процессов. Он развивается в виде корок и прожилков при серпентинизации
(Акдаурак, Тувинская АССР), встречается вместе с цеолитами среди поздних'
гидротермальных минералов пустот в базальтовых лавах (преф. Фукусима,
Япония), отлагается из горячих источников (Карловы Вары, ЧССР).
Знач. Зонально-концентрические агрегаты часто радиально-
лучистого строения — арагонитовый оникс используется как де-
шевый поделочный камень.
Стронцианит Sr[CO3]
Назв. По месту находки близ г. Стронциап (Зап. Шотлан-
дия). В 1790 г. в нем был открыт новый элемент — стронций.
Хим. Обычны примеси СаО (до 11,2%), 0,п % ВаО, хотя
экспериментально получена вся серия твердых растворов от
SrCO3 до ВаСО3.
Структ. См. описание подкласса.
Выд. Кристаллы стронцианита (см. рис. 207, е) редки. Типич-
ны зернистые, сплошные, плотные, шестоватые и волокнистые
агрегаты.
Св. Стронцианит бесцветный прозрачный. Чаще снежно-
белый, полупрозрачный, иногда желтоватый, желто-коричневый,
красноватый, зеленоватый. Блеск стеклянный до жирного. Хруп-
кий. Сп. ясная по {010}. Излом неровный до полураковистого.
Тв. 3,5. Черта белая. Пл. 3,7.
Диагн. От других карбонатов отличается способностью окра-
шивать пламя в яркий красный цвет, высокой пл.
Обр. Стронцианит (вторичный)—характерный минерал
некоторых карбонатитов (монацит-анксритовыс карбонатиты
Канганкунде, Малаве сод. до 25—70 % стронцианита, замещаю-
щего анкерит). Вместе с кальцитом и небольшим количеством
пирита он установлен в многочисленных инфильтрационно-ги-
дротермальных жилах в известняках и мергелях р-на Мюнстер-
ланда (Вестфалия, ФРГ).
Его образование здесь связывают с мобилизацией карбоната стронция из
богатых органическими остатками пород р-па и последующим отложением
стронцианита в тектонических трещинах. Стронцианит известен вместе с суль-
фидами в ряде гидротермальных жил Рудных Гор (ГДР), с цеолитами в р-не-
Бадена (ФРГ), в качестве жильного минерала сульфидных серебро-свинцовых
руд Сыоиза (Мексика). Имеются указания на находки стронцианита в виде
прожилков и вкрапленников в некоторых осадочных породах (окрестности
Феодосии и ряд других мест в Крыму; сидеритовые породы с целестином и
стронцианитом в Тувинской АССР).
Знач. Используется для получения стронция (Вестфалия,
ФРГ), хотя основным его источником является целестин.
585
Витерит Ba[COs]
Назв. В честь английского физика, ботаника и минералога
В. Витеринга (1741 —1799), открывшего этот минерал.
Хи м. По составу витерит обычно чист; иногда сод. ИП Sr
(до 11 ат. %) и Са (< 1 ат. %).
Структ. См. описание подкласса.
Выд. Кристаллы витерита сравнительно редки и, как прави-
ло, имеют неровные, изогнутые грани. Пссвдогсксагональные
тройники могут быть плоскими (см. рис. 207, ж) и благодаря
изогнутости граней чечевицеобразными. На гранях кристаллов
и тройников часто горизонтальная штриховка. Более обычны
плотные агрегаты разной степени зернистости, шаровидные, поч-
ковидные, столбчатые, грубоволокнистые и шестоватые массы.
Св. Цвет витерита снежно-белый, реже он бесцветный,
желтоватый и сероватый, коричневатый, зеленоватый. Просве-
чивающий до прозрачного. Блеск стеклянный до жирного на
изломе. Хрупкий. Сп. до ясной по {010}. Излом неровный. Тв.
3—3,5. Черта белая. Пл. 4,3.
Диагн. От других карбонатов отличается высокой пл. и
чечевицеобразной формой тройников.
Обр. Витерит встречается сравнительно редко и имеет гидро-
термальное происхождение, развиваясь как продукт изменения
барита.
Его обычными спутниками являются барит, галенит, кальцит (Сетлин-
стонскос м-пис, Нортумберленд, Сев. Англия)., Барит-витеритовые жилы с
редкой вкрапленностью галенита и сфалерита известны в Каракаралппском
р-не (Турки. ССР). В небольшом количестве витерит встречается в Змеино-
горском полиметаллическом м-нии на Алтае.
Знач. В случае значительных скоплений (Сев. Англия) раз-
рабатывается как сырье на барий и его соединения.
Семейство содовых минералов
Термонатрит Na2(H2O) [СО3]
Сода Na2(H2O)10[CO3]
Минералы, рассматриваемые в семействе содовых, отлича-
ются различными структурами и объединены в одно семейство
в основном по своему составу — все это различные карбонаты
натрия, возникающие часто в сходных условиях. Кроме назван-
ных, в их числе находятся еще трона Na3(H2O)2[СО3Н] [СО3]
и ряд двойных водных карбонатов Na и Са. Очень близок к ним
по составу и условиям образования бикарбонат натрия — нах-
колит.
Назв. Термонатрит — по составу и способу получения из
соды (по-гречески «натрон») путем се нагревания; сода —
слово арабского происхождения и связано с названием прпбреж-
586
Рис. 213. Опал-содовые сталактиты из подземных выработок апатитового
рудника горы Кукисвумчорр, Хибины. 4/5 нат. вел.
кого растения—«салсола сода», зола которого богата углекис-
лым натрием.
Хим. Близки к приведенным формулам.
Выд. Кристаллизуются в низших сингониях и редко выделя-
ются в форме кристаллов. Обычно это корки, налеты, зернистые
агрегаты. Реже плотные, жилоподобиые и волокнистые скопле-
ния, сталактиты (рис. 213). Цвет у них снежно-белый. Иногда
они бесцветны, прозрачны. Для всех них характерны стеклян-
ный блеск, хрупкость; из-за мелкозернистости сп. обычно не
наблюдается; излом неровный, тв. низкая (1 —1,5); легкая рас-
творимость в воде, специфический щелочной вкус. На воздухе
они нс устойчивы, быстро теряют воду (особенно сода) и рассы-
паются в белый порошок.
Обр. В больших количествах эти минералы выделяются при
усыхании содовых озер и находятся в тесной ассоциации с раз-
личными легкорастворимыми сульфатами, хлоридами, сульфа-
тохлоридамп (см. табл. 19).
587
Образование термонатрита, соды, троны или нахколита определяется ус-
ловиями кристаллизации и в первую очередь PCq, и температурой. Часто они
образуют смеси друг с другом, диагностируемые просто как сода. Но этой же
причине следует осторожно относиться к литературным данным, в которых под
названием сода может быть описан любой из перечисленных минералов. Со-
довые минералы подобного происхождения известны в оз. Сирлес у г. Трона
(Калифорния), где организовано крупное промышленное получение соды, в
отложениях формации Грин-Ривер, обна?кающихся на огромных площадях
штатов Вайоминг, Колорадо и Юта (США), в ряде озер Кулундинской степи,
Вост. Сибири (Доронинские озера), в пустынных областях Судана, Египта,
Монголии. Из озер Египта сода добывалась еще в глубокой древности, что
и послужило развитию стеклоделия в Египте. Содовые минералы известны в
некоторых почвах Африки, Ср. Азии и др.
Эти же минералы иногда отлагаются из горячих источников вулканиче-
ских областей (окрестности Неаполя, Везувия). Они известны в виде выцве-
тов в фумаролах и на поверхности лав Везувия.
Линзы гипогенного нахколита длиной до 1 м и мощностью до 20—30 см
обнаружены в некоторых кварц-золоторудиых жилах Якутии. Гипогенный тер-
монатрит установлен в щелочных породах Кольского п-ова. За счет выщела-
чивания термонатрита и разложения виллиомита NaF свежие отвалы вырабо-
ток иногда покрываются коркой (до 8 мм) содовых минералов. В условиях
повышенной влажности в горных выработках эти минералы, обводняясь, вспу-
чиваются. При выщелачивании их грунтовой водой сода отлагается совместно
с SiOs в виде содово-опаловых сталактитов в горных выработках апатито-
вого рудника горы Кукисвумчорр (см. рис. 213).
Находки содовых минералов в продуктах вулканизма (лавы Сев. Тан-
зании; выцветы у Везувия) среди магматических минералов (Кольский п-ов)
и в гидротермальных рудных жилах (Якутия) представляют собой особый
интерес для выяснения условий образования соответствующих парагенетнче-
ских ассоциаций, состава ювенильных минералообразующих растворов, их ще-
лочности, форм переноса отдельных компонентов; однако большей частью эти
Минералы ire сохраняются и легко выщелачиваются.
Знач. В свою пору основными источниками соды были содо-
вые озера. Из них в настоящее время наибольшее значение
имеют отложения оз. Сирлес (Калифорния, США). Затем соду,
требовавшуюся во все больших масштабах для стекольной и хи-
мической промышленности, стали получать из золы морских
водорослей, содержащей до 30 °/о Na2[CO3]. В настоящее время
соду в огромных количествах синтезируют.
ПОДКЛАСС 2. карбонаты
ХАЛЬКОФИЛЬНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
Из представителей рассматриваемого подкласса наиболее
.Широко распространены в природе карбонаты Си, Zn и РЬ; зна-
чительно реже и в небольших количествах встречаются карбо-
наты Cd, Bi.
Для халькофильных элементов в структурах карбонатов ха-
рактерно увеличение типичного для них координационного чис-
ла, продолжение тенденции, наметившейся уже в сульфатах, и
выполнение формальной роли обычного катиона — партнера по
-ионной связи с анионом. Так, КЧ у Zn изменяется с 4 (s/Д-гиб-
ридизация) до 6, у Си с 2 ($р-) или 4 (хр3-гибридпзация) до
4 + 2 =• 6; КЧ у РЬ обычно также равно 6, иногда выше. Это
588
в свою очередь приводит к геометрическому подобию структур
многих минералов обоих подклассов (например, пары: смитсо-
нит — кальцит, церуссит — арагонит).
В то же время карбонаты каждого из подклассов сущест-
венно различаются по условиям образования. Так, если для
первого из них были типичны гипогенные ассоциации, эвапориты
и реже зона окисления (для карбонатов UO|+), то для вторых'
характерно образование в виде вторичных минералов в зонах
окисления рудных м-ний.
Семейство смитсонита
Основными представителями этого семейства являются смит-
сонит и церуссит, которыми и приходится ограничиться.
Смитсонит Zn[COs]
Назв. В честь английского химика и минералога Дж. Смит-
сона (1765—1829), на средства которого создан Смитсоновский
институт в Вашингтоне.
Хим. В основном близок к формуле; сод. в виде небольших
примесей Fe, Си, Са, Mg, Со, Мп, Cd; известны смитсониты,
сод. до 7,65% MgO, 3,48% CuO, 3,36 % MnO, 2,70 % CdO,
10,25 %, CoO.
Структ. Изоструктурен
класса). Это находится в полном соответствии с тем, что у „ .
орб
значительно выше, чем у и, у Са (22,1), и близка к у
орбп+ " орб'
с кальцитом (см. описание предыдущего под-
У Zn (61,3)
п+ Mg (61,1).
Выд. Кристаллы смитсонита (см. рис. 207,6) редки и имеют,
как правило, искривленную, шероховатую поверхность. Обычны
скорлуповатые, почковидные, стекловатые выделения, зонально-
концентрические корки с радиально-лучистой структурой, грубо-
зернистые, плотные, землистые массы.
Св. Чистый смитсонит белый, бесцветный, примеси окраши-
вают его в желтоватый, светло-коричневый (Fe), зеленый, голу-
бой (Си), розовый (Со), ярко-желтый (Cd) цвет. Прозрачный
до полупрозрачного. Блеск стеклянный до жирного и перламу-
трового. Сп. по {1011} не вполне сов. Излом неровный до полу-
раковистого. Тв. 4,5—5. Черта белая. Пл. 4,4.
Диагн. Для диагностики особенно важны натечные почко-
видные формы выделения, высокая пл. и высокая тв., реакция
на СО2.
Обр. Смитсонит — типичный минерал зоны окисления рудных
м-ний, богатых сфалеритом. Он образуется метасоматическим
путем за счет жильного кальцита или вмещающих известняков.
Промышленные залежи подобного смитсонита известны на Ачисайском
м-ипи (КазССР), Дальнегорском (Приморье), в меньших количествах — в ряде
полиметаллических м-ний Забайкалья. Значительные массы смитсонита,
589
развившегося по известнякам, были обнаружены только через 30 лет после
начала эксплуатации крупнейшего свинцово-цинкового м-ния Ледвилл в Ко-
лорадо (США)—так метасоматический смитсонит, наследуя структуру ис-
ходного известняка, внешне похож на последний.
Знач. Важный компонент окисленных руд Zn, где встреча-
ется совместно с другими вторичными минералами — гемимор-
фитом, виллемитом'.
Церуссит РЬ[СО3]
Назв. От «церусса» — древнегреческого названия искусст-
венного карбоната свинца — свинцовых белил.
Хим. Близок к чистому карбонату свинца; известны неболь-
шие сод. СаО (0, п %), иногда SrO (до 3,2 %) н ZnO (до 4,5 %),
хотя возможность изоморфного вхождения последнего нс сов-
сем ясна.
Структ. Изоструктуреп с арагонитом (см. описание предыдущего под-
класса), что
полном соответствии с величиной у „ , у Рв
орб"+
находится в
(15,2), лежащей между у . у Sr (16,1) и Ва (11,6).
Выд. Известны отдельные пластинчатые по {010} кристаллы,
но более характерны звездчатые тройники * срастания и про-
растания (рис. 214), имеющие долотообразную форму с торца
и продольные ложбинки. Тройники иногда срастаются в обьем-
ныс полисинтетические решетчатые агрегаты (рис. 215); сплош-
ные массивные агрегаты разной зернистости, вкрапленность,
корки, реже натечные и землистые образования.
Св. Чистый церуссит бесцветный,, прозрачный или снежно-
белый, полупрозрачный. Иногда серый, дымчатый, темно-серый,
до черного (включения сульфидов, оксидов Мп, углистого ве-
щества), желто-бурый до бурого (от гидроксидов Fe), синий
до зеленого (включения минералов Сы). Блеск очень сильный
алмазный до стеклянного и жирного или перламутрового, иногда
полуметаллический (для темноокрашенного церуссита). Очень
хрупкий. Сп. до ясной по {010}. Тв. 3—3,5. Черта бесцветная до
белой. Пл. 6,6. Люминссцирует в ультрафиолетовых и рентге-
новских лучах желтым светом.
Диагн. Из диагностических признаков, кроме формы кри-
сталлов и тройников, первостепенное значение имеют высокая
пл. и алмазный блеск, характерный хрустящий звук при разла-
мывании, положительная реакция на СОг.
Обр. Церуссит — типичный минерал зоны окисления рудных
м-ний.
В случае ее формирования в условиях жаркого климата церуссит выде-
ляется в виде очень хороших кристаллов и их сростков (Брокен-Хилл, Австра-
лия; Миндоули, Конго; Маммот, Томбстон и Бисби в Аризоне, США), Крн-
* Отдельные индивиды тройников в свою очередь могут быть представ-
лены парными двонппкамц.
599
Рис. 214. Одиночный кристалл и звездчатый тройник прорастания церуссита.
сталлы и тройники прорастания до 10X5X4 см известны из Цумеба (Нами-
бия). В хороших кристаллах церуссит известен в зоне окисления ряда свин-
цовых м-иий Болгарии (Маданский р-н), реже в м-ниях СССР (Алтай, Нер-
чинский р-н в Читинской обл.). Обычно он находится в тесной ассоциации
с первичным галенитом, а из гипергенных минералов — с англезитом, мала-
хитом, азуритом, смитсонитом, вульфенитом, минералами гр. пироморфита.
Церуссит —один из наиболее устойчивых гипергенных мине-
ралов и развивается не только по галениту, но и по англезиту.
Изм. Известны псевдоморфозы по церусситу англезита,
малахита и даже кварца, галенита.
Знач. Крупные скопления церуссита представляют интерес
как источники свинца (Турлянское м-ние КазССР; Ag—РЬ
м-ния штата Айдахо, США); его присутствие в зоне окисления —
один из признаков в пользу содержания галенита в первичных
неокислснпых рудах.
Рис 215. Решетчатый полисинтетический тройник церуссита. Маджарово, НРБ.
У в. 4
591
Семейство малахита
Семейство малахита объединяет два наиболее распростра-
ненных гипергенных минеральных вида Си — малахит и азурит,
тесно связанных генетически.
Малахит Cu2(OH)2[CO3|
Назв. От греческого «малахе»— мальва, очевидно, из-за
травяно-зеленого цвета.
Хим. Обычно близок к приведенной формуле.
Структ. В структуре малахита катионы Си имеют сильно искаженную,
вытянуто-уплощенную октаэдрическую координацию и не полностью равно-
ценны, отличаясь через один своим ближайшим окружением из О2-- и ОН_-
ионов. Искаженные октаэдрические полиэдры соединяются попарно своими
ребрами и вместе с плоскими [СО3]2--треугольпнками образуют зигзагооб-
разные цепочки, вытянутые ± к b (рис. 216). Они в свою очередь соеди-
няются в очень неправильной формы слои _L к {001}.
Малахит кристаллизуется в мон. с. (Р2[/п).
Выд. Редко кристаллы коротко- или длиннопризматические
по {001} до игольчатых; радиально-лучистые сростки игольча-
тых кристаллов, сферокристаллы, натечные, почковидные агре-
гаты зоналыю-концентричсского строения* (рис. 217), сталак-
титы; иногда параллельношестоватые до' параллсльноволокни-
стых агрегаты, землистые массы, налеты, корки, примазки. Из-
редка встречались плотные малахитовые скопления массой в
.несколько тонн (Меднорудянск, Нижний Тагил, Гумешсвские
рудники в Свердловской обл.). Известны псевдоморфозы мала-
хита, из которых особенно хороши его псевдоморфозы по круп-
ным кристаллам азурита, из зоны окисления м-ния Цумсб
(Намибия).
Св. Цвет малахита ярко-зеленый, травяно-зеленый, темпо-
зеленый, черновато-зеленый — разный для отдельных зон в зо-
нально-концентрических агрегатах. Непрозрачный до полупро-
зрачного. Блеск у агрегатов шелковистый (плисовый малахит),
бархатистый, тусклый, у кристаллов — алмазный, переходящий
в стеклянный. Хрупкий. В достаточно крупных зернах сп. сов.
по {201}, {010} (вдоль цепочек), менее сов. по {001} (парал-
лельно слоям). Излом в плотных агрегатах полураковистый до
неровного. Тв. 3,5. Черта бледно-зеленая. Пл. 4,00 (вычислен-
ная) до 3,6 (в агрегатах).
Диагн. От арсенатов меди отличается положительной ре-
акцией на СО2. При нагревании малахит теряет воду и СО2 при
температуре около 590 К, переходя в черный тенорит — СиО.
Обр. Образованию малахита благоприятствует взаимодейст-
вие раствора сульфата меди, возникающего при окислении
* Отдельные зоны таких агрегатов могут быть сложены хризоколлой, азу-
ритом, элитом Cu5(OII)4[PO4]2 и другими вторичными минералами Си.
592
Рис. 216. Структура малахита в про-
екции на (001):
цепные треугольники [СОз]2“-радпкалы;
искаженные октаэдры Сп(ОН)оО4 спарены
и образуют гофрированные цепи ± к b и
слои ± к с
Рис. 217. Малахитовый сталактит
с четко выраженной почковидной
поверхностью натечного агрегата и
зоналыю-копцен грпческим строением,
проявляющимся в срезе (виден внут-
ренний канал). Меднорудянск, Сверд-
ловская обл. 4/5 пат. вел. ММ
сульфидов и карбоната кальция (жильный материал или вме-
щающие толщи, например, известняков): 2CliSO4 -ф- 2Са [СОз] +
-ф- 5112О -+ Сы2 (ОН) 2[СО3] + 2Са (Н2О) 2 [SО4] + СО2 (75).
Обычными минералами-спутниками малахита являются азу-
рит, хризоколла, тенорит, куприт, самородная медь, оксиды и
гидроксиды Fe, Мп, вторичные минералы Pb, Zn.
В некоторых случаях Си, главным образом в виде раствора CuSO4, мо-
жет выноситься из зоны окисления на значительные расстояния (например,
если вмещающие породы по карбонатные, а силикатные) и отлагаться в под-
ходящих условиях в виде малахита, например, в медистых песчаниках и слан-
цах (пермские отложения Приуралья, Джезказган, КазССР; р-п Мансфельда,
593
ГДР). Предположительно отложившимися из горячих источников считаются
малахит, хризоколла, атакамит Сиг(ОН)3С1, обнаруженные в полостях и в
виде цемента в конгломератах южной части Голанских высот (Сирия).
Знач. Плотный, зонально-концентрический натечный малахит
в виде достаточно крупных масс представляет большую цен-
ность как красивый поделочный камень. Изделия из уральского
малахита особенно прославили дореволюционную Россию. Ма-
лахитом отделаны некоторые монументальные сооружения —
колонны Исаакиевского собора, убранство Малахитового зала
Зимнего дворца в Ленинграде.
Скопления малахита в виде медной зелени совместно с халь-
козином, азуритом в медистых песчаниках, достигающие иногда
весьма крупных масштабов, представляют большую ценность
как руда па Си.
Будучи ярким, легко бросающимся в глаза, малахит — важ-
ный поисковый минерал, указывающий на участие в формирова-
нии зоны окисления первичных медных минералов.
Азурит СгЩОНЫСОзБ
Назв. От арабского «азул» — небо, лазурь, за синий цвет.
Хим. Близок к приведенной формуле.
Структ. В структуре азурита Си имеет четверную плоскоквадратную ко-
ординацию: 20 + 20Н, однако в Си (1) об? ОН_-иона находятся на одной
стороне, в Си (2) — на противоположных вершинах квадрата; недалеко от
Си (2) находится еще один — пятый анион кислорода (рис. 218). В структуре
азурита вдоль b можно выделить своеобразные неправильные цепочки из Си-
квадратов (рис. 218,11), связанные плоскими [СО3]2~-треугольниками, имею-
щими одинаковую ориентировку, параллельную {010}.
Азурит кристаллизуется в мон. с. (Р2[/с).
Выд. Кристаллы (рис. 219) таблитчатые по {100}, реже по
{102}; короткопризматическис по Ь, реже по с, иногда изометри-
ческие. Грани часто изогнуты и исштрихованы параллельно а
и Ь. Друзочки, щеточки мелких кристаллов, радиально-лучистые
выделения, конкреции, сплошные зернистые и землистые агре-
гаты (медная синь).
Св. Азурит имеет темно-синий до голубого (в землистых
массах) цвет. Блеск стеклянный, почти алмазный. Хрупкий. Сп.
сов. по {ОН}, ясная по {100}. Излом неровный до ступенчатого.
Тв. 3,5—4. Черта голубая. Пл. 3,8.
Диагн. От сходных по окраске линарита PbCu(OH)2 [SO J,
вивианита, лазурита отличается реакцией на СО2, раствори-
мостью в аммиаке, а от лазурита еще и меньшей тв.
Обр. Как и малахит, азурит возникает в щелочной обстановке
в присутствии карбонатов. По азуриту известны псевдоморфозы
594
Оси ос Q о © он
Рис. 218. Структура азурита:
I—в проекции вдоль осп д; II —в проекции
вдоль оси Ь. Связи ближайших соседей
атомов Си(1) (4 аниона, лежащие в одной
плоскости с ними) показаны сплошными
линиями, связи атомов Си(2) с пятым более
удаленным анионом — штриховой линией,
а связи в группах CO3 —точечными ли-
ниями. На (I) видны цепочки ||t>
Рис. 219. Кристаллы азурита
малахита (см.); иногда выделения с чередующимися зонами
малахита и азурита.
Взапмопереходы азурита и малахита можно представить уравнением:
2Си3(ОН)2[СОз]2 + Н2О ЗСи2(ОП)2[СО3] + СО2 (76). Таким образом, азу-
рит будет переходить в малахит при увеличении влажности. В более сухие
периоды при наличии достаточного количества углекислоты будет обратный
переход.
Азурит менее широко распространен, чем малахит, хотя и встречается в
большинстве случаев вместе с малахитом (см.). Крупными кристаллами азу-
рита (длиной до нескольких сантиметров) славились Цумеб (Намибия), Бро-
кен-Хилл (Австралия), Бисби (Аризона). Кристаллы (до 1 см и более) и кон-
креции азурита в барите известны в некоторых м-пиях Центр. Казахстана
(Кайр акты).
Знач. Азурит имеет главным образом поисковое значение
для оценки по зоне окисления первичного оруденения на Си.
Иногда является одним из компонентов окисленных медных руд.
Может использоваться также в качестве синей краски.
КЛАСС 6. НИТРАТЫ
Нитраты обладают высокой растворимостью и редко встре-
чаются в виде минералов. Всего обнаружено пока только 9 ми-
неральных видов этого класса. Из них лишь нитропатрит
Na[NO3] и нитрокалит К [NO3] известны в виде промышленных
скоплений, хотя чаще встречаются в виде выцветов, корок, на-
летов. Остальные минералы являются редкими в природе ни-
тратами NH + ,Mg, Са, Ва, Си, причем два из них относятся к
смешанным нитратам (дарапскит Na3(II2O) [SO4] [NO3] и ли-
казит Cu6(OH)7[NO3]2). Ниже рассматриваются лишь питро-
натрит и нитрокалпт, объединяемые в семейство селитры.
595
Семейство селитры
Ннтропатрит Na[NO3]
Ннтрокалит K[NO3]
Оба минерала имеют не только однотипные формулы, но
также много общего в свойствах и условиях образования. По-
этому их удобно описывать совместно.
Назв. По составу; синонимы: нитронатрпт — чилийская, а
нитрокалит — индийская селитра.
Хим. Состав близок к теоретическому.
Структ. Нитронатрпт (у , Na = 18.5Х пзоструктуреп с кальцитом, иит-
X орб 'г )
рокалит (у п+К = 7,3) — с арагонитом. Соответственно первый кристалли-
зуется в триг. с. (/?3с), второй — в ромб. с. (Рент).
Выд. Выцветы (на почвах), корки, реже плотные сплошные
массы (Сев. Чили), антодиты (пещерные города Крыма).
Св. Оба минерала бесцветные, прозрачные, чаще белые,
иногда желтоватые. Блеск стеклянный до шелковистого. Хруп-
кие. У нитронатрита сп. сов. ио {1011}, у нитрокалита — по
{ПО}. Излом ступенчатый до неровного. Тв. 1,5—2. Черта белая
до бесцветной. Пл. 2 (K[NO3]) —2,3 (Na[NO3]). Легко раство-
ряются в воде, холодят язык.
Обр. Нитраты образуются в природе в основном в резуль-
тате двух процессов: 1) биогенного, 2) окисления атмосферного
азота при грозовых разрядах и под действием солнечного света.
При биогенном процессе нитраты образуются как продукт жизнедеятель-
ности нитробактерий, развивающихся в почвах на органических остатках (ко-
личество образовавшихся таким путем нитратов в значительной мерс опреде-
ляет плодородие почв), по скопления нитратов наблюдаются только в обла-
стях с сухим, жарким климатом, благоприятным для развития нитробактерий
и сохраняющим нитраты от выщелачивания. В изобилии почвенные выцветы
(в основном нитрокалита) известны па богатых гумусом почвах Индии (но
р. Ганг); в значительно меньших масштабах—в Алжире (в районах старых
занесенных почвой селений), на юге Франции, в Италии, Венгрии, в Сродней
Азии. Обычны выделения нптрокалита на некоторых карбонатных почвах
(Франция, ВНР, Индия), в пещерах, где нптрокалит может возникнуть за
счет органических остатков (помет летучих мышей, птиц, более крупных жи-
вотных, их трупы), либо из растворов, просачивающихся в пещеры и выще-
лачивающих селитру, возникшую в почве (Индия, Шри Лапка; штаты Тен-
несси, Кентукки, Алабама, Огайо, США; Крым). Масштабы его образования
иногда значительны (в середине прошлого века из Индии вывозилось еже-
годно до 20—30 тыс. т нптрокалита: сбор же селитры в отдельных пещерах
о-ва Шри Лапка доходил до 10—20 т в год!).
Масштабы образования нитратов при грозовых разрядах оценить трудно,
так как в этом случае азотная кислота попадает в почву вместе с дождем п
нитраты выщелачиваются. Однако в условиях исключительной сухости воз-
духа и отсутствия дождей п растительности оксиды азота, возникающие в ат-
мосфере в результате электрических разрядов п под действием солнечных лу-
чей, могут привести к образованию крупных залежей селитры. Именно с эти-
ми факторами, действовавшими многие тысячелетия в пустынных областях
Сев. Чили, связывают образование крупнейших в мире залежей нитронатрита.
596
Он здесь прослеживается в виде пласта мощностью до 1,5 м на расстояние
140 км при ширине 16—80 км. Кроме нитронатрита, составляющего местами
до 75 % пласта, здесь же встречаются галит, тенардит, некоторые бораты,
перхлораты, йодаты. Оксиды азота из атмосферы осаждаются здесь густыми
туманами, характерными для этих районов, недостаточными, однако, для вы-
щелачивания селитры. С вулканизмом Анд связывают появление в этих тол-
щах боратов и минералов пода. Небольшие отложения селитры этого типа
известны в пустыне Мохаве (Калифорния), в некоторых местах Аризоны, а
также в Перу и ряде других мест Южной Америки.
Знач. Нитраты — сырье для приготовления пороха и удобре-
ний. В больших масштабах используется нитронатрпт, в мень-
ших масштабах — ннтрокалит из Индии, Шри Лапки. Нптрока-
лит издавна использовался арабами для приготовления пороха;
залежи его в пещерах юга США разрабатывались в период
войны 1812 г. Количество природной селитры, однако, недоста-
точно, и ее синтезируют во все возрастающих масштабах.
ТИП V. ГАЛОГЕННЫЕ СОЕДИНЕНИЯ
Галогены — F, С1, Вг и I * обладают наиболее высокими СХ
среди элементов каждого из периодов. Этим объясняется энер-
гичное взаимодействие элементарных галогенов с другими эле-
ментарными веществами. Химические свойства образующихся
таким путем бинарных галогенидов закономерно изменяются по
мерс уменьшения ДСХ от основных через амфотерные к кислот-
ным, что иллюстрируется следующими рядами**:
LiF BeF2 BF3
NaF MgF2 A/F3 SiF4 PF5 SF6
NaCl MgCl2 Z/CZ3 SiCl4 PC15 (SC16).
Некоторые галогениды с кислотными свойствами реагируют
с галогеноводородами, образуя галогенокислоты, в том числе и
сильные: BF3 + HF->H[BF4] (77), SiF4 + 2HF-> H2[SiF6] (78),
напоминая в этом отношении оксоангидриды, реагирующие с
Н2О с образованием оксокислот. При взаимодействии галогени-
дов с кислотными свойствами с галогенидами, обладающими
основными свойствами, образуются галогеиосоли: 2NaF ~F
4-SiF4->Na2[SiF6] (79), КС1 + A1C13->K[AICI4] (80). В зави-
симости от партнера по реакции катион амфотерного галоге-
нида может играть либо роль комилексообразоватсля (анионо-
образователя): 2RF + BeF2~> К2 [BeF4j (81), 3NaF-f-AlF3->
->Na3[AlF6] (82), либо катиона: BeF2-ф-SiF4-> Вс2 [SiF6] (83),
A1F3-F 3BF3-> Al [BF4] 3[BF4] з (84). Все это заставляет тип
* К галогенам относят также At, который из-за ничтожной роли в мине-
ралах ниже не рассматривается.
** Жирным шрифтом выделены соетинепия с основными свойствами, кур-
сивом — с амфотерными, а обычным шрифтом — с кислотными свойствами.
597
галогенных соединений делить на два подтипа: 1) галогениды и
2) галогеносоли *.
Из всех галогенов F занимает особое положение не только
самой высокой СХ, но также кайносимметричным характером
своих валентных 2р5-электронов; С1 и Вг являются, хотя и дале-
кими, но все же шрипк-аналогами, тогда как Вг и I — шелл-
аналогами. Все это приводит к особым свойствам соединений
фтора по сравнению с соединениями С1, Вг и I, выражающим-
ся, в частности, в более высокой их стойкости, низкой раство-
римости большинства из них в воде (хорошо растворимы лишь
фториды I «-элементов, а также AgF, HgF2, SnF2 и некоторые
другие), большей устойчивости фтороанпонных комплексов. Это
делает целесообразным выделение в каждом из подтипов но два
класса — среди подтипа галогенидов это классы: 1) фторидов;
2) хлоридов, бромидов и иодидов; среди подтипа галогсносолсй:
1) фторосоли; 2) хлоросоли.
В природе встречаются как собственно галогениды, к кото-
рым обычно относят также окси- и гидроксигалогениды, так и
многочисленные смешанные соли, содержащие наряду с галоге-
нид-ионами анионы других кислот — кремниевых, фосфорной,
серной и т. и. При этом к собственно фторидам относится всего
12 минеральных видов, к собственно хлоридам 68. В то же время
смешанные фториды насчитывают 47’ (силикато-, фосфато- и
карбонатофториды), а смешанные хлориды — 31 минеральный
вид (силикато-, фосфато-, арсенато-, ванадато-, хромато-, суль-
фате-, борато-, карбонате- и т. д. хлориды)**. Таким образом,
общее число представителей подтипа галогенидов составляет
175 минеральных видов.
Число природных галогеносолей составляет всего 34 мине-
ральных вида (26 фторосолей и 6 хлоросолей). Общее же число
представителей типа галогенных соединений, таким образом, до-
стигает почти 210 минеральных видов.
* Сравни подтипы: I) арсенидов, теллуридов, сульфидов и 2) халько-
солей в типе халькогенидов; 1) оксидов и гидроксидов и 2) оксосолей в тиле
кислородных соединений.
** Отнесение смешанных солей, содержащих галогепид-ион к галогенидам
представляется логичным при систематике смешанных солен с ориентацией
на анион наиболее сильной кислоты, или элемента с максимальной СХ (ти-
па F). Наибольшие сложности возникают здесь для некоторых смешанных
фторидов, в которых происходит замещение F па ОН~-ионы, как это наблю-
дается, например, у таких силпкатофторидов, как топаз Al2 fSiO.i] (F,OH)2,
клиногумит Mg9[SiO4]4(OH F)2, апофиллит (обнаружен гидроксилапофпл-
лпт); среди фосфатофторидов можно назвать минералы рода амблигонита,
включающего в виде крайних членов наряду с амблигонитом LiAl[PO4]F,
монтебразит LiAl [РО4] (ОН) и таворит LiFe3+[РО-] (ОН); пару триплит
Mn2[PO4]F — триплоидит Мп2[РО4]ОН; среди сульфатофторидов это пара ро-
стит A1[SO4]F-5II2O — джурбанпт Al[SO4] (ОН)-5П2О. Отнесение перечислен-
ных минеральных видов к смешанным фторидам производится поскольку:
1) F в большинстве их природных представителей преобладает; 2) генетически
эти минералы тесно связаны с другими фторидами (чаще всего с флюоритом)
и их образование обязано высокой активности F,
698
0 7i *Zr'Al 'мд Са TR Na' К Pb Cu Ag SiO^PO^SO^ В C03 ОН О H Нг0
Подтип I. Галогениды (n=175)
a
Рис. 220. Сопоставление роли различных видообразующих компонентов в гало-
генных соединениях.
а — в- подтип I. Галогениды: о—весь подтип, б — класс фторидов, в — класс хлоридов
г — подтип 11, Галогенос?ли
Следует отметить, что целесообразность выделения высших
таксонов в типе галогенных соединений по изложенным призна-
кам подкрепляется многими фактическими данными и, в част-
ности, специфическим составом представителей каждого из
таксонов (рис. 220). Так, если для подтипа галогенидов ве-
дущими являются Са, Na, РЬ, Си, Si (за счет многочис-
ленных смешанных спликатогалогснидов) (рис. 220, а), то
для подтипа галогеносолей это А1 (за счет комплексных в
основном фтороалюминатных анионов), Na, I\(!), Са, Mg; роль
же халькофильных катионов ничтожна (рис. 220, а). Весьма су-
щественны и различия в составе минералов класса фторидов и
класса хлоридов, бромидов, иодидов — для первых ведущую
роль играют Са, Na, существенную Al, Mg, TR, Ti, Zr, тогда как
роль халькофильных элементов в них ничтожна; для этих же
минералов важными компонентами являются [SiO.J4--, [СО3]2-
п [SO4] 2--иоиы (рис. 221,6); для вторых — РЬ, Си, Ag, тогда
как роль катионов с высокими СХ в них резко падает, то же
относится к смешанным солям с [SiO4]4~- и [СО3] ^-радика-
лами, тогда как существенную роль в них играют [SO4]2-- и
борат-ионы (боратофториды же нс обнаружены вообще), повы-
шается в них значение ОН_-ионов, кислых солей (Н) и кри-
сталлогидратов (рис. 220, в).
ПОДТИП I. ГАЛОГЕНИДЫ
КЛАСС I. ФТОРИДЫ
Хим. Из 59 минеральных видов, относящихся к классу фто-
ридов, 56 содержат катионы с низкими-срсдиими СХ и лишь три
являются фторидами халькофильных элементов (каттиерит
CaBiO[CO3]F, а также заварицкит BiOF и минерал без назва-
ния PbgOFg), встречающимися к тому же редко и в небольшом
количестве. Поэтому ниже рассматриваются лишь фториды с
катионами, имеющими низкис-средние СХ. Среди них преобла-
дают смешанные фториды (28 спликатофторидов, фосфатофто-
ридов, 1 сульфатофторид и 10 карбонатофторидов), тогда как на
долю собственно фторидов приходится всего 9 видов: селлаит
MgFi, флюорит СаГг, фраикдиксонит BaF2, флюоцерит
(Се, La)F3, твейтит Ca3YF9, гаго.ринит NaCa77?Fe, иейборпт
NaMgF3, виллиомит NaF и каробпит KF.
Ведущими видообразующими катионами фторидов являются
Са, Na, Y, Ln (два последних за счет спликатофторидов со сред-
ними \СХ и карбонатофторидов семейства паризита); заметна
роль Al, Ti, Zr (все три входят главным образом в состав сили-
катофторидов). Многие фториды являются основными солями,
в гом числе содержащими дополнительные О2--ионы (см.
рис. 220, б).
600
Структ. Структуры собственно фторидов с высокими ДСХ —
координационные от плотных типа рутила (селлаит AlgFs),
NaCi (виллиомит NaF), до каркасных типа перовскита (двой-
ной фторид нейборит .NaMgF6; при заметной ДСХ катионов).
В многочисленных смешанных фторидах оксорадикалы обычно
островные. Это касается даже силикатофторидов, подавляющая
часть которых является тетра-([SiO4] 4--радикалы) и трпсили-
катофторидами (радикалы [Si2O7]6~); лишь три сплпкатофто-
рпда из 28 (агреллит NaCa2 [Si4O|0] ^,CCF, апофиллит КСа4 X
X(H2O)8[Si4O10]c<-ccF и цеофиллит Са8(011)6[Si60.5] F4-4H2O)
являются моносиликатами, а один (лейфит Na2 [AIS15O12] F)—
нульалюмосиликатом. Из этого попятно, почему структур-
ные мотивы смешанных фторидов в большой мере определяются
мотивами из катионных полиэдров, особенно, если видообразую-
щие катионы имеют средние СХ (около половины силикатофто-
ридов, содержащих Ti, Zr, Nb, Та), а оксорадикалы нс спо-
собны к поликонденсации (оксорадикалы фосфато-, сульфато-,
карбонатофторидов).
Обр. Рассматривая условия образования фторидов, следует
обратить внимание на три важных фактора: 1) способность
F-иона замещать ОН~-иопы во многих эндогенных минералах,
прежде всего в амфиболах и слюдах; 2) высокую летучесть со-
единений фгора (особенно HF, BF3, A1F3, FcF3 и мн. др.); 3) низ-
кую растворимость в воде большинства фторидов.
Первый из перечисленных факторов объясняет рассеивание
F в эндогенных ассоциациях и прежде всего в многочисленных
силикатах, фосфатах типа апатита, (3)-боратах рода турмалина
и т. д. Высокая летучесть соединений F объясняет их концентра-
цию в остаточных продуктах магматической дифференциации,
летучих флюидах, гидротермальных растворах, продуктах вул-
канической деятельности *. Низкая растворимость фторидов
объясняет то, что они в подавляющем числе являются гипоген-
ными, в том числе вулканогенными, минералами. Так, они из-
вестны как акцессорные минералы в щелочных (силикатофто-
риды со средними ДСХ типа ринколита Na2Ca4CeTiO [Si2O7] F3,
ловенита NaCaMnZrO [Si2O7] F; флюорит, виллиомит NaF) и
кислых породах (топаз, флюорит) и их пегматитах. В больших
количествах они образуются в грейзенах (топаз, флюорит) и
связанных с ними гидротермальных жилах. С более низкотемпе-
ратурными жилами связаны карбонатофториды семейства пари-
зита, флюорит. В качестве акцессорных минералов (флюорит,
иногда минералы семейства паризита и др.) фториды известны
во многих карбонатитах. Для скарнов фториды менее обычны
(иногда в них отмечаются минералы семейства гумита), F в них
рассеивается в силикатах, а иногда в боратах (род флюоборита).
* Так, в 1919 г. только в долине Десяти Тысяч Дымов на Новой Зелан-
дии выделилось с парами воды 0,2 млн. т HF и 1,25 млн. т НС1.
601
С фумарольной деятельностью связано образование на-
летов галогсносолей, прежде всего фтороборатов (ферруЧИт
Na[BF4], авогадрит (К, Cs)[BF4], фторосиликатов (криптога-
лит (NH4)2[SiF6], гиератит I\2[SiF6] и др.). При высвобождении
F при выветривании он редко достигает морских бассейнов и
обычно связывается в флюорит. Лишь подводные вулканиче-
ские извержения приводят к значительному повышению концен-
трации F в морской воде и образованию вулканогенно-осадоч-
ных и хемогенных залежей в основном флюорита.
При метаморфизме фториды устойчивы лишь па нпзкпх-сред-
них ступенях (минералы семейства гумита, флюорит), а затем
вступают в реакцию с другими минералами, в результате чего
F рассеивается или переходит в флюиды, с которыми отгоняется
в более верхние горизонты земной коры.
Из всех представителей класса фторидов ниже рассматри-
ваются в качестве примеров лишь наиболее важные. Это при-
надлежащие к подклассу фторидов с высокими АСХ сплпкато-
фториды группы топаза, карбонатофториды семейства пари-
зита; из собственно фторидов описывается лишь флюорит.
„ I1
Группа топаза
Топаз AI2[SiO.i]F2
Назв. По о-ву Топазос в Красном море.
Хим. Основные колебания состава связаны с изоморфизмом
F ОН-(Н2О от 0,00 до 3,25 %; F от 20,7 до 15 %). В виде ИП,
общее количество которых в пересчете на оксиды не превышает
1 %, отмечаются Fe21’, Fe31", Сг, Mg, Ti, V, иногда до 0,12 % Ge.
В синтетических топазах наблюдался изоморфизм Al3 h
^SF+H-O2-.
Структ. топаза имеет в основе четырехслойную ПУ типа ABAC, в кото-
рой слои атомов О чередуются со смешанными слоями из F и О с соотноше-
нием F:O = 2:1. Иначе ее представляют как послойное (перпендикулярное
с) чередование ПКУ и ПГУ, в которых А1 с КЧ — 6 (40, входящих в вер-
шины 5Ю.;-тетраэдров, +2 F, каждый из которых является общим для двух
А1О4Р2-октаэдров) располагается послойно. Последнее обстоятельство и ослаб-
ление связи между условиями за счет замены части О2- на F- приводят к сов.
сп. по {001}. Пары АЮ.Тг-октаэдров, связанных друг с другом ребрами, со-
единяясь БЮгтетраэдрами, образуют цепочки, параллельные с, чем опреде-
ляется тенденция к вытянутости индивидов вдоль с.
Выд. Часто кристаллы ромб. с. (Pbnm) призматического до
короткопризматического габитуса. Кристаллы топаза из пегма-
титов обычно имеют грани {001}, которые могут доминировать
среди граней головки. Кристаллы из грейзенов и гидротермаль-
ных жил отличаются слабым развитием пинакоида пли полным
его отсутствием (рис. 221). На гранях призматического пояса
часто вертикальная штриховка. Кристаллы иногда с отчетливым
плотным ядром в центральной части и одной пли несколькими
602
зонами с периферии. Часто кристаллы
корродированы с поверхности — «об-
сосанные». Известны сплошные слив-
ные массы, пластинчатые агрегаты
(типа клевеландита), радиально-лучи-
стые (пикнит) и шсстоватыс выделе-
ния, сферолиты. Изредка порошкова-
тые землистые массы.
Установлены псевдоморфозы по по-
левому шпату.
Известны эндотакепческпе вростки
турмалина, эпитаксиальные срастания
топаза с гранатом, биксбиитом —
(Мп, Fe)2O3.
Св. Бесцветный, светло-голубой,
Рис. 221. Идеализированный
кристалл топаза грейзеново-
гидротермального типа
белый, желтоватый, желтовато-корич-
невый (примеси Fe2+; дефекты типа
F-центров), винно-желтый до розового
(примеси Fe2+ или Cr-f-V). Окраска
часто векториальная, зональная. Блеск стеклянный. Прозрачный
до непрозрачного. Хрупкий. Сп. сов. по {001}, неясная по {101}
и {011}. Излом ступенчатый до раковистого. Тв. 8. Черта белая.
Пл. 3,4—3,6.
Диагн. От кварца отличается формой кристаллов, сп., более,
высокой тв., большей пл. («тяжеловес» уральских горщиков),
от полевого шпата — по сп. и тв.
Обр. См. описание класса.
При нагревании на воздухе гидроксилсодержащий топаз теряет воду при
570 К, затем (при 1100—1120 К) выделяется F (в виде SiF4). При дальней-
шем нагревании (цо 1370—1520 К) топаз разлагается с образованием муллита
(по другим данным у-А12О3). Таким образом, в сухих условиях топаз неус-
тойчив выше 1370—1520 К. Однако под давлением 112О и SiF4 (до 2-102МПа)
его удалось синтезировать при 570—1240 К. Увеличение PHgO приводит к
гидролизу F-топаза: 2AI2[S1O4]F2 + Н2.0 Al2[SiO4] (ОП)2 + Л12О3 + SiF4
(85). Для сдвига этой реакции влево требуется увеличение PSip4, возра-
стающего но мере снижения температуры. Отношение F~:ОН~ в топазах
должно уменьшаться по море снижения температуры, что имеет место и па
самом деле при переходе от пегматитовых топазов к грейзеповым и гидро-
термальным. Большая роль SiF4 в процессах образования топаза объясняет
тесную его ассоциацию с кварцем (38), касситеритом (37). F-содержащими
слюдами (циннвальдит, лепидолит), флюоритом.
Псевдоморфозы топаза по полевому шпату известны в автометасоматпче-
ски измененных гранитах Приазовья, прекрасные псевдоморфозы по карлс-
бадским двойникам (до 5—6 см) — в кварцевых порфирах (с кристаллами
|3-кварца) Заубахталя (Фолтганд, ГДР). Фенокристаллы топаза обнаружены
в риолите (с бериллом, флюоритом, кальцитом) Томас Репндж (Юта, США).
В гранитных пегматитах топаз связан с пневматолито-метасоматической
стадией их развития. Особенно он характерен для пегматитов с бериллом,
совместно с которым выделяется в виде превосходных кристаллов в миароло-
вых пустотах (знаменитые топазы Мурзппского и Алабашского р-нов в Сверд-
ловской обл.; пегматитов Волыни, УССР, где были найдены кристаллы в 110
и 117 кг, правда, менее совершенные, чем на Урале; Борщевочпого кряжа,
603
Вост. Забайкалье). Реже топаз встречается в редкометально-амазонитовых
(Ильменские горы, Челябинская обл.) и литиевых пегматитах (МНР, 3Нм‘.
бабве, Уганда).
Температура образования топаза в пегматитах оценивается около 973 К
а давление — п-102 МПа.
Топазовые грейзены известны во многих р-нах Вост. Забайкалья, Хаба-
ровского и Приморского краев, Магаданской обл.; на м-нии Цинновец, ЧССР
(пикнит). На значительных площадях они развиты в р-нах Брауэр-Майн и
Бревик (Юж. Каролина, США).
Совместно с касситеритом, вольфрамитом, мусковитом, кварцем, иногда
флюоритом, арсенопиритом топаз встречается в гидротермальных жилах, за-
легающих в грейзенах (Ингодинское м-ние, Вост. Забайкалье; Цинновец
ЧССР и др.).
Топаз мелкокристаллический, иногда мелкосферолитовый и даже порошке-
ватый с кварцем, андалузитом, рутилом, диаспором, корундом, серицитом, зу-
пиитом [Si502o] [(C)A1i2(4)A1O4(F, OH)i8]Cl характерен для вторичных кварци-
тов, образовавшихся при высокой активности F (м-ния Кабаи и Левиха на
Урале; Невское м-ние в Магаданской обл.; силлиманпт-кианит-топазовые вто-
ричные кварциты Танзании).
С гидротермальными процессами связано образование розовых кристал-
лов топаза в гнездах сахаровидного кварца на р. Каменка (Челябинская обл.)
и, возможно, крупнейших в мире м-ний винно-желтого и розового топаза
Оуро-Прето и др. (Минас-Жерайс, Бразилия).
Изм. В гидротермальных условиях замещается мусковитом
(серицитом), парагонитом, каолинитом, монтмориллонитом и
другими минералами, образующими обычно тончайшую смесь
друг с другом. В поверхностных условиях.устойчив и накапли-
вается в россыпях (реки Санарка и Каменка в Челябин-
ской обл.; Волынь, УССР), иногда в огромных количествах (элю-
виальные и речные россыпи штата Минас-Жерайс, Бразилия).
Знач. Прозрачные и особенно окрашенные топазы использу-
ются в качестве драгоценных камней — голубые топазы Урала
(Мурзиика, Мокруша), розовый топаз с р. Каменки, топазы Во-
лыни; винно-желтые и малиново-красные топазы Бразилии (са-
мый крупный в 117 кг кристалл ювелирного качества из Брази-
лии находится в Венском музее) и розовые топазы Мадагаскара.
Семейство паризита
К семейству паризита относятся минералы двух полисомати-
ческих серий паризита: Са[СО3] (фатерит)—77?[CO3]F (при
TR = Се — бастнезит, TR — \—Y-бастнсзит) и кордилита:
Ва[СО3] — 77?[CO3]F. Всего обнаружено девять минеральных
видов первой серии и три второй.
Структуру минералов каждой из полисоматических серий
можно представить в виде чередующихся слоистых модулей со-
става 77?[CO3]F (рис. 222, а)—Ce[CO3]F (бастнезит) или
Y[CO3]F (Y-бастпезит), для которых установлен непрерывный
изоморфизм, с модулями состава М2+[СО3] (М2+= Са или Ва)
и структурой, близкой к бастнезитовой (полиморф Са[СО3] с
такой структурой отвечает фатериту). Различная последователь-
ность сочетания подобных модулей, располагающихся в струк-
604
рис. 222. Структуры (шариковые модели):
а__бастнезита; б — паризита; в — схема изменения
периста идентичности по оси с. Кружки: бе-
лы’е — Г, крапленые — Се, заштрихованные — Са;
треугольники —СОз-группы; наклонные линии на
двух последних схемах связывают Са(Ва)- слон,
вертикальные—CeF- слон
о----—о
растнез,ит
туре, _L к с (по {0001}), определяет параметр с минерала
(рис. 222, в) и детали его симметрии. При этом КЧ TR = КЧ
Са = 3F Д- 20 4- 60; [СОз] ^треугольники располагаются || с и
повернуты вокруг с в различной степени. Представители се-
мейства паризита имеют гекс. с. (ф. гр. у паризита — /?3, у баст-
незита — Р62с). Известны также политипы, которые при посто-
янном составе отличаются различным расположенном слоистых
модулей относительно друг друга.
Из всех минералов этого семейства ниже рассматриваются
Лишь наиболее распространенные бастнезит и паризит, описы-
ваемые из-за близости состава, структуры, свойств и генезиса,
совместно.
Бастнезит Cc[CO3]F
Паризит СаСе2[СОз]зР2
Назв. Бастнезит по месту находки — Бастнез (Швеция),
паризит в честь Дж. Дж. Париза — владельца рудника Мусо
(Колумбия), где был открыт минерал,
605
Хим. Основные вариации состава касаются отношения от-
дельных редкоземельных элементов, среди которых преобла-
дает церий, а также замещения F_^OH-; иногда отмечаются
ThO2 (до 1 %), SiO2, А120з, Fe2O3, Р2О5, появляющиеся в резуль-
тате механических примесей других минералов.
Структ. См. описание семейства.
Выд. Кристаллы обоих минералов редки — таблитчатые по
{0001}, более характерные для бастнезита или столбчатые, бо-
чонковидные, с преобладанием граней {1121}—у паразита.
Более характерны зернистые плотные, мелкокристаллические
агрегаты размером до 10—30 см, иногда почти монокристалли-
ческие. Известны землистые скопления (для гипергенных обра-
зований) и стяжения (в глинах).
Св. Бастнезит имеет восково-желтый до красно-коричневого
цвет и стеклянный до жирного и перламутрового (на плоскостях
отдельности) блеск. Паризит коричневато-желтый, коричневый,
иногда серовато-желтый, восково-желтый. Прозрачные до про-
свечивающих. Блеск стеклянный до жирного, на плоскостях
отдельности перламутровый. Хрупкие. Оба минерала имеют хо-
рошую отдельность ио {0001}—субслоистая структура! Излом
ступенчато-неровный, полураковистый до занозистого. Тв. 4—4,5.
Черта белая. Пл. 4,4 (паризит) — 5,1 (бастнезит).
Диагн. Способны растворяться в крепких, горячих кислотах.
Обр. См. описание класса.
Акцессорный бастнезит известен в карбонатитах Восточного Саяна, а гпд-
роксплбастнезит — в карбонатитах Кольского, п-ова, Вост. Якутии. Особен-
ностью бастнезита карбонатитов является повышенное сод. ThOa. В щелоч-
ных пегматитах эти минералы редки. Более обычны они для фепитов, где на-
ходятся в тесной ассоциации с альбитом, эгирином, натриевыми амфиболами,
титанитом, цирконом, ппрохлором и т. д. (Урал). Наиболее крупные их скоп-
ления имеют гидротермальное происхождение — жильные тела и неправиль-
ной формы метасоматиты с баритом, кальцитом, флюоритом (Маунтин Пасс,
Калифорния, США; европейская часть СССР; Сибирь; СРВ; кристаллы пари-
зита до 24 см обнаружены в карбонат-флюорит-кварцевой жиле Сноуборд,
Монтана, США). В качестве вторичных продуктов оба минерала совместно с
лейкоксеном, оксидами и гидроксидами различных элементов, гидрослюдами
в виде землистых масс развиваются по ортиту. Гипергеиный бастнезит был
установлен в виде белых землистых стяжений диаметром до нескольких сан-
тиметров в глинистой массе (галлуазит, ферригаллуазит) коры выветривания
Киевского щелочного массива (Енисейский кряж).
Изм. В поверхностных условиях образуются новые редкозе-
мельные минералы, в том числе бастнезит по паризиту.
Знач. Представляют большой промышленный интерес как
источник редких земель.
Группа флюорита
Флюорит СаБг
Назв. От латинского «флюэре» — течь, так как даст
легкоплавкие смеси со многими минералами, что издавна ис-
пользуется в металлургии, где он применяется в качестве
606
Рис. 223. Структура флюорита:
а — элементарная ячейка в шариковом изображении, в центре которой (с) выделена куби-
ческая пустота с 7г~-ионамн в вершинах куба; б — полиэдрическое изображение струк-
туры из CaFe-кубов
плавня (флюса). Отсюда его другое название — плавиковый
шпат.
Хим. Известен флюорит высокой степени чистоты, и во
многих случаях его состав на 99 % отвечает CaF2. Из примесей,
в том числе малых, в 70—90 % анализов отмечаются Sr, Мп,
Mg, Al; в 40—70 % — Y, TR, Fe, Сп, Si; в 10—40 % — Вс, Na, Ва,
Ag, РЬ. Из них в значительных количествах установлены Y (до
17 % Y2O3 в иттрофлюорите), Ln, главным образом Со (до 16 %
Ln2O3 в церфлюорите), Sr часто до 1, редко до 3%. Примеси
TR Ln связывают с гетеровалентным изоморфизмом типа Са2'ь—>-
TR3+ + F-.
Примеси в флюорите тнпохимичны. Так, флюориты, генетически связан-
ные с гранитами, отличаются малыми примесями Be, Pb, Sb, (0,0 п— 0,/г %)
небольшими примесями Sr, TR, Мп; в них Y > Се. Флюориты, связанные с
щелочными породами, отличаются значительно большими примесями Sr, TR,
Мп, по не содержат Be, Pb, Sb; в них Се > Y. Флюориты, связанные с доло-
митами, относительно чисты и отличаются наименьшими сод. Sr, Mg, Мп, Си,
не содержат или содержат в очень малых количествах Na, TR, Pb, Р. Типо-
морфпы и соотношения отдельных Ln.
Во многих флюоритах отмечаются обильные газово-жидкие и жидкие
включения, сод. растворы солей (с концентрацией до 12—50 %), летучих
(HQ, SiF4, HF, СО2), органических соединений, в некоторых случаях нефть,
битумы.
Структ. В структуре флюорита (рис 223) атомы Са имеют КЧ — 8, а КЧ
у р = 4. Это позволяет схематизировать се до ПКУ из катионов Са, все те-
траэдрические пустоты которой заняты F-ионамп, а октаэдрические пустоты
вакантны. Для этой структуры постоянным является число катионов, тогда
как количество F~-iiohob может увеличиваться, например в рядах твердых
растворов CaF2—YF3(LaF3); YF3 и LaF3 не изоструктурны с CaF2. Дополни-
тельные Р~-иопы при этом оказываются в тройном окружении катионов
гранях катионных октаэдров), вызывая возмущения в позициях соседних (в
F--HOHOB. Все это приводит к осложнению структуры, снижению ее симмет-
рии при упорядочении в распределении F'-iiohob. Псизоструктурпость CaF;>
и YF3 объясняет и существование минералов промежуточного состава, напри-
мер твейтита Ca3YFg.
С07
Рис. 224. Флюорит:
а — в —кристаллы, г — двойник прорастания
Флюорит имеет куб. с. (Fm3m).
Выд. Кристаллы кубического, реже октаэдрического габитуса
(рис. 224,а—в) с последовательностью смены простых форм* по
мерс снижения температуры: {111} -> {110} -> {100} {311}.
Обычны двойники прорастания с двойниковой плоскостью
{111} — флюоритовый закон (рис. 224,г). Грани часто искрив-
лены, имеют черепитчато-ступенчатую поверхность, кристаллы
округлые—«обсосанные». Известны друзы, массивные агрегаты
от крупнокристаллических до скрытокристаллических, порошко-
ватые, землистые массы — ратовкит. В- кристаллах и агрегатах
часто проявляется зональное строение (разные зоны имеют раз-
ную окраску). В сплошных агрегатах иногда шестоватый, ра-
диально-лучистый; типичны кокардовые текстуры, когда зо-
нально окрашенный флюорит нарастает на ядро из плотного
мелкозернистого флюорита или обломок вмещающей породы
(Калангуй, Читинская обл.).
Известны структуры распада, состоящие из церфлюорита п
флюоцерита — CeF3 и многочисленные эпитаксиальные сраста-
ния (с кварцем, пиритом, сидеритом, фенакитом). Установлены
псевдоморфозы флюорита по многим минералам (галениту, пи-
риту, бариту).
Св. Флюорит может быть от бесцветного, прозрачного до
фиолетового, черно-фиолетового непрозрачного, черного. Часто
он желтый и зеленый разных оттенков. Характерна зональная
и пятнистая окраска. Окраска чаще всего связана с дефектами
структуры, возникающими при гетеровалентном изоморфизме*
и активации центров окраски радиоактивным излучением. По-
этому наиболее темную окраску имеют нттро- и церфлюорит,
сод. U (0, п 1(П4 % и выше). Желтая, фиолетовая и черно-фио-
* Наиболее обычными центрами окраски являются: 1) атомы TR, окру-
женные F~, изолированные от других дефектов; 2) то же, но в одной из бли-
жайших октаэдрических пустот находится F-; 3) один из ионов F- заменен
па О2-: изоморфизм Са2++ F--> 7'Р'?+О2-; 4) один из F_-hohob отсут-
ствует; 5) нейтральные атомы Са, образующиеся в результате восстановления
за счет Y2k, захваченного при росте кристалла и переходящего позже в Y3*.
608
Рис. 225. Спайные выколки из крупнокристаллпче-
ского флюорита. Нат. вел.
летовая окраски могут быть связаны с примесью углеводородов,
рассеянных в флюорите, и частично обязаны появлению иных
центров окраски, активируемых также примесями U. При нагре-
вании до 470 К окраска флюорита (дефектная) часто исчезает.
Блеск стеклянный до жирного. Хрупкий. Сп. сов. по {111}, бла-
годаря чему из крупнокристаллических зерен легко образуются
октаэдрические или тригонально-пирамидальные спайные вы-
колки (рис. 225). Поверхность сп. часто волнистая, изогнутая.
Излом ступенчатый. Тв. 4. Черта бесцветная; у очень темных
разновидностей слегка окрашена. Пл. 3,2.
Большинство флюоритов люмипесцирует в ультрафиолетовом
свете. Флюорит иногда обладает пьезохроматизмом, т. с. изме-
няет окраску под давлением (зеленый и голубой флюорит при
давлении в 2 ГПа переходят в фиолетовый). Для него отмечена
также триболюминесценция (свечение при растирании в ступке,
сдавливании в тисках).
Диагн. От карбонатов отличается отсутствием реакции иа
СО2. В H2SO4 полностью разлагается с выделением IIF.
Обр. См. описание класса.
609
Флюорит в виде акцессорного минерала широко распространен в некото-
рых интрузивных и эффузивных породах (Кольский п-ов; Забайкалье; ЧССР-
некоторые туфы Италии). Он установлен в карбонатитах, гранитных пегмати-
тах и некоторых десилифицированиых пегматитах линии скрещения (Изум-
рудные копи на Урале). В интрузивных породах и пегматитах флюорит —
обычно один из поздних продуктов кристаллизации, хотя температура его об-
разования в пегматитах иногда выше 720—750 К.
Флюорит известен в качестве эксгаляциопного минерала в фумаролах
(Камчатка).
Большие скопления флюорита приурочены к грейзенам, где он находится
в тесной ассоциации с кварцем, бериллом, иногда турмалином, а также кас-
ситеритом, вольфрамитом, топазом (Забайкалье; Восточная Сибирь; Казахстан).
Известен флюорит и в некоторых контактово-метасоматических магнети-
товых м-ниях (Коидомское п Таштагольское в Горной Шорни).
Наиболее крупные выделения флюорита связаны с телетермальиыми (эпи-
термальными) жилами, которые иногда почти нацело состоят из флюорита
(Абагайтуй, Калангуй, Читинская обл.; Аурахмат и Такое в ТаджССР; Ба-
дамское м-ние в КазССР), а иногда флюорит в них ассоциирует с кварцем,
халцедоном, киноварью, антимонитом, реальгаром, аурипигментом (Хайдар-
кам, УзССР). Такое же происхождение имеют и некоторые м-ния оптического
флюорита (Куликолоп, ТаджССР).
Известей флюорит, отлагающийся в настоящее время из горячих источ-
ников в Уэгэн-У ил-Гоп (Колорадо, США) и в Пломбьсре (Вогезы, Франция).
В мепынпх количествах флюорит, главным образом в виде землистой свет-
ло-фиолетовой разновидности — ратовкита, встречается в осадочных породах,
преимущественно в доломитах, доломитизироваппых известняках, глинах (по-
чти до 40 % в каменноугольных породах окр. г. Голутвина, Московская обл.;
до 25—30 % в отдельных участках каменноугольных пород бассейна р. Сыл-
ва, Пермская обл.). Исследование газово-жидких' включений в некоторых из
ратовкитов (по р. Сылве) указывает на их образование при температуре
выше 420—460 К, а в отдельных случаях и 520 К. Это вместе с критериями
взаимоотношений ратовкита с вмещающими известняками свидетельствует о
его гипогенном происхождении — либо за счет гидротермальных растворов,
либо за счет F подводных вулканических извержений. С вулканогенным осад-
конакоплением связаны крупные залежи флюорита в соляных пластах Отоц-
валупдов (Намибия). Флюорит, обычно мелкорассеянный, установлен во мно-
гих других соляных залежах. В некоторых из них в результате собирательной
рекристаллизации образуются даже крупные монокристаллы оптического каче-
ства (гора Белая, Таймыр).
Флюорит с включениями, содержащими нефть, в^т’ый рассол, твердый
битум и газ, с температурой гомогенизации G40—660 К установлен в мезо-
зойских осадках хр. Кох и Маран (Зап. Пакистан).
Аутигенный флюорит в зернах менее 1 мкм в диаметре установлен (до
16 %) в озерных отложениях плиоцена, представленных цеолитсодсржащими
туфами, по р. Овайхи (Орегон, США).
В поверхностных условиях флюорит устойчив и может накапливаться в
корах выветривания в значительных количествах.
Изм. В гидротермальных условиях по флюориту могут обра-
зоваться псевдоморфозы карбонатов, пирита, марказита.
Знач. Используется как флюс в металлургии и как источник
соединений F.
КЛАСС 2. ХЛОРИДЫ (БРОМИДЫ И ИОДИДЫ)
Хим. К классу хлоридов относится 116 минеральных видов.
Из них на долю хлоридов первого подкласса (с высокими АСХ)
приходится 51, на долю второго подкласса (хлоридов халько-
фильных элементов) — 65 минеральных видов.
610
Ведущие катионы в хлоридах первого подкласса Са (25,5 %),
Na, Mg (по 23,5%), Fe^ (11,8%), Mn2+ (9,8%), К (13,7%)
Al (11,8%); среди них существенна роль основных солей (ОН-—
31,4%) и кристаллогидратов (27,4%); более половины этих
хлоридов (31 вид) — смешанные соли, среди которых особенно
заметна роль боратохлоридов (16 видов или 31,4 %; в основном
представители родов борацита и хильгардита). Меньшее значе-
ние играют сульфатохлориды (9 видов, 17,6%) и еще мень-
шую— силикато- и карбонатохлориды (по 3 вида). Таким обра-
зом, состав минералов подкласса хлоридов с высокими АСХ
весьма заметно отличается в своих основных чертах от состава
минералов подкласса фторидов с высокими АСХ.
Главными видообразующпми элементами хлоридов халько-
фильных элементов являются РЬ (55,4%), Си (38,5%), Ag
(13,8 %), Hg (7,7%); среди них много основных солей (ОН~—
36,9%; О2- — 26,1 %); роль кристаллогидратов нс столь велика
(13,8%) - Среди этих минералов —9% падает на долю йодидов
и 2 вида являются бромидами. Резко снижается среди них роль
смешанных солей; в то же время обращает иа себя внимание
появление фосфато- (1 вид), арсепато- (4 вида), ванадато-
(1 вид), хромато- (2 вида) и вольфрам атохлоридов (1 вид), сни-
жение роли сульфато- (4 вида) и особенно боратохлоридов
(всего 1 вид). Таким образом, химизм минералов каждого из
подклассов существенно различен.
Структ. Структуры хлоридов каждого из подклассов заметно
различаются друг от друга. Это объясняется тем, что для хло-
ридов с высокими АСХ химическая связь может рассматри-
ваться как ионная, тогда как для хлоридов халькофильных
элементов в большинстве случаев она отчетливо ковалентная.
Поэтому структуры бинарных собственно хлоридов первого под-
класса— координационные (галит, сильвин, нашатырь), тогда
как у хлоридов с иным отношением А4: С1 структуры более
сложные вплоть до молекулярных, слоистых (хлормагнезит
[MgCl2] “°°, молизит [FeCls] 0030); в кристаллогидратах же от-
четливо выступают полиэдры с гидратированными катионами
(хлоралюминит А1(Н2О)6С13, в котором С1 собран в треугольные
группы С1з). Смешанные хлориды этого подкласса по своим
структурным особенностям делятся на две группы. К первой
относятся минералы с мономерными (силикатохлорид рустумит
Л12(ОН)2 [SiO4] [Si2O7] Cl2) 8 сульфато- и т. п. хлоридов, карбо-
натохлорид нортрупит Na3Mg[CO3]2Cl), ко второй — с полимер-
ными радикалами (дельхайелит K3Na2Ca2[ (Al, Si)8O19] (F, Cl)2,
зуниит [Si5O20] [(6)A1i2<9A1O4(F, ОЫ)18]С1 и 15 боратохлоридов).
При этом структурные мотивы как тех, так и других во многих
случаях определяются мотивами из катионных полиэдров и
лишь иногда при далеко зашедшей поликонденсации анионных
радикалов — анионными мотивами (дельхайелит, род борацита
и др.).
6i 1
Структуры бинарных собственно хлоридов халькофильных
элементов координационные (хлораргирит AgCl со структурой
типа NaCI, нантокит CuCl со структурой типа сфалерита и др.).
В то же время среди них много минералов с молекулярными
часто достаточно сложными структурами (каломель {Hg2CI2}
диаболеит {РЬ2Сп(ОН)4С12}“°°, бисмоклит {В1ОС1}0000 и др.)’
Иное дело смешанные хлориды халькофильных элементов, среди
которых 15 содержат оксорадикалы, а два являются фтор идо-
хлоридами. Для структуры первых из них характерны остров-
ные [POJ- (12 видов) или [ГО3]-радикалы (3 вида); лишь один
вид (назонит Ca4Pb6-[Si2O7]3С12) характеризуется полимерным,
да и то островным радикалом. С этим связана определяющая
роль в мотивах подобных структур мотивов из катионных поли-
эдров (стержневые мотивы в структуре типа апатита у пиромор-
фита РЬ5[РО4]зС1, миметезита Pb5[AsO4]3Cl и Др.). Структура
фторохлорида матлокита — молекулярно-слоистая ({PbFCl}*00),
у бидоксита (AgPb2(F, ОН)2С13) она не исследована.
Обр. Рассматривая особенности генезиса хлоридов, следует
обратить внимание на: 1) ограниченные возможности замеще-
ния ОП_-ионов на О; 2) высокую растворимость большинства
галогенидов с высокими ДСХ и даже халькофильных элемен-
тов, низкую растворимость окси- и гидроксихлоридов послед-
них; 3) высокую летучесть многих хлоридов. Этим объясняется
повышение концентрации С1~-иона в поздних продуктах магма-
тической дифференциации — флюидах и особенно гидротермаль-
ных растворах, продуктах активного вулканизма. В эндоген-
ных ассоциациях С1_-ион обнаруживается лишь в составе фельд-
ШпатиДов и изредка в амфиболах (Cl-Гастингсит — Дашкесанит,
образование которого приурочено в основном к скарнам). В то
же время галогениды (особенно галит, сильвин) в огромной
массе рассеиваются в виде компонентов минералообразующих
включений, в которых NaCI, К.С1 и др. галогениды с высокими
ДСХ фиксируются не только в растворе, ио и иногда и в виде
мельчайших кристалликов на стенках включений, свидетельст-
вующих о большой роли хлоридов практически во всех процес-
сах минералообразования. В связи с этим особого внимания за-
служивает обнаружение выделений галита (до нескольких см в
поперечнике) в кимберлитовых трубках (общее сод. галита в
породах трубок «Мир» и «Удачная», ЯАССР оценивается в
1,5%) и обнаружение галнт-магнетитовых скарновых руд (на
нижних горизонтах Коршуновского М-пия, Иркутская обл., соД.
галита доходит до 20%), обычное присутствие разнообразных
хлоридов в вулканических возгонах, труднорастворимых силика-
тохлориДов (зуниит) во вторичных кварцитах. Еще большие
количества растворимых хлоридов концентрируются в поверх-
ностных водах, куда они попадают в результате вулканической
деятельности, из гидротермальных растворов, при выщелачива-
нии эндогенных ассоциаций. Из озерных и морских вод разного
612
состава галогениды могут выделяться иногда в громадных ко-
личествах, образуя эвапоритовые залежи галита, сильвина, кар-
наллита, бишофита, реже боратохлоридов (роды борацита, хиль-
гардита и др.), где хлориды в зависимости от состава исходных
вод могут быть в ассоциации с разнообразными карбонатами
п сульфатами (см. табл. 19).
Иное дело хлориды халькофильных элементов. Их образова-
ние связано с зонами окисления рудных м-ний, где появление
хлоридов объясняется, с одной стороны, достаточно высокой
концентрацией С1~-ионов (причины этого перечислены выше),
с другой — повышением активности халькофильных элементов,
вплоть до перехода многих из них в растворы, циркулирующие
в зоне окисления. Выделение хлоридов халькофильных элемен-
тов в виде минералов связано с низкой растворимостью боль-
шинства из этих соединений, особенно оксо- и гидроксохлоридов,
чем и объясняется столь большое разнообразие минеральных
видов, хотя большинство из этих минералов не образуют круп-
ных скоплений. Учитывая сказанное, ниже описываются лишь
некоторые из хлоридов первого подкласса — либо те, которые
образуют крупные залежи (галит, сильвин, карналлит), либо
имеющие особое минералогическое значение (нашатырь).
Систематика рассматриваемых ниже минералов класса хло-
ридов, все из которых принадлежат к подклассу хлоридов с вы-
сокими АСХ, сектору собственно хлоридов, положенная в основу
последовательности их описания выглядит следующим образом:
Отдел 1. Простые хлориды Отдел 2. Сложные хлориды
Ряд 1. Средние хлориды Ряд 3. Кристаллогидраты
Группа галита Группа карналлита
Группа нашатыря
Группа галита
Галит NaCI
Сильвин KCI
Назв. Галит от греческого названия соли — «алс»; сильвин
в честь французского химика Сильвие-ля-Баш.
Хим. Галит и сильвин при температуре выше 770 К образуют
непрерывный ряд твердых растворов, но при комнатной темпе-
ратуре они практически не изоморфны. Сод. иода в более позд-
нем хемогеином галите выше по сравнению с более ранним. Этот
признак иногда можно использовать в качестве поискового на
калийные соли, отложение которых происходит позже выделения
галита (наиболее богатого иодом). В виде малых примесей
устанавливаются В г, Rb, Cs, Li и многие другие элементы, сод.
которых типоморфно.
Структ. Оба минерала имеют координационную структуру (тип NaCI)
и куб. с. (Fm3m).
613
Выд. Плотные массы от мелко- до гигантозернпстых, шесто-
ватые, волокнистые агрегаты, в пещерах и горных выработках-—
сталактиты, сталагмиты, натеки, ежи и другие формы, землистые
налеты, выцветы. Кристаллы кубического, кубооктаэдрического,
редко октаэдрического габитуса, иногда крупные; кубические
кристаллы, часто вытянутые по одной из осей Л4 ДО столбчатых,
изогнутых (сильвин). Друзы, кристаллические наросты на ветви
растений, куски дерева, камни. У галита также скелетные кри-
сталлы с воронкообразными углублениями на гранях, вытяну-
тые конусовидные кристаллы, параллельные сростки. Наряду
с мономинеральными выделениями обычны срастания с дру-
гими минералами хемогенных осадков — гипсом, ангидритом,
карналлитом и т. д., имеющие часто зонально-ритмичные тек-
стуры.
Св. Чаще бесцветны, прозрачны или снежно-белого цвета
(особенно сильвин), сероватые, желтые, до темно-красных
(включения гематита), голубые,до синих (в результате радиоак-
тивного облучения К‘‘°, RbRO, бурые до черных (включения орга-
нических веществ), серые (включения глинистых частиц).
Окраска часто неравномерная, зональная, в том числе и вызван-
ная радиоактивностью (к пей более восприимчивы механически
напряженные участки, или с небольшими примесями Са и дру-
гими отличиями). Блеск стеклянный до шелковистого в волок-
нистых агрегатах и тусклого в минералах с большим количе-
ством механических примесей. Хрупкие. Сп. сов. по {100}, для
галита указывается также несов. сп. по {110}. Излом ступенча-
тый до ровного и занозистого в агрегатах. Тв. 2. Черта белая до
бесцветной. Пл. галита 2,2, сильвина, 2,0.
Галит и сильвин гигроскопичны, хотя галит на воздухе рас-
плывается лишь в том случае, если содержит примеси, особенно
солей Mg. Оба минерала хорошо растворимы в воле, при этом
сильвин, в отличие от соленого галита, имеет неприятный едко-
соленый вкус.
Обр. См. описание класса.
Основная масса этих минералов имеет хсмогенное происхождение. Для
галита известны громадные залежи как морского (Артемовское м-ние, Дон-
басс; Солввычегодское м-ние. Архангельская обл.; Пленное м-ние, Оренбург-
ская обл.), так и озериого происхождения (Эльтон в Волгоградской обл.;
Баскунчак в Астраханской обл.); крупные залежи площадью около 15 км2
известны в р-не оз Сирлес, Калифорния; тали г здесь либо образует мономп-
нсральные прослойки, либо ассоциирует с троной, бурой, доломитом, арагони-
том и другими более редкими карбонатами и смльфатами.
Сильвинсодержащие залежи значительно более редки и в основном свя-
заны с усыханием морских бассейнов (Припятский бассейн. БССР: Калуга,
УССР; Верхнекамский р-н в Пермской обл.; Страссфурт, ГДР); значительная
часть сильвина имеет вторичное происхождение, образуясь за счет разруше-
ния карналлита. Об озерном сильвине сведений меньше, хотя известно образо-
вание сильвина, происходящее в настоящее время в оз. Сирлес (Калифор-
ния, США) и Мертвом море.
Часто в значительно меньших количествах галит и сильвин встречаются
в виде вулканических эксгалаций в отложениях фумарол областей современ-
ен
него вулканизма (Камчатка, Италия), а также в виде налетов, выцветов на.
поверхности новейших лав.
Кроме того, мельчайшие кристаллики, особенно галита, являются обыч-
ными твердофазными составными частями включений в минералах.
Прожилки галита точно не установленного происхождения описаны на
одном из золоторудных м-ний Онтарио (Канада), где они секут диабазовый
силл. Галит установлен также в кимберлитах Якутии. В нем содержатся га-
зово-жидкие включения, свидетельствующие о гипогенном происхождении
(температура их гомогенизации 670 К). Галит составляет до 20 % и более
магнетитовых руд Коршуновского м-ния (Иркутская обл.), где он заполняет
центральные участки гнезд и прожилков, на стенках которых находятся кри-
сталлы кальцита, хлорита и др. гипогенных минералов. Температура полного
растворения галита во включениях в апатите на этом м-нии оказалась 690—
700 К. В нижнскембрийскпх метаморфизованных толщах Сибирской платфор-
мы на контакте их с долерптовыми интрузиями обнаружены метаморфические
породы, существенно состоящие из галита, местами переплавленного. В ассо-
циации с галитом находятся либо ангидрит и карбонаты, либо, в случае при-
сутствия в исходном галите глинистого материала, возникают галитовые по-
роды с ангидритом, карбонатами и амфиболом (гастингситом).
Оба минерала являются существенными составными частями многих почв
и в условиях жаркого, засушливого климата образуют выцветы (особенно га-
лит) солончаков.
Знач. Галит представляет важное сырье для пищевой и
химической промышленности; сильвин в основном идет на при*
готовление удобрений и различных соединений калия. Прозрач-
ные кристаллы галита и сильвина, обычно выращенные искус-
ственно из расплава, используются в современном оптическом
приборостроении, а легированные различными примесями —
в квантовой электронике.
Группа нашаплря.
Нашатырь \Н4С1
Назв. Связано с использованием нашатырного спирта для
медицинских целей и имеет арабское происхождение: нуша-
дир — вдыхать, нюха гь.
Хим. По химическому составу часто близок к формуле. Из
примесей наиболее обычны хлорид железа и механические при-
меси тесно генетически с ним связанных минералов — самород-
ной серы, сильвина, галита и др.
Структ. NICCl координационная (типа CsCl). В ней катион п анион
имеют КЧ = 8: хлор по вершинам куба, а комплексный катион \Ы4+ —в его
центре п наоборот.
Кристаллизуется в куб. с. (гипо.морфен: по морфологическим данным при-
надлежит к триоктаэдрическому классу 432, по рентгепоструктурным — к гск-
соктаэдрнчсскому РтЗт выше 303 К, к гексатстраэдрическому Р43.'.ч ниже
303 К).
Выд. Мелкие, главным образом удлиненные скелетные кри-
сталлики псевдотригональные или псевдотетрагональныс, и их
сростки (рис. 226), изометрические кристаллы тетрагоптриокта-
эдрического и ромбододекаэдричсского облика. Часто плотные,
615
Рис. 226. Дендритовые сростки скелетных кристаллов нашатыря. Возгоны
подземного пожара на Раватском угольном м-нии, ТаджССР. Наг. вел.
различной степени зернистости корки; налеты, выцветы, земли-
стые, порошковатые скопления.
Св. Цвет нашатыря белый, иногда он бесцветен, прозрачен.
Чаще желтоватый до желтого, красноватый, бурый (от примесей
хлоридов железа, серы), до дымчатого и черного (тонкораспы-
ленная органика). Блеск стеклянный; слабо пластичен. Сп. не-
сов. по {111}. Излом раковистый. Тв. 1—2. Черта белая. Пл. 1,5.
Легко растворяется в воде. Имеет неприятный вяжущий едко-
соленый вкус. Раствор дает реакцию с AgNOs па хлор-ион. При
нагревании со щелочами и сплавлении с содой выделяет ам-
миак. имеющий характерный запах.
Обр. Нашатырь — типичный минерал вулканических возго-
нов. Вместе с серой, гипсом, галитом, сильвином и другими
эксгаляционными минералами известен в отложениях фумарол,
в выцветах и налетах па свежих лавах (вулканы Ключевской
и Толбачек на Камчатке; Везувий и Этна в Италии).
Нашатырь в ассоциации с серой, квасцами, купоросами, ми-
нералами рода галатрихита (Fe, Mg)Al2[SO4]4-22H2O, реже
реальгаром, аурипигментом образуется при подземном горении
каменного угля (Рават, ТаджССР — пожар длится уже более
2000 лет и связывается с активной магматической деятельно-
стью; Дутвайлер, Саарская обл., ФРГ; Сент-Этьен, Франция;
Нью-Кастл и Норкумберленд, Великобритания).
В отложениях гуано нашатырь известен на островах Гуянь-
япе и Чинча в Перу, на о-ве Тарапака в Чили. Нашатырь яв-
ляется одним из характерных минералов почв и содержится во
616
МНОГИХ из них в небольшом количестве. Реже он образует вы-
цветы на почвах (Апшеронский п-ов, АзССР).
Знач. С древности нашатырь (совместно с квасцами) добы-
вался в областях развития длительных угольных пожаров, где
он кристаллизовался на стенках и потолке специально вырытых
пещер (Рават, ТаджССР). В огромных количествах NH4C1 про-
изводится химической промышленностью.
Группа карналлита
Карналлит KMg(H2O)6Cl3
Назв. В честь немецкого горного инженера Р. Карпалля
(1804—1874).
Хим.Часто содержит различные примеси, хотя, как правило,
в небольших количествах. Из них особо следует указать Na (до
2,6%), Вг (десятые %). Отмечено незначительное замещение
К на NH1, Rb, Cs, TI, a Mg на Fe, Ni, Ci>
Весьма характерны в карналлите мельчайшие включения
оксидов и гидроксидов железа (чешуйки гематита, иглы гетита,
гидрогётит, хлопьевидные выделения гидроксидов железа) и га-
зов (СО2, H2S, СН4, Н2, N2, Не). Последние приводят иногда
к растрескиванию карналлита после его извлечения.
Структ. субслоистая со слоями, перпендикулярными к оси с. В пей Mg
образует Мо(Н20)б-октаэдры, а К имеет КЧ — 6 и окружен шестью атомами
С1 (как в КС1).
Карналлит имеет ромб. с. (РЬап).
Выд. Дипирамидальные, толстотаблитчатые по {001}, псев-
догексагональные кристаллы редки. Более обычны зернистые
массы в смеси с галитом, волокнистые образования.
Св. Из-за примесей оксидов и гидроксидов железа имеет
розовый, красный и бурый цвет. Чистый карналлит прозрачный
и бесцветный или молочно-белый. Блеск в изломе жирный. Хру-
пок. Сп. нет. Излом раковистый. Тв. 2,5. Черта бесцветная, бе-
лая, красноватая. Пл. 1,6.
Сильно гигроскопичен и расплывается на воздухе, покрываясь сверху кор-
кой сильвина. Очень легко растворяется в воде и спирте. Вкус горький.
Растворение карналлита в воде происходит инкопгруэптно, с разложением:
хлорид магния переходит в раствор, а хлорид калия выделяется в виде кри-
сталликов сильвина. С этим же связано и образование корки сильвина по
карналлиту при поглощении влаги из окружающего воздуха. Разложение кар-
наллита природными водами приводит часто к образованию за счет него вто-
ричных бишофита и сильвина. Это же свойство карналлита является основой
его технологической переработки при разделении К и Mg
Диагн. Из диагностических признаков, кроме перечисленных,
следует отметить характерный скрип, издаваемый при сверлении
карналлита металлическим острием.
Обр. См. описание класса.
20 Зак. 591 617
Карналлит является типичным хемогенно-осадочным минералом. Крупные
его скопления известны в соляных залежах Верхнекамского р-па (Пермская
обл.), Калуша (УССР), Стасфурта (ГДР).
В настоящее время выделяется из рапы некоторых озер.
Знач. Важнейший источник К, Mg и Вг, калийных удобре-
ний.
ПОДТИП II. ГАЛОГЕНОСОЛИ
Хим. К галогеносолям, как уже отмечалось, относится
26 фторосолей и 8 хлоросолей. При этом на долю галогсносо-
лей с р-анионообразователями приходится 28 видов (все фторо-
соли и 2 хлоросоли); с d-анионообразователями оказывается
всего 6 хлоросолей (табл. 21). В качестве р-анионообразовате-
лей в галогеносолях выступают Be (сянхуалинит), А1 (15 видов,
в том числе криолит Na3[AlF6], известный в виде значительных
скоплений), В и Si. К хлоросолям с р-анионообразователям (А1)
условно относятся редкие кённенит и цирклерит, состав и струк-
тура которых до конца не выяснены. В качестве катионов в этих
минералах ведущую роль играют Na, Са, К и Sr; меньшее, но
заметное значение имеет NH4.
В качестве d-анионообразователей в хлоросолях выступают
Fe3+ (2 вида), Fe2+ (2 вида), Mn2+ (1 вид) и Cu2+ (1 вид), а
катионов — К (5 видов из 6), Na, NH? (по 1 виду).
Все эти особенности химизма галогеносолей резко выделяют
их среди остальных галогенных соединений (см. рис. 220).
Структ. Основной структурной единицей галогеносолей явля-
ются галогенорадикалы. Во фторосолях Be и В они тетраэдриче-
ские, у А1 и Si — октаэдрические, в хлоросолях Fe3+, Fe2+ и Мп2+
дают октаэдрические анионные группы, А1 и Fe2+ — тетраэдри-
ческие, а Си — квадратные Си[С14]2-. Отличительной чертой
октаэдрических галогенорадикалов является то, что в ряде ми-
нералов в них в качестве лигандов могут выступать ОН_-ионы
и молекулы Н2О (радикал A1F5(OH)3- в прославите,
A1F4(OH) (Н2О)]2- в тихопенковите, [FeCl5(H2O)]2~ в эритро-
сидерите и др.).
Радикалы в структурах галогеносолей могут быть либо оди-
ночными, либо полимерными. В случае одиночных радикалов
структуры галогеносолей часто можно представить как квази-
координационные, принимая галогенорадикал за крупный отри-
цательный анион. Так в структуре ферручита галогенорадикалы
чередуются с катионами по мотиву NaCI, в структуре авогадри-
та— по мотиву CsCl, криптогалита и гиератита — по антпфлю-
оритовому мотиву. Квазикоординационной является и структура
криолита, в которой [A1F6] 3'-ионы располагаются по объемно-
центрированному кубу, а катионы Na на половине расстояний
между ними (рис. 227, а) с КЧ у одной трети из них равным 6
и у двух третей — 12.
618
Таблица 21
Основы систематики галогеносолей
Минеральный вид
Формула
НАДКЛАСС 1. ГАЛОГЕНОСОЛИ С p-АНИОНООБРАЗОВАТЕЛЯМИ
КЛАСС 1. ФТОРОБЕРИЛЛАТЫ
Сектор силикатофторобериллаты
Сянхуалинит L 1гСаз£ S iО.]]зВезЕ2 (?)
КЛАСС 2. ФТОРОАЛЮМИНАТЫ
Сектор I. Сульфатофтороалюминаты
Чухровит I Ca3TR(OH) (H2O)U[SO4J AIF6]2
Кридит Ca3[SO4] AI2(OH)2F8] • 2H2O
Сектор 2. Карбонатофтороалюминаты
Стенонит Sr2[CO3] [A1F6]°° (?)
Сектор 3. Собственно фтороалюминаты
Отдел 1. Средние фтороалюминаты
Кольквириит LiCa [A1F6J
Криолит (12)Na<6)Na[AlF6]
Эльпасолит (12)M6)Na[AlF6]
Криолитионит ^Na^LiJAlFe]’
Усовиг Ba2CaMg[AlF6]2F
Веберит NaHMgFfAlFe]000000
Хиолит ^Na^NalAKFur00
Отдел 2. Гидроксилфтороалюминаты
Прозопит Ca A12F4(OH)4]
Са-ярлит NaSrCa2 [AI3F14(OH)2] (?)
Ярлит NaSr2 [A12(F, OH)u]
Отдел 3. Кристаллогидраты
Томсенолит NaCa[A!F6] • H2O
Пахнолит NaCa[AlF6] • H2O
Ральстонит Nav[MgA-A12-x(F, OH)6] • #H2O
Ярославовит Ca3[AlF5(OH)]2 • H2O
Геарксутит Ca[AlF4(OH) (H2O)J
Тнхоненковит Sr[AlF4(OH) (H2O)j
КЛАСС 3. ФТОРОБОРАТЫ
Ферручит Na[BF4]
Авогадрит (К, Cs)[BF4]
КЛАСС 4. ФТОРОСИЛИКАТЫ
Маллардит {Ka2[SiF6]}ooo°
Барарит Криптогалит {(NH4)2[SiFc]}000° (NH4)2[SiF6]
Гиератит Kz[SiF6J
20*
619
Продолжение табл. 21
Минеральный вид
Формула
Кененит
Цирклерпт
КЛАСС 5. ХЛОРОАЛЮМИНАТЫ
I Na4Mg9[Al4CI12(OH)2] (?)
9(Fe, Mg, Са)С12 • 2А12О3 • ЗН2О (?)
НАДКЛАСС 2. ГАЛОГЕНОСОЛИ С <ААНИОНООБРАЗОВАТЕЛЯМИ
Кремерзит
Эритросидерит
КЛАСС 1. ХЛОРОФЕРРИТЫ
(NH4)2[FeCl5(H2O)]
K2[FeCl5(H2O)]
КЛАСС 2. ХЛОРОФЕРРАТЫ (ХЛОРМАНГАНАТЫ И ХЛОРКУПРИТЫ)
Риннеит
Хлорманганокалит
Дугласит
Митчерлихит
NaK3[FeCl6]
К4[МпС16]
K2[FeCl4]-2H2O
K2[CuCl4] • 2Н2О (?)
* Формулу криолитионита часто пишут в виде Na3Al2(LiF4)3, подчеркивая геометри-
ческое сходство его структуры со структурой гранатов. Однако это противоречит фторо-
алюминатной природе криолитионита, отражающейся не только в его парагенезисе, но и
в том, что расстояния А1 — F у пего (0,1807 нм) значительно меньше, чем Li — F (0,1846 им),
с учетом чего его формулу следует писать в приведенном выше виде.
Полимерные островные гомоядерные радикалы [AI2F<J3~ из
двух спаренных по грани [A1F6] 3~-октаэдров установлены в
фосфатофтороалюминате беггилдите. Цепочки [A1F6] ^-окта-
эдров перовскитового типа можно допустить в структуре карбо-
натофтороалюмината стеноиита. Слои [A15F14]^'to- из [A1F6]3~-
октаэдров, одна треть которых связана с соседними четырьмя
вершинами, а две трети — только двумя, установлены в хиолите
(рис. 227,6). Последние из названных октаэдров повернуты при-
мерно на 45° относительно друг друга, образуя крупные пустоты;
в них находится Na, также в шестерном окружении из F-ионов.
Для смешанных галогеносолей, содержащих оксоанионы, ха-
рактерны лишь моиоядерные радикалы — тетраэдрические (сян-
хуалинит, беггилдит, кридит, чухровпт) или треугольные (сте-
нонит).
Обр. При рассмотрении условий образования галогеносолей
следует учитывать: 1) высокую летучесть галогенидов Be, В,
Al, Si, Fe, Мп, Си, участвующих в образовании галогеносолей,
а также и некоторых галогенидов; 2) достаточно жесткие тре-
бования к химизму минералообразующих систем.
С первым из перечисленных факторов связано увеличение
концентрации компонентов галогеносолей: 1) на поздних этапах
магматической дифференциации, приводящих к образованию
альбит-рибекитовых и щелочных гранитов, их пегматитов, раз-
ного рода метасоматитов по ним, в том числе фенитов, грейзе-
620
Рис. 227. Структуры некоторых фтороалюминатов:
а —криолита Na[AlFel; б— хиолита NaglAIsFi 4]00 00
нов; 2) при фумарольной деятельности. Ассоциация галогеносо-
лей в каждом из названных случаев будет различной. Так, для
первого из них обычно образование криолита и остальных фто-
роалюминатов (см. табл. 21), развивающихся часто в резуль-
тате гидротермального изменения криолита; в ассоциации с
ними находятся такие фториды, как флюорит, топаз. Для этой
же ассоциации характерны пирохлор, танталит, иногда в про-
мышленных концентрациях, иногда карбонатофториды семей-
ства паризита, вплоть до промышленно важных концентраций;
в других случаях — минералы рода гельвина и фенакит, обра-
зующие иногда также крупные скопления. Криолит может иметь
также гидротермальное происхождение (см. ниже м-ние Ивиг-
тут). Гидротермальное происхождение имеет и редкий сянхуа-
линит (циннвальдитовая жила с флюоритом, хризобериллом во
флюоритизированных карбонатных породах на контакте с бе-
риллиевыми гранитами).
В результате фумарольной деятельности образуются легко
растворимые фторобораты (ферручит, авогадрит), легко гидро-
лизующиеся фторосиликаты (маллардит, барерит, криптогалит,
гиератит), почти все известные галогеносоли с rf-анионообразо-
вателями (см. табл. 21), кроме дугласита, встречающегося в
виде включений в галите.
Лимитирующее влияние состава минералообразующей среды
выражается в необходимости для образования гипогенных фто-
роалюминатов (и т. п. минералов) ограничения концентрации
(активности) Са, так как иначе образуется флюорит. В то же
время эти системы должны содержать достаточно Si поскольку
снижение его содержания, характерное для щелочных расплавов,
621
вызывает связывание основной массы А1 в ранних пульалю-
ыосиликатах (полевых шпатах, нефелине), часть из которых
может к тому же содержать и галогены (особенно соединения —-
включения семейства фельдшпатпдов, содержащие С1). В этом
случае галогеносоли образуются в ничтожных количествах, усту-
пая место флюориту и даже виллиомиту (Хибинские и Ловозер-
ские тундры, Мурманская обл.). С этой точки зрения понятно
образование гипогенных галогеносолей па поздних этапах раз-
вития кислого магматизма и связанных с ним различных метасо-
матитов, на что обращалось внимание выше.
Меньшее число галогеносолей образуется в зоне окисления
(кридит, чухровит, ярославовит, геарксутит, тихоненковит) или
известно в виде находок минералогического значения в продук-
тах галогенеза (такие хлоросоли, как риннеит, дугласит, эри-
тросидерит и недостаточно исследованные кёненит и цирклерпт).
Из всех галогеносолей ниже рассматривается лишь криолит.
Группа криолита
Криолит Na3[AlF6]
Назв. от греческих «криос» — лед и «литое» — камень из-за
внешнего сходства со льдом.
Хим. Близок к теоретической формуле.
Структ. См. описание класса (см. рис. 227, а).
Криолит имеет мон. с. (Р2|/п)*.
Выд. Зернистые агрегаты, ксеноморфные зерна, иногда
фарфоровидные выделения (смеси с опалом), кристаллы псевдо-
тетрагонального и псевдокубического облика, реже уплощенные
по {001}. Зернистый криолит всегда полисинтетически сдвойни-
кован (известно не менее 14 законов двойникования), скорее
всего вследствие образования параморфоз по высокотемператур-
ной ^-модификации куб. с.
Св. Бесцветный, водяно-прозрачный (отсюда название и
синоним «ледяной камень»), иногда сероватый, желто-серый,
грязно-бурый до почти черного с синеватым оттенком, редко
ярко-розовый или бледно-зеленоватый. Темная окраска имеет
часто радиационную природу. Красно-фиолетовый цвет может
приобретать при ударе молотком и при взрыве. Блеск от стек-
лянного (прозрачный криолит) до жирного (темный криолит).
Иногда имеет голубоватую иризацшо, вызываемую тонким поли-
синтетическим двойникованием. Хрупкий. Сп. нет. Отдельность
(как результат полисинтетического двойникования) до сов. по
{001} и отчетливая по {ПО}, редко слабая по {011} и {101}. По
* При 838 К криолит переходит в p-Na3[AIF6] куб. с., который при 1154 К
переходит в y-Na3[AlF6], гекс, с.; при 1284 ± 2 К происходит плавление, оче-
видно, с разложением [AIF6]3~ на [A1F4] ~ и 2F-, обеспечивающими высокую
электропроводность расплава.
622
другим направлениям излом неровный. Тв. 2,5. Черта белая до
желтоватой у темных разновидностей. Пл. 2,967.
Диагн. Флюорит отличается от криолита сов. сп. и тв.,
барит — сов. сп. и пл., кальцит — сов. сп. и реакцией на СО2.
Криолит легко растворяется в водном растворе А1С1з, в подкис-
ленном водном растворе В(ОН)3.
Обр. См. описание подтипа.
Акцессорный минерал ряда альбито-рибекитовых гранитов и их пегмати-
тов с пирохлором, танталитом (Эрзппский р-н, Тувинской АССР; плато Джос,
Нигерия —сод. криолита доходит до 3—4 %, топаза 3,9 %, пирохлора 1 %;
Сент-Питерс Дом, Колорадо, США), апогранитов и генетически тесно связан-
ных с ними грейзенов, иногда с фенакитом, гельвином (Украина), щелочных
гранитов и, как правило, развивающихся по ним метасоматитов (Сущаио-
Пержаиская тектоническая зона в краевой сев.-зап. части Украинского кри-
сталлического щита). Криолит в этих месторождениях обычно ассоциирует
с другими фтороалюминатами, развивающимися за счет криолита, — прозо-
питом, веберитом, эльпасолитом, томсенолитом, пахнолитом, ральстонитом,
геарксутитом; в этих же породах обычно отмечается то или иное количество
флюорита, часто — топаз.
Гнезда криолита до 1 м в поперечнике с различными фтороалюмипатами,
замещающими криолит, встречаются в амазонитовых пегматитах (Ильменские
горы). Криолит и эльпасолит установлены в виде кристаллов-узников включе-
ний в топазе пегматитов Волыни (УССР).
Мировой известностью пользуется м-ние Ивигтут (Юго-Зап. Гренландия),
где обнаружен криолит (70—80 %)-сидеритовый (15—20 %) шток длиной
115 м, шириной 30 м, расширяющийся па глубину, сод. кварц (1—2 %), гале-
нит, сфалерит и другие сульфиды (1—2 %). Отдельные участки обогащены
парагонитом, мусковитом, фарфоровидным микросферолитовым топазом, флю-
оритом. В качестве вторичных минералов по криолиту здесь установлены хио-
лит, веберит, стенонит, ярлит, томсенолит, пахнолит, ральстопит.
Криолит совместно с пахнолитом и давсонитом обнаружен в битуминоз-
ных доломитовых сланцах озерной формации Грин Ривер, Колорадо (США).
Изм. Из-за высокой растворимости (0,042% при 298 К,
0,079 %—323 К) криолит в поверхностных выходах легко вы-
щелачивается, замещается геарксутитом, гипергепными мине-
ралами семейства кремнезема. В гидротермальных условиях
криолит замещается различными вторичными фтороалюмина-
тами (см. Обр.).
Знач. Электролит в производстве А1; используется также в
металлургии (дегазация А1; флюс при сварке; специальное
стальное литье), керамической промышленности (производстве
молочного стекла, эмалей), в качестве абразива, катализатора,
наполнителя. Природный криолит из-за редкости м-ний исполь-
зуется ограниченно (до 1922 г. добыто 500 тыс. т гренландского
криолита); большие его количества получают синтетически.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
I. Бакакин В. В., Юданова Т. С. Кристаллическая структура силикатов.
Формульный и библиографический указатель (1969—1978. Новосибирск, «Нау-
ка», Сиб. отд., 1981.
2. Белов II. В. Очерки по структурной минералогии. М., «Недра»,
1976
3. Белов Н. В., Годовиков А. А., Бакакин В. В. Очерки по теоретической
минералогии. М., «Наука», 1982.
4. Белова Л. Н. Зоны окисления гидротермальных месторождений урана.
М., «Недра», 1975.
5. Боришанская С. С., Виноградова Р. А., Крутов Г. А. Минералы ни-
келя в кобальта. М., Изд-во Моск, ун-та, 1981.
6. Брэк Л- Цеолитовые молекулярные сита. М., «Мир», 1976.
7. Воронков А. А., Шумяцкая Н. Г., Пятенко Ю. А. Кристаллохимия ми-
нералов циркония и их искусственных аналогов. М., «Наука», 1978.
8. Гинзбург /1. И., Кузьмин В. И., Сидоренко Г. А. Минералогические ис-
следования в практике геологоразведочных работ. М., «Недра», 1981.
9. Годовиков А. А. Химические основы систематики минералов. М., «Не-
дра», 1979.
10. Годовиков А. А. Периодическая система Д. И. Менделеева и силовые
характеристики элементов. Новосибирск, «Наука», Сиб. отд., 1981.
И. Горжевская С. А., Сидоренко Г. А., Гинзбург А. И. Титаиотаптало-
ниобаты. М., «Недра», 1974.
12. Дир У. А., Хауи Р. А., Зусман Д. Ж. Породообразующие минералы.
М, «Мир». Т. I, II, 1965; т. Ill—V, 1966.
13. Дриц В. А. Структурное исследование минералов методами микроди-
фракции и электронной микроскопии высокого разрешения. М., «Наука», 1981.
14. Дэна Дж., Дэна Э. С., Фрондель К. Система минералогии. Минералы
кремнезема. М., «Мир», 1966.
15. Зубков Л. Б., Галецкий Л. С., Металиди С. В. Минералы гельвиновой
группы и их месторождения. Киев, «Наукова думка», 1976.
16. Костов И. /Минералогия. М., «Мир», 1971.
17. Кристаллохимия магниевых и марганцевых боратов/Н. В. Волов,
О. В. Якубович, Ю. К. Егоров-Тисменко, М. А. Симонов. — Минер, журнал,
1981, № 6, с. 38—56.
18. Лазаренко Е. К-, Вынар О. Н. Минералогический словарь. Украипско-
русско-англпйский. Киев, «Наукова думка», 1975.
19. Литвин А. Л. Кристаллохимия и структурный тииоморфизм амфибо-
лов. Киев, «Наукова думка», 1977.
20. Митчелл Р. С. Названия минералов. М., «Мир», 1982.
21. Основные проблемы еоленакопления. Под ред. А. Л. Яншина,
М. А. Жаркова. Новосибирск, «Наука», Сиб. отд., 1981.
624
22. Природные цеолиты. Под ред. А. Г. Коссовской. М., «Наука», 1980.
23. Проблемы кристаллохимии силикатов/Н. В. Белов, Д. Ю. Пущаров-
ский, Е. А. Победимская, 10. А. Малиновский, Т. Н. Надеждина. ВИНИТИ
АН СССР, Итоги науки и техники.— Кристаллохимия, т. 14. М., 1980.
24. Проблемы эволюции геологических процессов. Под ред. К- В. Боголе-
пова, М. А. Жаркова. Новосибирск, «Наука», Сиб. отд., 1981.
25. Пятенко Ю. А., Воронков А. А., Пудовкина 3. В. Минералогическая
кристаллохимия титана. М., «Наука», 1976.
26. Рождественская И. В., Семенова Т. Ф., Франк-Каменецкий В. А. Но-
вые данные о структуре слюд.—Минер, журнал, 1979, т. 1, № 2, с. 41—59.
27. Рудные месторождения СССР. Под ред. В. И. Смирнова. Т. 1—3. М„
«Недра», 1978.
28. Сидоренко Г. А. Кристаллохимия минералов урана. М., Атомиздат,
1978.
29. Силинъ Э. Я., Шварц Е. М., Озолиньш Г. В. Классификация и крп-
сталлохимическая роль молекулярной воды в боратах. — Ж. структ. химии,
1981, т. 22, № 3, с. 131—149.
30. Система мипералогии/Дж. Д. Дэна, Э. С. Дэна, II. Пэлач, Г. Берман,
К. Фрондель. М., Изд-во иностр, лит. Т. 1/1, 1950; т. 1/2, 1951; т. II/1, 1953;
т. II/2, 1954.
31. Фрондел Док. Минералогия Луны. М., «Мир», 1978.
32. Химия цеолитов и катализ па цеолитах. Ред. Дж. Рабо. М„ «Мир»,
1980, т. 1.
33. Юрк Ю. Ю., Гуров Е. П., Гурова Е. П. Особенности минералогии
фтора Украинского кристаллического щита. Киев, «Наукова думка», 1973.
34. Bailey S. W. Summary of recommendations of AIPEA nomenclature
ccmmitee. — Clay Science, 1979, v. 5, pp. 209—220.
35. Cameron Л1., Papike I. J. Structural and chemical variations in pyroxe-
nes.— Amer. Miner., 1981, v. 66, N 1—2, pp. 1—50.
36. Klockmanns Lehrbuch der zMineralogie. 16. Auflage, uberarbeitet und er-
weitert von P. Ramdohr und II. Strunz. Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart, 1978.
37. Kostov I. Crystal chemistry and classification of the silicate minerals.
Bulgarian Academy of Sciences. Geochemistry, Mineralogy and Petrology. 1. So-
fia, 1975, pp. 5—41.
38. Lake В. E. Nomenclature of amphiboles. — Amer. Miner., 1978, v. 63,
№ 11 — 12, pp. 1023—1052.
39. A manual of new mineral names 1892—1978. Edit. P. G. Embrey,
J. P. Fuller. British Museum (Natural History). Oxford Univ. Press, 1980.
40. Povarennykh A. S. Crystal chemical classification of minerals. Plenum
Press, New-York — London, vol. 1, 2, 1972.
41. Ramdohr P. Die Erzmineralien und ihre Verwachsungen. Akademie-Ver-
lag, Berlin, 1975.
42. Roberts W. L., Rapp G. R., Jr., Weber J. Encyclopedia of Minerals.
Van Nostrand Reinhold Co., N. Y., Cincinnati, Toronto, L., Melburne, 1974.
43. Roslet H. J. Lehrbuch dor mineralogie. VEB Dcutscher Verlag fiir
Grundstoffindustrie. Leipzig, 1979.
44. Serpentine Mineralogy, petrology and paragenesis. Ed. F. J. Wicks.
«Canad. Miner.», 1979, v. 17, Pt. 4, pp. 673—888.
625
45. Siranz H. Mineralogische Tabellcn. Akademische Verlagsgesellschaft
Geest. Portug. K -G. Leipzig, 1978.
46. Thompson J. B., Ir. Biopyriboles and polysomatic series. — Amer. Miner.
1978, v. 63, № 3—4, pp. 239—249.
47. Veblen D. R., Btiseck P. R. Chain-width order and disorder in biopyribo-
les.— Amer. .Miner., 1979, v. 64, № 7—8, pp. 687—700.
48. Veblen D. R., Buseck P. R. Hydrous pyriboles and sheet silicates in
puroxenes and uralites: intergrowth microstructures and reaction mechanisms.—
Amer. Miner., 1981, v. 66, № 11 —12, pp. 1107—1134.
49. Wells A. F. Structural inorganic chemistry. Clarendon Press, Oxford,
1975.
50; Wyckoff R. IF. G. Crystal structures. Interscience Publ., N. ¥., London,
Sydney, Toronto. V. 1, 1963; v. 2, 1964; v. 3, 1965; v. 4, 1968.
МИНЕРАЛОГО-КРИСТАЛЛОХИМИЧЕСКАЯ СИСТЕМАТИКА ЭЛЕМЕНТОВ
ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ
А
Аваруит 18, 20
Авгит 313, 314, 319—320
Авогадрит 619
Агальматолит 356
Агат 238
Агреллит 601
Адамин 503
Аделит CaMgfOH] [AsO4]
Адуляр 400, 410
Азопроит 562
Азурит 594—595
Айкинит 134
Акантит 99—101
Аквамарин 459
Акмит 323
Аксинит 539
Актинолит 342—343
Алабандин MnS
Аламозит 256, 261
Алебастр 523
Дллаиит 48
Алларгентум 27
Аллемонтит 38
Алдоклазит 69
Аллофан 365
Алмаз 43, 42, 44—50
Алтаит 78—79
Алунит 506, 529—531
Альбит 400, 403—409
Альбит 466
Альмандин 288—294
Альстонит 567
Алюминий 16
Амазонит 402, 411
Амальгама Au2Hg3
Амблигонит 598
Амегииит 534
Амезит 359—362
Аметист 235
Амицит 431
Аммониоборит 540
Амозит 341
Амфиболы 331—348
Анальцим 397, 431, 444—445
Аиандит 371
Анатаз 180
Ангидрит 506, 513—515
Англезит 507, 504
Андалузит 296, 297, 299
Андезит 403—409
Андорит AgPbSbsSe
Андрадит 288—294
Анплит 103
Анимнкит 27
Анкерит 582—583
Аннабергит 496—497
Аннит 370
Аноксит 366
Анортит 400, 403—409, 440
Анортоклаз 400
Антигорит 351, 363
Антимонит 58, 123—125
Антипертиты 401
Антлерит 507
Антофиллит 334, 338, 341
Апатит 489—494
Апофиллит 601
Арагониг 567—571, 583—585
Аргентит 99—101
Арканит 504, 506
Армстронгит CaZr (Si6Of5) 2,5 Н;>О
Арсенолит 147, 150
Арсеиопалладинит Pd3As
Арсенопирит 57, 69—70
Арфведсонит 337, 343—344
АрШиновит 466
Астраханит 506, 510, 512
Астрофиллит 473, 474—475
Атакамит Си2(ОН)зС1
Атенеит 21
628
Аурипигмент 121—123
Аурокуприд 30
Афганит 423
Ахроит 559
Ахтарандиты 305
Дшарит-ссайбслиит
Аштонит 453
Б
Бавенит
Са4[(ОН)2Ве2А12(Si3Oю) (SitiOi6)]"'
Бадделеит ZrO2
Базалюминит А1.ДОН) 1о[В04] ЛЬ
Байерит 157
Баллас 45
Банальсит 412
Бандилит Си2[В(ОН)4]С1
Баотит 254
Барарит 619
Барилит 455
Барит 506, 511—520
Баритокальцит 567
Бакревикит 346
Баррерит 433
Барруазит 336
Бассанит 512
Бастит 363, 364
Бастнезит 604—606
Батисит 256, 261
Бацирит 254
Баццит 459
Баумгауерит 134
Бафертиспт
Ва (Fc, *Mn) 2Ti (О, ОН) 2 [S ijD J
Беарсит 486
Бсггилдит 620
Бедантит 504
Бейделлит 371, 388—394
Беллинджерит ЗСи [Ю3] 2 • 2Н2О
Беломорит 403, 407
Бенитоит 254, 261
Бенстонит 567
Берилл 459—462
Бериллонит 485
Берлинит 484
Бертрандит 455, 457
Бертьернн 361
Бертьерит 134
Бетафит 206
Бетехтинит Pb2(CuiFc)2iSis
Бехиерит 539, 541
Еёмит 148, 156—157
Бёркспт 510
Бёрпессит 191
Биберит 506
Бндоксит 612
Бикитаит 431
Биксбиит 15
Биндгеймит Pbi-2Sbi-2
Биотит 370, 380—382
Бпринтучит 540
Бирюза 503
Бисмоклит 612
Бисмутоаурид 30
Битиит 455
Битовнит 403—409
Бишофит 510
Блеск железный 168
Боксит 156
Болюс 366
Бонаккордпт 540, 562
Борацит 540
Боркарит Ca4MgB4O6(ОН)6(СО3) 2
Борнит 103—104
Боровскнт Pd3SbIe4
Борт 45
Ботриолит 542
Бравоит 90
Браунит 145, 191, 192
Брсггерит 184
Бредлит 484
Брейслакит 540
Бреинокит KLisSibSiizOso
Бриартит Cli2(Fc, Zn)GeS4
Бритолит 490
Бромаргирнт AgBr
Бромеллит 176
Броизит 580, 318
Брошантит Cu4(OH)e[SO4]
Брукит /80
Брункит 111
Брусит 118, 161 — 163
Брюстерит 432
Булаиинпт 371, 387
629
Буланжерит 134, 135, 136—137
Бура 534, 551 —553
Бусенгоит 506
Буставнт (Са. A\n)3[Si30g]тс
Бюргерпт 557
В
Вад 191
Вадеит KoZrfSisOg]
Вайракит 430, 440
Валлериит Cu3Fe4S7
Вакабаяшилит 121
Вантгоффит 506, 510, 504
Варвикит 554
Варламовит (Sn, Fe) (О, ОН)2
Ваэсит 90
Веберит 619
Везувиан 304—305
Веплерпт 506, 507, 508
Венкит 423
Верделит 559
Вермикулит <57/, 385—386
Вестервелдпт 65
Вивианит 494—496
Впджеццит 205
Визент 485
Внлламапинит 91
Виллемит 480
Виллемспт 357
Виллиомит 600, 601
Вилуит 305
Вимсит 542
Вииоградовит 258, 261
Винсенит (Pd, Pt)3(As, Sb)Te
Виичнт 336
Виолан 321
Виоларит NiaFcS-j
Виридин 295
Висмут 39—41
Висмутин 125
Витерит 520, 586
Витнеит (Си, As)
Виттихенит Cu3BiS3
Вишневит 423—425
Волконскоит 371, 388
Водженит (Та, Nb, Sn, Мп, Fe)2O^
630
Волканит 32
Власовит 254, 257
Волластонит 310, 329—330
Волосатик 182
Вольфрамит 194, 215—217
Вонсенит 562
Воробьевит 459
Вудхаузит 506, 507, 508
Вульфенит 144, 214, 219
Вюртцит 54, 112
Вяюрюнеит 485
Г
Гагарннит 600
Гадолинит 210
Гакманит 427
Галаксит 163
Галатрпхит (Fe, Mg) A12[SO4]4- 22Н2О
Галенит 113—117
Галеновисмутит PbBi2S$
Галит 510, 613—615
Галлуазит 355, 365—367
Гамбергит 540
Ганит 163
Ганскит 510
Гармотом 397, 430
Гарниерит 363
Гарронит 431
Гастингсит 335, 361
Гатчетолит-и-пирохлор 206
Гаусманит 191
Гафнон 465
Гаюин 425—428
Гвадалкацарит 118
Геарксутит 619, 621
Генденбергит 254, 313, 314, 321—322
Гейкилит 194
Гейландит 432, 434, 440, 450—452
Гейлюссит 510
Гектори 371, 388
Геленит Ca2Al[(Si, А1)2О7]
Гслподор 459
Гелиотроп 238
Гельвин 462—464
Гематит 148, 167—169
Гемиморфит 254, 480—481
Гемоильмснпт 195
Гентгельвип 462—464
Гептпт 363
Гердерит 485
Германии 32
Германит 106
Герсдорфит 67—68
Герцинит 163
Гершелит 430, 447—448
Гессит Ag2Te
Гетерогенит 191
Гетерозит 484
Гетчелит 121
Гётит 148, 169—170
Гиалит 241
Гиалофан 412—413
Гиацинт 468
Гиббсит 148, 157—161
Гибшит 289, 484
Гидденит 324
Гидроборацит 534, 548, 550
Гизингерит 365
Гиератит 602, 618, 619
Гиперстен 318
Гипс 522—527
Гиролит 258
Главколит 421
Глаз;
барботов 376
кошачий 235
соколиный 235, 236
тигровый 235, 236
Глазерит 504, 506, 510
Глауберит 506, 510
Глаукодот 69
Глауконит 371, 386—388
Глаукофан 337, 344—345
Глаукохроит 282
Глины 392—393
Гмелинит 431, 440
Говлит Ca2[BOOH)5SiO4]
Голландит 189
Голдманит 289
Голова:
бурая стеклянная 169
красная стеклянная 168
Голдфилдит 127
Гомилит 541
Гоннардит 431
Герсдорфит 51
Гортонолит 282
Гранат 288
Гранатит 294
Грандидьерит 553
Грандит 329
Графит 42—44
Гребень
петушинный 94
Гриналит 355, 359
Гриновит 469
Гринокит CdS
Грифит 484
Гриффнтит 389
Гроссуляр 288—294
Гротит 469
Грюнерит 334, 338, 347
Гуанахуатит 123
Гулсит 562
Гуммит 188
Гюбнерит 215—217
Гюмбслит 371
Д
Давсонит NaAl (ОН)2 (СОз)
Даллит 490
Данаит 69
Даналит 462—464
Данбурит 544—545
Дарапскит 595
Датолит 543, 542—544
Дачиардит 433, 435
Дашкесанит-С1 — гастингсит
Девейлит 363
Деклуазнт 152, 212
Делинт 254, 258
Дельхайслит 611
Демантоид 691
Джалиндит 222
Джалмант 207
Джемсонит 134
Дженивикснт
Cu2Fe2 (0H)4[AsO4]2H2O
Джиллеспит 348
Джимбопт 553
631
Джимтомпсонпт 257
Джозефенпт 20
Джонстонит 289
Джосмитнт 333
Джурбанит 598
Джурлеит 101, 103
Диаболеит 612
Диаллаг 321
Диамант мармарошскпй 235
Диаспор 148, 155—156
Дигенит 101
Днзаиалнт 198
Диккит 355, 365—367
Диопсид 261, 313, 314, 320—321
Диоптаз 261, 481—482
Дипир 420
Дискразит AgsSb
Дистен — см. кианит
Дистснезит 484, 504
Долерофанит 505, 507
Доломит 580—582
Домейкит Cu^As
Допбасснт 359
Дравит 254, 557, 558
Дугласит 620, 622
Дханразит 289
Дэвин 423
Дюмортьерит 540, 553
Дюфренуазит 134
Е
Емелеусит 348
Еремеевпт 540
Ж
Жад 323
Жадеит 315, 314, 323
Жедрит 334, 341—342
Железняк:
бурый 169
красный 168
Железо 18
Жисмондин 397, 430
Жозеит 79
Заваринкит 600
Зандбергерит 127
Звягинцевит 21
Зектзерит 262
Золото 29—32
горчичное 30
Зушшт 611
И
Ивакиит 176
Идаит 106
Изумруд 459
Икаит 573
Икерит 258, 263
Иксиолнт 202
Иллит 371, 386
Ильземанит 84
Ильменит 145, 194—196
Ильменорутил 182
Индиголит 559
Индит 222
Иньоит 534
Иодаргприт Agl
Иордизит 82
Иохачидолит 539, 541
Ираурпд 30
Иридий 22
Иридосмин 21
Иттриалит 253
Ишикаваит 204
И
Йохансенит 314
К
Кабрерит 497
Каинит 510
Кайсикхш 258
Калаверит 79, 80
Калисилит 413—416
632
Калистронцпт 504
Каломель 612
Кальдерит 289
Кальциоборит 540
Кальциртит Са (Са, Zr)2Zr4Ti2O|6
Кальцит 510, 556, 567—577
Камасит 18
Камень:
ледяной 622
лунный 403, 407, 411
солнечный 411
Кампт 221
Канасит 348, 258
Канзит 55
Канопт (Мп, Mg)?. [Si2Oo]
Канкринит 423—425
Каолинит 351, 365—367
Капиллит 577
Карбнн 33, 42
Карбоборит
Ca2Mg[CO3] [В2О5]-ЮН2О
Карбонадо 45
Карденит 371
Карналлит 510, 617—618
Карнегиит 414
Карнеол 238
Карнотит 212—214
Каробиит 600
Карфосидерит 531
Кассидппт 508
Касситерит 222—225
Касторит-петалит
Катафорит 336
Катаплеит 478
Каттнерит 600
Каттьерит 90
Кварц 225—236
Кварцин 226
Квасцы 506, 512
Кельгуаит 469
Кеммерерит 359, 361
Керолит 363
Керсутит 336
Керчениты 495
Кененит 618, 620
Кёстерит 106
Кёттигит 494
Кехлинит 144, 194
Кианит 295, 296, 297, 299
Кизерит 506
Кимцеит 289
Киноварь 117—119
Киношнталит 371, 372
Кирнштейнит 287
Китит 226
Клаусталит 113
Клевеландит 382, 383
Клейофан 110
Клиноптилолит 432, 436, 450—452
Клинохлор 359
Клинтонит 351, 371
Клифтонит 44
Клодетит 150
Кнебелит 282—287
Кнопит 197
Кноррингит 289
Кобальтин 66—68
Ковеллин 105
Когенит 19
Кожа горная 367
Козалит 133, 134
Колеманит 534, 547—550
Колорадоит 80
Колофан 491
Колумбит 145, 200—204
Кольквприит 619
Конгсбергит 27
Конихальцит 503
Кордиерит 362
Кордилит 604
Коринит 68
Коронадит 191
Корунд 148, 154, 155
Корундофиллит 359, 462
Космохлор 314
Костовит 80
Котоит 540
Котульскпт Pd(Te, Bi)
Коутекит 51
Коффинит 185
Кочубеит 359, 361
Коэсит 226
Крайсслит 486
Краузит 506
Кремерзит 619
Кремний 32
63:
Кренкит 506, 507
Креннерит 79, 80
Кридит 619
Криолит 619, 621, 622—623
Криолитионит 619
Криптогалит 619, 621
Криптомелан 189, 191
Кристобалит 225, 226, 227, 240
Кровавик 238
Крокидолит 340
Крокоит РЬ[СгО4]
Кронштедтит 361
Кроссит 344
Крутовит 66, 71
Ксенотим 486—487
Ксонотлнт 257, 331
Кубанит CtiFe2S3
Кукеит 359
Кульсонит 163
Куммингтонит 331, 334, 338
Кунцит 324
Курамит 106
Кури а кит Мп2О3
Куперит PtS
Куплетскит 474
Куприт 220—222
Купроаурпд
CuFe4(OH)2[SO4]-2H2O 30
Купропиапит
Курнакит— 143
Курскит 489
Курчатовит 534, 553
Куспидин Са4 [ (F, ОН) 2/Si2O7]
Кутинапт 51
Кутнагорит 567
Кюретонит 483
Кюстелит Ag3Au3 24, 27
Л
Лабрадор 403—409
Лавровит 321
Лавсонит CaAl2(OH)2[Si2O7]H2O
Лазурит 425—428
Лал 167
Лампадит 482
Лампрофиллит 472—474
Лангбейнит 504, 506, 510
Лангсит 65
Лардереллит 540
Ларнит P-Ca2[SiO4]
Лювеит Nai2Mg7[SO4]i3-15Н2О
Левинит 430
Лейкоксен 182, 196
Лейкофиллит 370
Лейфит 601
Лейцит 416—419
Лембергит 389
Леонградит 442—443
Лепидокрокит 148, 170—174
Лепидолит 370, 382—383
Лепидомелан 380
Лсвеит 510
Леллингит 70—73
Лёрнит 490
Лешательерит 225, 226
Либетенит 503
Лиддикоатит 557
Лпзардит 363
Лимонит 173
Липарит 505, 507
Линдгренит Си3 (ОН) 2 [МоО4] 2
Линдокит 205
Литидионит (К, Na)2Cu[Si3O7]2
Литиофорит 158, 191
Ловенит 601
Ломоносовит 484
Ломонтит 430, 434, 442—443
Лонсдейлит 33, 42
Лопарит 198, 199
Луешит 143, 564
Людвигит 534, 562—563
Люнебургит
Mg3[(PO4)2|B2O(OH)4]-6H2O
Люсакит 30!
Люссатпн 226
Люссатит 226, 241
Люцетин 226
Люцопит 108
М
Маггемит 147, 164
Магнезит 510, 568, 579—58Q
634
Магнетит 145, 163
Макговернит 486
Макинавит 85
Малакон 466
Малахит 592—594
Маллардит 619, 621
Мальдонит 51
/Манганит 190, 191
Манганофиллит 378
Мангаиппросмалит 258
Маргарит 371, 383—384
Мариньякит 207
Мариолит 420—423
Марказит 56, 94—104
Марматит 110
Мартит 168
Масканинт 504
Маскелипит 406, 409
Масутомилит 371
Матлокит 612
Маторолит 238
Маухерит 51
Маццит 431
Маякит 21
Медмонтит 482
Медь 24—27
Мезитш 578
Мезолит 431, 440
Мейонит 420—423
Меланит 289, 292
Мелантерит 506, 512
Меланоцерит 490
Мелонит Mi [Те?]
Мельниковит 91, 93
Менегенит 134
Меренскит (Pd, Pt) (Те, Bi)2
Меррихьюит
(K.Na)2Fe2(Fe,Mg)3[SiI203o]
Меркаллит 505
Мерлпопит 431
Метароссит 212
Метахьюэттит 212
Метациннабарит 117—119
Миаргирит 131
Мизерит 258, 331
Микроклин 400, 409—412
Микролит 206
Мпкросоммит 423
Миларит 255, 455
Миллерит NiS
Милошит 365
Миметезит 612
Минасрагрит 504
Миннесотаит 357
Мирабилит 506, 510, 527—528
Митчерлихит 620
Миццонит 420
Модвигит 554
Моддерит 65
Мойхукит 103
Молибденит 82—85
Молибдит 147, 179
Молизит 611
Монацит 194, 488—489
Монтебразит 598
Монтичеллит 254, 287—288
Монтроидит 147
Монтмориллонит 371, 388—394
Монтрозеит (V, Fe)OOH
Мончеит (Pt, Pd) (Те, Bi)2
Мораесит 485
Морденит 397, 433, 440, 453—454
Моренозит 506
Морион 235
Моссит 222
Моурит 152
Моусонит 106
Мошеландсбергит 27
/Муассанит SiC
Муллит 296
Мурманит 484
Мусковит 370, 375—378
Мухпнит 308
Мушкетовит 177
Мыоприт 261
Мышьяк 38—39
И
Нагл а гит АиРЬ55ЬТез.86
Назинит 540
Назонит 612
Накрит 365
Нантокит 612
Нарсарсукит 257
Настуран 184—188
635
Натролит 431, 432, 441—442
Натросилит 348
Натрохальцит 506, 507
Нахколит 510, 586
Нашатырь 615—617
Наэгит 466
Нейборит 600
Немалит 162
Ненадкевичнт
(Na, К, Са) (Nb, Ti) (Si2O7) 2Н2О
Нептунит
K,Na2Li(Fe,.Mn)2Ti2[O|SuO11]2
Непуит 363
Нефелин 413—416
Нефрит 342
Нигглит 21
Никелин 57, 65—66
Никель 18
Нимит 359
Нинингерит (Mg, Fe, Мп) S
Ниобофиллит 475
Ниобоцирконолнт CaZr(Ti, Nb)2O7_R
Нитрокалит 596
Нитронатрит 596
Новакит 51
Нозеан 425—428
Нонтронит 371, 388—394
Норбергит 542
Норденшельдит 553, 555, 556
Нордмаркит 301
Нордстраидит 157
Норстетит 567
Нортупит 510, 611
О
Обманка
роговая 342, 343
скорлуповатая 111
Обручевит 207
Окартит 106
Окенит 259, 261
Оливин 282, 287
Оливинит 503
Олигоклаз 403—409
Олигонит 578
Олово деревянистое 40, 222, 223
636
Омистедит 483
Омфацит 313, 314
Оникс 238
Онкозин 376
Онофрит 118
Опал 226, 240—242
Орселит 51
Ортит 306—307. 309—310
Ортоклаз 400, 409, 412
Осмий 22—24
Осмирид 21, 22
Отенит 498—502
Оттрелит 302
Оффретит 431
Оямалит 466
П
Паксит 51
Палладий 22
Палыгорскит 367
Пальмерит 507, 504
Пандаит 207
Пандермит 540
Папагоит Ca2Cu2Al2[(OH)61Si40i2]
Парагонит 370, 377
Паргасит 335, 347
Паризит 604—606
Парсеттенсит
(К, Н2О) (Мп, Fe, Mg,
Al)3(OH)2[Si4O10]-X„(H2O)2
Паскоит 212
Пахнолит 619
Пектолит 254
Пекулярит 81
Пеллнит 331
Пенка морская 367
Пеннантит 359
Пеннин 359
Пснтагидрит 508
Пентагоппт 262
Пентландит 87—89
Перидот 284
Периклаз 148, 161
Периклин 400
Перовскит 145, 196—198
Пертиты 401, 403
Перьерит 267
Петцит 80
Пижонит 313, 314
Пикролпт 364
Пикротефроит 282
Пимелит 363
Пинакиолит 554
Пинноит 539, 542
Пиральспиты 288—294
Пираргирит 130—132
Пирит 56, 90—94
Пироксены 306
Пироксмангпт (Fe, Л1п) 7 [Si7O2i] ”
Пиролюзит 188—193
Пироморфит 612
Пироп 288—294
Пирофанит 195
Пирофиллит 356—357
Пирохлор 145, 200, 206—211
Пирохроит Мп (ОН) 2
Пирротин 85— 87
Пирсеит Agl6As2S]t
Пирсонит 510
Пистомезит 578
Питтцит
Fe20[(OH)24(AsO4, PO4,SO4)i3] -9Н2О
Плагиоклазы 399
Плазма 238
Планшеит Сие [ (ОН) 2S uO 11] 2Н2О
Платина 21, 22
Платиноиды 21
Плеонаст 165, 176
Плессит 19
Повеллит 219—220
Подолит 489
Полианит 190, 192
Полибазит Ag16Sb2Sn
Полигалит 510, 528—529
Поликраз (Y, Се, Са, U, Th) (Ti, Nb,
Та)2(О, ОН)6
Полилитионит 351, 370, 382
Полиигит 431
Поллуцит 253, 419, 431
Полярит 21
Порпецит 30
Потарит 21
Предаццит 163
Пренит 440
Приазовит 204
Пробертит 547
Прозопит 619
Протолитионит 370
Прохлорит 359, 360
Прустит 130—132
Пршибрамит НО
Псевдобрукит 168
Псевдомалахпт 503
Псевдорутил Fe2Ti3O9
Псиломелан 188, 189—193
Пумпеллиит 440
Пухерит 144, 212
Пьемонтит 192, 306
Пэбстит Ba(Sn, Ti) [S13O9]
Р
Рабдофанит 489
Ральстопит 619
Рансьепт 191, 192
Раммельсбергит 66, 70, 73
Рамсделлит 188, 189
Ратовкит 608
Реальгар 120
Ревденскит 363
Ренит 464
Рентгенит Са2(Се, Ьа)з(СОз)зРз
Реньерит 106
Реперит 282
Реттизит 363
Рёддерит 348
Рибекит 344, — 348, 337
Ридмёрджнерит 541
Ринколит 601
Риннеит 620, 622
Ринурсунит 205
Рипидолит-Ре-клинохлор
Рихтерит 336
Робинсонит 134
Ровеит 540
Родит 30
Родонит 330—331
Родохрозит 568, 577—578
Родусит 347
Розелит 508
Розенхапит 254
637
роскоэлит KV2(OH)2[AlSi3O10] 213,
370
Ростерит 459
Ростит 598
Роценлт 506
Рошерит 485
Рубеллит 559
Рубни 155, 235
Руда:
батарейная 193
кирпичная 220
печеночная 220
Руды блеклые 127—130
Рустумит 611
Рутений 22
Рутил 181, 182—184
С
Саамит 493
Сакураит 106
Салит 313, 325
Самарскит 200, 204, 205
Санборнит 348
Санидин 399, 409—412
Сантит 540
Сапонит 371, 388—394
Сапфир 155
Сапфирцн 145, 238
Сарбопит 262
Сардер 235
Сарторит 134
Сассолин 536, 540
Сауконит 118
Сауконит 389
Саффлорит 66, 72, 73
Сборжит 540
Свансбергит 506
Светлозарит 433
Свинчак 113
Секерымбит-нагиагнт
Селадонит 371, 381
Селенит 523
Селитра
Селлаит 600
Сенармонтит 147
Сепиолит 367
Сера 33 3?
Сердолик 238
Серебро 27
Серицит 376
Серлезит 539
Серпентин 363
Ссрпофит 363
Сидерит 568, 578—579
Спдсроплезит 578
Сидеротил 508
Сидерофиллит 380
Силлиманит 295—299
Сильванит 79—81
Сильвин 510, 613—615
Симанит 484
Сингалит 541
Сингенит 506
Сиихазит СаСе[СО3]2р
Скаполит 420—423
Сколеиит 430
Сколит 371, 387
Скуттерудит 74—78
Слюда 369
Слюдки урановые 498
Смарагдит 348
Смектиты 388—394
Сметрна железная 168
Смитит 131
Смитсонит 589
Смолка урановая 182
Согдиапит 255, 261
Сода 510, 565
Содалит 425—428
Солезит 363
Сперрилит PtAsa
Спессартин 288—294
Сиодиофиллит 372
Сподумен 314, 324
Ссайбелиит 540. 549. 555
Ставролит 300—302
Станнин 106—108
Стаппоидит 108
Стевенсит 371
Стеллерит 437
Стенопит 619
Стефанит Ag5SbS.'
Стибарсеп 38
Стибиопалладииит 51
638
Стпвенснт 389
Стильбит 430, 434, 448—450
Стильпномелан
(К,Н2О) (Fe, Mg, Al)<3(OH)2[S14O10]
•Х„(Н2О)2
Стинструпин
Na2Ce(Mn, Ta, Fe, .. .)Н2 [ (Si, Р)О4]3
Стишовит 225, 226, 227
Стокезит 256, 261
Стокиит 261, 348
Строгановит 422
Стронцианит 517, 585
Стрюверит 147, 182
Суаиит 534, 553, 555
Сульфоборит
Mg8[OH|F|SO4)B(OH)4)8]
Сурьма 39
Сфалерит 54, 109—112
Сфен — см. Титанит
Сферосидерит 578
Сысертскит 21
Сянхуалииит 618, 619, 620
Т
Тавмавит 306
Таворпт 598
Тайниолит 351, 370, 372
Такуутиит 562
Таласскпт 282
Талиахит 103
Тальк 351, 357—359
Танзанит 308
Танталит 202—204
Тапиолит 201, 202
Тарамеллит 261
Тарамит 336
Тарасовит 371
Тараспит 582
Тарповитцит 583
Тахгидрит 510
Твептит 600
Теллурантимонит 79
Теллуробисмутпт 79
Темагалит 21
Тенардит 510, 520—522
Теннантит 127—130
Тенорит СиО
Термонатрит 510, 586—588
Тетрадимит 79
Тетраэдрит 127—130, 128
Тефроит 282-—287
Тиллит PbSnSo
Тинкалконит 552
Типлеит 532
Тнролит 503
Титанит 419—472
Титаномагнетит 284, 176
Тихоненковит 618, 619
Тоберморит 331
Тодорокит 190, 191
Томсенолит 431, 619
Томсонит 432
Топаз 602—604
Торбернит 498—503
Торианит ТГ102 185
Торит 465
Тортвейтит 253
Треворит 163, 179
Тремолит 335. 342—343
Тридимит 226, 227, 239—240
Трилитионит 382
Тримерит 485
Триплит 598
Трнплоиднт 598
Трифилин 484
Троилит 85
Трона 510, 586—588
Трустит 480
Тсплаизит 557, 558
Туламиппт 21
Тулит 308
Турмалин 557—562
Тухолит 187
Тэнит 18
Тюрннгит 359, 360
Тюямунит 213—214
У
Уайрауит 20
Уайтменнт 554
Уваровит 288—294
Увит 557
639
Углерод 41, 42
Уграндиты 288—294
Уклонсковлт 506
Улексит 540, 547, 549, 550
Ульвит 163
Ульманит 66
Уралит 343
Уранинит 182—188
Усовит 619
Уэллсит 445
Франкдиксопнт 600
Франклинит 163, 283
Франколит 489
Фрейбергит 127
Фриделит 348
Фробергит Fe[TeO2]
Фроловит 539
Фуксит 370, 376
X
Ф
Факолит 447
Фаматинит 108
Фармаколит 508
Фассаит 319
Фатерит 604
Фаялит 282—287
Федоровпт 540
Фельдшпатиды 413
Фемолит 82
Фенакит 457—458
Феиаксит 348
Фенгит 351, 370, 372
Фенолит 82
Ферберит 145, 215—217
Фергуссонит 44, 145
Феррпгидрит Fc2O3-18H2O
Ферримолибдит Fe2 [МоО4] 3 • 8Н2О
Феррит 18
Ферр осел ит 91
Ферросилит 261, 313, 318
Ферручит 537, 602, 618, 619
Феррьерит 433
Ферсмит 211
Филлипсит 431, 436, 445—447
Флогопит 370, 378—380
Флоренсит СеА12(ОН)6[РО4]2
Флюоборит 554
Флюорит 606—610
Флюоцерит 600
Фожазит 431
Фольбортит 144, 212
Форстерит 282—287
Фосиналит 484
Фосфориты 491
640
Хакит 127
Халсаит 562
Халцедон 226, 236—238
Халькантит 507
Халькозин 101, 104
Халькопирит 59—90
Халькопирротин 86
Халькостибит 134
Халькотрихит 220, 221
Халькоцианит 507
Хантит 567, 567
Хаттонит 464, 488
Хейкокит 103
Хёрлбатит 485
Хиастолит 297
Хизлевудит Ni3S2
Хильгардит 532, 613
Хильгеиштокит 490
Хиолит 619, 621
Хлопинит 204
Хлоралюминит 611
Хлораргирит 612
Хлорит 359—363
Хлоритоид 302—303
Хлормагнезит 611
Хокутолит 518
Холингвортит 66
Хлорманганокалит 620
Холмквистит 334
Хоробетсуит 123
Хоулиит Ca2[(BOOH)5|SiO4]
Хризоберилл 145
Хризоколла 593, 482
Хризолит 284
Хризопраз 238
Хризотил 363
Хромит 145, 174—176
Хромпикотит 163, 175
Хромшпинелид 163, 174
Хрусталь горный 235
Хуантаит-галит с 3—11% AgCI
Ц
Цаворит 291
Цейнерит 503
Целестин 506, 516—517
Цельзиан 412—413
Цеолиты 428—454
Цеофиллит 601
Церианит 185
Церматит 363
Церуссит 520, 590—591
Циматолит 328
Цимолит 328
Цинк 16
Цинкит ZnO
Цинкосит 507
Циннвальдит 370, 372, 383
Цирклерит 618, 620
Циркон 465—469
Циркосульфат 504
Циркофиллит 475
Циртолит 466
Цирфесит 478
Цитрин 235
Цоизит 306
Ч
Чакалтаит 376
Чаоит 33, 49
Чералит 488
Чермакит 314, 335
Черипит 106
Чернь урановая 184
Черпыхит 371
Черчит 508
Чилеиит 27
Чкаловит NafJBeSivOe]
Чухровит 619
Ш
Шабазит 398, 440, 447—448
Шамозит 359
Шаттукит Си5[(ОН)2(5Юз)4]
Швацит 127
Шеелит 193, 217—219
Шсрветит 212
Шерл 557, 558
Шёнит 506
Шмальтин 66, 74—78
Шорломит 289
Шортит Ца2Са2[СОз]з
Шпат(ы):
вонючий 573
исландский 573, 576
полевые 398—403
Шпинель 145, 164—167
Шпреуштейн 416
Шрейберзит 19
Штольцит 214, 219
Штромейерит CuAgS
Шунгит 41
Щ
Щербинаит 179
э
Эвдиалит 475, 476, 477, 478
Эвдидимит 455
Эвклаз 455
Эвколит 477
Эвксенит 145, 200
Эвлит 318
Эгирин 314, 322—323
Эденит 335
Эдингтонит 430, 432
Эканит 254
Экерманит 337, 343
Элахерит 370, 376
Электрум 30
Эллестадит 490, 504, 508
Эльбаит 557, 558
Эльпасолит 619, 623
Эльпидит 478
Эмболит Ag(Cl, Вт)
641
Эмплектит CuBiSa
Эмпрессит AgTe
Энаргит 108
Энигматит 464
Энстатит 313, 314, 315, 318
Эпидимит 455
Эпидот 307—309, 440
Эпистильбит 430
Эпсомит 506, 508, 510, 512
Эрдманит 541
Эрионит 431, 448
Эритрин 496—497
Эритросидерит 618, 620
Эсколаит 146
Этрннгит 506
Эфесит 371
Эшинит 145, 200, 205—206
Ю
Югаваралит 432
Юддит 344
Я
Явапаит 501
Якобснт 163, 177
Ямагучилит 466
Яматоит 289
Ярлит 619
Ярозит 506, 531—532
Ярославовит 618, 619
Яшма 243
Примечал и е: Полужирным шрифтом выделены описанные минералы, обыч-
ным — все остальные; для минералов, отмеченных только в парагенегических ассоциа-
циях, даны лишь их формулы. Для описанных минералов указаны лишь страницы, где
приведено их описание, курсивом выделены страницы, где .указанные минералы упомя-
нуты в табл, и на рис. Термины, основанные на особенностях состава (хромдиопспд
и т. п.) в указатель не вошли (см. ссылку на ключевой минеральный вид), ю же отно-
сится к сложным терминам с приставками типа мета-, пара-, гекса-, гидро-, составным
терминам.
СОДЕРЖАНИЕ
Стр.
Предисловие .................................................... 3
Некоторые общие понятия . . . ............................... 5
Принятые сокращения............................................ .6
Понятие минерала и минерального вида................ . . . . 8
Основы минералогической систематики..............................И
Подцарство I. Элементарные вещества (ДСХ —0)....................16
Класс 1. Самородные металлы.....................................16
Семейство самородного железа (18): группа самородного железа (18).
группа самородного никеля (18)' семейство платиноидов (20);
группы самородных платины и иридия (22), группа самородного
осмия (22); группа самородной меди (24)
Класс. 2. Самородные неметаллы ...................................32
Группа самородной серы (33); группа самородного мышьяка (38);
семейство самородного углерода (41): группа графита (42), группа
алмаза (44)
Подцарство П. Соединения (АСХ=£0).................................51
Тип. III. Халькогениды............................................51
Подтип I. Арсениды, теллуриды, сульфиды...........................64
Класс 1. Арсениды (с сульфоарсенидами и тип-аналогами) .......... 64
Группа никелина (65); семейство кобальтина — арсенопирита — лел-
лингита (66): род кобальтина — герсдорфита (67), род арсено-
пирита — аллоклазита (69); род леллингита (70); род скуттеру-
дита (74)
Класс 2. Теллуриды.............................................. 78
Группа алтаита (78); семейство тетрадимита (79); группа сильва-
нита (79)
Класс 3. Сульфиды (с селенидами)............................... . 81
Подкласс 2. Сульфиды со средними А СХ.............................81
Подсекция 1. Сульфиды легких некайносимметричных d'-элемептов (Мо
и W)...............................................................82
Группа молибденита (82);
Подсекция 4. Сульфиды Мп, Fe, Со и Ni (тяжелых кайносимметричных
(/'-элементов).....................................................85
Семейство пирротина (85); группа пентландита (87); группа халько-
пирита (89); семейство пирита — марказита (90); группа пирита (90),
группа марказита (94)
Подкласс 3. Сульфиды халькофильных элементов................... 99
Секция 4. Сульфиды халькофильных элементов с низкими СХ......... 99
Семейство акантита (99); семейство халькозина — борнита (101):
группа халькозина (104), род — борнита (104); род станнина (106);
группа энаргита (108): семейство сфалерита (109), группа сфале-
рита (109), группа вюртцита (112); род галенита — клаусталита (ИЗ);
семейство киновари (117)
643
Секция 5. Сульфиды халькофильных элементов с высокими СХ . . . .120
Семейство реальгара — аурипигмента (120): группа реальгара (120),
группа аурипигмента (121): группа антимонита (123)
Подтип II. Халькосоли............................................126
Класс 1. Тиосоли (с селеносолями)................................126
Надотдел. Тиосоли с мономерными радикалами......................127
Род блеклых руд (127) род прустита — пираргирита (130)
Надотдел. Тиосоли с полимерными радикалами......................133
Семейство буланжерита (136)
Тип IV. Кислородные соединения...................................137
Подтип I. Оксиды и гидроксиды....................................142
Класс 1. Оксиды и гидроксиды.....................................142
Подкласс 1. Оксиды и гидроксиды с высокими ДСХ....................152
Секция 1. Оксиды и гидроксиды s- и ра-элементов..................152
Семейство оксидов и гидроксидов А1 (153): группа корунда (153),
группа диаспора (155), группа бёмита (156), группа гиббсита (157);
семейство оксидов и гидроксидов Mg (161): группа периклаза (161),
группа брусита (161); семейство шпинелидов (163): подсемейство (род)
алюмошпинелидов (164)
Секция 3. Оксиды d'-элементов....................................167
Семейство оксидов и гидроксидов Fe (167)- группа гематита (167),
группа гетита (169), группа лепидокрокита (170); род хромита (хром-
шпинелидов) (174), род магнетита (ферритов) (176)
Подкласс 2. Оксиды со средними Д СХ..............................179
Отдел 1. Простые оксиды..........................................179
Семейство анатаза — рутила (180): группа рутила (182); семейство
уранинита (184); семейство пиролюзита — псиломелана (188)
Отделы 2—6. Сложные оксиды.......................................193
Отдел 2. Титанаты................................................194
Род ильменита (194); род перовскита (196)
Отдел 3. Танталониобаты..........................................199
Семейство колумбита — тапиолита (201): род колумбита (202); семей-
ство тантало(и титано) пиобатов TR, Са, Na, U, Th (204): группа са-
марскита (204), группа этинита (205), род пирохлора (206)
Отдел 4, Ванадаты................................................212
Группа карнотита (213)
Отдел 5. Молибдаты и вольфраматы ................................214
Род вольфрамита (215); группа шеелита (217)
Подкласс 3. Оксиды и гидроксиды халькофильных элементов и Si ... 220
Секция 4. Оксиды халькофильных элементов с низкими СХ............220
Семейство оксидов Си (220): группа куприта (220)
Секция 5. Оксиды халькофильных элементов с высокими СХ и Si ... 222
Группа касситерита (222); семейство кремнезема (225)
Подтип II. Оксосоли..............................................246
Класс 1. Силикаты............................................ . 252
644
Подкласс 1. Силикаты с высокими ДСХ...............................281
Сектор 1. Собственно силикаты и алюмосиликаты.....................28!
Надотдел 1. Тетрасиликаты (К = 4).................................281
Отдел 1. Простые тетрасиликаты.....................................282
Ряд 1. Средние тетрасиликаты.......................................282
Род оливина (282)
Отдел 2. Сложные тетрасиликаты....................................287
Ряд 1. Средние тетрасиликаты......................................287
Группа монтичеллита (287); род граната (288)
Ряд 2. Основные тетрасиликаты.....................................295
Семейство кианита (295); группа ставролита (300); группа хлори-
тоида (302)
Надотдел 2. Тетра-трисиликаты (4 > К > 3).........................304
Отдел 2. Сложные тетра-трисиликаты................................304
Ряд 2. Основные тетра-трисиликаты..................................304
Группа везувиана (304); семейство эпидота (306)
Надотдел 3. Дисиликаты (К = 2)....................................310
Отдел 1—2. Простые -> сложные дисиликаты..........................311
Семейство пироксенов (311): подсемейство 1. Mg, Fe-пирокссны (318):
род энстатита (318), подсемейство 2. Са-пироксепы (319): род ав-
гита (319); подсемейство 3. Na-пироксены (322): род эгирина (322),
группа жадеита (323), подсемейство 4. Li-пироксены (324): группа
сподумена (324); семейство пироксеноидов (328): группа волласто-
нита (329), группа родонита (330)
Надотдел 4. Ди-моносиликаты (2 > К > 1)...........................331
Отдел 1—2. Простые -» сложные ди-моносиликаты.....................331
Семейство амфиболов (331): подсемейство 1. Mg, ре2+-амфиболы (341):
род антофиллита (341), подсемейство 3. Са-амфиболы (342): род рого-
вой обманки (342), подсемейство щелочных амфиболов (343), род экер-
манита — арфведсонита (343), род глаукофана — рибекита (344)
Надотдел 5. Моиосиликаты (К == 1)............................... 348
Отдел 1. Простые моносиликаты.....................................356
Ряд 2. Основные моносиликаты......................................356
Семейство талька (356): группа пирофиллита (356), род талька (357);
семейство хлоритов (359); семейство серпентинов (363); семейство
каолинита (365)
Ряд 3. Кристаллогидраты......................................... 367
Семейство палыгорскита (367).
Отдел 2. Сложные моносиликаты.....................................369
Ряд 2. Основные моносиликаты......................................369
Семейство слюд (369): подсемейство 1. Собственно слюды (375): обыч-
ные слюды: род мусковита (375), род флогопита (378), род лепидо-
лита (382), хрупкие слюды: группа маргарита (383); подсемейство 2.
Гидрослюды (384): обычные гидрослюды; род вермикулита (385),
род иллита (386); высококремниевые гидрослюды: род глауконита (386);
тетракремниевые — высококремниевые гидрослюды: смектиты: род
монтомориллонита (388), род сапонита (388)
645
Надотдел 6. Нульалюмосиликаты (К = 0)..........................394
Семейство полевых шпатов — ПШ (398): подсемейство 1. Ca-Na-ПШ —
плагиоклазы (403), подсемейство 2. Na-K-ПШ — щелочные полевые
шпаты (409), подсемейство 3. К-Ва — полевые шпаты (412); семей-
ство фельдшпатитов (413): подсемейство 1. Нефелина — лейцита (413):
группа нефелина (413), группа лейцита (416); подсемейство 2. Ска-
полита (420): род скаполита (420), подсемейство 3. Канкринита — со-
далита (423): род канкринита (423), род содалита (425); семейство
цеолитов (428): подсемейство 1. Низкокремниевые цеолиты (441):
группа натролита (441); подсемейство 2. Среднекремнисвые цеоли-
ты (442): группа ломонтита (442), группа анальцима (444), группа
филлипсита (445), род шабазита (447); подсемейство 3. Высококрем-
ниевые цеолиты (448): группа стильбита (448), род гейландита —
клиноптилолита (450), группа морденита (453).
Сектор 2. Бернллосиликаты........................................454
Группа фенакита (457); группа берилла (459); род гельвина (162) .
Подкласс 2. Силикаты, содержащие катионы со средними СХ..........464
Группа циркона (465); группа титанита (469); род лампрофил-
лита (472); род астрофиллита (474); род эвдиалита (475)
Подкласс 3. Силикаты халькофильных элементов.....................478
Группа виллемита (480); группа гемиморфита (480); группа диоп-
таза (481); группа хризоколлы (482)
Класс 2. Фосфаты (и арсенаты)....................................482
Подкласс 1. Фосфаты с высокими АСХ...............................486
Группа ксенотима (486); группа монацита (488); род апатита (489);
группа вивианита (494); род эритрина (496); семейство урановых слю-
док (498)
Подкласс 3. Фосфаты халькофильных элементов......................503
Класс 3. Сульфаты................................................503
Группа ангидрита (513); группа барита (515); группа тенардита (520);
группа гипса (522); группа мирабилита (527); группа полигалита (528);
группа алунита (529)
Класс 4. Бораты..................................................532
Квазикласс 1. (4)-Бораты.........................................541
Группа датолита (542); группа данбурита (544)
Квазикласс 2. (4)-(3)-Бораты.....................................545
Семейство колеманита (547); семейство улексита (550); семейство
буры (551)
Квазикласс 3. (З)-Бораты............................... .........553
Род турмалина (557); семейство людвигита (562)
Класс 5. Корбонаты...............................................563
Подкласс 1. Карбонаты с высокими АСХ.............................567
Семейство кальцита— арагонита (567): группа кальцита (571), группа
доломита (580), группа арагонита (583): семейство содовых минера-
лов (586)
646
Подкласс 2. Карбонаты халькофильных элементов....................588
Семейство смитсонита (589); семейство малахита (592)
Класс 6. Нитраты............................................... 595
Семейство селитры (596)
Тип V. Галогенные соединения.....................................597
Подтип I. Галогениды ............................................60J
Класс 1. Фториды.................................................500
Группа топаза (602); семейство паризита (604); группа флюорита (606)
Класс 2. Хлориды (бромиды и иодиды)..............................610
Группа галита (613); группа нашатыря (615); группа карналлита (617)
Подтип II. Галогеносоли..........................................618
Группа криолита (622)
Список литературы................................................624
Приложение.......................................................627
Предметный указатель.............................................628
АЛЕКСАНДР АЛЕКСАНДРОВИЧ ГОДОВИКОВ
МИНЕРАЛОГИЯ
Издание 2-е переработанное и дополненное
Редактор издательства А. М. Поспелова
Переплет художника В. В. Евдокимова
Художественный редактор Е. Л. Юрковская
Технические редакторы А. Г. Иванова, Л. Я. Г олова
Корректор К. И. Савенкова
ИБ № 4765
Сдано в набор 03,03.83. Подписано в печать 07.07.83. Т-09900.
Формат 60XSWl6. Бумага типографская № 1. Гарнитура «Лите-
ратурная». Печать высокая. Усл.-печ. л. 40,5. Усл. кр-.отт. 40,5.
Уч.-изд. л. 47,5. Тираж 11390 экз. Заказ 594.'8728-14. Цена 3 р. 50 к.
Ордена «Знак Почета» издательство «Недра»,
103633, Москва, К-12, Третьяковский проезд, 1/19
Ленинградская типография № 2 головное предприятие ордена
Трудового Красного Знамени Ленинградского объединения «Тех-
ническая книга» им. Евгении Соколовой Союзполиграфпрома при
Государственном комитете СССР по делам издательств, поли-
графии п книжной торговли. 198052, г. Ленинград, Л-52, Измай-
ловский проспект, 29.
Сканировано благодаря
Минералогическому порталу
wuw.mineral.su
С вопросами и пожеланиями обращайтесь:
ОПЕЧАТКА
Стр. Строка Напечатано Следует читать
441 17 сверху СНРЮ СФРЮ
Зак. 594,'8"28—14,