Автор: Кононов О.В. Милоковский А.В.
Теги: описательная минералогия специальное минераловедение минералы горные породы геология геохимия геологические процессы издательство мгу кристаллы геологические находки минеральные ресурсы минералогические характеристики минералогический анализ минералогические отложения минералогические кристаллы изучение минералов
Год: 1982
Текст
^ЭДЖМИЛОВСКИЙ ш
Щ Q.B.КОНОНОВ ^-Щ
МИНЕРАЛОГИ!
А. В. Миловский,
О. В. Кононов
МИНЕРАЛОГИЯ
Допущено Министерством высшего и сред-
него специального образования СССР в ка-
честве учебника для геологических специ-
альностей вузов
Издательство
Московского
университета
1982
УДК 549
Миловский А. В., Кононов О. В. Минералогия. — М.: Изд-во
МГУ, 1982 г. С ил.„ 312 с.
В учебнике приводятся общие сведения о минералах, их структурах,
химическом составе, морфологии и физических свойствах. На кри-
сталлохшлической основе дано систематическое описание минералов по
классам. При описании отображены состав, свойства, диагностические
признаки, происхождение, примеры месторождений и практическое
значение минералов. Рассмотрены важнейшие геологические процес-
сы минералообразования и природные ассоциации минералов в маг-
матических горных породах и месторождениях, пегматитам, скарнах,
рудных жилах, в осадках, коре выветривания и др.
Рецензенты:
кафедра минералогии и геохимии
МГРИ им. С. Орджоникидзе;
доктор геологолминералогнческих наук,
профессор Б. К. Прошляков
. 1.904020000—104
М 169—82
077(02)—82
Издательство Московского университета, 1982 г.
ПРЕДИСЛОВИЕ
Настоящий учебник написан в соответствии с программой
курса «Минералогия» для университетов. В первой части
приводятся традиционная кристаллохимическая характеристи-
ка минералов. Сведения о типах кристаллической структуры и
структурных мотивах минералов дополнены рассмотрением
полиморфных модификаций и политипов, введен специальный
раздел о структурных несовершенствах (дефектах). Рассмот-
рены явления изоморфизма, распада твердых растворов, от-
мечена особая роль воды в составе минералов, показаны
способы изображения химического состава минералов на
диаграммах н расчета кристаллохимических формул. Харак-
теристика физических свойств сопровождается рассмотре-
нием их природы, методов изучения и значения при диагнос-
тике минералов, в поисковой практике, в обогащении руд,
технике и т. д.
Сведения о происхождении минералов, обычно рассматривае-
мые в общей части, авторы сочли целесообразным во избежа-
ние повторения изложить в третьей части учебника вместе
с природными ассоциациями минералов. При этом было
учтено, что начальные сведения о происхождении минералов
и о геологических процессах, необходимые для систематиче-
ского изучения минералов, студенты получают при прохожде-
нии курса «Общая геология». Дополнительные сведения всегда
можно найти в третьей части учебника.
Во второй части приведено систематическое описание минера-
лов, которому предшествует, как обычно, изложение класси-
фикационных принципов и порядка изложения материала при
характеристике классов, внутриклассовых подразделений и
отдельных минералов. При характеристике классов минералов
рассмотрены химический состав, связь состава, структуры и
физических свойств минералов, их происхождение, практиче-
ское значение и внутриклассовая систематика. Авторы сочли
полезным дополнить общую характеристику классов расширен-
ным списком минералов с указанием их формул и сиигоний.
В число этих минералов вошлн отсутствующие при система-,.
3
тическом описании, ио упоминаемые при описании минераль-
ных ассоциаций в третьей части учебника.
Список минералов в учебнике (несколько увеличен по сравне-
нию с программой за счет включения некоторых генетически
интересных нли важных в практическом отношении минера-
лов. При описании минералов приводятся сведения о химиче-
ском составе, структуре, сингоиии, морфологии, внешних, в
том числе диагностических, физических признаках и свойствах;
охарактеризованы разновидности, происхождение, даны при-
меры месторождений и отмечено практическое значение ми-
нералов.
В третьей части учебника рассмотрены общие сведения о ге-
незисе минералов, о природных минеральных ассоциациях,
генерациях и о типоморфизме минералов. Приведена класси-
фикация геологических процессов минералообразования, в
соответствии с которой последовательно рассмотрены различ-
ные типы процессов и природные минеральные ассоциации.
При подготовке учебника авторы стремились согласовать его
содержание с теми сведениями из курсов «Общая химия»,
«Физика», «Общая геология» и «Кристаллография», которые
по учебным планам предшествуют курсу «Минералогия».
Благодаря этому удалось избежать повторений, особенно при
описании кристаллохимических и морфологических особен-
ностей, физических свойств и происхождения минералов.
Работа иад учебником потребовала обобщения значительной
и очень разнообразной по объему и содержанию научной,
учебной н справочной литературы по минералогии и смежным
дисциплинам, материал которой был использован авторами
в оригинальном или переработанном виде. В учебник вошли,
в частности, отдельные таблицы, изображения кристаллов,
кристаллических структур минералов и некоторые другие ма-
териалы, заимствованные из работ Н. В. Белова ('947, 1976),
А. Г. Бетехтина (1951), У. Брэгга и Г. Кларинбулла (1967),
А. А. Годовикова (1972, 1975), Д. П. Григорьева (1961),
И. Костова (.1965, 197)1), Е. К. Лазаренко (1971), А. С. Мар-
фу нина (.1974), А. В. Миловского (1979), А. С. Поваренных
((1966), И. И. Шафрановского (1978) ,и др.
Вводная и первая (обшая) части учебника написаны в основ-
ном О. В. Кононовым, текст второй (описательной) части со-
ставлен А. В. Мидовским и О. В. Кононовым, третья часть
написана А. В. Миловским.
Авторы глубоко благодарны профессору Г. А. Крутову за
внимание, помощь и критику и профессору Г. П. Барсанову,
сделавшему ценные замечания при подготовке рукописи к из-
данию.
Введение
РАЗВИТИЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЙ О МИНЕРАЛАХ.
ИСТОРИЯ МИНЕРАЛОГИИ
Первые представления о минералах сло.жились в глубокой древ-
ности. Возникнув «а заре появления человека и пройдя долгий путь
развития, они явились основой науки о минералах — минералогии.
Познание минерального мира началось с непосредственного исполь-
зования подобранных на поверхности земли камней в качестве
простейших орудий труда и оружия, причем уже тогда предки человека
выбирали камни, подходящие по форме, массе и прочности. В дальней-
шем, с переходом к более совершенной обработке, значение камня
увеличивалось, изменялось его назначение и расширялись области
практического использования; лучше стали использоваться различия
в свойствах камней, появился первый опыт их поисков и добычи. Осо-
бенно высокого качества получались изделия из кремния, обсидиана и
халцедона, а также нефрита. Кроме топоров и молотков люди научи-
лись делать из камня удивительные по совершенству наконечники
копий, дротиков и стрел, ножи, скребки и другие орудия труда. Для
изготовления гончарных изделий стали добывать глину. Яркие по цвету
или рисунку камни с глубокой древности использовали в качестве укра-
шений и амулетов. Минеральные краски применяли в наскальной и
пещерной живописи, ритуальной и бытовой косметике. Некоторые камни
употребляли в пищу, а также использовали в качестве лекарств.
К концу доисторической эпохи, судя по археологическим находкам, в
практической деятельности человека находилось почти полсотни раз-
личных горных пород и минералов, такие, как гранит, базальт, обси-
диан, кремень, песчаник, кварцит, халцедон, кварц, нефрит, керамиче-
ская глина и песок, минеральные пигменты (железные охры, цветная
глина), каменная соль и др.
С переходом от первобытнообщинного строя к рабовладельче-
скому, с развитием религии и возникновением античных городов и
государств огромное значение имели открытие ковкости металлов,
добыча и переработка руд золота, серебра, меди, олова, свинца, ртути,
железа, а также драгоценных камней. Для изготовления оружия и
орудий труда применялись медь, затем бронза (сплав меди с оловом)
и железо. Серебро, золото и драгоценные камни служили украшения-
ми, символами власти и широко использовались в торговом обмене.
Камни и глина с древнейших времен служили важнейшим строительным
материалом. При возведении монументальных сооружений обычно
5
употребляли легко обрабатываемые камни — известняк и песчаник, а
для колонн, внешней и внутренней отделки, для скульптур — камни
более высокого декоративного качества: мрамор, гранит, порфир, ба-
зальт, кварцит и др. При изготовлении водопроводных труб применя-
лись обожженная глина и свинец.
В течение многих веков и тысячелетий накапливался опыт исполь-
зования камня и металлов в практических целях и расширялись знания
о минеральном мире, о чем свидетельствуют остатки древней мате-
риальной культуры, древние рудники, отрывочные тексты древнеегипет-
ских папирусов и другие письменные источники. В китайских хрониках
(XX—V вв. до н. э.), индийском эпосе (XI—X вв. до н. э.), а также в
трудах античных авторов содержатся первые дошедшие до нас обобще-
ния этого опыта и разнообразные сведения о камнях, отражающие
сложившийся к этому времени уровень знаний и представлений о мине-
ралах и их систематике, о свойствах, строении, происхождении и при-
менении камней. Древнегреческий мыслитель Аристотель (384—322 гг.
до н. э.) объяснял образование металлов возгонкой их в газообразком
состоянии из недр Земли, а его ученик Теофраст дал первое системати-
ческое описание около пятидесяти минералов. В книгах древнеримского
естествоиспытателя Плиния Старшего (23—79 гг. я. э.) содержатся
более подробные описания камней, которые систематизированы по их
практическому применению.
В раннем средневековье горное дело получило особенно широкое
развитие в странах Востока, а также в Центральной Америке, Запад-
ной и Восточной Европе, где до наших дней сохранились следы древних
разработок, плавилен и кузниц: В это время на территории Средней
Азии велась интенсивная добыча руд меди, ртути, свинца, серебра, оло-
ва, железа, драгоценных камней, керамической глины и минеральных
красок. Накопленные здесь эмпирические сведения о минералах были
обобщены в трудах выдающихся ученых Арабского Востока и средне-
вековой Средней Азии. Минералы рассматриваются ими как природные
вещества, характеризующиеся не только физическими, но и химически-
ми свойствами. И хотя термин «минералы» еще не вошел в обиход,
представление о них становится все более определенным. Выдающийся
ученый средневековья Ибя-Сина (Авиценна) (980—1057) приводит
следующую классификацию минералов: 1) камни и земли, 2) металлы
(плавкие тела), 3) серные (горючие) ископаемые и 4) соли (раствори-
мые вещества).
В Европе в период раннего феодализма развитие горных промыс-
лов существенно расширилось. Уже в VI—VII вв. ведутся разработки
медных, свинцовых и серебряных руд в славянских странах — Чехии
и Моравии. Затем горнорудное дело распространяется по всей Европе:
в Венгрии добывают золото, в Саксонии — медь и серебро, в Польше —
соль, на территории современной Югославии — ртуть. На Руси в это
же время разработка железных руд велась в районах Тулы и Серпухо-
ва, в Карелии добывали слюду, в Сольвычегодске — соль.
Развитие естественных наук в Европе, в том числе науки о мине-
ралах, началось с эпохи Возрождения. К XV—XVI вв. в связи с ростом
городов, развитием торговли и промышленности, изобретением огне-
стрельного оружия растет потребность в минеральном сырье, расши-
ряются поиски и увеличиваются масштабы добычи руд различных ме-
таллов, солей, слюды, каменного угля, строительных материалов и дру-
гих полезных ископаемых. К этому времени в Европе уже сформирова-
лись крупные центры горнорудной промышленности. В Чехии, напри-
мер, таким центром был свинцово-серебряный рудник Кутна-Гора, гор-
6
ные выработки которого достигали несколько сотен метров глубины.
Вместе с рудниками соседней Саксонии они обеспечивали серебром и
свинцом потребность всей Европы. Знаменитые талеры (в России их
называли ефимками) чеканились в саксонском горнорудном центре —
городе Ехимовштале. Именно с этим пгриодом бурного роста горного
дела в Европе связано возникновение минералогии 1 как науки о при-
родных ископаемых телах, к которым относились наряду с различными
рудами и кристаллами также горные породы, окаменелости, янтарь,
каменный уголь и т. д.
Большое влияние на развитие горнорудного дела и геолого-минера-
логичеоких знаний в Европе оказала деятельность немецкого ученого
Георга Бауэра, известного под именем Георга Агриколы (1494—1555).
В его трудах были обобщены опыт и знания, накопленные при поисках,
добыче и переработке серебряных, свинцовых и оловянных руд в Саксо-
нии и Чехии. Он предложил стройную классификацию минералов, осно-
ванную на физических свойствах и морфологии минералов (цвет, блеск,
прозрачность, плотность, твердость, хрупкость, запах, вкус, внешняя
форма, наружный вид, спайность, растворимость, плавкость, текстура,
рыхлость, (Компактность, сухость). В этой /классификации все природ-
ные вещества разделены на газы, жидкости и ископаемые. Ископаемые,
в свою очередь, подразделялись на простые и сложные. Среди простых
различались земли, соли, камни и металлы, среди сложных — тонкие
(компактные) и грубые (рыхлые) смеси. Однако Агрикола еще не де-
лает различий между горными породами, рудами, окаменелостями и
собственно минералами. С небольшими вариациями принципы этой сис-
тематики сохранялись до начала XIX столетия в трудах многих ученых,
вплоть до классификации А. Г. Вернера (1750—1817), охватившей
свыше трехсот названий минералов.
Только столетие спустя в Европе завершился этот этап развития
минералогии, расцвет которого связывается с деятельностью Фрейберг-
ской горной академии, основанной А. Г. Вернером в конце XVIII в.
С этого времени начинается дифференциация науки ю минеральном
мире. По предложению А. Г. Вернера из минералогии выделилась гео-
логия, которая тогда называлась геогнозией, и палеонтология как
наука об окаменелостях (петроматогнозия), а наука о минералах и
рудах вплоть до середины XIX в. называлась ориктогнозией (греч.
«ориктос» — ископаемое).
В России минералогия начала развиваться в связи с бурным рос-
том горного дела, начавшимся при Петре I, который в 1700 г. основал
Приказ рудокопных дел для организации поисков и добычи полезных
ископаемых. В это время ведется добыча меди в Приуралье, железных
руд на севере России, слюды в Карелии и Восточной Сибири, серы в
Поволжье, серебряно-свинцовых руд на Алтае и в Забайкалье. Позднее
развернулась добыча и переработка руд железа и меди на Уоале; на-
чались разработки ценного поделочного, декоративного и строительного
камня.
Развитию горного промысла в России, изучению и освоению ее
природных богатств способствовала организация в 1725 г. Академии
наук и деятельность выдающегося ученого Михаила Васильевича Ло-
моносова (1711—1765). В его многогранной научной и просветительной
деятельности значительное место занимает организация геолого-мине-
ралогачеоких исследований и поисков руд на обширной территории Рос-
1 Термин «минералогия» (лат. minera — руда) был введен в 1636 г. итальянским уче-
ным Бернардом Цезием.
7
сии. Приступая к сочинению «Рос-
сийской минералогии», он подгото-
вил проект минералогического изу-
чения страны, к которому составил
инструкции, содержащие подробный
перечень всех указаний но сбору
камней и руд. В трудах «Слово о
рождении металлов от трясения
3°m.ii!*, «Первые основания мстал-
лурпш или рудных дел» <Ю слоях
земных» наряду с подробной харак-
теристикой руд различных метал-
лов он отмечает минералогические
признаки оруденения, описывает
физические свойства минералов;
морфологию минералов объясняет
корпускулярным строением; связы-
вает образование минералов и жил
с «загустелыми соками земли», а их
происхождение — с землетрясения-
ми. М. В. Ломоносов предложил
классификацию минералов, основан-
ную не только на физических, но и
на химических признаках. Он выде-
лил 8 классов: 1) металлы, 2) полу-
Михаил Васильевич Ломоносов металлы, 3) жирные (горючие) ми-
нералы, 4) соли, 5) камни и земли,
6) руды, 7) драгоценные камни, 8) лекарственные камни.
Большое значение в развитии геолого-минералогических знаний в
России имела организация в конце XVIII в. Петербургского высшего
горного училища, преобразованного позднее в Горный институт, где
минералогия — главная специальная дисциплина — преподавая с уче-.
том практических нужд бурно развивающейся горной промышленности.
В этот период минералогическая наука в России, находясь еще под
влиянием Фрейбергской горной академии, приобретает тем не менее
самобытные черты. Ее состояние в значительной мере отражают труды
последователя М. В. Ломоносова академика В. М. Севергина (1765—
1825), основателя Минералогического общества. По В. М. Севергину,
минералогия включает в себя описательную минералогию, минераль-
ную химию, минералогическое землеописание, экономическую минера-
логию, науку о горах и историческую минералогию. В трудах В. М. Се-
вергина наряду с точными описаниями внешних и физических свойств
большое значение придается химическому составу минералов. Характе-
ристика минералов дополняется перечнем месторождений и минераль-
ных ассоциаций. Его работы имели не только научное значение, но и
отчетливую практическую направленность на освоение минеральных
богатств России.
1\ началу XIX столетия минералогия уже полностью оформляется
в самостоятельную научную дисциплину и благодаря развитию кристал-
ломорфологических и химических исследований, а также совершенство-
ванию методов изучения физических свойств минералов вступает в но-
вый этап своего развития, сопровождающийся дальнейшей дифферен-
циацией.
Кристалломорфологическое направление в минералогии было за-
ложено еще в эпоху Возрождения. После первого описания в 1611 г.
8
Василий Михайлович Ссвергин
И. Кеплером (1571—1630) снежи-
нок и объяснения их форм правиль-
ным расположением шарообразных
частиц следует открытие в 1669 г.
датчанином Н. Степсеном (Стено)
(1638—1687) на кристаллах кварца
и гематита закона постоянства гран-
ных углов, который только столе-
тие спустя был подтвержден в 1763 г.
М. В. Ломоносовым, а затем в
1772 г. Роме де Лилем (1736—1780),
описавшим с помощью прикладно-
го гониометра на минералах около
500 кристаллографических форм.
Вместе с Р. Ж- Гаюн (1743—1821),
разработавшим теорию строения
кристаллов и установившим закон
рациональных отношений парамет-
ров, он положил начало кристалло-
морфологическому направлению в
минералогии, развитие которого
привело к выделению самостоятель-
ной науки — кристаллографии.
С изобретением в 1809 г. английским минералогом Г. В. Волласто-
ном однокружного гониометра начались планомерные измереьия крис-
таллов 'минералов. Большой вклад в изучение кристаллов минералов
внесли академик Н. И. Кокшаров (1818—1892), создатель капитального
11-томного труда «Материалы для минералогии России», и немецкий
кристаллограф В. Гольдшмидт (1853—1930), автор многотомного «Атла-
са кристаллических форм». Позднее эти труды послужили основой для
разработки П. Гротом (1843—1927) и Е. С. Федоровым (1853—1919)
учения о строении кристаллов — кристаллохимии.
Физическое направление в минералогии в начале XIX столетня
претерпевает существенные изменения: от качественных характеристик
минералов переходят к измерению их физических свойств. Широкое
распространение получила введенная в 1822 г. Ф. Моосом 10-балльна;1
шкала твердости. Изучаются тепловые, упругие, электрические и маг-
нитные свойства минералов. С середины XIX п. начинается изучение
оптических свойств с помощью поляризованного микроскопа, изобре-
тенного в 1858 г. англичанином Г. Сорби. Широко развернувшееся
вслед за этим специализированное микроскопическое изучение горных
пород привело к выделению из минералогии самостоятельной науки —
петрографии. К концу XIX в. начинается изучение люминесценции,
затем радиоактивности минералов.
Химическое направление в минералогии, уходящее корнями л
средневековую алхимию, сформировалось под влиянием бурного разви-
тия химии на рубеже XVIII—XIX вв. Именно в этот период был уста-
новлен химический состав многих минералов, в которых было открыто
более двух десятков неизвестных ранее химических элементов, таких,
как кобальт и никель, хром и марганец, молибден и вольфрам и т. д.
Сначала утверждаются представления о том, что для минералов харак-
Одийко позднее
г широкая нзмен-
тер^
Г)! .-
ч '
определенный постоянный химический состав,
обпагп'жего, что многим минералам свойствен;
sa. Их и
чеиие якилось основой
чення
Николай Иванович Кокшарпв
Евграф Степанович Федоров
Попыткам создания классификации минералов на химической
основе противостояла в начале XIX в. авторитетная школа Фрейберг-
ской горной академии. Физическая классификация минералов, предло-
женная А. Г. Вернером, уступила место химической классификации
только после того, как И. Берцелиус (1826) выделил среди минералов
классы окислов, силикатов, сульфатов, галоидов, карбонатов и других
солей. В дальнейшем этот принцип систематики с различными допол-
нениями !и уточнениями остается ведущим во всех классификациях ми-
нералов вплоть до наших дней.
На химической основе развивались в минералогии и первые науч-
ные представления о происхождении, или генезисе, минералов, опирав-
шиеся на детальные исследования псевдоморфных превращений мине-
ралов и на эксперименты по получению синтетических аналогов мине-
ралов. Большое влияние на развитие генетических идей в минералогии
оказали также успехи коллоидной и физической химии.
Позднее, к началу XX столетия, из них сложилось новое химико-ге-
нетическое направление в минералогии, основоположником которого по
праву считается выдающийся русский ученый академик В. И. Вернад-
ский (1863—1945). Рассматривая минералогию как «химию земной
коры», а минералы как продукты природных реакций, он считал необ-
ходимым относить к ним наряду с твердыми жидкие и газообразные
природные вещества. Своими трудами об изоморфизме, структуре сили-
катов, о парагенезисе, радиоактивных элементах, распределении хими-
ческих элементов земной коры, химическом составе воды и живого
вещества он заложил основы современной минералогии, а также гео-
химии, гидрохимии и биогеохимии.
Дальнейшее развитие идеи В. И. Вернадского получили в трудах
его ученика академика А. Е. Ферсмана (1883—1945), плодотворная
научная и организационная деятельность которого оказала огромное
влияние на развитие современной минералогии и геохимии. С его име-
нем связано исследование кристалломорфологии алмазов, изучение
цеолитов и слоистых силикатов, учение о пегматитах, разработка тео-
10
ретических основ геохимии, открытие и освоение минеральных
богатств Кольского полуострова, Средней Азии и других районов СССР.
В первые десятилетия Советской власти в связи с размахом геоло-
горазведочных работ в стране начали широко проводиться минералоги-
ческие исследования месторождений разнообразных полезных ископае-
мых и отдельных регионов. Эти геолого-генетинеское и топо минер алоги-
ческое направления исследований нашли отображение в известных ра-
ботах А. Е. Ферсмана, А. К. Болдырева, А. Г. Бетехтина, И. И. Гинзбур-
га, С. М. Курбатова, С. С. Смирнова, Н. А. Смольянинова, П. П. Пмли-
пенко, А. А. Твалчрелидзе, А. С. Уклонского, Н. М. Федоровского и их
учеников.
Для современного этапа развития минералогии характерна поста-
новка исследований в различных теоретических и прикладных направ-
лениях. Эти исследования широко ведутся в нашей стране. Углублен-
ному изучению минералогии различных генетических типов месторож-
дений посвящены труды К. А. Власова, В. И. Герасимовского, Е. К. Лаза-
ренко, В. Ф. Барабановн, Г. П. Барсанова, А. И. Гинзбурга, Г. А. Кру-
това, А. А. Кухаренко, Н. В. Петровской, Ф. В. Чухрова, Т. К. Шадлун
и других ученых. Большой вклад в минералогию внесли также С. Т. Ба-
далов, А. А. Годовиков, С. В. Малинко, А. С. Марфунин, В. Г. Мелков,
Д. А. Минеев, Е. И. Семенов, Д. П. Сердюченко, Г. А. Сидоренко,
Н. А. Солодов, А. С. Поваренных, Л. К. Яхонтова и др. Ими детально
изучены разнообразные минералы, открыто немало новых, в том числе
и промышленно ценных, составлены сводки по минералам отдельных
элементов и по минералогии различных типов месторождений полезных
ископаемых.
Физико-химическое направление в минералогии развивается на ос-
нове изучения природных минеральных ассоциаций и теоретического
11
Александр Евгеньевич Ферсман
анализа минеральных равновесий,
разработанных Д. С. Коржинеким и
получивших развитие в работах
В. С. Соболева, В. А. Жарикова,
A. А. Маракушева, Л. Л. Перчука
и др. Широкое развитие получило
э кепер иментал ьное моделироваи ие
эндогенных и экзогенных процессов
минералообразования, синтезирова-
ние минералов, изучение состава и
агрегатного состояния включений,
определение термодинамических
констант минералов (В. С. Балиц-
кнй, А. А. Беус, А. А. Годовиков,
Н. П. Ермаков, Д. С. Калинин,
Н. Я. Некрасов, Л. Н. Овчинников,
B. Ф. Сыромятников, Н. И. Хита-
ров, Н. Ф. Челищев и др.).
Морфогенетическое направле-
ние в минералогии, благодаря тру-
дам Г. Г. Леммлейна, И. И. Шаф-
рановского и особенно Д. П. Гри-
горьева сложилось в стройное уче-
ние о развитии минералов и мине-
ральных агрегатов — онтогению минералов. В этом направлении инте-
ресные работы принадлежат Г. Н. Вертушкову, Ю. М. Дымкову, Н. 3. Ев-
зиковой, А. Г. Жабину, Д. В. Рундквисту, Н. П. Юшкину и др.
Кристаллохимическое направление благодаря работам Н. В. Бело-
ва (1891—1982) и его учеников сформировалось в структурную минера-
логию. Расшифровка кристалличе-
ских структур минералов явилась
основой современной систематики
минералов (Г. Б. Бокий, А. С. По-
варенных, В. А. Франк-Каменецкий,
Б. Б. Звягин, Е. А. Победимская,
Ю. А. Пятенко, В. В. Бакакнн,
М. А. Симонов и др.).
Физическое направление в мине-
ралогии основано на теоретических
и методических достижениях физи-
ческих наук, особенно физики твер-
дого тела, оптической и резонансной
спектроскопии и электронной мик-
роскопии. Исследования в этом на-
правлении существенно углубили
представления о внутреннем строе*
пни минералов н позволили расшиф-
ровать природу физических свойств
минералов. Развитие этих исследо-
ваний начатых в нашей стране в
послевоенные годы С. А. Грум-Гржи-
Меланхолтп'.ь'м,
П.
viafi.'ic. п. Ч
Варгановым, А С. Поваренных
Г. Ф. Комовским, благодаря трудаj
В. М. Винокурова, Г. С. Грицаем
Николай Васильевич Белов
12
ко, А. С. Марфунина, А. Н. Платонова, А. Д. Ракчеева, М. И. Самой-
ловича, Г. А. Сидоренко, А. Н. Таращана и других оформилось в науч-
ное направление — физику минералов.
Большое внимание в последние годы уделяется прикладным мине-
ралогическим исследованиям — поисковой и технологической минерало-
гии. На основе учения о типоморфизме минералов разрабатываются
минералогические методы поисков и критерии оруденения, проводятся
минералого-технологические исследования руд с целью полного и комп-
лексного использования минерального сырья и охраны окружающей
среды (Ф. В. Чухров, А. И. Гинзбург, Н. В. Петровская, В. И. Кузьмин,
Д. А. Минеев, Н. Ф. Челищев и др.).
Труды советской минералогической школы занимают ведущее по-
ложение в мировой минералогической науке. Они связаны с практиче-
скими потребностями народного хозяйства и наряду с другими геологи-
ческими исследованиями помогают выявлению и разведке разнообраз-
ных полезных ископаемых, и тем самым играют важную роль в созда-
нии и освоении минерально-сырьевой базы нашей страны.
СОВРЕМЕННЫЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О МИНЕРАЛАХ
В настоящее время минералами называют физически и химически
однородные кристаллические тела, образовавшиеся в результате при-
родных физико-химических процессов.
С физико-химической точки зрения минерал представляет собой
твердую фазу. Устойчивость минералов зависит от температуры, дав-
ления или химического состава среды. Например, с увеличением давле-
ния может изменяться кристаллическая структура, а при нагревании
происходит плавление минерала или его растворение в воде. Наоборот,
охлаждение расплава, конденсация газов или насыщение раствора
могут привести к выделению твердой фазы. Поэтому природные жид-
кости или газы представляют собой не минералы, а среду образования
или изменения минералов.
С физической точки зрения минералы представляют собой конечные
по своим размерам кристаллические тела, которые называются мине-
ральными индивидами. Каждый индивид характеризуется определенной
поверхностью в виде граней кристаллов или произвольных межзерновых
границ.
Минеральные индивиды обычно находятся в срастании с другими
индивидами, образуя различные горные породы, руды и другие агрега-
ты, слагающие разнообразные геологические тела: интрузии, жилы и
залежи полезных ископаемых и т. д. Они могут находиться также в
тонкодисперсном состоянии, в аморфных, стеклообразных и коллоидных
образованиях, а также в виде суспензий и взвесей в природных водах и
газах Земли или в космосе.
С кристаллохимических позиций минералы представляют собой
индивиды, характеризующееся кристаллическим строением, т. е. опре-
деленными конституционными признаками — типом структуры и идеа-
лизированным химическим составом. Все встречающиеся в природе
минеральные ьн шип ты япляются крис: аллохнмнческь тождественными,
т. е. близкими по составу г. строению представителями одного кине-
щиъного вида. Каждый минеральной и.тд имеет собственно- незнание,
а его химический сослал выражается идеализированной формулой.
Согласно определению, минералы одинакового состава с различной
структурой относятся к разным минеральным видам. Химические гра-
13
ницы минеральных видов переменного состава с однотипной структурой
менее определенны, особенно в случаях, когда содержание отдельных
компонентов меняется очень широко, вплоть до полной взаимозаменяе-
мости. Минералы промежуточного состава со стехиометричным, т. е.
кратным простым числам, соотношением компонентов, отличающиеся от
других минералов переменного состава структурной упорядоченностью,
представляют собой самостоятельные минеральные виды.
Пользуясь общим термином «минерал», следует всегда иметь в
виду, что подразумевается под ним в каждом конкретном случае.
В дальнейшем изложении термин «минерал» будет нести двойную на-
грузку как синоним понятий «минеральный вид» и «индивид». Мине-
ралы могут быть представлены разновидностями, отличающимися неко-
торыми особенностями химического состава и структуры, а также мор-
фологией или физическими свойствами.
Химические разновидности характеризуются содержанием примес-
ных элементов в определенных естественных границах. Нередко они
имеют собственные названия, например марматитом называется желе-
зистый сфалерит.
Структурные разновидности минералов отличаются некоторыми
особенностями кристаллической структуры обычно при неизменном
химическом составе. Примером могут служить правые и левые струк-
турные формы кварца, минералы с закономерным или случайным рас-
положением в структуре взаимозаменяемых атомов элементов, т. е. с
различной степенью упорядоченности (полевые шпаты — ортоклаз и
санидин), слоистые минералы с различным порядком чередования атом-
ных слоев в структуре (мусковит, .молибденит) и т. д.
Морфологические разновидности минералов имеют присущий
только им облик кристаллических индивидов или минеральных агрега-
тов. Многие из них имеют собственные названия, например халнедон —
колломорфная скрытокристаллическая разновидность кварца, селе-
нит — параллельно-волокнистая разновидность гипса и др.
Физические разновидности минералов характеризуются специфиче-
скими физическими свойствами, в основном оптическими — прозрач-
ностью и окраской. Некоторые разновидности являются драгоценным*
минералами или применяются в промышленности. К ним относятся, на-
пример, ярко-зеленый берилл — изумруд, голубой —- аквамарин, жел-
тый — гелиодор; прозрачная разновидность кварца — горный хрусталь,
фиолетовая — аметист, черная — морион и т. д.
Необходимо подчеркнуть, что минералы образуются не только в
земной коре. Они входят в состав мантии и более глубоких недр нашей
планеты, рассеяны в гидросфере и атмосфере. Минералы слагают
также Луну, многие планеты и их спутники, астероиды, входят в состав
метеоритов и мельчайших частиц космической пыли, падающих на по-
верхность Земли; они образуются также при столкновении с Землей
крупных космических тел.
Специальное название «искусственные минералы» имеют синтети-
ческие аналоги минералов, которые нередко получают в виде крупных
кристаллов. В последнее время некоторые из них выращиваются в про-
мышленных масштабах с целью замены дефицитного минерального
сырья: оптического кварца, алмаза, корунда, изумруда и др. К объектам
минералогических исследований относятся также техногенные минера-
лы, образование которых в природных условиях стимулировано произ-
водственной деятельностью человека, например на стенках горных
выработок и в рудных отвалах, в обсадных трубах буровых скважин
и т. д.
14
К минералам относятся такие кристаллические продукты жизне-
деятельности различных организмов, например сульфатредуцирующих
бактерий, благодаря которым самородная сера и карбонат кальция
образуются за счет гипса. Входя в состав ткани животных и растений,
минералы образуют органо-минеральные агрегаты, например в виде
апатита в костях, флюорита в зубах, целестина или тридимита в скеле-
те радиолярий и т. д. После отмирания организмов некоторые из этих
минералов образуют скопления ценного минерального сырья, например
фосфоритов, трепела и т. д.
В настоящее время установлено свыше 3000 минеральных видов и
почти столько же разновидностей. Каждый год открывают несколько
десятков минералов. Земная кора сложена в основном полевыми шпата-
ми и кварцем, па их долю приходится 55 и 10% соответственно (дан-
ные А. Е. Ферсмана), широко распространены также пироксены, амфи-
болы, хлориты, слюды, глинистые минералы, карбонаты и др. Сравни-
тельно часто встречаются еще несколько десятков видов минералов.
Остальные очень редки.
Некоторые минералы представлены огромными массами почти
мономинеральных пород или промышленных скоплений — месторожде-
ниями полезных ископаемых. Примером могут служить магнегит, маг-
незит, кальцит, гипс, галит и др. В то же время известны минералы,
которые находятся в количестве, едва достаточном для их диагностики.
Распространенность и число минеральных видов в земной коре
определяются в основном распространенностью и химическими свойст-
вами атомов минералообразующих элементов, способность которых
концентрироваться с образованием минералов или рассеиваться, т. е.
их химическая активность, зависит от физико-химических условий
среды. Распространенность химических элементов в земной коре опре-
деляет массу количественно преобладающих видов минералов. Много-
образие видов и разновидностей можно было бы определить числом
возможных сочетаний химических элементов. Однако это допущение не
согласуется с реальным числом известных минералов. Ограниченность
числа минеральных видов обусловлена тем, что не все даже распрост-
раненные химические элементы могут взаимодействовать с образова-
нием устойчивых соединений в природных условиях. Наиболее рас-
пространенными видообразующими элементами в минералах являются
О, Si, Al, Fe, Са, Na, Mg, К, Ti. Среди среднераспространенных — S,
С1, С, Mn, Н, а в числе нераспространенных и редких — Си, В, Be, Pb,
Sb, As, Bi, Se, U, Ag, Те и др. Некоторые элементы вообще не образуют
самостоятельных видов минералов и находятся в рассеянном состоя-
нии, например рубидий, инертные газы, некоторые элементы группы
редких земель.
ЗНАЧЕНИЕ И ОСНОВНЫЕ ЗАДАЧИ МИНЕРАЛОГИИ
Познание минерального мира, возникновение и развитие минерало-
гии всегда происходили и происходят в .основном в связи с практиче-
скими потребностями человечества. Развитие производительных сил на
всех стадиях развития человеческого общества связано с непосредст-
венным использованием минералов или извлекаемых из них ценных
компонентов — благородных, цветных, черных и редких металлов и
неметаллов, рассеянных элементов, разнообразных химических соедине-
ний. С дальнейшим расширением потребностей в минеральном сырье
роль минералогических исследований в обеспечении промышленности
минерально-сырьевой базой еще более увеличивается. В общей слож-
15
ности в настоящее время в промышленных целях используют около 10%
всех минеральных видов, и число их благодаря минералогическим
исследованиям непрерывно растет (в среднем на 10—15 минеральных
видов в десятилетие). Только за последние 15—20 лет приобрели про-
мышленное значение такие редкие минералы, как фенакит Be2fSi04],
бертрандит Be4[Si207] (ОН)4, бадделеит Zr02 и даже недавно открытые
новые минералы, например кордероит Hg3S2Cl2, гагаринит NaTRCaF6
и др.
Важнейшая задача минералогических исследований в настоящее
время состоит в расширении минерально-сырьевой базы, в выявлении
новых видов минерального сырья, за счет,-. 1) поисков промышленных
кон центр ацйй минералов, считающихся редкими; 2) изучения физиче-
ских й физико-химических свойств минералов; 3) выявления в извест-
ных распространенных минералах высоких, концентраций элементов-
примесей; 4) открытия новых рудных минералов.
Необходимо отметить важность, минералогических исследований
при проведении поисково-разведочных работ и для оценки качества руд.
Уметь правильно и быстро определять минералы, знать их поисковое и
промышленное значение — необходимое условие высокой квалификации
не только минералогов, но и всех геологов. Эффективное использование
минералогических знаний на всех стадиях геологических исследований
(геологическая съемка, геологоразведочные работы, ревизия рудопро-
явлений и аномалий, выявленных геохимическими и геофизическими
методами) имеет большое практическое значение, служит оценке пер-
спективности оруденения на глубину и позволяет оценить возможности
комплексного использования минерального сырья. Дальнейшие задачи
минералогии в этом направлении состоят в разработке .надежных мине-
ралогических признаков промышленного оруденения и критериев тех-
нологического качества руд на основе теоретических и методических
успехов физики минералов.
Огромно влияние, которое оказала минералогия на развитие других
естественных наук. Химия и предшествующая ей алхимия развивались
на основе изучения химического состава и свойств различных минера-
лов и руд; на минералах отрабатывались методы аналитической химии,
большинство химических элементов было обнаружено при изучении
химического состава минералов. Многие физические свойства л явления
первоначально были открыты на природных кристаллах. С них же
началось развитие представлений о строении кристаллического вещест-
ва. Именно в недрах минералогии, как уже отмечалось, зародились и
в дальнейшем получили самостоятельное развитие кристаллография,
петрография, геохимия, учение о полезных ископаемых и др.
Современная минералогия находится в тесном взаимодействии с
фундаментальными естественными науками — физнкой и химией.
Широко используя теоретические и методические достижения этих наук,
она служит проводником научно-технического прогресса в смежные гео-
логические и прикладные науки, связанные с изучением минерального
состава пород и руд, с поисками, разведкой и переработкой минераль-
ного сырья. Минералогические методы широко используются в петро-
графии, литологии и геохимии, при изучении почв и грунтов, в мерзло-
товедении, при изучении состава окамепелостей и каустобиолитов, в ме-
дицине, археологии и других науках. Вместе с тем необходимость
детального изучения состава, структуры и свойств минералов в науч-
ных и прикладных полях активно стимулирует развитие высокочувстви-
тельны:*, д.,.\а п.ных и SKcnpccciiux фг.*:и их и химических методов,
Часть 1
ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ
О МИНЕРАЛАХ
КРИСТАЛЛОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
МИНЕРАЛОВ
МЕЖАТОМНАЯ СВЯЗЬ
И КООРДИНАЦИЯ АТОМОВ В МИНЕРАЛАХ
Энергия связи, межатомные расстояния и электронное строение
атомов в минералах. Минералы — вещества кристаллические, слагаю-
щие их атомы химических элементов располагаются в узлах простран-
ственной решетки в закономерном порядке и удерживаются в равно-
весном состоянии силами взаимного притяжения и отталкивания. При-
рода и величина этих сил определяются свойствами взаимодействую-
щих атомов химических элементов. Эти свойства обусловлены зарядом
ядра, электронным строением атомов и являются неповторимыми для
разных химических элементов.
Образование любого химического соединения, в том числе минера-
лов, можно представить как сближение свободных атомов до опреде-
ленного расстояния между ними, при котором силы притяжения и от-
талкивания уравновешены. Равновесному состоянию атомов соответст-
вует минимум энергии, так как в химическом соединении потенциаль-
ная энергия атомов меньше, чем энергия свободных, несвязанных
атомов. В общем виде разность между величиной энергии свободных
атомов и минимумом потенциальной энергии атомов в связанном со-
стоянии определяется как энергетическая мера химическое связи.
В кристаллах она называется энергией кристаллической решетки. Эта
величина означает, что при образовании кристалла выделяется некото-
рая часть свободной энергии. Для разрушения же кристалла необходи-
мо затратить соответствующую по величине долю энергии. При назревании
минералов, вследствие увеличения амплитуды колебательных движений
атомов и их смещения относительно равновесных положений, средние
межатомные расстояния увеличиваются. При значительном увеличении
температуры средние межатомные расстояния резко возрастают, в ре-
зультате чего происходит разрушение минералов. Увеличение давления,
наоборот, способствует сближению атомов и уменьшению расстояния
между ними.
Расстояние между атомами — величина весьма характерная при
определенной температуре и давлении для каждого кристаллического
вещестча, в том числе н для минералов. Размеры атомов ц ионов ь
консталлах зг..:*:сят псеждо всего :.г с'лектсопго.о строения со-.:тгет;:т-
z
X
s
z
Рис. 1. Конфигурация s-, p- и d-орбиталей (пояснение в тексте)
рой отличаются не только размерами, но и конфигурацией, которая
описывается орбиталями. Как известно, s-орбитали имеют сферическую
конфигурацию, три р-орбитали ориентированы вдоль координатных
осей рх, Ру, pz, пять d-орбиталей характеризуется координатными
(dx^-уг, йгг ) и межкоординатными dxy, dxz, dyz ориентациями (рис. lj.
Сложнее ориентация f-орбиталей.
Координационные числа и координационные полиэдры. Размеры и
электронная структура атомов определяют характер их пространствен-
18
ного размещения в кристаллической структуре минералов относительно
друг друга, т. е. координацию. Координационное число (К. Ч.) указы-
вает, какое количество атомов или ионов противоположного знака рас-
полагается на ближайшем расстоянии от данного иона. Пространствен-
ное расположение координирующих атомов (ионов) в разных минера-
лах различное. Оно описывается геометрическими фигурами, вершины
которых представляют собой центры координирующих атомов. Объем-
ные координирующие фигуры называются координационными много-
гранниками (или полиэдрами). Координационное число и тип координа-
ционного полиэдра зависят от характера пространственного расположе-
ния атомов в минералах. Простейшему случаю плотнейшей упаковки
сферических по форме атомов одного размера отвечают координацион-
ные полиэдры с К. Ч.= 12. Например, у самородной меди координа-
ционный полиэдр каждого атома меди представляет собой 12-вершин-
ный кубооктаэдр. Атомы или ионы, расположенные в пустотах плотней-
шей упаковки других атомов, имеют октаэдрическую или тетраэдриче-
скую координацию. Например, в галите ХаС1 крупные анионы хлора
образуют плотнейшую кубическую упаковку, а катионы натрия распо-
лагаются во всех октаэдрических пустотах; в этой структуре каждый
катион окружен 6 анионами (К. Ч. = 6). В корунде А1203 ионы алюми-
ния занимают только 2/3 октаэдрических пустот плотнейшей гексаго-
нальной упаковки ионов кислорода. Плотнейшая упаковка искажается,
если размеры координированных атомов оказываются больше соответ-
ствующих октаэдрических и тетраэдрических пустот.
Координация атомов и типы химических связей. Координация ато-
мов в структуре минералов определяется также типом химической свя-
зи .между ними — состоянием, которое, в свою очередь, зависит от
электронной структуры взаимодействующих атомов и расстояния между
ними. Для большинства минералов характерны ионная и ковалентная
связи. Сравнительно небольшой части минералов свойственна метал-
лическая связь. Кроме того, большое распространение имеют остаточ-
ная (ван-дер-ваальсова) и водородная связи. Обычно в минералах про-
являются два или три типа химической связи. Особенно распростране-
ны в минералах промежуточные ионно-ковалентная и ковалентно-ме-
талличеокая связи. Структуры минералов с одним типом химической
связи атомов называются изо- или гомодесмическими; если в минералах
реализуются несколько типов межатомных связей — анизо- или гетеро-
десмическими.
В случае ионной связи, характеризующейся электростатическим
притяжением противоположно заряженных ионов, координация атомов
в кристаллической структуре определяется главным образом соотно-
шением размеров катионов и анионов (табл. 1, рис. 2). Однако для
многих других минералов характерны кристаллические структуры, в ко-
торых координационные числа атомов и координационные фигуры обус-
ловлены электронной структурой атомов и типом химических связей
(рис. 3).
Ковалентная связь возникает, если у взаимодействующих атомов
орбитали с неспаренными электронами перекрываются таким образом,
что пара электронов с противоположными спинами занимает отдель-
ную, так называемую молекулярную орбиталь. В самородной сере кова-
лентная связь между 8 атомами серы с ее конфигурацией ls22s22p63s23p4
(уровню Зр4 соответствует одна орбиталь с двумя спаренными электро-
нами и две орбитали с одним неспаренным электроном каждая) осу-
ществляется в результате перекрытия каждой из двух орбиталей с не-
спаренными электронами и аналогичных Зр-орбиталей соседних атомов
19
Таблица 1
Координационные числа и конфигурации в минералах
с разным отношением радиусов катионов и анионов
Отношение радиусов
катионов и анионов
Va
к- ч.
Примеры координационных конфигураций в минералах
0,155—0,225
3
треугольная С03 — в кальците
0,225—0,414
4
тетраэдрическая Si04—в оливине
0,414—0,732
6
октаэдрическая SnOe — в касситерите
0,732—1
8
кубическая CaFg — во флюорите
>\
12
кубооктаэдрическая FeFeio — в самородном железе
серы. В результате спаривания электронов на каждой Зр-орбнтали об-
разуются молекулярные связывающие орбитали с выигрышем энергии.
В случае перекрывания разных орбиталей неспаренные электроны
каждой из них перераспределяются так, что оказываются равноценными
Треугольник Тетраэдр Октаэдр
0,155 0,225 0,т
Квадратная антипризма Куб Кубооктаэдр
0,6^5 0,732 4000
Рис. 2. Соотношение радиусов катионов (темные кружки) и анионов
(светлые кружки) в различных координационных полиэдрах, харак-
терных для минералов с ионным типом химической связи
и образуют совокупность «гибридизированных» орбиталей. Ярким при-
мером ковалептной связи с гибридизацией орбиталей з минералах
служит алмаз. В основном состоянии электронная конфигурация угле-
рода ls~2s-2p" имеет две 2;>орбнталл, занятые неспаренкыми электро-
памп. Образованию алмаза предшествует переход атсча углерода в
возбужденное состояние Ь-"2--'?;. г ^ у '-у-г-: с г>д\т . результате
ncpVHoca одного 2;-элскг кг. о,.":; . г ... чг 2р-о <б|-тяясй.
Из этих орбиталей с иесаар;п:;и:.::? элек:репами, перл-рыпаясь с ана-
логичными орбнталямн соседних атомов углерода, формируются гнб-
20
о—•—о
Рис. 3. Координационные полиэдры в минералах с ковалептной связью:
а — линейная и б — уголковая конфигурации (К. Ч. = 2); в ■— триго-
нальпая пирамида (К Ч. = 3); г — тетрагональная пирамида (К. Ч =4); д—
плоская конфигурация — квадрат (К. Ч. = 4); е — тригональная дкпирамида
(К. Ч. = 5); ж — тригональная призма (К. Ч. = 6): з — дисфеноид (К. Ч.=
= 8); и — лавесовский полиэдр (К Ч.= 12); к — гексагональный кубооктаэдр
(К. Ч.= 12)
ридные связывающие «р3-орбитали, энергетически и геометрически пол-
ностью идентичные. При взаимном отталкивании орбитали атомов
углерода создают направленную в разные стороны ковалентную связь
под максимальным углом 109°28'. Это соответствует характерному для
алмаза тетраэдричеокому окружению каждого атома углерода четырьмя
другими (рис. 4).
Рис. 4. Структура алмаза — фраг-
мент тетраэдрической sp'1 связи ато-
мов углерода
Рис. 5. Структура графита с ван-дер-
ваальсовой связью между гексаго-
нальными плоскп\:п сетками атомов
углерода с треугольной sp~ связью
Расстояние
СВЯЗЬЮ II CO'JTI
ел-- чае ео- ■•"■й
лзх с ког.але'тюи химической
1/7 "s.'C " ОМС'ТЗ Г"~:~Ь!Л:е, чем в
с "снсгтт от з. уу-.о: ПГ'П КОН
фигур.0.'--:;! взаимодействующих атомов. Кйирямс-р, для углерода кова-
лстнын радиус может иметь различные значения в зависимости от типа
'жду атомами в минер:
"ттвепто кг,":алепт"I-""' "
зг. К.онглентный гэдчл
21
Таблица 2
Координационные числа и многогранники атомов
с различными типами гибридизации ковамнтных связей в минералах
к. ч.
Координационная конфигурация
Тип гибридизации
ковалснтных связей
Примеры координации в минералах
2
ЛИНИЯ
угол
sp, dp
р2, ds
Hg — в киновари
S — в самородной сере
3
треугольник
тригональная пирамида
sp2, dsp
р\ d2p
С — в графите
РЬ — в галените
4
квадрат
тетраэдр
dsp2, cPp*
sp3, d3s
Си — в азурите
Zn — в сфалерите
5
тетрагональная пирамида
тригональная дипирамида
d2sp2, rf4s
d3sp
Си — в малахите
V — в ванадините
6
тригональная призма
октаэдр
d4p, d;'p
d2sp, spscp
Мо —■ в молибдените
Sn — в касситерите
связующих гибридизированных орбиталей: 0,0722 нм (sp3) в алмазе и
0,0665 нм (sp2) в графите (рис. 5).
Таким образом, координационное число и координационные много-
гранники в структуре минералов с ковалентными атомными связями
определяются числом связывающих орбиталей и их направленностью.
Характерные координационные фигуры для элементов с различным ти-
пом гибридизации ковалентных связей приведены в табл. 2. Для мине-
ралов с металлическим типом химической связи, возникающей при
полном обобществлении участвующих в связи электронов, характерна
плотнейшая упаковка сферических атомов с образованием трех типов
кристаллических структур. В гранецентрированной ячейке структуры
самородного железа каждый атом находится в кубооктаэдрическом
окружении с К. Ч. = 12. В объемноцентрированнной ячейке структуры
самородного золота координационный многогранник представляет
собой куб с К. Ч. = 8. В гексагональной плотнейшей упаковке самород-
ного осмия атомы образуют гексагональный кубооктаэдр с К. Ч.= 12.
Промежуточные ковалентно-металлические межатомные связи с
широкой гибридизацией s-, р- и d-орбиталей и частичным обобществле-
нием электронов являются обычными для минералов, в составе которых
преобладают ионы переходных металлов. Особенно они типичны для
многих окислов и сульфидов. Атомы в этих минералах характеризуются
чрезвычайным разнообразием координационных полиэдров, которое
определяется числом и направленностью связывающих орбиталей (см.
рис. 3, табл. 2).
Ван-дер-ваальсова связь свойственна гетеродесмичным структурам
минералов с неодинаковыми расстояниями в различных направлениях.
Например, в графите расстояние С—С между атомами углерода в гекса-
гональной плоской сетке составляет 0,0665 нм, а между сетками —
0,337 нм (см. рис. 5).
Водородная связь, возникающая в случае коллективного использо-
вания протона соседними атомами кислорода, оказывает существенное
влияние на межатомные расстояния и координацию атомов в структуре
минералов. В наиболее полном виде она проявлена в структуре льда
Н20, где атомы кислорода находятся в тетраэдрической координации
22
других четырех атомов кислорода, а атомы водорода располагаются
между двумя соседними атомами кислорода (рис. 6). При взаимодейст-
вии с четырьмя атомами водорода на кислороде возникают четыре
5р3-орбитали, две из которых участвуют в ковалентной связи с бли-
жайшими двумя атомами водорода, а две другие в этой связи че участ-
вуют. В кристаллической структуре льда каждая дипольная молекула
Н20 связана с другими силами слабого электростатического взаимо-
действия, которые описываются как водородная связь. Водородная связь
осуществляется также в
тех случаях, когда молекулы
воды входят в структуру
минералов, участвуя в ко-
ординации катионов, напри-
мер в сульфатах — эпсоми-
ге Mg[S04] • 7Н20 и халь-
кантите Cu[SCVJ-5H20 или
з виде менее связанных мо-
лекул в слоистых силика-
тах и цеолитах.
Межатомные расстояния
и координация ионов пере-
ходных групп элементов.
Расстояния между атомами
и конфигурация координа-
ционных полиэдров в ми-
нералах, содержащих ионы'
переходных металлов, свя-
заны с особенностями их
электронного строения и
характером взаимодействия
с координирующими анно-
нами (лигандами). Это вза-
имодействие описывается
теорией кристаллического
поля лигандов, которая ос-
нована на предположении
электростатического меж-
атомного взаимодействия, отвечающего случаю чисто ионного типа хи-
мической связи. В соответствии с этой теорией пять d-орбиталей сво-
бодного иона вырождены, так как имеют одинаковые энергии. В кри-
сталлическом поле вырождение снимается, и в результате пять одина-
ковых уровней расщепляется. Характер и степень расщепления зависят
от координации лигандов и распределения электронов по орбиталям.
Например, в октаэдрическом поле две координатные d-орбитали —
•dxz_y^ и йгг, — ориентированные вдоль координатных осей, направлены
на лиганды, располагающиеся в вершинах октаэдра, а три другие, меж-
координатные d-орбитали — dxy, dxz и ds2 —занимают промежуточное
положение (см. рис. 1). Координатные d-орбитали, испытывая отталки-
вания от анионов, оказываются на более высоком энергетическом уров-
не, а межкоординатные, в соответствии с законом сохранения энергии,—
на относительно низком. Величина расщепления А в октаэдрическом
поле больше, чем в тетраэдрнческом (рис. 7). Электронная конфигура-
ция, т. е. распределение электронов по орбиталям различной энергии, за-
висит от величины расщепления А. В случае малого значения А элект-
роны распределяются равномерно по орбиталям всех уровней — высоко-
Рис. 6. Структура льда
между молекулами Н20
водородная связь
23
спиновая конфигурация (рис. 8, а). Если число электронов больше, чем
орбиталей, то пары электронов с различными спинами располагаются
на орбиталях с меньшей энергией. Если же величина А больше энергии
электрон-электронного отталкивания, то электроны располагаются
только на орбиталях с низшей энергией, образуя пары со скомпенсиро-
ванными спинами — низкоспиновая конфигурация (рис. 8, б). В зави-
симости от величины А и характера заполнения орбиталей различных
уровней находятся некоторые физические свойства (оптические, магнит-
ные и другие, которые будут рассмотрены ниже), межатомные расстоя-
ния, а также симметрия ближайшего окружения.
/
поле \^
Рис. 7. Расщепление уровней "d-элект.ропов
в октаэдрическом (а) и тетраэдрическом
(б) полях
Рис. 8. Распределение элект-
ронов в высокоспиновой (а)
и низкоспиновой (б) элект-
ронной конфигурации
Если d-электроны в случае высокоспиновой конфигурации распо-
лагаются на координатных орбиталях, то они экранируют положитель-
ный заряд металла от лиганда. Вследствие этого связь ослабляется и
межатомное расстояние увеличивается. Можно считать, что ионы в
высокоспиновом состоянии имеют большие размеры, а в низкоспино-
вом — меньшие. Поэтому в условиях больших давлений предпочти-
тельней образование минералов с ионами в низкоспиновой конфигура-
ции. Именно в такой конфигурации, как предполагают, находятся мно-
гие ионы переходных элементов в минералах глубоких недр Земли.
СТРУКТУРА МИНЕРАЛОВ
Основные структурные типы минералов. Все многообразие крис-
таллических структур минералов можно свести к пяти типам, отличаю-
щимся характером расположения атомов.
1. Координационные структуры характеризуются одинаковыми рас-
стояниями между атомами. Для структур этого типа в минералах с
металлической и ионной химической связью характерна плотнейшая
упаковка металлов (золото самородное), анионов, например кислорода
в гематите, или катионов — кальння во флюорите.
2. Островные структуры характеризуются различными межатомны-
ми расстояниями. В этих структурах комплексные анионные радикалы
или замкнутые молекулы представляют собой как бы отдельные
«острова». Межатомные расстояния в пределах этих <-острозов» меньше,
рованпым тетраэдричеоким анионным радикалом fSi04]4_: оливин
(Mg, Fe)2[Si04], топаз Al2[Si04] (ОН, F)2 и др.; карбонаты с изолиро-
ванным треугольным радикалом [С03]2_: кальцит Са[С03], доломит
CaMg[C03]2 и др. В других минералах «острова» имеют более сложное
стоосине- двойные радикалы rSioOrl6-, например в каламине
Zn«[Si;07] (0Н)чН20, тройные, четверные, шестерные и более сложныэ
колья а, например [Si6Ot8] |2~ в берилле. Реальгар [AsiSjJ п сера само-
родная [SfJ служат примером молекулярных островных структур.
3. Цепочечные структуры образованы бесконечными одномерными
радикалами, которые состоят из линейно связанных координационных
полиэдров. Расстояние между атомами в пределах цепочек меньше, а
провисеть химической связи больше, чем между ними. В структурах
одних минералов цепочки одинарные, например в силлиманите
Al [S1AIO5]. В структуре других минералов цепочки сдвоены — это лен-
точные структуры, примером их может служить антофиллит
Mgr[Si4On]2(OH)2.
4. Структуры слоистые (листовые) отличаются тем, что межплос-
костные расстояния в пределах плоскости (слоя) меньше, чем между
плоскостями (слоями), и соответственно атомы прочнее связаны с со-
седними атомами плоскости (слоя), чем с атомами другой плоско-
сти (другого слоя). Такую структуру имеют графит, тальк
Mgg[Si4O',0] (ОН)2, брусит Mg(OH)2.""
5. Каркасные структуры характеризуются ажурным объемным сое-
динением координационных полиэдров всеми общими вершинами или
ребрами. В крупных пустотах каркаса могут располагаться большие по
размерам атомы. Структуры с каркасным мотивом имеют кварц Si02 и
полевые шпаты, например альбит Na[Si3A10g]. —
В пределах некоторых структурных типов можно выделить струк-
турные мотивы, расположенные в структурах минералов атомов или
их группировок. Так, к сульфатам, характеризующимся островным ти-
пом структуры, относится гипс Ca[S04]-2Н20, в котором отчетливо
выделяется слоистый мотив расположения молекул Н20 и пакетов,
сложенных ионами Са2+ и [S04]2_.
Полиморфизм и полиморфные превращения. Явление кристаллиза-
ции вещества одного и того же состава в виде кристаллов разных син-
гоний было установлено в прошлом веке и названо полиморфизмом,
а переходы из одной кристаллической формы в другую — полиморфны-
ми превращениями, или переходами. Полиморфизм минералов означает
многообразие их кристаллического строения при одном и том же хими-
ческом составе. Минералы одного и того же состава, но с разной крис-
таллической структурой называются полиморфными модификациями.
Последние могут отличаться координационным числом. Например, у
полиморфных модификаций состава A^SiOo для ионов Al34" К. Ч.=6
(у дистена), 6 и 5 (у андалузита), 6 и 4 (у силлиманита). При одинако-
вом К. Ч. полиморфные модификации иногда отличаются типом плот-
нейшей упаковки. Например, в основе структуры сфалерита — плотией-
шая кубическая упаковка ионов серы, а у вюртцита того же состава —
гексагональная.
Среди минералов распространены также полиморфные модифика-
ции, которые отличаются только тем, что одинаковые координационные
группировки атомов при одном и том же мотиве располагаются отно-
сительно друг друга -под разными углами. Структура полиморфных мо-
дификаций этого типа характеризуется каркасным мотивом. Примером
полиморфизма могут быть полиморфные модификации состава Si02: а-
и р-кварц, р-кристобалит, тридимит и др. С физико-химической точки
25
зрения полиморфные модификации минералов представляют собой
фазы, характеризующиеся устойчивостью в известных пределах темпе-
ратуры и давления, которые могут быть определены экспериментально
или расчетным путем. Полиморфные превращения бывают обратимыми
(энантиотропными) и необратимыми (монотропными). Например, при
нагревании до 340° арагонит монотропно превращается в кальцит, об-
ратного превращения при охлаждении не происходит. Примером энан-
тиотропного превращения служит переход а-кварца в [3-кварц при тем-
пературе 573°. Полиморфные модификации минералов используются
в качестве геотермометров и геобарометров.
Нередко полиморфные превращения происходят ,< с сохранением
внешней формы. Такие образования называют параморфозами. Очень
часто встречаются параморфозы (3-кварца по а-кварцу, кальнита по
арагониту, пирита по марказиту.
Политипы минералов. Многие минералы с плотнейшей упаковкой
или слоистой структуры, имеющие одинаковые межатомные расстояния
и координационные полиэдры, отличаются друг от друга небольшим
смещением одних слоев или пакетов относительно других. Такие смеще-
ния представляют собой сдвиг или поворот на некоторый угол. След-
ствием этого является изменение периодичности чередования слоев или
пакетов при сохранении их внутренней структуры. Такого рода поли-
морфные модификации называются политипами, а само явление —
политипией. У графита установлены два политипа — гексагональный
графит 2Н и ромбоэдрический 3R. Цифра 2 означает последовательность
чередования слоев АВ/АВ/АВ..., цифра 3 — АВС/АВС/АВС... Буквенный
символ — первая буква названия ячейки: Н — гексагональная, R —
ромбоэдрическая, М — моноклинная, О — ромбическая и т. д. Образо-
вание политипов объясняется особенностями послойного роста, различ-
ной степенью структурной упорядоченности и пр.
СТРУКТУРНЫЕ НЕСОВЕРШЕНСТВА
МИНЕРАЛОВ
Минералы представляют собой не идеальные, а реальные системы
взаимодействующих атомов, характеризующиеся нарушениями перио-
дичности кристаллического строения.
Точечные дефекты. Элементарными несовершенствами структуры
минералов являются точечные дефекты — вакансии и междуузельпые
атомы. Концентрация этих дефектов связана в основном с температур-
ными условиями образования, т. е. находится в равновесии с темпера-
турой. Поэтому точечные дефекты называют тепловыми, или равновес-
ными.
Вакансии атомов V представляют собой свободные, не запятые по-
зиции атомов идеальной кристаллической структуры (рис. 9, а). К ним
относятся, например, вакансии атомов меди Vcu в 'Кристаллах самород-
ной меди. Для минералов более сложного состава, например, в ионных
кристаллах могут 'быть катионпые Vr и анионные Va вакансии. Между-
узельпые атомы М; (внедренные, или интерстипнонные) можно предста-
вить как атомы, смешенные из своих позиций в соседние междуу.злия
(рис. 9, б). Координационное число внедренного атома может отличать-
ся от К. Ч. в его обычной позиции. Например, в галите NaCI между-
узельпые атомы Nar- занимают свободные тетраэдрические пустоты
с К. Ч =4. Точечные дефекты минералов (кроме самородных) характе-
ризуются избыточными, или эффективными, зарядами. Например;,
26
анионная вакансия имеет избыточный положительный заряд, обозна-
чаемый точками: Vr, а катпонная — отрицательный заряд, обозначае-
мый штрихом: V'K. Междуузельные ионы обладают избыточным за-
рядом и знаком, соответствующими его валентности. Например, во
флюорите CaF2 междуузельный ион фтора имеет избыточный отрица-
тельный заряд: F'i.
о
О
О
О
О
о
О
о
®
G
ф
©
©
G
©
©
1 1
о
о
о
О
о
О
О
О
е
©
©
1 1
1 1
е
ф
©
ф
1 1
1
1
©
1—1
в
о
о
1 В I
о
1 £
1
о
о
©
©
©
ф
1 1
ф
1 1
\
1
1 1
о
о
о
О
С °
о
о
о
е
е
©
©
в
©
©
ф
о
©
о
о
о
о
о
О
о
о
е
в
©
©
ф
в
ф
©
л
5
0
о
о
о
о
О
о
о
/
о
о
©
о
о
о
о
О
©
в
©
в
ф
©
©
©
> 1
©
о
о
о
о
о
о
о
о
е
©
©
I 1
! 1
в
©
©
о
О
о
о
о
о
о
о
е
G
©
©
©
е
©
©
с
е
©
©
©
е
©
е
©
©
©
©
©
©
©
©
Рис. 9. Типы точечных дефектов:
а — в металле: А — примесный атом замещения, В — вакансия;
С — междуузельный атом, D — примесный междуузельный атом
(внедрение), Е —■ дивакансия; б — пара катионная и анионная ва-
кансии в ионном кристалле (дефект по Шоттки); в — пара ка-
тионная вакансия и интерстиционный атом К в ионном кристалле
(дефект по Френкелю)
Обычно в минералах одновременно присутствуют различные типы
точечных дефектов, имеющих разные по величине и знаку избыточные
заряды. Необходимость соблюдения электростатической нейтральности
является причиной полной объемной или локальной компенсации избы-
точных зарядов разного знака. В случае локальной компенсации собст-
венных точечных дефектов образуются парные и более сложные ассо-
циативные дефекты. Пара междуузельный атом — атомная вакансия
[MiVm] называется дефектом по Френкелю. Сдвоенные анионные и
катионные вакансии [V'kVa'] >: представляют собой дефект по Шоттки,
с нейтральным зарядом (обозначается косым крестиком).
К неравновесным точечным дефектам обычно относятся радиацион-
ные дефекты, которые возникают в результате смещения атомов вдоль
траекторий частиц с высокой энергией, связанных с распадом радиоак-
тивных элементов, с образованием треков. Концентрация треков, выяв-
ляемых травлением поверхности минералов, пропорциональна дозе
радиоактивного облучения и поэтому используется для определения
абсолютного возраста минералов. В случае очень высокой концентра-
ции радиационных дефектов кристаллическая структура ряда минера-
лов, содержащих радиоактивные элементы, может разрушаться и пере-
ходить в метамиктное состояние, близкое к стеклообразному или
аморфному (пирохлор, циркон, самарскит и др.). Запасенная энергия
метамиктного разрушения таких минералов при нагревании бурно вы-
27
деляется. Вследствие этого метамиктные минералы разогреваются
вплоть до красного каления. После охлаждения они раскристаллизо-
вываются.
Линейные дефекты. Закономерные отклонения от идеального рас-
положения атомов вдоль некоторых направлений (линий) в кристалли-
ческой структуре минералов называются дислокациями и могут быть
a S
Рис. 10. Краевая (а) и винтовая (б) дислокации
S
Рис. 11. Образование и скольжение краевой дислокации при механической дефор-
мации минералов
28
представлены двумя типами — краевыми и винтовыми (вис. 10). Крае-
вая дислокация отвечает случаю существования в структуре минерала
дополнительной неполной атомной сетки (или слоя) — полуплоскости.
Полуплоскость «внедрения» ограничивается линией или краем дисло-
кации. Винтовые дислокации представляют собой линии, вдоль которых
атомные плоскости смещены с образованием винтовых ступенек. Вдоль
линий дислокаций создаются напряженные состояния структуры —
сжатия или растяжения; атомы здесь находятся в необычных ксордина-
ниях с ненасыщенными связями, вследствие чего дислокации приобре-
тают избыточные заряды. Краевые дислокации образуются часто в ре-
зультате механических деформаций — сдвигов кристаллической струк-
туры минералов, сопровождающихся изменением формы кристалличе-
ских зерен (рис. 11), а винтовые — в процессе роста.
К линиям дислокаций в минералах обычно приурочены примеси
различных элементов. С дислокациями связана изменчивость механиче-
ских свойств и морфологии минералов. Дислокации обычно выявляются
методом травления с последующим наблюдением ямок травления под
микроскопом.
Поверхность и границы зерен представляют собой двумерные де-
фекты, характеризующиеся нерегулярным расположением атомов и из-
быточной поверхностной энергией. Они отличаются высокой химической
активностью, составом и координацией атомов. Поверхность имеет
ростовую или деформационную природу.
Объемные дефекты не затрагивают кристаллическую структуру
минералов. Они являются несовершенствами минеральных индивидов.
ТОНКОДИСПЕРСНОЕ СОСТОЯНИЕ
МИНЕРАЛОВ
Минералы, находящиеся в тонкодисперсном состоянии, отличаются
от полнокристаллических минералов отсутствием дальнего порядка в
их атомном строении. Среди них можно выделить несколько типов с
различным характером внутреннего строения, свойствами и происхож-
дением. , }',■ И ' /
В аморфном состоянии находятся затвердевшие переохлажденные
стеклообразные жидкости, например обсидиановые стекла, возникающие
при быстром охлаждении изливающихся магм; стеклообразные импак-
титы, образующиеся в результате метеоритных взрывов. В аморфном
состоянии находятся также некоторые минералы, образующиеся, на-
пример, при окислении сульфидных минералов и разрушении силика-
тов в поверхностных условиях. Особого упоминания среди них заслужи-
вает опал Si02-«H20, сложенный мельчайшими (до 1 мкм) глобулями
аморфного кремнезема с правильной плотнейшей упаковкой, причем
наибольшим порядком обладают благородные разновидности этого ми-
нерала. Аморфное строение имеют также метамиктные минералы. В от-
личие от других минералов, находящихся в аморфном состоянии, мета-
миктные минералы сохраняют первоначальную внешнюю форму, хотя
в процессе метамиктного распада нередко происходит увеличение
объема. vY' ' 'Vv-!
Коллоидным состоянием характеризуются такие природные гетеро-
генные системы, в которых тонкодисперсные частицы находятся в дис-
персной среде, представляющей собой водный раствор, газ или твердое
тело. Тонкодисперсные частицы, обычно размером от долей до несколь-
ких десятков микрометров, могут иметь кристаллическое строение и
29
даже форму кристалликов. Однако они отличаются от крупных частиц
и кристаллов особыми поверхностными свойствами, связанными с тем,
что вещество в тонкодисперсном состоянии обладает высокой удельной
поверхностью. Достаточно сказать, что 1 см3 тонкодисперсного вещества
со средним размером частицы около 1 мкм имеет поверхность в не-
сколько сотен и даже тысяч квадратных метров. Такие частицы обла-
дают высокой адсорбционной способностью. Адсорбция ионов или мо-
лекул «а поверхности частиц приводит к образованию мицелл с одина-
ковым поверхностным зарядом. В водном растворе мицеллы удержи-
ваются во взвешенном состоянии силами электростатического отталки-
вания. Коллоидные системы ■— золи — широко распространены в при-
роде. Примером гидрозолей может служить тонкая суспензия кремнезе-
ма пли глинистых минералов в воде. Гидрогели, находящиеся в кол-
лоидно-дисперсном состоянии, образуются в результате коагуляции и
осаждения гидрозолей. Примером аэрозолей может служить минераль-
ная пыль в воздухе. Мельчайшие частицы золота, рассеянные в пирите,
можно рассматривать как кристаллогели. В случае коагуляции гидро-
слюдистых и глинистых частиц возможно образование тоикодисперспых
смешанослойных агрегатов с почти одинаковой ориентировкой слип-
шихся чешуек, характеризующихся довольно отчетливым дальним по-
рядком.
Коллоидно-дисперсные системы и фазы возникают обычно в по-
верхностных условиях при механическом или химическом разрушении
минералов. В эндогенных условиях образование коллоидно-дисперсных
фаз может быть обусловлено пересыщением водных минералообразую-
щих растворов в результате, например, перепада давления. Именно
таким образом, вероятно, образуются колломорфные агрегаты касси-
терита (деревянистое олово), урановой смолки, сфалерита (брункита)
и др. Коллоидно-дисперсные фазы обычно имеют скрытокристаллическое
строение, они образуют землистые или плотные массы неправильной
или натечной формы.
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ МИНЕРАЛОВ
ОСОБЕННОСТИ ХИМИЧЕСКОГО
СОСТАВА МИНЕРАЛОВ
Химическая природа минералов определяется главными, или
еидообразующими, элементами, содержание которых составляет обыч-
но единицы и десятки массовых процентов. В минералах они находятся
в определенном количественном отношении, кратном простым числам.
Многие минералы имеют постоянный химический состав; к ним отно-
сятся, например, кварц S1O2, алмаз С, антимонит Sb2S3. Однако гораздо
шире распространены минералы переменного состава, в которых обна-
руживается различное содержание отдельных или всех видоэбразую-
щих элементов, а также посторонних примесей. Например, в самород-
ном золоте обычно присутствие нескольких процентов серебра и меди,
содержание которых в образцах из разных месторождений различно.
В более сложных по составу минералах часто изменчиво содержание не
всех, а только части элементов. Так, в оливине каждая ячейка струк-
туры содержит постоянное количество атомов кислорода и кремния, а
переменно только содержание магния и железа, хотя их сумма остает-
ся постоянной.
30
Изменчивость содержания примесей в минералах очень велика даже
для одного и того же минерального вида. Форма их вхождения в мине-
ралы разнообразна. Часть их связана с механическими включениями
минералов другого состава. Химические примеси в основном занимают
позиции видообразующих элементов, 'как бы замешая их, или распола-
гаются в междуузлиях кристаллической структуры. Кроме того, хими-
ческие примеси часто приурочены к дислокациям или концентрируются
на границах субиндивидов и индивидов в кристаллически-зернистых
минеральных агрегатах, а также адсорбируются в дисперсных минера-
лах. Некоторые отклонения от идеального химического состава мине-
ралов могут быть связаны с нестехиометричностью. Нестехиометричиые
минералы, как правило, отличаются высокой концентрацией анионных
или катионных вакансий и необычными зарядами ионов. Нередко не-
стехиометричность минералов обусловлена вхождением междуузельных
ионов, избыточные заряды которых компенсируются увеличением заря-
дов ионов противоположного знака.
ИЗОМОРФИЗМ Г '
Развитие представлений о природе изменчивости химического со-
става минералов связано с учением об изоморфизме, начало которого
положено Э. Митчерлихом (1819). Дальнейшее углубление понятия
«изоморфизм» и расширение его содержания обязаны трудам Д. И. Мен-
делеева, В. И. Вернадского, В. М. Гольдшмидта, А. Е. Ферсмана,
Н. В. Белова, В. В. Щербины, В. И. Лебедева, А. А. Ярошевского,
В. С. Урусова и др.
В настоящее время в минералогии широко используется понятие об
изоморфных элементах, или компонентах, образующих изоморфные
смеси, или твердые растворы. Крайние члены изоморфных смесей на-
зываются изоморфными минералами, они образуют изоморфные серии,
или ряды. В зависимости от степени смесимости в изоморфных рядах
различают: неограниченный (совершенный) и ограниченный (несовер-
шенный) изоморфизм. Примерами совершенного изоморфизма могут
служить изоморфный ряд вольфрамита (гюбнерит MnW04 — ферберит
FeW04) и ряд оливина (форстерит Mg2[Si04] — фаялит Fe2[Si04]).
Несовершенный изоморфизм установлен между ортоклазом K[Si3A10s]
и анортитом Ca[Si2Al208], между Zn и Fe в сфалерите и т. д.
Значительная изменчивость содержаний химического состава мине-
ралов вызывает закономерное изменение их рентгеновских констант и
многих физических свойств, таких, как плотность, твердость, показатели
преломления и др. Влияние небольших изоморфных примесей на физи-
ческие свойства незначительно, но иногда с примесями связано резкое
изменение электрических свойств, появление окраски и люминесценции.
Большое .влияние они оказывают также на поверхностные свойства ми-
нералов.
Изоморфными компонентами являются атомы элементов, простые
ионы, их группировки, радикалы или молекулы. В простейшем случае
изоморфные компоненты — простые или комплексные ионы — имеют
одинаковый заряд, что соответствует изовалентному изоморфизму, на-
пример в изоморфных рядах вольфрамита и оливина.
В природе гораздо шире распространен гетеровалентный изомор-
физм, при котором взаимозамешаются ионы разной валентности. Гетеро-
валентный изоморфизм всегда осуществляется с выполнением условия
баланса валентности, т. е. компенсации избыточных зарядов ионов,
31
имеющих большую или меньшую валентность по сравнению с валент-
ностью замещаемых ионов.
Гетеровалентный изоморфизм с сохранением общего числа атомов
может осуществляться различными путями: 1) сопряженным замещени-
ем нар катион-анион; например, во флюорите замещение иона Са2^ иона-
ми ТН-- я . у" . . :4' 7 -ТГ ' ^ . ;
2) замещением двух одинаковых атомов на два атома разных элемен-
тов различной валентности с сохранением суммарного заряда типа
2R4+=f*Ri+R;| . например в касситерите по схеме: Sn \;;„u (Fe|n;~4 r\" х
X (W|"j +)п' О3^; 3) замещением двух пар атомов различных элементов
с сохранением суммарного заряда типа R+R4+=f±R2-f-R'5+, например в
плагиоклазах по схеме: Х'а^ДСа'-^), [Si;^~нА1:,+(А1|!"4.|.)', О2—].
При гетеровалеитных изоморфных замещениях, сопровождающихся
изменением числа атомов в структуре минералов, компенсация возни-
кающих избыточных зарядов в одних случаях происходит с образова-
нием вакансий атомов типа R-~->-R2+(Vr)', например во флюорите:
Ca2±3,!,(TR^+).;„(^ca-i);;f2" или ферберите:
Fe2i3,!(Sc^.2+)2n(V/Fe^);\V6+0|-.
В других случаях изоморфные замещения происходят с заполнением
интерстиционных позиций, например во флюорите путем замещения
ионов Са2+ ионами TR3+ с одновременным вхождением иона Fr п
междуузельную позицию по схеме: Cafin (TRca"2+n F2~(F,~) „.
Одним из главных условий изоморфизма является близость раз-
мерных параметров изоморфных компонентов — объема элементарной
ячейки изоморфных минералов и атомных радиусов изоморфных элемен-
тов или ионов. Согласно правилу В. М. Гольдшмидта, в ионных крис-
таллах простого состава и аналогичного строения отношение разницы
ионных радиусов изоморфных ионов к радиусу меньшего иона (Дг/r) не
должно превышать 15%. Однако в более сложных по составу и строе-
нию минералах эта величина достигает 40%.
Другое важное условие изоморфизма — сходство электронного строе-
ния изоморфных элементов, близость их химических свойств и соответст-
венно характера химической связи в изоморфных минералах. Очень близ-
кие по размерам одновалентные ионы Na+ и Си+, имеющие различное
электронное строение, никогда не замещают друг друга в минералах.
Минералы с ионным типом химической связи неизоморфны с минерала-
ми, характеризующимися ковалентной химической связью, даже если
кристаллическая структура у них одинаковая. К таким изоструктур-
ным минералам относятся, например, сильвин КС1 и галенит PbS.
Следующее условие изоморфизма определяется правилом, поляр-
ности, в соответствии с которым вхождение иона с меньшим радиусом
или большим зарядом в общую кристаллическую структуру предпочти-
тельнее по сравнению с ионом большего радиуса и меньшего заряда.
Примерами полярного изоморфизма могут служить гетеровалентные
ряды Li+ (0,069) —Mg2+ (0,075)— Sc3+ (0,081)—Zr4+ (0,082) в магнезиаль-
ных слюдах и Na+(0,098)— Са^+(0,105) — Y3* (0,106) в пирохлоре и дру-
гих редкоземельных минералах, где в скобках приведено значение ион-
ных радиусов в нанометрах.
Значение внешних физико-химических факторов изоморфизма под-
черкивал В. И. Вернадский, впервые показавший, что изоморфные эле-
менты образуют в минералах естественные ассоциации (изоморфные
ряды).
32
В условиях высокой температуры пределы изоморфной смесимости
многих минералов переменного состава по сравнению с низкотемпера-
турными условиями расширяются, часто вплоть до образования совер-
шенных твердых растворов с неограниченной смесимостью. Примером
влияния температурных условий образования на смесимость твердого
раствора служит состав полевых шпатов различного происхождения.
На рис. 12 приведены тройные диаграммы состава трехкомпонентного
твердого'раствора ортоклаз K[Si3A108] — альбит Na[Si3A108] —анор-
тит Ca[Si2Al208], на кото-
KAtgj q рых отчетливо видно рас-
ширение поля смесимости с
ростом температуры образо-
вания.
Область твердого
раствора
NQACSijOe
Рис. 12. Поля изоморфной смесимости в системе
ортоклаз — альбит — анортит:
А — поле устойчивости твердого раствора
при всех температурах, Б — только при темпе-
ратуре выше 1000°С, В — поле несмесимостн (по
Фогту и Мекинену)
Рис. 13. Диаграмма распада твер-
дого раствора А—Б:
АКБ — кривая распада;
ТКр — критическая температура
распада; Тх — температура рас-
пада твердого раствора состава
X"; Ах и Бх — химический состав
продуктов распада твердого
раствора
Распад твердых растворов на фазы. Высокотемпературные твердые
растворы при понижении температуры могут распадаться с выделением
включений фазы, близкой составу изоморфного минерала. Схемати-
чески условия образования непрерывного твердого раствора и его рас-
пада изображаются на физико-химических диаграммах состав — тем-
пература (рис. 13). Выше кривой распада двухкомпонентного твердого
раствора А—Б находится область твердого раствора неограниченной
смесимости. Ниже критической температуры TliV твердый раствор не-
устойчив. При температуре Т в результате распада твердого раствора
состава X образуются две фазы — состава Ах и Бх, количественное
отношение между которыми определяется составом твердого раствора.
Продукты распада в виде пластинчатых, игольчатых или округлых вы-
делений минералов обычно имеют закономерную кристаллографическую
ориентировку. Распад твердого раствора начинается с диффузии (пере-
мещения) атомов в кристаллах, упорядочения или сегрегации их на
дислокациях. Распад твердых растворов не происходит, если скорость
диффузии мала, а скорость охлаждения кристаллов велика. Например,
при вулканических извержениях липаритовых магм кристаллы саниди-
на (К, Na) [Si3A108] охлаждаются с большой скоростью, в результате
чего они остаются гомогенными. В отличие от них кали-натровые полг-
2 Л. В. Мидовский. О. В. Кононов
33
вые шпаты гранитов или пегматитов, охлаждающихся значительно
медленнее, всегда содержат закономерно ориентированные пертитовые-
вростки альбита. Небольшие изоморфные примеси железа, замещающие
позиции алюминия в высокотемпературном полевом шпате, при охлаж-
дении также могут выделяться в виде мельчайших пластинчатых вклю-
чений гематита, вызывая их розовую окраску.
Структуры, свидетельствующие о распаде твердых растворов, до-
вольно широко распространены в минералах. Невооруженным глазом
они обычно не видны. Исключения — структуры распада в полевых
шпатах; особенно хорошо заметны одинаково ориентированные перти-
ты альбита белого цвета в зеленом микроклине — амазоните. Поскольку
температура распада твердого раствора отвечает минимальной темпе-
ратуре кристаллизации, минералы со структурой распада могут исполь-
зоваться в качестве геотермометров.
Во многих минералах первичные структуры распада неустойчивы.
Ориентированные включения нередко сегрегируются в более крупные
выделения с образованием зернистых срастаний двух 'Минералов. Пере-
кристаллизация структур распада установлена, например, в марматите
и титаном агнетите.
Влияние давления на совершенство твердых растворов и их распад
для минералов изучено еще недостаточно. По экспериментальным дан-
ным, его увеличение в большинстве случаев уменьшает взаимную
растворимость компонентов. Влияние давления на изоморфизм ослож-
няется полиморфизмом.
Ограничение изоморфной смесимости во многих случаях связано
не столько с кристаллохимическими факторами, давлением и темпера-
турой, сколько с концентрацией примесей. Целиком концентрационным
фактором объясняется микроизоморфизм минералов. Например, обычно
низкое содержание Cd в сфалерите, Ni в оливине, Сг в берилле обус-
ловлено в первую очередь невысоким содержанием этих примесей в
минералообразующей среде. В некоторых случаях изоморфная смеси-
мость зависит от соотношения концентрации ионов одного и того же
элемента разной валентности, связанного с окислительно-восстанови-
тельными условиями минералообразования. Так, содержание молибдена
в молибдошеелите Ca[(W, Мо)04] во многих случаях зависит не только
от температуры, но и от того, в какой форме — окисленной или вос-
становленной — он находится в минералообразующих растворах.
РОЛЬ ВОДЫ И ДРУГИХ
ВОДОРОДНО-КИСЛОРОДНЫХ ГРУППИРОВОК
В МИНЕРАЛАХ
Среди видообразующих элементов водород занимает ведущее
место: он входит в состав свыше 2000 видов минералов. В минералах
водород почти всегда образует кислородно-водородные группировки
разных типов 1. При нагревании минералов, содержащих водород, вы-
деляется вода. Отделение воды при нагревании минералов происходит
в один или несколько интервалов температур, что свидетельствует о
различной прочности и, следовательно, о разных типах связи, удержи-
вающих молекулы воды. Установлены следующие формы воды в мине-
1 Исключение составляют входящие иногда в состав минералов разнообразные угле-
водороды, а также ионы аммония (NH4)+; кроме того, предполагается, что в глу-
боких .недрах Земли устойчивы и существуют гидриды металлов.
34
ралах. Наиболее прочные связи с кристаллической структурой образует
конституционная вода, входящая в состав минералов в виде гидро-
ксильных анионных групп (ОН)~. Гидроксильная группа входит в сос-
тав многих минералов силикатов, кислородных солей и окислов. В струк-
турах силикатов она обычно изоморфна с ионом фтора F~, например в
топазе Al2[Si04] (ОН, F)2, флогопите K(Mg, Fe)3[Si3A10,o] (ОН, F)2.
Нагревание гидроокислов, например брусита, сопровождается выде-
лением воды и образованием простых окислов, в данном случае иери-
клаза MgO по схеме: Mg(OH)2->MgO+H20. Значительно реже водо-
род входит в состав кислых солей, например в кислом карбонате типа
Na[HC03], при нагревании которого образуется безводная соль и про-
исходит отделение воды и углекислоты по схеме: 2Na[HC03]—>-
->Na2C03+C02+H2O. Кроме того, вода может находиться в некоторых
минералах в виде иона оксония (Н30)+, обычно замещающего крупные
катионы, в частности К+ в структурах слоистых силикатов.
Менее прочные связи в минералах образует кристаллизационная
вода, среди которой отчетливо выделяются два вида — кристаллогид-
ратная и цеолитная. При нагревании кристаллогидратная вода обычно
отделяется ступенчато в широком интервале температуры. Различают
катионную и анионную разновидности кристаллогидратной воды. С гид-
ратированными ионами переходной группы элементов нередко связана
окраска минералов. Например, ярко:синяя окраска халькантита
Cu[S04]-5H20 объясняется поглощением света на гидратированных
комплексах Cu(H20)4. При нагревании и обезвоживании минерал
обесцвечивается. Насыщение водой ведет к восстановлению окраски.
Анионная кристаллогидратная вода характерна для большинства бора-
тов; гидроксильные группы координируют ионы 'бора вместо ионов кис-
лорода в тетраэдрических радикалах следующего простейшего ряда ти-
пов:
[В04]5-->-[ВОз(ОН)]4-->-[В02(ОН)2]3--^[ВО(ОН)з]2--^[В(ОН)4]-.
Примером минералов, содержащих обе разновидности кристаллогидрат-
ной воды, служат многие сульфаты двухвалентных металлов. В том же
халькантите пятая молекула воды играет роль своеобразного буфера:
она участвует в окружении и катиона, и аниона.
Цеолитная вода входит в состав минералов с более прочной крис-
таллической структурой, занимая в ней крупные полости и каналы.
Типичные представители таких минералов — алюмосиликаты с каркас-
ной структурой — цеолиты и некоторые другие минералы, например
щелочной 'берилл, диоптаз. При нагревании до 500°С цеолиты постепен-
но, без скачков, обезвоживаются, а структура их алюмосиликатного
каркаса сохраняется. При насыщении водой обезвоженных цеолитов
количество молекул Н20 восстанавливается.
Адсорбционная вода с наименьшей прочностью связи отделяется
при нагревании минералов до 110°. Самая распространенная разновид-
ность этого типа воды — гигроскопическая —■ удерживается на поверх-
ности минеральных зерен и выполняет межзерновые пространства, об-
разуя сплошные или прерывистые слои. Поэтому содержание гигроско-
пической воды в минералах пропорционально их удельной площади.
Крупные и совершенные кристаллы, например хрусталя, почти не со-
держат гигроскопической воды. В отличие от него скрытокристалличе-
ский (волокнисто-сферолитовый) халцедон или тонкодисперсный опал
содержат гораздо больше воды — до 5,5 и 20 масс.% соответственно.
В глинистых и других слоистых минералах молекулы адсорбционной
воды могут располагаться между слоями (пакетами); по мере насыще-
ния межслоевой водой расстояние между пакетами увеличивается. На-
2*
35
пример, удельный объем предварительно высушенного монтмориллони-
та при насыщении водой увеличивается в 2,5 раза.
Некоторая часть воды находится в минералах, входя в состав га-
зо-жидких включений. Обычно содержание такой воды не превышает
1 масс.%.
Изучение содержания и форм вхождения воды в минералы прово-
дится различными методами термического анализа, инфракрасной
спектроскопии и ядерного (протонного) магнитного резонанса. Изотоп-
ный состав водорода в минералах изучается методами изотопного ана-
лиза.
КРИСТАЛЛОХИМИЧЕСКИЕ ФОРМУЛЫ
МИНЕРАЛОВ
Существует несколько способов .краткого выражения химического
состава минералов. Обычно результаты химических анализов пересчи-
тывают на молекулярные или атомные отношения, а затем записывают
в виде эмпирических, кристаллохимических формул или на диаграммах
состава.
Пересчет на химическую формулу проводится в такой последова-
тельности. Для этого массовые проценты каждого компонента (в виде
окислов или элементов) следует разделить на соответствующую молеку-
лярную или атомную массу, и полученные цифры — молекулярные или
атомные количества — необходимо привести к простым числам, которые
показывают, в каких пропорциях (количественных отношениях) нахо-
дятся компоненты, входящие в состав минерала. Пример простейшего
расчета химического анализа халькопирита на химическую формулу
приведен ниже:
Компонен-
ты (атомы)
Содержание
(масс. %)
Атомная
масса
Атомные коли-
чества (,-. 1000)
Атомные
отношения
Fe
30,47
55,80
544
1
Си
34,40
63,50
541
1
S
35,87
32,07
1120
2
Сумма
100,74
Полученные атомные отношения позволяют изобразить химический
состав халькопирита в виде эмпирической формулы CuFeS2, где рядом
с химическим символом серы записан индекс 2, показывающий, что со-
держание атомов серы в два раза больше, чем атомов меди или железа,
около символов которых индекс единицы не ставится.
Можно также исходить из постоянства содержания какого-либо
элемента или их суммы. Например, если принять, что в пироксене со-
держание атомов кислорода отвечает теоретическому составу, т. е. рав-
но 6, то расчет химического анализа этого минерала можно вести по
схеме, приведенной ниже. Для того чтобы получить коэффициенты для
каждого атома, необходимо атомные количества каждого элемента раз-
делить >на общий делитель, который рассчитывается путем деления
суммы атомных количеств кислорода на 6.
Расчет химического анализа пироксена на кристаллохимическую
формулу по кислороду:
36
Молек.
Атомные количества
Коэффициенты
Компонен-
Содержание
Молек. масса
ты
(масс. %)
количества
атомных отно-
(XШ 000)
катионов
кислорода
шений
SiOa
52,25
60,09
8696
8696
17 392
1,920
ТЮ2
0,72
79,90
90
90
180
0,019
A1203
2,54
101,94
249
498
747
0,110
FeA
1,81
159,70
114
228
342
0,050
FeO
1,95
71,85
271
271
271
0,059
MnO
0,64
70,94
90
90
90
0,019
MgO
14,97
40,32
3713
3713
3 713
0,819
CaO
24,38
56,08
4348
4348
4 348
0,960
Na20
0.56
61,98
90
180
90
0,039
Сумма
99,93
Делитель: 27 173:6=4529
Формула:
(Са0,96^а0,04Л, 00
(■^бо,82^П0,02^ео\об^еО д»А1о, оз^'о, 02 >\, 001
[(S' 1,92 АI о, 08 ) 2, ОО^б, Ool •
Состав минерала может быть отображен также «а диаграмме со-
става. Например, химический состав трехкомпонентного минерала
может быть показан одной точкой на треугольной диаграмме (рис. 14).
Каждая вершина его отвечает 100%-но-
му содержанию одного при отсутствии
двух других компонентов. Каждая точ-
ка на сторонах треугольника соответст-
вует 100%-ному содержанию суммы
двух компонентов при отсутствии треть-
его. Любая точка внутри треугольника
отвечает 100%-ной сумме трех компо-
нентов. Для определения состава в та-
кой точке достаточно измерить длину
перпендикуляров, опущенных из нее на
все три стороны. Длина перпендикуляра,
опущенного на любую из сторон, выра-
женная в процентах, соответствует со-
держанию компонента противолежащей
вершины. Для нанесения состава мине-
рала, содержащего 70 ат. % Аи, 20
ат. % Ag и 10 ат. % Си, на трехкомпонентную диаграмму необходимо и
достаточно отложить сначала линию с равным содержанием одного
компонента (70% Аи). Она пройдет параллельно стороне (Ag-Cu),
противоположной вершине этого компонента. Аналогичным образом
проводится вторая линия с одинаковым содержанием другого компо-
нента (20% Ag). Точка пересечения будет отвечать составу минерала:
построение третьей линии не требуется.
Для того чтобы отразить в формулах химическую и структурную
природу минералов, т. е. их конституцию, результаты химических анали-
зов пересчитывают на кристаллохимимеские формулы. Такой расчет
возможен только в том случае, если расшифрована кристаллическая
структура или измерены параметры элементарной ячейки данного вида
минерала, изучены физические свойства, типы изоморфных замещений
и определены формы воды в составе минералов. При расчете формул
необходимо исходить из общего числа атомов, приходящихся на одну
элементарную ячейку, но при записи следует стремиться упростить ее,
сокращая на число элементарных формульных единиц.
Рис. 14. Графическое изображе-
ние состава в трехкомпонентной
системе Au—Ag—Си.
37
При написании формул принято раздельное написание катионов и
анионов: вначале записываются катионы, затем анионы — простые или
комплексные. В кристаллохимических формулах отдельными группами
записываются атомы, располагающиеся в одинаковых структурных по-
зициях, т. е. являющиеся изоморфными; символы изоморфных элемен-
тов в теоретических формулах заключают в круглые скобки, разделяя
их запятыми, причем первыми записывают преобладающие видообра-
зующие, а затем второстепенные и примесные элементы. В квадратные
скобки принято заключать анионные радикалы.
Структурные особенности минералов также могут быть отражены
в кристаллохимических формулах. Частичная информация о структуре"'
содержится в форме записи радикалов. Например, [S1O4J4" и Г^СУ]6-
соответствуют одинарным и сдвоенным островным радикалам, а
[Si6Oie]12_ принадлежит кольцевому радикалу. Точно так же опреде-
ляется строение цепочечных, ленточных, слоистых и каркасных силика-
тов. Более подробно методы расчета формул минералов изложены в
книгах И. Д. Борнеман-Старынкевич (1964), А. Г. Булаха (1964),
А. А. Годовикова (1973) и др.
МОРФОЛОГИЯ МИНЕРАЛОВ
ВНЕШНИЙ ОБЛИК
МИНЕРАЛЬНЫХ ИНДИВИДОВ
Минеральные индивиды-почти всегда находятся в мономинеральных
или полиминеральных срастаниях, или агрегатах. Входящие в состав
агрегатов минеральные индивиды отличаются внешним обликом, т. е.
размером и морфологией.
Размер минеральных индивидов. Минеральные индивиды могут
быть самой разной величины — от мельчайших частиц, различимых
только при микроскопических исследованиях с увеличением в десятки
и даже сотни тысяч раз, до гигантских кристаллов объемом несколько
десятков кубических метров. В зависимости от размеров различают
тонкодисперсные (10~6 м и меньше) и скрытокристаллические (1(г~6—
Ю-5 м) индивиды, не различимые без микроскопа, тонко- (10-5—■ 10~4м),
мелко- (Ю-4—Ю-3 м), средне- (10~3—Ю-2 м), крупнозернистые (10~2—
Ю-1 м) и гигантские (>1(Н м) индивиды, хорошо различающиеся с
помощью микроскопа, лупы или невооруженным глазом. Некоторые ми-
нералы никогда не образуют крупных кристаллов. Например, размер
частиц глинистых минералов всегда меньше сотых и даже тысячных
долей миллиметра. Чаще всего минералы представлены мелкими крис-
таллическими зернами размером не более нескольких миллиметров.
Многие из них, в частности кварц, полевой шпат, слюда и другие,
могут встречаться в виде мельчайших зерен и очень крупных кристал-
лов. Например, скрытокристаллическая разновидность кварца — хал-
цедон ■— состоит из тончайших кристаллических волокон толщиной в
сотые доли миллиметра и менее. Вместе с тем известны крупные крис-
таллы кварца массой несколько тонн. Рекорд принадлежит гигантским
кристаллам полевого шпата массой около 1000 т, которые нередко
встречаются в керамических пегматитах Карелии.
Степень идиоморфизма служит важнейшим морфологическим при-
знаком .минералов. Ограненные минеральные индивиды правильной
формы называются идиоморфными. Как правило., идиоморфны крис-
38
таллы алмаза, кварца и .санидина в эффузивных горных породах,
магнетита в метаморфических породах, циркона в щелочных пегмати-
тах; идиоморфны, как показывает изучение при очень большом уве-
личении, мельчайшие частицы каолинитовой глины. Неопраненные
или частично ограненные минеральные индивиды имеют неправильную
. форму или повторяют очертания других индивидов, с которыми нахо-
I дятся в срастаниях, и называются ксеноморфными (греч. «ксенос» —
/' ' чуждый). Многие минералы изверженных горных пород ксеноморфны.
Степень относительного идиоморфизма во многих случаях отражает
последовательность кристаллизации минеральных индивидов и поэто-
му используется при изучении возрастных отношений минералов.
Морфология минеральных индивидов, характеризующаяся сте-
пенью изометричности, выражается в различном .соотношении их
длины, ширины и толщины. В зависимости от этого выделяют морфо-
логические типы, подтипы и разновидности минералов. Изометричные
кристаллы или зерна имеют одинаковые размеры во всех трех направ-
лениях. Изометричны, например, кристаллы алмаза, магнетита, гра-
нита., сфалерита и пирита. Обычно изометричные неопраненные зерна
минералов, таких, как кварц, полевые шпаты, оливин, кальцит, слагают
различные горные породы.
столбчатый
Морфологические типы
изометричныи
удлиненный
уплощенный
морфологические подтипы
уплощен н о-
удлииениые
удлиненно-
уплощенные
морфологические разновидности
уплощенно-
столбчатый
удлиненно-
таблитчатый
таблитчатый
тонкостолбчатый
уплощенно-
тонкостолбчатый
удлиненно-
тонкотаблитчатый
тонкотаблитча-
тый
игольчатый
уплощенно-
тонкоигольчатый
удлиненно-
листоватый
листоватый
нитевидный
уплощенно-
нитевидный
удлиненно-
тонкочешуйчатый
тонкочешуича-
тый
39
Минералы неизометричного облика имеют неодинаковые размеры в
разных направлениях. У минералов удлиненного типа значительно
преобладает длина лад толщиной. Среди «их встречаются столбчатые,
игольчатые, волокнистые или •нитевидные разновидности. Примером
удлиненных минералов служат турмалин, берилл, натролит, скаполит,
джемсонит, хризотил-асбест и др. Уплощенные минералы отличаются
тем, что их толщина меньше ширины. Они представлены таблитчаты-
ми/тонкотаблитчатыми, листоватыми и тонкочешуйчатыми разновид-
ностями. Обычно уплощенный облик имеют ильменит, гематит, био-
тит, хлорит, торбернит и др. Уллощемно-удлиненный и удлиненно-упло-
щенный морфологические подтипы являются промежуточными и
характерны для многих минералов. Примером первых могут служить
волластонит, сподумен, кианит, антимонит и др. В виде удлиненно-
уплощенных кристаллов, как правило, встречаются колумбит, типе и
барит.
Морфология минералов во многом предопределяется особенностя-
ми их кристаллической .структуры. Например, минералы с цепочечным'
и ленточным структурным мотивом чаще встречаются в виде удлинен-
ных, а со слоистым мотивом — в виде уплощенных индивидов. Мине-
ралы с плотнейшей кубической упаковкой атомов обычно изометрич-
ны, а с гексагональной — уплощены или удлинены. Внешний облик
ограненных минеральных индивидов, или их .габитус, определяется
преобладанием граней тех или иных простых форм. Чаще всего мине-
ралы встречаются в виде кристаллов, грани которых характеризуются
наиболее плотным расположением атомов, т. е. наибольшей ретикудяр-
*ной плотностью. Поэтому минералы кубической сингонии с примитив-
ной ячейкой обычно встречаются в виде кубов, поскольку эта грань
имеет максимальную ретикулярную плоскость; в объемно-центриро-
взимой ячейке наиболее плотными являются плоские сетки, отвечаю-
щие граням ромбододекаэдра, а в гранецентрировамной — .граням
октаэдра. Габитус минералов средней и низшей категории симметрии
зависит также от параметров элементарной ячейки. Если отношение
параметров с0/а0 и 2с0/йо+^о близко к единице, то минералы чаще
встречаются в виде изометричных кристаллов. В отличие от них у
минералов удлиненного морфологического типа отношение тех же
параметров .меньше, а. у минералов уплощенного типа больше еди-
ницы (рис. 15).
Габитус минералов, относящихся к одной и той же сингонии,
определяется их принадлежностью к тому или иному классу симмет-
рии и степенью ра;звития граней соответствующих простых форм. На-
пример, кристаллы пирита часто встречаются в виде кубов, пентагон-
додекавдров, октаэдров или их комбинаций, iho никогда не покры-
ваются гранями тетраэдра или ромбододекавдра.
Габитус минералов зависит также от условий образования. Так,
последовательная смена габитуса кальцита от пивакоидашшого. к
остроромбоэдрическому отвечает смене высокотемпературных условий
кристализа.ции низкотемпературными (рис. 16). Коротконризматиче-
ский или бипирамидальный габитус циркона характерен' для щелочных
пород и пегматитов, ai удлиненно-призматический — для гранитов и
гранитных пегматитов.
Изменение габитуса минералов в процессе роста прослеживается
на кристаллах ритмично-зонального или зонально-секториального
строения. Обычно контуры внутренних зон роста параллельны габи-
тусным граням минерала. Благодаря различной .окраске, включениям
или присыпкам на внутренних зонах роста можно увидеть контуры
кристаллов, как бы вставленных друг в друга, получивших название
фантомов, или кристаллов-призраков. «лимите
Нередко в зонально-секториальных кристаллах удается проследить
смену габитуоных форм. Например, для флюорита часто наблюдается
смеша октаэдрического габитуса, ромбододекаэдрическим или кубиче-
^ Отношение параметров с/а., или 2с./[а.*б.)
n^;D15^3aBHCI1MOCTb главных морфологических типов кристаллов мине-
ралов от отношения параметров элементарной ячейки (по И. Костову) ■
А - удлиненные, Б - изометричные, В - уплощенные индивида У''
S;^n 'калъцита - ромбоэдрического скаленоэдрическим, а юкалено-
оалове°^гп°п "Р"зма™,ч^ким. Последовательная смена габитуса мине-
ралов находится, по данным Н. 3. Евзиковой, в соответствии с умень-
Рис. 16. Морфогенетический ряд кальцита (по И. Костову)
шением ретикулярной плотности .граней разных простых форм
(рис. 17) и объясняется различной скоростью их роста, связанной с
изменением химической активности видообразующих и примесных эле-
ментов в мшералообразующих растворах, что зависит от степени их
пересыщения, температуры, давления и других факторов.
С изменением скорости роста, вдоль определенных направлений —
пирамид или секторов роста — связано образование комбинационных
граней, имеющих ступенчатое 'строение, обусловленное уменьшением
площади последовательных слоев роста. Для комбинационных граней
характерна комбинационная штриховка, ориентировка которой позво-
ляет уточнить класс симметрии минералов и наряду с габитусом
41
служит важным диагностическим признаком. Комбинационной штри-
ховкой часто покрыты кристаллы пирита (рис. 18), .арсенопирнта тур-
малина,, -кварца и других минералов. Для некоторых минералов 'габи-
тус настолько характерен., что он отражен в их названиях; например
тетраэдрит, встречающийся в виде тетраздрических кристаллов;
п
{100} {110} {211} /Щ
Рис. 17. Последовательное изменение габитуса флюорита в зависимости от меж,
плоскостных расстояний (по Н. 3. Евзнковой) зависимости от меж,
Рис. 18. Комбинационная штриховка на гранях кристаллов аи-
42
сфен — в виде клиновидных кристаллов (треч. «ефенос» — клин); а.к-
синит (греч. «акеине» — топор) и т. д. Необычный габитус минералов
нередко служит основанием для выделения .морфологических разно-
видностей минералов, среди которых можно упомянуть, в частности,
пластинчатый зпидот из Ахматовой копи на Южном Урале — пушки-
нит; пинакоидально-призматические кристаллы везувиана, найденные
в бассейне р. Вилюя (Восточная Сибирь), — вилуит.
Искаженные формы минералов. Ограненные минералы редко
встречаются в виде правильных кристаллов. Как правило1, они пред-
ставлены искаженными формами с неодинаковыми размерами граней
одних и тех же простых форм, обычно, имеют ступенчатое 'строение
или искривлены, часто покрыты штриховкой и равличными фигурами
роста или растворения.
Самые распространенные искаженные или даже ложные габитус-
ные формы обусловлены неодинаковым развитием граней. Реальная
симметрия ограненных минералов ниже их аналогичных идеальных
кристаллов, если внешняя симметрия среды минервлообр'азова1ния
ниже симметрии минерала (принцип симметрии Кюри). Например,
кристаллы граната, относящиеся к кубической сингонии, в метаморфи-
ческих породах нередко удлинены или уплощены за, счет преимущест-
венного роста вдоль сланцеватости. Образование искаженных уплощен-
ных форм пирита, шеелита и других мин фалов, приуроченных обычно
к тонким прожилкам, обусловлено ростом в стесненных условиях.
Снижение симметрии кристаллов кварца, выражающееся в неравномер-
ном развитии граней ромбоэдра, объясняется их неодинаковой ориен-
тацией относительно, направления потока минералообразующих раство-
ров и т. д.
Характерной особенностью рельефа граней многих минералов яв-
ляется их искривление, которое часто связано1 с механическими дефор-
мациями и дислокационными сдвигами, установленными, например, для
антимонита, галенита, молибденита и других минералов. На поверх-
ности граней этих минералов часто, видна штриховка скольжения.
Выпуклые грани комбинационного типа -свойственны кристаллам округ-
лого габитуса, например алмаза, получившим названия октаэдроидов
и додеказдроидов. Искривленное или ступенчато-мозаичное строение
имеют также грани расщепленных кристаллов, образующих седловид-
ные, веерообразные или скрученные габитусные формы доломита, пи-
рита, 'кварца', гейландита, десмина и многих других минералов. Угло-
вая разориентация субиндивидов в расщепленных минералах связы-
вается с захватом примесей и образованием краевых дислокаций в
процессе роста. Степень расщепления, как это установлено для мар-
ганцовистого кальцита, пропорциональна содержанию изоморфных
примесей марганца и увеличивается вместе с размером кристаллов.
Расщепленные кривогранные кристаллы в процессе роста нередко
переходят в радиалыно-лучистые агрегаты или служат зародышем
сфералитов, состоящих из многократно расщепленных волокнистых
или игольчатых субиндивидов (рис. 19, в). Следует отметить, что дру-
гие типы сфер'олитов могут образовываться на поверхности глобуляр-
ных частиц (рис. 19, а) или из хаотично-ориентированных скоплений
множества зародышей (рис. 19, б).
К характерным деталям рельефа граней (минералов относятся
разнообразные положительные и отрицательные формы роста и раство-
рения минералов. Ориентация этих фигур полностью отвечает классу
симметрии кристаллов. Изучение фигур роста и растворения позволяет
идентифицировать простые формы, расшифровывать происхождение ми-
43
нералов. В некоторых случаях они используются в диагностике
структурных разновидностей минералов. Например, по фигурам трав-
ления определяется принадлежность -кварца ж правой или левой раз-
новидности.
VJ
Рис. 19. Схема расщепления кристалла и образования сферолитов
разных типов:
а — иа глобулярной частице; б — из множества кристаллов; в —
с «двулистником» (по Д. П. Григорьеву)
Скелетные кристаллы. Наряду с обычными объемно-выпуклыми
ограненными индивидами .многие минералы встречаются в виде «ске-
летных» кристаллов различного
габитуса, которые описываются
как одномерные (линейные),
двумерные (плоские) я трехмер-
ные (объемные) реберники, вер-
шинники и многогранники с вхо-
дящими углами (гранные пучки).
К одномерным скелетным крис-
таллам относятся нитевидные
кристаллы (викерсы, или «кри-
сталлы-усы»), например джемсо-
нита в виде тонких волокон, ге-
ликоидов (скрученных вдоль
удлинения или наподобие пружины) и даже замкнутых в кольца, во-
лосовидные кристаллики рутила или актинолита.
Характерным примером двумерных скелетных кристаллов 'служат
снежинки, среди которых вместе с разновидностями плоскостных гран-
Рис. 20. Восемь основных типов снежинок
44
ных форм {0001} или без них развиваются реберные и вершинные раз-
новидности, гексагональные пучки (лучи), рамки, плоскостные лучи,
вершинные гексагоны и дигексагоны, гексагональные звезды и т. д.
{рис. 20). Ветвящиеся древовидные плоскостные скелетные кристаллы
часто называют дендритами. В виде кристаллографически правильных
двумерных дендритов часто встречается самородная медь. К дендри-
там относятся также пленочные выделения окислов марганца, приуро-
ченные к тонким трещинам в различных горных породах.
а S
Рис. 21. Скелетные кристаллы самородной меди (а) и серебра (б) в виде ре-
берных пучков
Трехмерные скелетные кристаллы также характеризуются образо-
ванием различных гранных, вершинных и реберных форм. Например,
скелетные кристаллы меди и серебра описываются соответственно как
октаэдрические и ромбододекаэдрические реберные формы (пучки),
составленные из мелких кубиков (рис. 21). К скелетным относятся
также полые, футлярообразные кристаллы апатита, турмалина', гра-
ната и др.
А
ЗАКОНОМЕРНЫЕ СРАСТАНИЯ
МИНЕРАЛОВ
Параллельные срастания отдельных двух и более индивидов харак-
теризуются одинаковой кристаллографической ориентацией. Обычно
встречаются мономинеральные параллельные срастания. Одни из них
представляют собой сингенетические срастания, например, кристаллов
флюорита: или кварца'; другие — эпигенетические — образуются при
нарастании поздней генерации минерала на предшествующую. Обычно
они представлены самостоятельными разновидностями, отличающи-
мися морфологией, составом и содержанием химических примесей,
структурными особенностями или физическими свойствами. К ним от-
носятся, например, скипетровидаый кварц с гирляндой ориентирован-
ных мелких кристалликов, образующих реберные и вершинные формы
(рис. 22). Скипетровидные .сростки известны и для других минералов,
в частности для кальцита. Иногда многочисленные одинаково, ориен-
тированные индивиды одной простой формы располагаются параллель-
но1 граням другой простой формы, образуя более крупные комбиниро-
ванные кристаллы, как бы инкрустированные с поверхности. Особенно
характерны параллельно ориентированные срастания уплощенных
45
кристалликов кальцита с гранями тупого ромбоэдра {0112}, постройка
из которых имеет очертания правильного скалевоэдра (рис. 23, а) или
гексагональной призмы (рис. 23, б); нередко'ромбоэдрические кристал-
лики кальцита образуют параллельные срастания в виде черепитча-
тых пластин, параллельных граням пивакоида {0001} (рис. 23, в).
Эпитаксия — кристаллографически-ориентированные срастания ин-
дивидов разных минеральных видов. Эпитаксические срастания мине-
ралов возникают в случае полного или частичного совпадения струк-
турных элементов с одинаковыми катионами или анионами|^В эпитакеи-
ческих сростках минеральные индивиды одного минерального вида
Рис. 22. Паргмельно-ориен- Рис. 23. Параллельно-ориентированные срас-
тированное срастание крис- тания кристаллов кальцита. Тырныаузское
таллов кварца (скнпетро- месторождение (Сев. Кавказ)
видный кварц)
могут нарастать на грани, ребра, или вершины, иногда! образуя поли-
минеральные скелетные орастаниял Примером могут (служить законо-
мерные срастания кальцита и родохрозита, шеелита, и флюорита.,,
ставролита и кианита, самарскита и колумбита, сфалерита, и блеклой
руды и т. д. Закономерно, ориентированным эндотаксическим сраста-
ниям отвечают также случаи распада твердых растворов с обравова-
нием ориентированных включений одних минералов в других, (напри-
мер халькопирита в сфалерите, сфалерита, в халькопирите, кубанита в
халькопирите, шпинели в магнетите. Вторичные ориентированные срас-
тания минералов образуются также при их изменении или замещении.
Например, при мартитизации кристаллов магнетита гематит распола-
гается параллельно граням октаэдра.
Двойники. Кристаллографически-закономерные срастания назы-
ваются двойниками, тройниками, четверниками и т. д., если их состав-
ные части связаны между собой поворотными осями и плоскостями
зеркального отражения. Соответственно эти элементы симметрии на-
зываются двойниковыми осями и двойниковыми плоскостями. Граница
раздела двойников обычно совпадает с плоскостью двойникования. На
46
поверхности двойниковых срастаний, как правило; наблюдаются двой-
никовые швы, в которых отдельные минеральные индивиды соприка-
саются друг с другом, образуя двойники срастания. Примером могут
служить двойники благородной шпинели (рис. 24, а), сфалерита
(рис. 24, б и в) и многих других минералов. Другому случаю соответ-
ствуют двойники прорастания с произвольными границами, например
а б д
Рис. 24. Двойники срастания двух октаэдрических кристаллов шпинели
по шпянелевому закону (а) и тетраэдрических кристаллов сфалерита
по алмазному закону: б — двойник вращения; в —• симметричный двой-
ник зеркального отражения
для флюорита (рис. 25, а), пирита (рис. 25, б) и других --минералов.
Параллельные срастания с многократным двойникованием, напоминаю-
щим гармошку, называются полисинтетическими; особенно они харак-
терны для плагиоклаза, (рис. 26), кальцита и других минералов. Они
Рис. 25. Двойники прорастания: Рис. 26. Полясин-
а — флюорита по флюоритовому закону; б — тетические двойни-
пирита («железный крест») по пиритовому закону ки альбита (аль-
битовый закон)
хорошо узнаются по двойниковой штриховке на гранях или сколах.
%Случаям многократного двойникования отвечают также коленчатые
'•двойники и их срастания в тройники, четверники и т. д. с образованием
•циклических двойников, характерных, например, для касситерита и
рутила (рис. 27, а и б).
Для многих распространенных минералов установлены характер-
ные, часто повторяющиеся типы и законы двойникования, получившие
собственные названия. Минералы кубической сингонии образуют двой-
ники по шпинелевому закону (см. рис. 24, а), двойники по алмазному
закону характерны для алмаза и сфалерита (см. рис. 24, б), двойники
По флюоритовому закону (см. рис. 25, а), по пиритовому закону типа
«железный крест» (см. рис. 25, б). Для кварца тригональной сингонии
47
известны дофинейские и бразильские двойники прорастания (рис. 28, а
и б), а также японские двойники срастания (рис. 28, в). Примером
двойникования минералов тетрагональной сингонии 'служат коленчатые
двойники срастания касситерита и рутила ,(см. рис. 27). Крестообраз-
ные двойники характерны для
минералов ромбической синго-
нии, в частности для ставроли-
та (рис. 29), что запечатлено
в названии этого минерала
(греч. «ставрое» — крест).
Двойники по арагонитовому
Рис. 27. Коленчатые (а) и цикличе-
ские (б) двойники, характерные для
касситерита и рутила
Рис. 28. Дофинейский (а), бразильский (б\ и
японский (в) двойники кварца
закону (рис. 30) также распространены кради минералов этой синго-
нии. Полевые шпаты образуют в основном карлсбадские двойники
(рис. 31, а и б), двойники по альбитовому закону '(см. рис. 26) и менее
характерные другие типы
двойников — манебахские и
бавенские (рис. 31,в и г). Для
гипса самыми обычными яв-
ляются двойники типа «лас-
точкин хвост» (рис. 32).
Законы двойникования свя-
заны с особенностями крис-
таллической структуры. Двой-
никовые плоскости срастания
обычно параллельны граням
или _ направлениям с самой большой ретикулярной плотностью,
/двойниковая ось может являться нормалью к этим граням и направ-
лениям, совпадать с направлением ребер иа пересечении наиболее плот-
ных атомных сеток или быть перпендикулярной этим ребрам, если
находится в двойниковой плоскости. В кубических кристаллах атомов
с гоансцштрироввнной ячейкой двойниковая плоскость параллельна
Рис. 29. Крестообразные двойники прораста-
ния ставролита
наиболее плотной октаэдрической грани, что характернее частности,
для \шпинелевого закона двойникования. Закономерная ориентировка
индивидов в коленчатых двойниках касситерита и рутила (сагенита)
хороцю объясняется строением этих минералов, в которых координа-
ционные октаэдры связаны друг с другом общими ребрами; в случае
двойникования соединение октаэдрических цепочек под углом 120° про-
а
Рис. 30. Двойники срастании (о) и прирастаиия (б) арагонита
арагонитовому закону и атомная модель двойникования (в)
Рис. 31. Двойники полевых шпатов:
двойники прорастания санидина по карлсбадскому закону правые (а) и левые
(б) и двойники срастания ортоклаза по бавеискому (в) и манебахскому (г) за-
конам
49
исходит без какого-либо нарушения кристаллической структуры.
В двойниках арагонита часть структуры вдоль двойниковой плоскости
имеет общую ориентацию в соседних индивидах (см. рис. 30, в). /
Ограненные двойники обычно характеризуются входящими'угла-
ми, вследствие чего габитус двойниковых индивидов отличается Ьт .га-
битуса соответствующих монокристаллов: они либо уд-
линены, либо уплощены. Например, манебахскиб и ба-
венские двойники ортоклаза, «ласточкин хвост»! гипса
отличаются значительным удлинением в одном !^аправ-
J-V:Vv; лении, а японские двойники кварца и сдвойникованные
1.'л-'.:'- по альбитовому закону вкрапленники плагиоклаза в
дайках диабаза или в выбросах современных вулканов
[.'•.■•'.'■ сильно уплощены.
Происхождение двойников различное. Ростовые двой-
ники образуются в результате «ошибок» в начале и в
процессе кристаллизации, а также путем ориентирован-
Рис. 32. Галь- ног0 срастания микрокристалликов — зародышей кри-
ский двойник сталлов. Деформационные двойники обычно образуются
гипса «ласточ- при полиморфных превращениях и под влиянием ориен-
хин хвост» тированного давления. К деформационным относятся,
например, полисинтетические двойники кальцита в мра-
море. При их образовании происходят зарождение и скольжение ли-
нейных дислокаций. Двойники иногда характерны для некоторых видов
минералов и поэтому могут служить диагностическим признаком.
МИНЕРАЛЬНЫЕ АГРЕГАТЫ
Обычно минералы находятся в незакономерных срастаниях — ми-
неральных агрегатах, которые могут быть сложены одним или несколь-
кими минералами. Минеральные агрегаты отличаются размером, фор-
мой и характером пространственного размещения слагающих их
минеральных индивидов. Различаются, крупно-, средне- и мелкозернис-
тые, 'Кристаллически-зернистые и скрытокристаллические, равномерно-
и неравномерно-зернистые агрегаты с закономерной или незакономер-
ной ориентировкой минеральных зерен. Минеральные .агрегаты могут
быть плотными или массивными, пористыми, землистыми, вязкими,'
рыхлыми или сыпучими. Кристаллически-зернистыми агрегатами мине-
ралов сложено большинство изверженных, метаморфических, осадоч-
ных горных пород, а также различные руды. Пористые и рыхлые агре-
гаты характерны для продуктов вулканических извержений, многих
осадочных пород, почв и т. п.
Секреции. Крустификационные агрегаты — друзы, щетки, кристал-
лические, натечные и еферолитовые корки — слагают различные по
размерам и форме пустоты — секреции. Крупные секреции (размером
от нескольких сантиметров до нескольких метров) называют жеодами,
заморышами, погребами, отдушинами, мелкие (менее 1 см) — миаро-
лами и миндалинами. Секреции могут быть .выполнены нацело или час-
тично кристаллами или сферолитами одного или нескольких минераль-
ных видов.
Минеральные индивиды, .слагающие крустификационные агрегаты
в .секрециях, могут иметь беспорядочную или, реже, закономерную,
обычно параллельную ориентацию. Беспорядочно ориентированные
Рнс. 33. Образование друзы кристаллов квар-
ца по закону геометрического отбора (по-
Д. П. Григорьеву)
индивиды образуются из множества мелких кристаллических зароды-
шей со случайным закреплением на неровных стенках пустот. Ориента-
ция кристаллов в секрециях возникает по разным причинам. Самые
крупные кристаллы образуют-
ся, по Д. П. Григорьеву, в со-
ответствии с законом геомет-
рического отбора за счет ин-
дивидов, (направление макси-
мального', роста которых нор-
мально к стенкам полости
(рис. 33). В случае закрепле-
ния таких индивидов на ров-
ной поверхности стенок поло-
сти происходит образование
параллельно ориентированных,
обычно шестоватых агрегатов.
Ориентированные агрегаты
возникают также путем кри-
сталлизации на пористой стен-
ке, с образованием параллель-
нонволокнистых агрегатов нитевидных кристаллов, например гипса,,
халькантита и др. Ориентирующее влияние на индивиды может ока-
зывать, кроме того, основание, на котором происходит .кристаллизация.
Это могут быть закономерно ориентированная сеть трещины, слоис-
тость вмещающих пород или крупный кристалл, который служит под-
ложкой при эпитаксиальном росте.
Различные почковидные, колломорфные и еферолитовые корки и
пленки, а также сталактиты и сталагмиты с концентрически-зональным
строением, причудливые древовидные, ветвистые агрегаты кораллиты
и кристалликтиты арагонита и каль-
цита характерны для карстовых
пещер. Аналогичные агрегаты кар-
бонатов и гидроокислов железа
меньших размеров встречаются в:
ячеисто-пористых и жеодовых об-
разованиях поверхностного измене-
ния горных пород и руд. Образова-
ние сферолитовых агрегатов подчи-
няется так же, как в друзовых аг-
регатах, закону геометрического
отбора; в этом случае каждый сфе-
ролит ведет себя как минеральный
индивид (рис. 34). Законам геомет-
рического отбора подчиняется так-
же образование минеральных агрегатов совместного роста кристаллов
и сферолитов, например кальцита и халцедона.
Конкреции. Шаровидные, желваковые, овальные, почковидные и
Другие минеральные агрегаты округлой формы называются конкреция-
ми, стяжениями и оолитами (рис. 35 и 36). Конкреции, в отличие от
секреций, образуются при кристаллизации от центра к периферии.
Обычно они имеют концентричеоки-екорлуповатое или концентрически-
'Зональное строение. Образование конкреций связано с собирательной
кристаллизацией в пористых, обычно осадочных породах за. счет рас-
сеянного в них вещества. Оолиты возникают в минеральных источни-
ках, на дне пещерных озер, в корах выветривания, в виде жемчужин
Рис. 34. Групповой рост сферолитов на
неровной поверхности (по Д. П. Гри-
горьеву)
51
в раковинах моллюсков. Нередко они вместе с кристаллами выполняют
секреции.
Внешняя поверхность конкреций может быть гладкой и ровной,
как, например, у желваков фосфорита и оолитов арагонита, иЛи гре-
Рис. 35. Конкреции фосфоритов. Хмельницкая область (УССР)
бенчатой с отчетливо выраженным огранением, характерным, в част-
ности, для марказита. Центральная часть конкреций в некоторых слу-
чаях бывает полой. Полагают,
Щ что полые оолиты зарождают-
ся на газовых пузырьках. Пу-
стоты могут возникать также
в результате растворения или
перекристаллизации централь-
ной части конкреций, иногда с
последующим заполнением
другими минералами. Приме-
ром такого превращения кон-
креций в секреции служат фос-
фориты, содержащие кристал-
лы галенита, сфалерита, каль-
цита и других минералов.
Землистые, пористые и рых-
лые агрегаты, выцветы и нале-
ты характерны для зон поверх-
ностного изменения пород или
осадочного отложения минера-
лов.
iffy й> *
Рис. 36. Оолиты арагонита. Карловы Ба-
ры (ЧССР)
ВКЛЮЧЕНИЯ И ДРУГИЕ
НЕОДНОРОДНОСТИ В МИНЕРАЛАХ
Минеральные индивиды, однородные в химическом и физическом
отношении, чрезвычайно редки. Обычно они содержат разнообразные"
включения других фаз, имеют мозаичное строение, характеризуются
со
химической и физической неоднородностью, выражающейся в незаконо-
мерном или зонально-свкториальном распределении химических или
механических примесей, прозрачности или окраски. Во многих случаях
для выявления гетерогенности необходимы микроскопические исследо-
вания с применением специальных методов.
Неоднородное строение минералов зависит от условий образования
и их последующего изменения. В соответствии с этим различные виды
неоднородностей подразделяются, по Н. В. Петровской, на протогенети-
ческие ((унаследованные или реликтовые), сингенетические и эпигене-
тические.
Протогенетические неоднородности проявляются в различных фор-
мах и имеют разную природу. Очень распространены механические
включения чужеродных минералов, захваченные в процессе роста мине-
ралов. Они образуют пойкилитические срастания (греч. «пойкилос» —
пестрые), обычно представляющие собой монокристаллы с включения-
ми минеральных зерен вмещающих пород. Примером могут служить
«песчанистые» кристаллы гипса или кальцита, кристаллы эгирина с
включениями ранее образованного нефелина. К протогенетическим от-
носятся также реликтовые включения, сохранившиеся вследствие не-
полного замещения в различных магматических, метаморфических или
метаоомэтических породах; так, циркон метаморфических пород, под-
вергшихся гранитизации, часто сохраняется в виде округлых включе-
ний в кристалликах акцессорного циркона гранитов.
Сингенетические неоднородности характерны, например, для друзо-
вых агрегатов совместной кристаллизации разных минералов, раскрис-
таллизованных гелей, распавшихся твердых растворов, а также для
зонально-секториальных кристаллов.
Эпигенетические неоднородности в минералах вызваны процессами
изменения их состава, отложением новообразованных минералов в тре-
щинах или путем замещения их новыми минералами.
К прото-, син- и эпигенетическим относятся также затвердевшие,
жидкие и газово-жидкие включения в минералах.
ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
МИНЕРАЛОВ
Физические свойства минералов обнаруживаются и могут быть из-
мерены только в результате приложения внешних сил и различных по
своей природе воздействий — механических, радиационных, электро-
магнитных, тепловых и др. Взаимодействие с минералами разнообраз-
ных форм энергии сопровождается ее частичным или полным поглоще-
нием и рассеянием, изменением и превращением в другие формы,^ что
выражается в появлении различных физических эффектов или свойств.
Воздействие на минералы механических сил сопровождается их дефор-
мацией или дезинтеграцией. Сопротивление разрушению минералов пу-
тем вдавливания острия или царапанья их поверхности выражается че-
рез твердость. Поведение в гравитационном поле определяется плот-
ностью минерала; В зависимости от энергии электромагнитного поля в
минерале может происходить возбуждение электронов, сопровождаю-
щееся селективным поглощением света, что служит непосредственной
причиной окраски. Магнитные свойства минералов возникают в магнит-
ном поле.
53 i
Многие физические свойства связаны со структурой и химическим
составом минералов и изменяются вместе с «ими. Для других свойств
существенное значение имеет дефектность минералов. В соответствии с
этим все физические свойства подразделяются на первичные и вторич-
ные. К первичным относятся плотность, твердость, спайность, кристал-
лооптические свойства, блеск, отражательная способность и др. Пер-
вичные свойства имеют основное диагностическое значение. Среди вто-
ричных следует отметить разнообразные полупроводниковые, термо-
электрические и люминесцентные свойства, примесную и радиационную
окраску, остаточную намагниченность и др. Изучение вторичных, свойств
проводится для расшифровки реального строения минералов, для диаг-
ностики генетических разновидностей минералов и для получения ин-
формации об условиях минералообразования. Этим, однако, не исчер-
пывается значение физических свойств минералов. Физические свойст-
ва минералов широко применяются в промышленности, науке и повсе-
дневной жизни. Так, для утяжеления раствора при бурении скважин
применяется барит, твердые минералы используются в качестве абра-
зивов, а легкие — как наполнители бетона. Высокая прозрачность квар-
ца и флюорита в ультрафиолетовом, видимом и инфракрасном свете
определяет ценность этих минералов как оптического сырья. Красивая
окраска в сочетании с сильным блеском, прозрачностью и высокой твер-
достью отличает многие драгоценные камни от других минералов.
ПЛОТНОСТЬ
Плотность минералов, измеряемая в единицах массы на едини1г^_^
объема (в г/см3), колеблется в широких пределах и <достигаеТ"23,0 г/см31
(платинистый иридий). Наиболее распространенные минералы имеют
плотность от 2,5 до 3,5 г/см3. Большинство минеральных видов имеет
плотность меньше 5 г/см3. Среди них преобладают силикаты, кислород-
ные соли и галоиды. Сульфиды и самородные металлы имеют большую
плотность.
Минералы условно можно разделить на три группы: легкие (до
3,0 г/см3), средние (от 3,0 до 4,0 г/см3) и тяжелые (более 4,0 г/см3).
Плотность минералов зависит от химического состава и типа струк-
туры и поэтому является важнейшим диагностическим признаком. Все
минералы, сложенные элементами верхней части периодической табли-
цы, относятся к легким. Как правило, минералы, содержащие тяжелые
металлы, имеют большую плотность. Наибольшая плотность у само-
родных элементов — золота, серебра и минералов группы платины.
Для минералов, представляющих изоморфные ряды, увеличение
(или уменьшение) плотности пропорционально изменению химического
состава. Так, в изоморфном ряду оливинов от форстерита Mg2[Si04] до
фаялита Fe2[Si04] плотность увеличивается от 3,20 до 4,35 г/см3, в ря-
ду альбит Na[Si8A108] — анортит Ca[Si2Al208] — возрастает всего от
2,61 до 2,75 г/см3, а в ряду шеелит Ca[W04] — повеллит Са[Мо04] она
уменьшается от 6,1 до 4,2 г/см3, т. е. на 1,9 г/см3.
Зависимость плотности от типа кристаллической структуры особен-
но отчетливо проявляется в полиморфных модификациях минералов й
определяется характером упаковки, атомов. Примером могут служить
упоминавшиеся выше алмаз и графит с плотностями соответственно 3,5
и 2,3 г/см; кальцит (2,6—2,8 г/см3) и арагонит (2,9—3,0 г/см3).
Точно так же кварц SiC>2 с каркасной структурой значительно лег-
че стишовита того же состава, но имеющего рутилоподобную цепочеч-
54
«тую структуру (2,65 и 4,35 г/см3 соответственно). В.общем случае ми-
нералы с плотнейшей упаковкой имеют большую плотность по сравне-
нию с минералами цепочечной, ленточной, слоистой и особенно каркас-
ной структуры.
Известно несколько методов определения плотности минерала. Пик-
нометрический и гидростатический методы — самые точные. Пикномет-
глтческий метод основан на измерении массы минерала путем взвеши-
вания в пикнометре — сосуде известного объема, гидростатический —
на взвешивании минерала в воздухе и в жидкости.
Наиболее простые объемные методы определения плотности мине-
ралов включают операции взвешивания и последующего определения
•объема вытесненного минералом жидкости с помощью мерной колбы
или специальных сосудов — волюмометров. Для измерения объема мик-
ронавесок минерала в тонких трубочках известного сечения иногда ис-
пользуют микроскоп.
Иммерсионные методы позволяют определять плотность минерала
сравнением с плотностью тяжелой жидкости, плотность которой опре-
деляется непосредственно с помощью весов Вестфаля (гидростатичес-
ким методом) или косвенно — измерением показателей преломления.
Длотность жидкости может регулироваться разбавлением или нагрева-
нием (термоградиентный метод). Для определения плотности тяжелых
минералов в жидкости меньшей плотности используют метод легких
поплавков с закрепленными на них зернами.
МЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
Механические свойства минералов обнаруживаются при механиче-
ском воздействии на них внешних сил при сжатии, растяжении или
ударе и выражаются в изменении их формы и целостности. Различают
упругие, хрупкие и пластические деформации.
Спайность — способность кристаллов раскалываться по опреде-
ленным кристаллографическим плоскостям с образованием блестящих
поверхностей. Спайность может проявляться в одном, двух, трех, че-
тырех и шести кристаллографических направлениях. Кристаллы слюды
можно расщепить по спайности на тончайшие листочки — у нее спай-
ность в одном направлении по пинакоиду {001}. Ромбоэдрический кри-
сталл кальцита легко раскалывается по трем направлениям (по ромбо-
эдру), тогда как в других направлениях спайные плоскости не обра-
зуются.
Плоскости спайности параллельны плоским сеткам пространствен-
ной решетки с наибольшими межплоскостными расстояниями, как, на-
пример, в графите (см. рис. 5). Поскольку спайность связана с крис-
таллической структурой, она служит важным диагностическим призна-
ком минералов.
Для оценки 'спайности существует следующая шкала.
1. Спайность весьма совершенная — кристалл колется на тончай-
шие пластинки с зеркальной поверхностью (слюда, гипс).
2. Спайность совершенная — кристалл в любом месте колется по
определенным направлениям, образуя ровные, иногда ступенчатые по-
верхности; неправильная поверхность получается крайне редко (каль-
цит, галит, галенит).
3. Спайность средняя — при расколе образуются как ровные спай-
ные, так и неровные поверхности (полевые шпаты, роговая обманка).
55
(4- Спайность несовершенная — ровные спайные поверхности редки,
при разломе большей частью образуется неправильная поверхность ско-
ла (берилл, апатит).
5. Спайность весьма несовершенная — практически нет спайности,
кристаллы имеют неровные поверхности при расколе (кварц, касси-
терит) .
В различных направлениях спайность кристалла может быть оди-
наковой или разной по степени совершенства.
Минералы, не имеющие спайности или имеющие несовершенную
спайность, раскалываются по неровным поверхностям излома. По ха-
рактеру этих поверхностей излом в минералах может быть неровный
(самородная сера, апатит, касситерит), ступенчатый (полевые шпаты),
занозистый (актинолит, тремолит), раковистый (кварц, халцедон, опал),
крючковатый (самородные элементы — золото, медь, платина) и дру-
гих видов.
Отдельностью называется способность минералов раскалываться с
образованием ровных поверхностей на сколах по направлениям, сов-
падающим с плоскостями двойникования, с эпитаксичеокими вростка-
ми, с ориентированными включениями продуктов распада твердых раст-
воров, с неоднородностями и включениями по зонам роста и др. Очень
характерна, например, отдельность по пинакоиду {0001} у корунда,
связанная с тончайшими включениями мусковита.
Упругостью обладают минералы, исходные размеры и форма ко-
торых восстанавливаются после снятия внешних напряжений. Высокой,
упругостью обладают, например, листочки слюды. Упругость связана с
прочностью и типом межатомных связей. С ростом температуры упру-
гость уменьшается. В случае превышения предела упругой деформации
возникают хрупкие или пластические деформации.
Хрупкостью называется способность минералов легко крошиться
в результате мгновенного приложения внешних сил, например при уда-
ре молотком, а также при проведении ножом или стальной иглой ца-
рапины на поверхности минерала. У такого хрупкого минерала, как
блеклая руда, на краях царапины остается порошок, который легко
сдувается. В отличие от «ее на поверхности халькозина остается бле-
стящая бороздка с ровными краями. Таким же свойством обладает
большинство самородных металлов, которые при ударе изменяют свою
форму и расплющиваются, т. е. характеризуются ковкостью.
Пластическая деформация возникает при скольжении соседних ча-
стей кристаллических индивидов относительно >друг друга параллельно
атомным плоскостям с минимальной прочностью связи между ними пу-
тем зарождения и скольжения краевых дислокаций. Направление сколь-
жения совпадает с минимальным межатомным расстоянием. В резуль-
тате механического скольжения внутренняя однородность кристалла,
сохраняется, но изменяется его форма (рис. 37,а). Пластическим де-
формациям благоприятствует высокая температура. Примеси и меха-
нические включения, закрепляя дислокации, препятствуют пластичес-
ким деформациям. Пластические деформации сдвига, в отличие от де-
формаций скольжения, сопровождаются образованием механических
Двойников. Сдвиг вдоль плоскости двойникования приводит к законо-
мерной ориентации отдельных частей кристаллов (рис. 37,6). Механи-
ческое двойникование характерно для минералов метаморфических по-
род, например, для кальцита .мраморов. Некоторые минералы в ре-
зультате деформации могут сминаться, принимать произвольную фор-
му без нарушения целостности и сохранять ее после снятия приложен-
ных воздействий. При изгибе в кристалле возникают области напря-
жений с высокой концентрацией одинаково ориентированных краевых
дислокаций или полосы изгиба, напоминающие полосы полисинтетичес-
кого механического двойникования. Амплитуда сдвига при изгибе боль-
ше, чем при двойниковании (рис. 37,в). Полосы изгиба характерны для
дистена, сподумена, хлорита, мусковита, молибденита, хризотил-асбе-
ста и др. — 1
Твердость. Под твердостью-
минералов понимается его сопро-
тивление механическому разру-,
тению под воздействием более»
прочного тела.|Тв£рдос'ТБ"— важ-J
лый—диагностический признак
минералов. Она отражает проч-
ность химических связей между
.атомами и зависит от типа хими-
ческих связей. Для минералов с
лонным типом химической связи
характерна низкая или умерен-
ная твердость, а минералы с чи-
сто ковалентной связью очень
тверды. В качестве примеров
можно привести галит и алмаз.
Минералы со смешанным типом
химической связи обычно име-
ют пониженную твердость, а с
водородными и ван-дер-ваальсо-
выми связями — низкую. В со-
ответствии с этим многие сло-
истые, водные и молекулярные
кристаллы отличаются низкой
твердостью. Для минералов с
плотнейшей упаковкой или кар-
касной структурой характерна
умеренно высокая твердость.
■Сравнение подобных в структур-
ном и аналогичных в химическом
отношении минералов показы-
вает, что с увеличением заря-
да катиона или аниона растет
твердость. Например, твердость
кальциевого слоистого алюмо-
силиката —i Маргарита
■CaAl2[Si2Al20,o](OH)2 — значи-
тельно выше, чем у его калиево-
го аналога — мусковита
K(Al2)[SisAlO10](OH)2. В изо-
морфных сериях твердость мине-
ралов изменяется вместе с соста-
вом, особенно существенно, если
при этом изменяются степень
ионности-кова лентности хим и-
ческой связи, валентность ионов,
их размеры и соответственно
плотность упаковки и коорди-
нация.
Рис. 37. Пластические деформации минера-
лов (по Дж. Ферхугену и др.):
о — скольжение с сохранением ориентации
в области скольжения (заштриховано); б—
двойникование при сдвиге с изменением
ориентации в области сдвига (заштрихова-
но), в — полосы изгиба (заштриховано)
с большой амплитудой сдвига
Заметное влияние на микротвердость минералов оказывают точеч-
ные дефекты — вакансии, интерстиционные атомы и микропримеси,
дислокации и степень совершенства (блочность) кристаллических ин-
дивидов. Известно, что теоретическая прочность кристаллов значитель-
но выше реальной. Только бездислокационные нитевидные кристаллы
(викерсы) имеют прочность, соизмеримую с расчетной.
Существует несколько методов определения твердости. В минера-
логической практике принята лакала Мооса. Эталонами шкалы твердо-
сти Мооса служат следующие минералы, расположенные в порядке уве-
личения твердости.
1. Тальк Mg3[Si4O10] (ОН)2.
2. Гипс Са [S04] ■ 2Н20.
3. Кальцит Са [СОа].
4. Флюорит CaF2.
5. Апатит Ca5[P04J3(F, С1).
6. Полевой шпат (ортоклаз) K[Si8A108].
7. Кварц Si02.
8. Топаз Al2[SiC>4] (F, ОН)2.
9. Корунд А1203.
10. Алмаз С.
Твердость минералов обычно определяется царапанием одного ми-
нерала другим. Если, например, апатит (твердость 5) царапает иссле-
дуемый минерал, а флюорит (твердость 4) не царапает его, то мы
определяем твердость исследуемого минерала примерно как 4,5.
Эталоны шкалы Мооса могут заменить следующие предметы: лез-
вие стального ножа — твердость около 5,5—6, напильник — около 7,
простое стекло — 5; минералы, имеющие твердость меньше 2, легко
чертятся ногтем.
Необходимо отметить относительность шкалы Мооса: если тальк
имеет твердость 1, а гипс твердость 2, то это не означает, что гипс в
2 раза раза тверже талька. То же касается всех других минералов-эта-
лонов.
Точно твердость определяется с помощью специальных приборов
склерометров (твердомеров). В склерометре М. М. Хрущева и Е. С. Бер-
ковича (микротвердомере) твердость определяется на ровной поверхно-
сти минерала путем вдавливания под определенной нагрузкой Р (в кг)
алмазной пирамидки квадратного сечения. Размеры получающихся от-
печатков меньше для твердых и больше для мягких минералов. Диа-
метр отпечатков (d) измеряют (в мм) с помощью микрометренного оку-
ляра на микроскопе. Микротвердость минералов рассчитывается по
формуле
Я= 2 sin — —, или Я = 0,7 —
2d2 d2
при угле между гранями алмазной квадратной пирамиды а=136°. Она
имеет размерность кг/мм2. Значения микротвердости для минералов-эта-
лонов шкалы Мооса показывают, что твердость алмаза выше твердости
корунда в пять раз, а талька — «а три порядка:
Тальк 2,4 Полевой шпат 795
Гипс . ■ 36 Кварц 1 120
Кальцит 109 . Топаз 1427
Флюорит 189 Корунд . 2 060
Апатит 536 Алмаз 10 060
При измерении твердости необходимо иметь в виду, что для мине-
ралов характерна анизотропия твердости. Особенно отчетливо она про-
является у гетеродесмичных минералов, имеющих цепочечное или сло-
истое строение. Например, дистен Al2[Si04]0 отличается различной
твердостью при царапании поверхности совершенной спайности вдоль
удлинения (4,5) и поперек (6), что запечатлено в названии этого мине-
рала (греч. «ди» — два, «стенос» — сопротивляющийся, т. е. двутвер-
дый). Для графита, как установлено, твердость вдоль весьма совершен-
ной спайности равна 1, а поперек — выше 5. Неодинаковую твердость
имеют разные грани даже кубических кристаллов одного и того же
минерала, что связано с их различной ретикулярной плотностью. Кри-
сталлы алмаза, например, имеют наибольшую ретикулярную плотность
на гранях октаэдра {Ш}, меньшую — на гранях ромбододекаэдра
{110} и еще меньшую — на гранях куба {100}. В соответствии с этим
твердость по граням октаэдра будет большей, чем по граням ромбодо-
декаэдра, а грани куба будут иметь наименьшую твердость.
Неоднородное строение минералов также сказывается на их твер-
дости. Например, зональные кристаллы молибдошеелита, как показали
измерения, имеют меньшую твердость (до 180 кг/мм2) в центральных
зонах, обогащенных молибденом, чем в периферических (до 600 кг/мм2),
сложенных почти чистым шеелитом. Повышенной твердостью обладают
кристаллы магнетита, содержащие включения шпинели — продукта
распада твердого раствора.
Необходимо отметить также, что реально измеряемая твердость
минералов в пористых, землистых, а также тонковолокнистых агрега-
тах всегда занижена; она отражает, по существу, прочность сцепления
между частицами.
КРИСТАЛЛООПТИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
1,7;"/ ■'*. ?
Кристаллооптические свойства подчиняются законам геометриче-
ской оптики. Они связаны с изменением скорости света, проходящего
через прозрачные минералы, и описываются на основе представлений
об электромагнитной природе света. В соответствии с этими представ-
X
(плоскость y-z)
Рис. 38. Электрическое и магнитное поля — компоненты плоскополяризо-
ванного электромагнитного излучения
лениями свет характеризуется длиной волны, и амплитудой гармониче-
ских колебаний электрической и магнитной компонент электромагнит-
ного поля в направлениях, перпендикулярных друг другу и лучу света
(рис. 38). В обыкновенном свете колебания происходят перпендикуляр-
но лучу света по всем радиальным направлениям, а в плоскополяризо-
ванном свете они совершаются только в одной плоскости поляриза-
ции.
Показателем преломления света п называется отношение скорости
света в вакууме (приближенно — в воздухе) с к скорости света в ми-
нерале v:
с
я = — .
v
Показатель преломления определяется так же, как отношение си-
нусов угла падения i и преломления \г луча на границе двух сред
(рис. 39, а):
п = sin i/sln г.
В кристаллах кубической сингонии или в некристаллических телах
свет распространяется с одинаковой скоростью во всех направлениях.
Показатель преломления таких оптически изотропных кристаллов не
Рис. 39. Преломление света в изотропном (а) и анизотропном (б)
кристаллах
зависит от направления проходящего через «их луча света. Из точечно-
го источника свет в оптически изотропных кристаллах распространя-
ется волнами, имеющими шаровую поверхность. В изотропной среде на-
правление распространения волны определяется нормалью к касатель-
ной на шаровой поверхности и совпадает с направлением радиуса (лу-
ча света) к точке касания. Поэтому в оптически изотропных минералах
обыкновенный свет не поляризуется. Поляризация света происходит
только при прохождении через анизотропные среды, к которым отно-
сятся минералы всех сингонии, кроме кубической. При этом естествен-
ный (неполяризованный) свет, проникая в кристаллы, распадается на
две плоскополяризованные волны, отличающиеся скоростью света и
тем, что у одной в плоскости поляризации происходят колебания элек-
трической компоненты поля, а у другой в перпендикулярной ей плос-
кости поляризации — магнитной. Световая волна с постоянной скоро-
стью распространения в разных направлениях называется обыкновен-
ной. Ей соответствует постоянный, или обыкновенный, показатель пре-
ломления п0. Поверхность ее распространения описывается как шар.
Для волны с изменчивой скоростью распространения света в различ-
ных направлениях, называемой необыкновенной, характерно непостоян-
ство показателей преломления ие (необыкновенный показатель пре-
60
ломления). Поверхность ее распространения в кристаллах средней ка-
тегории симметрии представляет собой шар, вписанный в эллипсоид,
или эллипсоид, вписанный в шар (рис. 40).
В направлении, совпадающем с главной осью симметрии кристал-
лов, величины обыкновенного и необыкновенного показателей прелом-
ления совпадают. В кристаллах
средних сингонии возможно только
одно такое направление, которое
называется оптической осью, а со-
ответствующие кристаллы называ-
ются одноосными. Если величина
«е>"о. то кристалл оптически по-
ложителен, а если «о>"е, то опти- +
чески отрицателен. Разность между Рис. 40. Поверхности световых волн для
максимальным и минимальным зна- кристаллов средних сиигоний
чениями показателей преломления
называется двупреломлением, или двойным светопреломлением. Это
явление, открытое Бартолином в 1669 г. и изученное X. Гюйгенсом на
спайных выколках исландского шпата, прозрачной разновидности каль-
цита, обусловлено тем, что две волны со взаимно перпендикулярными
плоскостями поляризации имеют разные показатели преломления и не-
одинаково преломляются, когда входят в кристалл или выходят из не-
Рис. 41. Двупреломлеиие света в кристалле исландского шпата. Нат. вел.
го (см. рис. 39, б). Через прозрачный выколок по спайности кристалла
исландского шпата отчетливо видны два изображения (рис. 41). Чем
толще спайная пластинка, тем более разобщенными оказываются изо-
бражения.
Кристаллы низших категорий симметрии характеризуются тремя
разными значениями показателей преломления (пЁ — наибольший;
.61
1—
\ Hp
Np
r"
Пт — промежуточный; nv — меньший) в различных кристаллографиче-
ских направлениях и двумя оптическими осями, в связи с чем они на-
зываются оптически двуосными. Двуосные положительные кристаллы
имеют ne—nm>nm—nv, а отрицательные — nm—nv^s>ng—nm.
Изменения показателей преломления и других кристаллооптичес-
ких свойств анизотропных кристаллов можно наглядно представить с
помощью поверхности, построенной на
значениях показателей преломления,
отложенных в направлениях колеба-
ний световой волны, которая называ-
\Ng ется оптической индикатрисой.
Для кристаллов кубической синго-
нии оптическая индикатриса имеет
форму шара. Для кристаллов средней
категории симметрии индикатриса
имеет форму эллипсоида вращения.
Если кристалл оптически положитель-
ный, т. е. максимальный показатель
преломления совпадает с направлени-
ем луча необыкновенного света, то
эллипсоид вытянут вдоль оптической оси. Для оптически отрицательно-
го кристалла, характеризующегося совпадением направления мини-
мального показателя преломления с направлением луча необыкновен-
ного света, оптическая индика-
триса представляет собой укорочен-
ный эллипсоид вращения (рис.42).
Оптическая ось индикатрисы кри-
сталлов средних сингонии всег-
да совпадает с главной кристалло-
графической осью. Оптическая ин-
План
а
Рис. 42. Оптические индикатрисы
•одноосного положительного (с) и
отрицательного (б) кристаллов
tip
Ng
л2
2V / \
№п/, \
Р<У\
W \
V г^1
Np
Рис. 43. Оптическая индикат-
риса кристалла низшей катего-
рии симметрии
Рис. 44. Прозрачный шлиф для
микроскопических исследований:
/ — предметное стекло, 2 — по-
кровное стекло, 3 — канадский
бальзам, 4 — пластинка кристал-
лически-зернистого агрегата мине-
ралов
дикатриса кристаллов низшей категории симметрии представляет собой
трехосный эллипсоид с тремя неравными главными осями Ng, Nm и
Np. Два круговых сечения такого эллипсоида располагаются перпенди-
кулярно двум оптическим осям (рис 43). Оптические оси А\ и А2 лежат
в плоскости оптических осей Ng—Np, перпендикулярной оси Nm. Угол
между оптическими осями Ai и Л2 называется углом оптических осей
(2V). Двуосный кристалл является положительным, если характеризу-
ется совпадением оси Ng с острой биссектрисой, делящей пополам ост-
рый угол (+2V), и отрицательным — при совпадении с тупой биссек-
трисой, разделяющей пополам тупой угол (—2V). Оси индикатрисы
ромбических кристаллов совпадают с кристаллографическими X, У и Z,
а у моноклинных — только одна ось индикатрисы совпадает с осью У.
У кристаллов триклинной сингонии совпадения между кристаллографи-
ческими осями и осями индикатрисы в общем случае нет.
Кристаллооптические свойства минералов широко используются
для диагностики минералов и определения их химического состава с
помощью специального поляризационного микроскопа. Методы оптиче-
ской микроскопии основаны на постоянстве кристаллооптическнх
свойств минералов неизменного состава и их функциональной зависи-
мости от химического состава в минералах изоморфных серий. Напри-
мер, показатели преломления промежуточных по составу минералов ря-
да оливина закономерно уменьшаются от фаялита Fe2[Si04] к форсте-
риту Mg2[Si04].
Определение кристаллооптическнх констант проводится преимуще-
ственно в прозрачных шлифах, представляющих собой тонкие срезы ми-
нералов или пород, толщиной около 0,03 мм, закрепленных с помощью
канадского бальзама на предметном стекле и закрытом сверху покров-
ным стеклом (рис. 44). В шлифах изучают также форму, размеры, ха-
рактер срастаний и количественные соотношения минеральных зерен.
Кроме того, кристаллооптические свойства минералов определяют
в иммерсионных препаратах на мелких кристаллах или зернах, кото-
рые погружают в иммерсионные жидкости с известными показателями
преломления.
СПЕКТРОСКОПИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
Спектроскопические свойства минералов (цвет, блеск и люминес-
центное свечение) — это лишь внешнее проявление сложных процессов
взаимодействия квантов света с электронами внешних электронных обо-
лочек атомов. Эти процессы сопровождаются поглощением, отражени-
ем или излучением, если происходят электронные переходы их из ос-
новного в возбужденное состояние и обратно, подчиняющиеся законам
квантовой механики. Они возможны при условии резонанса, т. е. совпа-
дения энергии кванта (E=h\) с разницей энергии между возбужден-
ным (Ев) и основным (Е0) состояниями электронов (АЕ=ЕВ—Еоу
(рис. 45):
hv=AE,
где h — постоянная Планка; v — частота света.
Энергия, необходимая для возбуждения электронов внешних обо-
лочек атомов в минералах, соизмерима по величине с энергией оптиче-
ских квантов, т. е. находится в пределах от нескольких десятых до
Нескольких электрон-вольт и значительно превышает диапазон видимой
области электромагнитного спектра. Поэтому непосредственно наблюда-
емые спектроскопические свойства минералов — только часть процес-
сов поглощения, отражения и излучения, проявляющихся не только в
видимой области, но и в прилегающих ультрафиолетовой и инфракрас-
ной областях спектра.
63
Основное состояние
Рис. 45. Схема электрон-
ного перехода с основно-
го энергетического уров-
ня Ев иа возбужденный
Ея с поглощением энер-
гии и, обратно, с излу-
чением
Цвет минералов. Цвет минералов — наиболее яркий « вырази-
тельный внешний признак многих минералов. Минералы отличаются
чрезвычайным разнообразием цвета и оттенков, интенсивности и сочно-
сти. Для одних минеральных видов характерна постоянная окраска, по
которой их можно определить почти безошибочно. Достаточно назвать
красную киноварь, золотисто-желтый пирит, зе-
возбужденное состояние леныи малахит, синий лазурит. Другие минера-
к\ L. лы, такие, как турмалин, берилл, гранат, флюо-
рит, кальцит, могут иметь разный цвет. Напри-
мер, .кристаллы турмалина бывают черного, ро-
зового, зеленого, синего, бурого цвета и даже
бесцветными.
Во многих случаях минералы имеют одно-
тонную и равномерную окраску. Вместе с тем
встречаются минералы многоцветные (полихром-
ные) с пятнистым или закономерным — зональ-
ным или секториальным — распределением ок-
раски разного цвета'. Например, иногда один ко-
нец кристаллов турмалина черный, другой — зе-
леный, а середина бесцветная или розовая. В ви-
де полихромных кристаллов нередко встречают-
ся также флюорит, кварц, кальцит, гранат, то-
паз и др.
Интенсивность проявления окраски зависит от агрегатного состоя-
ния и характера поверхности минералов. В крупных кристаллах и гру-
бозернистых агрегатах окраска многих минералов обычно темнее, чем в
мелких зернах, тонкозернистых или дисперсных агрегатах. Например,
внешне черный гематит в землистых агрегатах имеет вишнево-красный
цвет, а почти черный эгирин в тонкоигольчатых агрегатах — светло-зе-
леный цвет. С другой стороны, золотисто-желтый пирит в землистых
агрегатах имеет черную окраску. Прозрачные кристаллы минералов,
как правило, слабоокрашены или бесцветны. В дисперсных порошкоза-
тых, пористых, землистых и мелкозернистых агрегатах или в кристал-
лах, содержащих много включений, темные минералы обычно светлее.
Мерой интенсивности поглощения или пропускания света, проходя-
щего через кристалл, служит пропускание Г=///0, где /0 — интенсив-
ность первоначального потока света, а / — прошедшего через кристалл,
и оптическая плотность D = ]g\/T. В соответствии с законом Бугера—
-Ламберта
где / — толщина кристалла (см); а — коэффициент поглощения, ха-
рактеризующий природу минерала.
Отражение света складывается из зеркальной и диффузной компо-
нент. Интенсивность зеркального отражения R для сильнопоглощаю-
щих минералов связана формулой Френеля с показателями преломле-
ния пи показателем поглощения [К]1:
Каерк~ Ь + 1Г + 1КР •
Интенсивность диффузного отражения увеличивается с уменьшени-
ем размеров зерен в агрегатах и пропорциональна коэффициенту погло-
щения. Измерение интенсивности поглощения и отражения света мине-
. #
* [К]=КЩпп, где /C=lg/0// i=Z)/f=0,4343<z — линейный коэффициент экстиикции;
К — длина волны.
64
ралов проводится с помощью специальных, приборов — спектрофотс ■•
метров, позволяющих определять зависимость этих параметров от дли-
ны волны света, графическое выражение которой называется оптичес-
ким спектром поглощения или отражения (рис. 46). Максимумы на оп-
тических спектрах поглощения отвечают спектральной области погло-
щения, а минимум — пропусканию света. Положение полос пропуска-
ния и отражения практически совпадает.
Цвет минералов имеет различную природу. В соответствии с сис-
тематикой, приведенной в работе А. Е. Ферсмана «Цвета минералов»,
выделяются следующие основные типы: 1) цвет, обусловленный цели-
ком особенностями химического состава, кристаллической структуры,
присутствием примесей-элементов — хромофоров или дефектностью
t is to v to h i* if w °-5 ' E-3b
Рис. 46. Спектр поглощения света и его параметры
минералов (идиохроматизм, или собственная окраска); 2) цвет, свя-
занный с механическими включениями яркоокрашенных посторонних
минералов (аллохроматизм, или чужеродная окраска); 3) цвет, выз-
ванный явлениями рассеяния или интерференции света (псевдохрома-
тизм, или ложная окраска). Нередко в одном минерале окраска явля-
ется сочетанием всех этих типов хроматизма.
Идиохроматизм минералов определяется степенью перекрытия ви-
димой области спектра полосами поглощения света. В зависимости от
этого одни минералы прозрачны или слабоокрашены, другие, наобо-
рот, непрозрачны, имеют яркие окраски или обладают сильным отра-
жением разной тональности от стально-серого до медно-красного и зо-
лотисто-желтого.
Различным видам окраски соответствует определенная степень пе-
рекрытия видимой области спектра полосами поглощения различной
♦ природы (рис. 47). В коротковолновой части оптических спектров ми-
нералов располагается полоса собственного поглощения света (основ-
ная полоса), связанная с возбуждением валентных электронов, которая
характеризуется очень высокой интенсивностью. В соответствии с тео-
рией молекулярных орбиталей, поглощение света в этой полосе отве-
чает переходам электронов с уровней связеобразующих орбиталей на
Уровни антисвязывающих состояний. Согласно зонной теории, основная
полоса поглощения соответствует электронным переходам из валент-
ной зоны в зону проводимости. Положение длинноволнового края этой
полосы в оптическом спектре отвечает ширине запрещенной зоны и ми-
3 А. В. Миловский, О. В. Кононов 6S
нимальной энергии перехода. Ширина запрещенной зоны зависит от
типа химической связи. У минералов с металлическими или ковалент-
но-металлическими типами связи (большинство сульфидов, все метал-
лы, часть окислов) она менее 2 эВ, у
минералов с -ковалентной связью —
2—3 эВ (часть неметаллов, сульфидов
и окислов), а у минералов с ионной и
ионно-ковалентной связями (соли,
многие окислы и силикаты) — боль-
ше 4—5 эВ. Поэтому у минералов пер-
вой группы основная полоса поглоще-
ния полностью перекрывает видимую
аурипигмент/\
' ^еальгарУ/х
чтит.
А 400
зо woo гзооо гоооо isooo
УФ I _ видимая
область
область
wooJl,hm
юооо \!гснг
пк
Рис. 47. Виды идиохроматической ок-
раски минералов и степень перекрытия
видимой области спектра полосами по-
глощения:
I — собственная окраска непрозрачных
минералов с сильным отражением света
и металлическим блеском; II — собст-
венная окраска с частичным перекры-
тием прозрачных минералов с сильным
алмазным блеском; III — хромофорная
окраска минералов с переносом заряда
и d-переходами; IV — хромофорная ок-
раска минералов с /-переходами на ио-
нах .редких земель и группах иОг2+;
V — дефектная окраска минералов с
электронно-дырочными центрами, моле-
кулярными ионами и свободными ради-
калами
Рис. 48. Примеры спектров поглоще-
ния минералов с собственной и хро-
мофорной окраской
область, и они непрозрачны, но
характеризуются сильным отра-
жением разных цветов и оттен-
ков; их разнообразие связано с
неодинаковым отражением в раз-
ных частях спектра. У минералов
второй группы видимая область
перекрыта лишь частично, и они
имеют яркую окраску. У треть-
ей группы минералов ос-
новная полоса поглоще-
, ния находится далеко в
ультрафиолетовой области. Значительная часть из них в видимой об-
ласти прозрачна или бесцветна. Примером, иллюстрирующим зависи-
мость окраски и отражения от ширины запрещенной зоны и степени пе-
рекрытия ею видимой области спектра, может служить ряд сульфи-
дов As, Sb и Bi (рис. 48).
Полосы переноса заряда между видообразующими или примесны-
ми ионами разной валентности, а также между анионами и металлом
переходной группы в комплексных анионах характеризуются симмет-
ричностью. Положение этих полос в спектре зависит от типа химичес-
кой связи, координации и расстояния между ионами. Частичное перек-
рытие видимой области полосами переноса заряда между Fe2+ и Fe3+
служит причиной бурой или зеленой окраски многих железосодержащих
силикатов. Интенсивность полос зависит от концентрации ионов и их
положения в кристаллической структуре, чем объясняется плеохроизм
многих минералов, например кордиерита, роговой обманки, турмалина,
биотита и др. Переносом заряда в комплексных анионах вызвана яр-
кая окраска в видимой области хроматов, молибдатов и вольфраматов
свинца.
С примесью разновалентных ионов в минералах, образующих ло-
кальные донорно-акцепторные уровни в запрещенной зоне, связаны
электронные переходы и соответствующие им полосы поглощения. Энер-
гия перехода между донорно-акцепторными уровнями меньше ширины
запрещенной зоны, и поэтому полосы поглощения смещены относитель-
но основной полосы в длинноволновую область. Например, с перехода-
ми в донорно-акцепторной паре Cu+—Ga3+ связывается оранжевый цвет
(полоса 2,42 эВ), а с переходом между валентной зоной и ионом Sn4+
(полоса 2,18 эВ) и в паре Cu+—sIn3+ (полоса 2,35 эВ) — красный цвет
сфалерита.
С переходами между уровнями J-электронов элементов переход-
ных групп связаны полосы в спектрах кристаллического поля, вызыва-
ющие окраску большинства минералов с ионным типом химической свя-
зи вследствие частичного перекрытия видимой области одной или не-
сколькими полосами поглощения умеренной интенсивности. Положение
и интенсивность этих полос поглощения в спектрах описываются для
минералов с существенно ионной связью в рамках теории кристалличе-
ского поля лигандов и определяются степенью расщепления ^-уровней,
распределением между ними электронов и вероятностью переходов. Эти
параметры зависят от силы кристаллического поля, его локальной сим-
метрии. Существенно влияют на них природа и заряд лигандов (F—С1—
—Н20—S—...), межатомные расстояния и степень ионности-ковалентно-
сти химической связи. Именно поэтому разные минералы, содержащие
один и тот же хромофор, часто отличаются по цвету (см. рис. 48). На-
пример, у хромсодержащих минералов красного цвета — рубина, пи-
ропа, шпинели — расстояние между ионами Сг2+ и О2- меньше, чем у
зеленых минералов — уваровита и изумруда; соответственно у зеле-
ных минералов полосы поглощения смещены в длинноволновую об-
ласть таким образом, что красная часть спектра оказывается перекры-
той, а полоса пропускания приходится на зеленую область спектра.
Аналогично, у азурита узкая полоса пропускания находится в синей
части спектра, а у малахита — в зеленой. Это согласуется с большим
расщеплением d-уровней иона Си2+ в октаэдрическом комплексе азури-
та по сравнению с малахитом, в котором Си2+ окружен 4 ионами кис-
лорода. Окраска многих минералов связана также с ионами Ti3+, Мп-+,
"Со3+, Ni3+ и другими переходными элементами.
Очень характерна окраска, обусловленная переходами между уров-
нями /-электронов редкоземельных ионов и актиноидов. Узкие полосы
поглощения, обусловленные переходами на ионах TR3^ вызывают сла-
бую окраску. С ионами TR2+ связаны более широкие полосы. И те и
.3*
67
другие являются причиной примесной окраски флюорита, ангидрита,
шеелита и других минералов. Яркая желтая и желто-зеленая окраска
многих урановых минералов связана с переходами на комплексных
ионах уранила (U02)2+.
Окраска, обусловленная электронными переходами на различных
дефектах, играющих роль электронно-дырочных центров, характеризу-
ется широкими полосами поглощения относительно невысокой интен-
сивности. К ним относятся: I) центры окраски, связанные с анионны-
ми вакансиями (/^-центры); характерны для галоидов (галит, флюо-
рит); 2) примесные ионы с аномальным зарядом вследствие захвата
электрона или дырки, например (РЬк+)' +е -*• (РЬк+)х в амазоните;
(Yq["2+)' + е -*■ (^са"2+)х в ангидрите и т. д.; 3) анионы, захва-
тившие электрон или дырку, например дырочный центр (02~) х-)-«+•-»-
->-(0"")", обнаруженный в карбонатах, боратах и некоторых силикатах;
4) молекулярные ионы, захватившие электрон или дырку, например
S2+e—>-(S2)' в содалите; 5) свободные радикалы, образовавшиеся в
результате захвата комплексными анионами электрона или дырки, на-
пример ,[С02-3]х+п+->-[СО-з]' в кальците.
Ионизация способствует образованию окраски этого типа, а нагре-
вание ведет к обесцвечиванию. Примером может служить радиационно-
стимулированная дымчатая окраска мориона, которая разрушается при
нагревании.
Аллохроматизм минералов обусловлен их фазовой неоднороднос-
тью — механическими включениями, имеющими яркую или более тем-
ную окраску. Например, красивая переливающаяся красновато-бурая
окраска авантюрина связана с примесью чешуек железной. слюдки —
гематита Fe203 — в кварце. Розовая окраска ортоклаза также связа-
на с примесью гематита, являющегося продуктом распада твердого
раствора. Зеленый цвет шеелита часто связан с примесью малахита,
приуроченного к тонким трещинам, а темно-серый цвет — с тончайши-
ми чешуйками молибденита. Пигментирующие включения могут рас-
пределяться равномерно, пятнами или строго по зонам и секторам ро-
ста. В этом отношении характерны кристаллы хиастолита — андалу-
зита, в котором пигментирующие битумы образуют закономерные фи-
гуры.
Псевдохроматизм минералов имеет интерференционную природу и
проявляется в побежалости, опалесценции и иризации. Побежалость —
это обычно пестрая или радужная окраска минералов, наблюдающаяся
только на измененной поверхности или на сколах по трещинам, вдоль
которых образуется тонкая пленка вторичных минералов, например
при окислении. Яркая фиолетовая и синяя побежалость настолько ха-
рактерна для борнита Cu5FeS4, что вполне оправдывает его старинное
название — пестрая медная руда. Желтая, зеленоватая и красная по-
бежалость свойственна халькопириту CuFeS2, а темно-синяя — анти-
мониту Sb2S3. Интерференция на тонких пленках гидроокислов железа
вызывает красивую радужную побежалость кварца.
Опалесценция характерна для опала, имеющего глобулярное стро-
ение. Интерференция возникает только у благородных разновидностей
этого минерала, отличающихся закономерной плотнейшей упаковкой
глобулей, соизмеримых с длиной волны видимого света. Шелковистая
опалесценция иногда наблюдается у тонковолокнистого бледноокра-
шенного рубеллита, в котором толщина волокон также соизмерима с
длиной волны видимого света.
Иризация обнаруживается в полупрозрачных минералах, содержа-
щих ориентированные включения посторонних минералов. Например,
яркая желто-зеленая и синяя иризация Лабрадора связывается с ин-
терференцией на мельчайших ориентированных пластинчатых включе-
ниях ильменита. Иногда иризация возникает в тонкочешуйчатых ми-
нералах, например в мусковите, в результате интерференции на грани-
цах с включениями других минералов или на воздушных прослойках.
Голубая иризация лунного камня связывается с включениями альбита
в ортоклазе.
Цвет черты. Минералы, имеющие не очень большую твердость
(<5,5—6), оставляют на шероховатой фарфоровой пластинке черту, по
цвету иногда отличающуюся от цвета минерала в кристалле. Цвет
черты, т. е. цвет минерала в порошке, служит более устойчивой харак-
теристикой окраски и поэтому широко используется в диагностике. Ти-
пичны вишнево-красная черта для гематита и блестящая золотисто-
желтая для золота.
Окраска минерала имеет большое диагностическое значение, по-
скольку она отражает особенности структуры и состава минералов. Она
используется для определения содержания, валентности и формы вхож-
дения элементов-хромофоров, а также для выявления разнообразных
несовершенств строения минеральных индивидов. По окраске можно
также судить о генетическом типе месторождения, температуре или
окислительно-восстановительных условиях минералообразования.
Окраска минералов имеет важное значение как поисковый приз-
нак различных руд. Зеленые и синие примазки малахита и азурита ука-
зывают на нахождение медных руд, розовые порошковатые налеты эри-
трина — на руды кобальта, бурые и ржавые окраски тидроокислов же-
леза дают возможность сделать вывод о нахождении зоны окисления
рудного месторождения. Синяя окраска галита часто указывает на при-
сутствие сильвина и карналлита. Черная, темно-фиолетовая окраска
флюорита свидетельствует об ассоциации с ним радиоактивных мине-
ралов, а болотно-зеленый турмалин в гранитных пегматитах — о воз-
можном нахождении редкого минерала цезия — поллуцита и т. д.
А. Е. Ферсман писал по поводу цвета минералов: «Особенно вниматель-
но должен подумать о цвете минералов геохимик-разведчик, полевой
исследователь, для которого окраска минералов является первым приз-
наком находки месторождения полезных ископаемых и опытный глаз
которого дороже всего».
Блеск минералов. Отражение света от поверхности минералов вос-
принимается,как блеск различной интенсивности.^ Блеск связан с отра-
жательной способностью, которая выражается как отношение интен-
сивности отраженного света Ц к падающему /0 (в%): R = hfIo, и по~
казателем преломления. На ровных сколах по спайности, на гранях
или на полированной поверхности кристаллов или кристаллически-зер-
нистых агрегатов с размером индивидов свыше 0,5 мм наблюдается
блеск различной интенсивности и качества. Для прозрачных и полу-
прозрачных минералов с низким и умеренным показателем преломле-
ния (п=1,3—1,9) и низкой отражательной способностью (R = 2—9%)
света характерен стеклянный блеск, для минералов с более высоким
показателем преломления (и =1,9—3,2) и отражательной способнос-
тью (7?=9—27%) — алмазный. Непрозрачные минералы с низким по-
казателем преломления и низкой отражательной способностью также
характеризуются стеклянным блеском, а с более высокими значени-
ями п и R (1,9—2,6 и 9—20 соответственно) — полуметаллическим
блеском. Минералы с металлическим блеском имеют показатель пре-
ломления свыше 2,6, а отражательную способность — более 20%.
На неровной поверхности кристаллических агрегатов, а также на
69
матовой поверхности скрытокристаллических и аморфных агрегатов
наблюдается восковой и тусклый блеск; жирный блеск характерен для
прозрачных, а смолистый — для непрозрачных минералов. У многих-
минералов, имеющих волокнистое строение, обнаруживается шелкови-
стый блеск (например, у гипса-селенита, хризотил-асбеста), а у че-
шуйчатых минералов обычно наблюдается перламутровый блеск (мус-
ковит, аурипигмент, гидраргиллит).
Блеск зависит от типа химической связи. Металлический блеск име-
ют минералы с металлической и^ковалентно-металлической связью,
алмазный — минералы с ковалентной связью, а стеклянный — с ион-
ной. Блеск — важнейший диагностический признак минералов.
Люминесценция минералов. Некоторые минералы при радиацион-
ном или другом внешнем воздействии могут излучать свет; способность
к такому излучению называется люминесценцией. Обычно люминес-
ценцию минералов наблюдают при возбуждении ультрафиолетовым или
видимым светом (фотолюминесценция), рентгеновскими или катодны-
ми лучами (рентгено- и катодолюминесценция соответственно). В ми-
нералогии широко используется также термическое возбуждение (тер-
молюминесценция). Люминесценция может возникать в электромагнит-
ном поле (электролюминесценция), а также при механических дефор-
мациях (триболюминесценция) и росте кристаллов (кристаллолюминес-
ценция) и т. д.
Люминесцентное свечение характеризуется возбуждаемостью, цве-
том, интенсивностью и длительностью. Люминесценция возникает толь-
ко в случае поглощения энергии, необходимой для электронных пере-
ходов с уровней основного состояния на возбужденные уровни, и по-
следующего перехода.
Возбуждаемость люминесценции определяется оптимальной вели-
чиной возбуждающей энергии. Для фотолюминесценции она составляет
несколько электрон-вольт; соответствующие полосы возбуждения в
спектрах люминесценции обычно располагаются в ультрафиолетовой
(УФ), реже в коротковолновой части видимой области. Люминесцент-
ное свечение одних минералов возбуждается лишь коротковолновой ча-
стью УФ-света, что характерно, например, для шеелита CafWOj. Дру-
гие, например рубин (А1, Сг)гОз, люминесцируют при облучении длин-
новолновым УФ-светом. Многие минералы возбуждаются в широком
диапазоне длин волн, например марганецсодержащий кальцит. Число
рентгено- и катодолюминесцирующих минералов значительно больше,
чем возбуждающихся в ультрафиолетовом свете. Некоторые нелюми-
несцирующие минералы после специальной обработки становятся лю-
минесцирующими.
Цвет и интенсивность свечения минералов разнообразны, и широ-
ко варьируют у представителей различных минеральных видов. Из-
вестны минералы с фиолетовым свечением (флюорит), синим (шее-
лит), голубым (алмаз), зеленым (отенит), желтым (повеллит), оран-
жевым (содалит), красным (рубин) и всех промежуточных тонов и
оттенков. Нередко один и тот же минерал может светиться разным
цветом. Так, у кальцита обнаружено красное, оранжевое, желтое, зеле-
ное, голубое и белое свечение. Флюорит может иметь не только фиоле-
товую, но и зеленую люминесценцию. Разнообразный цвет люминес-
ценции установлен также для апатита, шеелита, циркона, алмаза, ла-
зурита и других минералов. Иногда различное по цвету и интенсивно-
сти свечение обнаруживается в пределах даже одного кристалла. На-
пример, внешние зоны роста кристаллов кальцита часто имеют более
яркое оранжево-красное свечение, чем центральные части. Для зо-
нальных кристаллов молибдошеелита характерна смена желтого све-
чения белым и голубым от центра к периферии. В алмазе голубая и
желтая люминесценция обычно приурочена к различным секторам роста.
Цвет и интенсивность люминесцентного свечения определяются
прежде всего природой явления, однако их непосредственное воспри-
ятие зависит также от степени совмещения полос излучения с диапа-
зоном видимой области. Электронные переходы сопровождаются неиз-
бежными энергетическими потерями, т. е. энергия излучения меньше
энергии возбуждения. Поэтому в спектрах люминесценции полосы из-
лучения всегда смещены в длинноволновую область относительно пол .ос
возбуждения и, как правило, находятся целиком или частично в види-
мой области. Только в некоторых случаях полосы излучения распола-
гаются в ультрафиолетовой или инфракрасной области спектра. Ин-
тенсивность люминесценции при нагревании минералов уменьшается,
а при охлаждении обычно увеличивается; некоторые минералы люми-
несцируют только при очень низкой температуре, например вульфенит
РЬ[Мо04]. В случае термического возбуждения люминесценции интен-
сивность и цвет свечения меняются с ростом температуры.
Длительность люминесцентного свечения наблюдают после прекра-
щения возбуждения и в зависимости от этого различают флюоресцен-
цию и фосфоресценцию. Если кратковременное послесвечение (обычно
т<«-10~2 с) не зависит от температуры, то оно относится к флюорес-
ценции. Если длительность послесвечения (обычно т>п-10-2 с) увели-
чивается при охлаждении и уменьшается при нагревании, то имеют де-
ло с фосфоресценцией. Большинство люминесцирующих минералов об-
ладает флюоресценцией и только часть из них — явно выраженной фос-
форесценцией. Длительная фосфоресценция характерна для кальцита с
белой люминесценцией, для псевдоморфоз кальцита по арагониту, для
барита с желтой люминесценцией, для флюорита с зеленоватым све-
чением, для многих бесцветных боратов и т. д. Многие минералы фос-
форесцируют при рентгеновском возбуждении.
Характер и типы электронных переходов и связанные с ними лю-
минесцентные свойства минералов определяются природой центров лю-
минесценции, представляющих собой точечные примесные или структур-
ные дефекты. В одних случаях процессы поглощения возбуждающей
энергии и ее излучение происходят в пределах центров, а в других —
с передачей энергии между центрами.
В большинстве люминесцирующих минералов центрами люминес-
ценции служат ионы переходных металлов, таких, как Мп2+, Сг3+, и
редких земель TR2+ и TR3+. Люминесценция в этих центрах связана с
электронными переходами между й- или /-уровнями, расщепленными
кристаллическим полем. С Мп2+-центрами связана довольно широкая
полоса оранжевой или красной люминесценции с максимумом около
600 нм в таком распространенном минерале, как кальцит (рис. 49,с),
а также в волластоните, ангидрите, апатите, сподумене и др. Ион Сг +,
замещающий позиции алюминия, ответствен за красное свечение ру-
бина и благородной шпинели, александрита, изумруда, кианита и др.
С примесью Еи2+ во флюорите связана полоса фиолетовой люминес-
ценции с максимумом 425 нм, а с примесью Yb2+ — желто-зеленая по-
лоса (Х„эл = 540 нм), которая возбуждается только при низкой темпе-
ратуре (рис. 49,6). Узкие линии люминесценции во флюорите, апатите,
монаците, цирконе, шеелите и других минералах обусловлены перехо-
дами на ионах TR3+ (рис. 49,в).
Люминесценция большой группы минералов связана с перехода-
ми в пределах «молекулярных» центров. Они представлены комплекс-
ным катионом (1Ю2)2+ во многих гипергенных минералах урана с яр-
ко-зеленым свечением (рис. 49,ж), а также центрами Sf и 02~, харак-
терными, например, для барита с желто-оранжевым свечением, для ска-
полита с красной люминес-
ценцией и др. (рис. 49,г).
Люминесценция, обуслов-
ленная электронными пе-
реходами в анионных кис-
лородных тетраэдрических
комплексах переходных эле-
ментов, более всего харак-
терна для молибдатов и
вольфраматов кальция. Ши-
рокие полосы голубой лю-
минесценции шеелита
Ca[W04] и желтой — ио-
веллита Са[Мо04] и молкб-
дошеелита Ca[(W, Мо)04]
возбуждаются в отличие от
многих других минералов
только в далекой УФ-обла-
сти (рис. 49, з).
Заслуживает упоминания
рекомбинационная люминес-
ценция, которая происходит
при рекомбинации возбуж-
денных донорно-акцептор-
ных пар в некоторых суль-
фидах (сфалерит, кино-
варь, реальгар) и алмазе.
Голубая люминесценция
сфалерита связывается с
переходами в ассоциирован-
ном центре: катионная ва-
кансия (Vzn2+) " и при-
месь (Ga3+)', желтая — в
центре: ион (Cu+zn)' и ани-
онная вакансия (Vs2—)•
а красная — в центре:
j00 400 j00 600 700 еоо эоо
Л,нн
Рис. 49. Спектры возбуждения (1) и излучения
(2) различных центров люминесценции в минера-
лах:
а — спектры люминесценции Мп2+ в кальците;
спектры излучения двухвалентных (б) и трехва-
лентных (в) редкоземельных ионов во флюорите;
молекулярных ионов О^Г в ангидрите (г) и
$2 —в гакмаиите (д), иона РЬ2+ в кальците и
(U02)2+ в тюямувите; з — спектры люминесцен-
ции тетраэдрических анионов [\У5+04]3- в шеели-
те (слева) и [Мо5+04]3- в повеллите и молибдо-
шеелите (справа)
(CU+2+)' и (Ga|+2+)- или
(Jni+2-f)-
С донорно-акцепторны-
ми парами типа (Va,) "" —
— (Vk)" связана также ре-
комбинационная люминес-
ценция киновари и реальга-
ра. Люминесценция алмаза
объясняется рекомбин ани-
онными переходами в ассо-
циативных центрах типа
(№+4+)-—(А13+4+)' — линии
голубого свечения,(Ы^+4+)- —
—(VC4+)"''' — линии желтого
свечения и др.
Люминесценция используется в диагностике минералов, если цент-
рами свечения служат видообразующие катионы и анионы, такие, как
(U02)2+ в урановых слюдках, [W04]2^ и [М0О4]2- в минералах ряда
шеелит — повелдит. Особенно надежна люминесцентная диагностика по
спектрам возбуждения и излучения. С помощью люминесценции облег-
чается экспрессная диагностика минералов, представленных землисты-
ми агрегатами или мелкими зернами, например в шлихах.
Люминесцентные свойства минералов используются для оценки со-
держания и выявления форм вхождения различных примесей — акти-
ваторов люминесценции, в том числе для определения их валентности,
координации и локальной симметрии.
По люминесцентным свойствам сравнительно легко выявляется
принадлежность .к различным генетическим типам месторождений шее-
лита, апатита, флюорита, кальцита и других минералов, а также про-
водится оценка температурных и других условий минералообразования.
Термолюминесценция служит для оценки относительного возраста
осадочных и магматических пород. Различия в люминесцентных свой-
ствах используются также при сортировке алмазов, в фазовом анализе
шеелитовых руд, а также в процессах их обогащения.
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
Воздействие на минералы электрических потенциалов, электричес-
кого или электромагнитного поля, нагревание или механические дефор-
мации сопровождаются различными электрическими процессами, веду-
щими к возникновению зарядов и разнообразных электрических свойств.
Электропроводность, мерой которой служит удельное электросоп-
ротивление р или удельная электропроводимость с=1/р, представляет
собой одну из фундаментальных физических характеристик минералов,
поскольку она непосредственно отражает их природу, тип химической
связи и все особенности химического состава, структуры и дефектно-
сти, т. е. их электронное строение. В зависимости от величины электро-
проводности и типа электронного строения, описываемого в рамках
зонной теории, все минералы подразделяются на проводники с р =
= 10_6—102 Ом, полупроводники с р=103—1010 Ом и диэлектрики с р=
= 1010—1017 Ом. К минералам-проводникам относятся главным образом
самородные металлы с металлическим типом химической связи. Валент-
ная зона у проводников занята электронами наполовину и частично пе-
рекрывается зоной проводимости. У диэлектриков валентная зона це-
ликом занята электронами. От зоны проводимости она отделена широ-
кой зоной запрещенных состояний с энергией несколько электрон-вольт.
Полупроводники отличаются сравнительно узкой зоной запрещенных
состояний (обычно менее 3 эВ) и частичным заполнением электрона-
ми зоны, лежащей ниже зоны проводимости. Если в частично-заполнен-
ной зоне число электронов невелико, то они относятся к п-типу с элек-
тронной проводимостью, а если преобладают, то к р-типу с дырочной
проводимостью.
; Электропроводность металлов уменьшается с ростом температуры
И обычно увеличивается с повышением концентрации примесей. В по-
лупроводниках электропроводность особенно зависит от содержания
Примесей и структурных дефектов и резко увеличивается с ростом тем-
пературы. Собственная проводимость полупроводников связана с пе-
реходом при нагревании части электронов из валентной зоны в зону
проводимости с образованием равного числа свободных электронов и
73
дырок. Примесная проводимость обусловлена ионизацией изоморфных
примесей с избыточными зарядами. Например, в сфалерите примесь
(CU+2+)' создает избыточный отрицательный заряд, a (Ga|+2+)'— по-
ложительный: первая служит донором, вторая — акцептором. Кроме
того, избыточные заряды возникают в нестехиометричных минералах.
В полупроводниках и диэлектриках при высоких температурах возмож-
на также ионная проводимость, которая осуществляется по вакансион-
ному механизму.
Для определения типа проводимости в полупроводниковых мине-
ралах — сульфидах и окислах — обычно используют метод термо-ЭДС.
Для этого один участок или конец минерала нагревают до определен-
ной температуры, а температура другого конца остается постоянной,
в результате чего между ними возникает разность электрического* по-
тенциала с положительным или отрицательным знаком на нагретом
конце.
1 Зависимость электрических свойств от содержания примесей и не-
стехиометричности состава полупроводниковых минералов использу-
ется для изучения деталей внутреннего строения этих минералов. Для
некоторых минералов установлена связь типа проводимости с морфоло-
гическими особенностями и положением в рудных телах и температу-
рой образования. Например, для высокотемпературного пирита пента-
гон-додекаэдричеокого габитуса характерна n-проводимость, а низко-
температурный пирит кубического габитуса имеет р-проводимость, при-
чем он приурочен к участкам с максимальной концентрацией золота.
Изучение электропроводности минералов проводится также в свя-
зи с применением электрических методов в разведочной геофизике, так
как рудные залежи обычно имеют большую электропроводимость по
сравнению с вмещающими породами. При интерпретации электрофизи-
ческих аномалий необходимо учитывать, что электропроводность пород
зависит не столько от свойств минералов, сколько от характера сра-
станий проводящих и непроводящих минералов. Некоторые минералы,
такие, как халькопирит, пирротин, графит, чаще образуют токапрово-
дящие срастания, чем, например, галенит и магнетит. Необходимо так-
же иметь в виду, что поровые растворы являются электролитами и мо-
гут выполнять роль электрического проводника между рудными мине-
ралами.
Поляризация и диэлектрическая проницаемость минералов связа-
ны со смещением положительных и отрицательных зарядов в противо-
положные стороны под действием электрического поля. Поляризация
возникает в минералах-диэлектриках и не сопровождается электрон-
ной проводимостью. Различают электронную (асимметричное смещение
электронов относительно ядер), ионную (смещение ионов разного зна-
ка), ориентационную (ориентация диполей) поляризации. Мерой поля-
ризации служит диэлектрическая проницаемость. Примеси и дефекты
практически не влияют на диэлектрические свойства. С поляризацией
связана электризация минералов, т. е. появление на их поверхности
электростатических зарядов того или иного знака. В случае контакта
с поверхностью минерала, имеющей противоположный заряд, происхо-
дит притяжение минеральных частиц. В отличие от них проводящие
минералы на контакте, например, с заземленной поверхностью отдают
отрицательный заряд и приобретают положительный, в результате че-
го происходит отталкивание. Эти различия между минералами-диэлек-
триками и проводящими минерала'ми (обычно рудными) используют-
ся в обогащении методом электростатической сепарации.
Электростатические заряды на поверхности минералов-диэлектри-
ков возникают также в результате термических и механических воз-
действий. Хорошо, например, известна электризация кристаллов само-
родной серы при трении о шерстяную материю или кожу, после чего
к ним прилипают кусочки бумаги; возникший электростатический за-
ряд отклоняет листочки электроскопа.
Специального внимания заслуживают особые случаи проявления
диэлектрических свойств, которые обнаруживаются в диэлектрических
кристаллах с полярными осями симметрии, т. е. без центра симметрии.
К ним относятся пиро- и пьезоэлек-
трический эффекты.
Пироэлектричество проявляется
в возникновении зарядов разного
знака на противоположных концах
кристалла при нагревании. Особен-
но эффектно это свойство выра-
жено у турмалина. Синтетические
пироэлектрические кристаллы ис-
пользуются в качестве преобразова-
теля тепловой энергии, в электриче-
скую, например в солнечных бата-
реях. Они являются также чувстви-
тельными индикаторами очень ма-
лых изменений температуры, слу-
жат преобразователями инфракрас-
ного излучения в видимое в тепло-
визорах и т. д.
Пьезоэлектричество возникает в
кристаллах при механическом уси-
лии вдоль или поперек одной из
полярных осей симметрии. При сжа-
тии на противоположных гранях кристалла появляются электрические
заряды разного знака; при растяжении знак зарядов меняется на об-
ратный. Этот эффект был впервые обнаружен на кристаллах кварца.
В каркасной структуре тригонального кварца положительные ионы
кремния чередуются с ионами кислорода таким образом, как это пока-
зано на рис. 50. Если внешнее давление направлено вдоль полярной
оси 2-го порядка (с ней совпадает одна из электрических осей хи х2
или х3), то ионы смещаются с образованием диполей. В результате на
гранях, нормальных к этим направлениям, возникают противоположные
по знаку заряды. В случае приложения к пьезоэлектрическому кристал-
лу переменного тока происходит его сжатие и растяжение с соответст-
вующей частотой. Пьезоэлектрические кристаллы используются в каче-
стве генератора ультразвуковых колебаний, для стабилизации ультра-
звуковых и электромагнитных волн, в подводной связи и радиолока-
ции, для измерения давления в стволах орудий до цилиндрах двигате-
лей и т. д.
I* Наибольшее практическое значение среди минералов, обладающих
пьезоэлектрическими свойствами, имеют совершенные кристаллы квар-
ца, горного хрусталя и мориона, в которых отсутствуют дофинейские и
бразильские двойники. Ввиду дефицита природного пьезокварца ис-
пользуют синтетический кварц, а также искусственные соединения,
главным образом сегнетову соль. Пьезоэлектрические свойства обна-
ружены также у турмалина, каламина, борацита и др.
а +| f +
б
Рис. 50. Фрагмент структуры кварца из
ионов кремния ( + ) и кислорода (—)
(с) и пьезоэлектрический эффект при
деформации кристалла кварца параллель-
но н перпендикулярно оси 2-го поряд-
ка (б)
МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА
Магнитные свойства минералов возникают и проявляются в маг-
нитном поле. Только немногие минералы обладают высокой магнитно-
стью, или намагниченностью, достаточной, чтобы притягивать магнит-
ную стрелку, магнитные порошки или железные опилки. Большинство
же минералов проявляет магнитные свойства только в сильном маг-
нитном поле с высокой напряженностью. Магнитная индукция, кото-
рую создает магнитное поле, изменяется в присутствии минерала. Ме-
рой ее изменения служит магнитная проницаемость минералов рм и
связанная с ней магнитная восприимчивость %= (рм—1), которая опре-
деляет зависимость возникающей в минерале намагниченности М от
напряженности магнитного поля Н:
М = ХН, или х = ~г . /
Магнитная восприимчивость и соответственно намагниченность за-
висят от числа неспаренных электронов, .каждый из которых характе-
ризуется определенным магнитным моментом (спином), или магнето-
ном Бора:
где е — заряд, m — масса электрона, h — постоянная Планка. В за-
висимости от величины магнитной восприимчивости и намагниченнос-
ти минералов и характера их изменчивости в магнитном поле различ-
ной напряженности при нагревании или охлаждении выделяют несколь-
ко типов минералов, соответствующих различным видам магнетизма.
Парамагнетизм. Минералы-парамагнетики характеризуются тем,
что в их состав входят ионы с неспаренными электронами (в основном
элементы с незаполненными й- или /-уровнями) и хаотичной ориента-
цией спинов. Поэтому в отсутствие магнитного поля магнитные момен-
ты скомпенсированы и минералы не обнаруживают намагниченности.
В магнитном поле вследствие ориентации спинов минералы, намагни-
чиваются положительно и притягиваются в направлении магнитного
поля. При нагревании парамагнитных минералов, вследствие разупоря-
дочения спинов, намагниченность и магнитная восприимчивость умень-
шаются. С ростом напряженности магнитного поля намагниченность
увеличивается. К парамагнетикам относятся умеренно магнитные ми-
нералы — ильменит, гематит, хромит, вольфрамит, сидерит, пиролюзит,
а также железосодержащие силикаты.
Диамагнетизм. Минералы-диамагнетики отличаются отрицательным
значением магнитной восприимчивости, которая почти не зависит от
напряженности магнитного поля и температуры, уменьшается в магнит-
ном^ поле и выталкивается из него. Наиболее сильно диамагнитные
свойства проявлены у самородного висмута, графита, в меньшей сте-
пени — у самородного серебра и золота, флюорита м кальцита, квар-
ца и др.
Ферромагнетизм. Минералы-ферромагнетики содержат ионы пере-
ходных элементов с неспаренными спинами, магнитные моменты кото-
рых ориентируются кристаллическим полем в пределах магнитных до-
менов; их можно уподобить микромагнитам размером от микрометра до
миллиметра. Магнитные моменты доменов в отсутствие магнитного поля
имеют различную ориентацию, и поэтому намагниченность, например
чистого самородного железа, не проявляется. В магнитном поле доме-,
нЦ, подобно спинам в парамагнетиках, ориентируются, что вызывает
высокую намагниченность. После снятия магнитного поля происходит
разориентация доменов у одних минералов сразу, у других — спустя
некоторое время, а у третьих — сохраняется остаточная намагничен-
ность. Это связано с разной подвижностью магнитных доменов в раз-
ных минералах, зависящей от наличия дислокаций, включений других
минералов, например продуктов распада твердых растворов, зонально-
сти или мозаичности кристаллов и других неоднородноетей. Стабиль-
ность остаточной, намагниченности выражается через энергию, которую
необходимо затратить для размагничивания, называемую коэрцитивной
£илой. Минералы-ферромагнетики характеризуются высоким положи-
тельным значением магнитной восприимчивости, сильно зависящей от
напряжения магнитного поля и температуры. Так же, как в парамаг-
нетиках при нагревании происходит спиновое разупорядочение, в фер-
ромагнетиках разориентируются магнитные домены и при некоторой
температуре (точка Кюри) магнитные моменты полностью компенси-
руются и намагниченность исчезает: ферромагнетик превращается в
парамагнетик.
К ферромагнетикам с очень высокой намагниченностью относятся
самородное железо, ферроплатина, железосодержащее золото.
Антиферромагнетизм. Минералы-антиферромагнетики отличаются
тем, что под влиянием кристаллического поля спины соседних ферро-
магнитных ионов имеют 'антипараллельную ориентировку. Выше не-
которой температуры (точка Нееля) происходит частичное разупорядо-
чение, сопровождающееся небольшим увеличением магнитной воспри-
имчивости. К антиферромагнетикам относятся некоторые сульфиды —
пирит FeS2, халькопирит CuFeS2, троилит FeS; окислы — ильменит
ЕеТЮз, а также другие минералы, содержащие ионы железа, марган-
ца и некоторых редкоземельных элементов, — турмалин, монацит, ор-
тит, сфен, пирохлор и др.
Ферримагнетизм. Минералы-ферримагнетики, как и антиферро-
магнетики, характеризуются противоположной ориентацией спинов, но
отличаются неполной компенсацией магнитных моментов. Намагничен-
ность ферримагнетиков пропорциональна числу ионов переходных эле-
ментов с неспаренными спинами. В магнетите Fe2+Fe23+04, например, на
элементарную ячейку приходится 8 ионов Fe2+3d6 (К-Ч.=6), 8 ионов
Fe3+3d5 (К.Ч. = 6) и 8 ионов Fe3+3d5 (К. Ч.=4). Спины ионов железа в
октаэдрической и тетраэдрической координации имеют противополож-
ную ориентацию, но они полностью скомпенсированы только у ионов
Fe3+ (антиферромагнетизм). У ионов Fe2+ в октаэдрической координа-
ции на нижних трех d-уровнях находятся четыре электрона, из кото-
рых два антипараллельны, а на верхних — два неспаренных электро-
на. Таким образом, магнитный момент каждого из восьми ионов Fe'T
равен произведению четырех неспаренных спинов на магнетон Бора, а
намагниченность магнетита М, отнесенная к объему элементарной
ячейки V и численно равная произведению числа ионов Fe <v
на магнитный момент каждого иона (прв), может быть рассчитана по
уравнению
м.__
V
Ферримагнитные минералы наряду с ферромагнитными относятся к
сильно магнитным минералам, но отличаются меньшим значением на-
магниченности, что в основном связано с присутствием немагнитных ка-
тионов и анионов. Среди них наиболее высокой намагниченностью об-
77
ладает магнетит, легко притягивающий магнитную стрелку. Менее маг-
нитны титаномагнетит, якобсит, маггемит, кубанит и другие более ред-
кие минералы. Всем им свойственна доменная магнитная структура,
но подвижность доменов очень низкая. Поэтому ферримагнитные ми-
нералы характеризуются высокой остаточной намагниченностью и обна-
руживают магнитность в отсутствии магнитного поля. Ориентация маг-
нитных моментов в них совпадает с направлением магнитного поля в
момент их образования. /
«Магнитная память» минералов служит для восстановления на-
правления палеомагнитного поля Земли и широко используется для
реконструкции положения магнитных полюсов в различные геологиче-
ские эпохи, а также для возрастного расчленения осадочных и вулка-
нических пород. Диагностическое значение магнитных свойств минера-
лов ограничено определением только нескольких сильно магнитных ми-
нералов — ферро- и ферримагнетиков, обладающих высокой остаточной
намагниченностью, которые упомянуты выше.
На основе более детального изучения поведения минералов в маг-
нитном поле разной напряженности возможно разделение минералов на
пара- и диамагнетики, а в парамагнитных минералах — определение
концентрации парамагнитных ионов (магнитное взвешивание). Изуче-
ние магнитных свойств минералов и их температурной изменчивости
позволяет определять содержание и характер распределения в крис-
таллической структуре ионов различной валентности.
По магнитным свойствам может быть определено происхождение
некоторых магнитных минералов. Например, ильменит из кимберлитов,
траппов, щелочных пород и карбонатитов отличается температурой фер-
ри-парамагнитного превращения (точка Кюри), зависящей от содер-
жания магния и хрома. Различие магнитных свойств минералов имеет
большое значение при геофизических поисках месторождений желез-
ных (магнетитовых) руд, алмазов в кимберлитах, содержащих магнит-
ный ильменит, редкометальных и магнетит-апатитовых руд в карбо-
натитах и др.
Магнитное разделение минералов и обогащение руд, содержащих
ферримагнитные минералы, основаны на контрастности магнитных
свойств .и проводятся в электромагнитных сепаратораж с регулируемой.
напряженностью неоднородного магнитного поля.
РАДИОАКТИВНОСТЬ
И РАДИАЦИОННЫЕ СВОЙСТВА
Радиоактивностью называется превращение неустойчивых изотопов
юго химического элемента в изотопы других с излучением элемен-
тарных частиц. Естественной радиоактивностью обладают минералы, &••
в которых входят радиационно-неустойчивые изотопы, урана, го-
рня, радия, радона, калия, стронция и др. Сильная естественная радио-
активность, связанная с радиоактивными изотопами видообразующнх
элементов, служит диагностическим признаком минералов урана и то-
рия, например уранинита U02, торита ib[SiOt], урановых слюдок и т.д.
Умеренная и слабая радиоактивности вызваны небольшой примесью
изотопов U, Th, а также других радиоактивных изотопов, содержащих-
ся, например, в пирохлоре, самарските, эшините, монаците.
Слабая радиоактивность сильвина, микроклина, мусковита и дру-
гих минералов калия обусловлена постоянной примесью радиоактивно-
го изотопа калия (40К). Незначительная примесь радиоактивных эле-
ментов присутствует во многих минералах, горных породах и водах.
.Иногда в природных газах и водах концентрируется радон. Все это
создает естественный радиоактивный фон.
Радиоактивность изучается с помощью специальных приборов—ра-
диометров, а распределение радиоактивных минералов в породах и ру-
дах или радиоактивных элементов в отдельных минералах — методом
радиографии. Радиография основана «а способности радиоактивного из-
лучения засвечивать фотоэмульсию. Если пришлифованный образец
плотно приложить, к фотопленке, то появившимся на ней черным уча-
сткам будут соответствовать выделения радиоактивных минералов, а
плотность потемнекия — содержанию в них радиоактивных элемен-
тов. \
В результате радио активного распада изменяется изотопный сос-
тав элементов за счет накопления продуктов распада. Например, при
распаде урана образуются изотопы свинца 206РЬ, 207 РЬ и гелий 4Не
(«-частицы). При распаде радиоактивного изотопа калия (^К) в ми-
нералах накапливаются аргон (40Аг) и кальций (40Са). Распад у каж-
дого радиоактивного изотопа происходит с постоянной скоростью. Зная
эту скорость (период ролураспада), содержание радиоактивных изото-
пов и продуктов их распада в минерале, можно определить его абсо-
лютный возраст.
Минералы характеризуются различной радиационной устойчи-
востью и проницаемостью. Минералы, содержащие радиоактивные эле-
менты или находящиеся в срастании с радиоактивными минералами,
претерпевают изменения, вызванные ад-частицами и, осколками спонтан-
ного деления ядер. Вдоль траектории а-частиц происходит смещение
атомов с образованием треков, характеризующихся высокой концент-
рацией вакансий и интерстиционных атомов; концентрация треков про-
порциональна числу распавшихся радиоактивных изотопов, т. е. воз-
расту минералов.
Нередко участки радиоактивного повреждения располагаются в
минералах в виде концентрических сфер, соответствующих участкам
торможения а-частиц. Радиус этих сфер отвечает длине пробега а-ча-
стиц и достигает почти 50 мкм. Цвет радиационных колец связан с
ионизацией возникающих дефектов и образованием радиационных цен-
тров окраски. Радиационные кольца особенно часто наблюдаются в
слюдах и флюорите.
Метамиктное состояние некоторых минералов, например пирохло-
ра, ортита, циркона, содержащих радиоактивные элементы, также свя-
зано с высокой степенью радиационного разрушения их кристалличе-
ской структуры.
Радиационная устойчивость и изменчивость минералов имеют важ-
ное значение в технологии обогащения руд. При обогащении различ-
ных руд радиационными методами широко используется не естествен-
ная, а наведенная радиоактивность, возникающая при взаимодействии
некоторых элементов с наложенным радиоактивным излучением. Ра-
диационные методы обогащения основаны на регистрации нейтронного
или вторичного рентгеновского излучения, а также на различной спо-
собности минералов поглощать или отражать радиоактивное у-, р- или
нейтронное излучение. Особое значение имеют радиационная устой-
чивость и проницаемость минералов, использующихся в качестве
наполнителей бетона, фундамента и защитных стенок атомных реак-
торов.
Изменчивость минералов под влиянием радиоактивного излучения
79
оказывает также существенное влияние на некоторые физические свой-
ства, например на окраску и прозрачность горного хрусталя, исланд-
ского шпата, оптического флюорита и некоторых драгоценных камней.
ТЕРМИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
При нагревании минералов входящие в их состав! атомы смещают-
ся относительно равновесного положения. Эти смещения в основном
имеют характер колебаний определенной частоты. С ростом темпера-
туры амплитуда колебаний увеличивается. С изменением расстояния
между колеблющимися атомами силы отталкивания и притяжения
также меняются, соответственно кинетическая энергия переходит в
потенциальную и обратно. Минимальному значению потенциальной
энергии для каждого атома (или атомов одного кюрта) соответствует
равновесное (теоретическое) положение в структуре. Потенциальная
энергия колеблющегося атома увеличивается с температурой. Измене-
ние энергии колебаний зависит также от амплитуды колебаний (т. е.
величины смещения атомов относительно равновесного положения),от
массы атомов, координационного числа атомов и других факторов.
Теплоемкость минералов Cv определяет величину энергии, кото-
рую необходимо затратить, чтобы нагреть 1 моль на 1°. При темпера-
туре абсолютного нуля (°К) CV=Q, при более высокой — увеличивает-
ся пропорционально Т3, а затем, начиная с некоторой температуры (де-
баевская температура), становится постоянной. Дебаевская темпера-
тура прямо связана с частотой колебания атомов.
Тепловое расширение определяется в основном ростом амплитуды
колебаний атомов при нагревании минералов. Соответственно увеличи-
вается расстояние между атомами и уменьшается прочность химичес-
кой связи. Коэффициент линейного расширения — величина анизотроп-
ная и зависит от кристаллической структуры минералов. Тепловое рас-
ширение связано также со смещением атомов из равновесного поло-
жения и переходом в интерстиционные позиции, т. е. с образованием
тепловых дефектов — анионных вакансий и интерстиционных атомов.
Концентрация тепловых дефектов находится в экспоненциальной зави-
симости от температуры. Поэтому большей концентрации вакансий в
структуре минералов соответствует большее тепловое расширение. Для
металлов, например, с вакансиями связано увеличение объема при
нагревании до температуры плавления на десятые доли процента.
Плавление минералов происходит с увеличением расстояния меж-
ду атомами и увеличением удельного объема минерала, называемого
^свободным объемом.^ Практически все минералы плавятся с увеличе-
нием свободного объема на 2—6%. Исключение составляют лед и вис-
мут, имеющие более плотную структуру в жидком состоянии. Теплота
плавления — это энергия, которая необходима, чтобы разрушить кри-
сталлическую структуру с образованием расплава при некоторой ха-
рактерной для каждого минерала температуре плавления. Температу-
ра плавления уменьшается с увеличением концентрации точечных де-
фектов и изоморфных примесей. Если плавление происходит непосред-
ственно путем перехода в жидкое состояние с сохранением состава*
то оно называется конгруэнтным. Конгруэнтное плавление характерно
для простых по составу металлов, солей, окислов и т. д. В случае об-
разования при плавлении промежуточных фаз, отличающихся по сос-
таву от исходного минерала и расплава, плавление называют инкон-
груэнтным. Промежуточные фазы обычно образуются при плавлении»
сложных по составу силикатов, солей и т. д.
Температура и тип плавления точно определяются эксперименталь-
но по поглощению или выделению тепла при равномерном нагревании.
Задержки в росте температуры при нагревании связаны с процессами
поглощения теплоты плавления. Нагревание минералов обычно сопро-
вождается диффузионными перемещениями атомов. В некоторых из
них при этом происходят явления разупорядочения, в других — гомо-
генизация фаз (срастаний продуктов распада твердых растворов), в
третьих — фазовые превращения — полиморфные переходы, часто со-
провождающиеся увеличением объема, например при полиморфном пре-
вращении арагонит-»-кальцит.
Термическое разложение минералов происходит ниже температуры
плавления и выражается в термической диссоциации, например маль-
цита Са[С03]-^СаО+С02|или гематита Fe203-»-Fe2+Fe3+204-r-02t, и
термической дегидратации минералов, содержащих воду, например гип-
са CaifSCu] •2H20-^Ca:[S04] -f-2H20. При нагревании на открытом воз-
духе, т. е. в окислительной среде, некоторые минералы окисляются или
сгорают. В отдельных случаях при нагревании некоторых сульфидов,
окислов и солей вместе с их диссоциацией или окислением выплавля-
ется металл (королек).
Сублимация, или испарение, минералов при нагревании наблюда-
ется для самородной ртути, киновари, реальгара, аурипигмента, а так-
же графита, висмута, золота и других металлов, особенно в восстанови-
тельных условиях и в вакууме. Нагревание метамиктных минералов со-
провождается выделением энергии кристаллизации, приводящей к их
сильному перегреву и яркому свечению, наблюдаемому, в частности, у
пирохлора, самарскита и т. п.
_Необходимо отметить также влияние нагревания на окраску мине-
ралов. При нагревании некоторые бесцветные минералы железа (си-
дерит) темнеют, что связано с окислением Fez+. Минералы с радиаци-
онной окраской при нагревании обычно изменяют свой цвет или обес-
цвечиваются. Например, радиационная окраска зеленого сподумена
при нагревании до 250°С переходит в лиловый цвет; при дальнейшем
нагревании до 500°С сподумен становится бесцветным. Изучение теп-
ловых свойств и явлений, сопровождающихся при нагревании погло-
щением или выделением теплоты, а также потерей или ростом массы,
проводится методами термического анализа с помощью специальных
приборов — пирометров, термографов, термовесов и более сложной ап-
паратуры (дериватографов). С помощью микрокалориметров измеря-
ются точные термические константы — теплоты плавления, раство-
рения и др.
Изучение термических свойств минералов и сопровождающих их
явлений имеет большое значение в диагностике минералов, при опреде-
лении содержания и форм нахождения воды, валентности ионов, в из-
мерении температур фазовых превращений, диссоциации, дегидратации
и плавления. Получение термических констант необходимо для рас-
шифровки реакций природного минералообразования.
Знание термической устойчивости минералов также важно для
выяснения условий их образования и особенно большое значение име-
ет в технологии переработки минерального сырья.
81
ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
И УСТОЙЧИВОСТЬ МИНЕРАЛОВ
При взаимодействии минералов с различными химическими реа-
гентами — в жидком, газообразном и даже твердом состоянии — про-
исходит различное по характеру и степени изменение или разложение
минералов. Химическая устойчивость минералов зависит от их консти-
туционных особенностей и избирательно действующих параметров хи-
мической среды — концентрации, кислотности-щелочности, окисли-
тельно-восстановительного потенциала, температуры и давления. Под
влиянием химической среды минералы частично или полностью раст-
воряются, гидратируются, окисляются или восстанавливаются, испа-
ряются, вступают в химические реакции с образованием новых ве-
щес*в.
Растворимость минералов обычно определяется по отношению к
воде или водным растворам кислот (серной, азотной, соляной, плави-
ковой, уксусной), щелочей (КОН, NaOH) и различных солей (глав-
ным образом №гС03). Минералы, трудно растворимые в водных раст-
ворах, предварительно сплавляются с содой, фосфорной солью, бурой
или фтористым натрием для получения сплавов, легко растворимых в
воде или водных растворах кислот и щелочей.
Скорость растворения минералов зависит от размера зерен, по-
этому предварительно их измельчают и растирают в ступке. При на-
гревании растворимость минералов также увеличивается. Иногда при
растворении минералов на поверхности зерен образуются микрокри-
сталлики новообразованных веществ, (которые могут препятствовать
полному растворению. Например, при растворении флюорита в раство-
рах серной кислоты на поверхности образуются кристаллы или лучи-
стые агрегаты ангидрита или гипса по реакции
Са F2 + H2SQ4 + Н20-+ Ca[S04] + Ca[SOJ • 2Н2 О + H2Fa f .
Точно так же трудно растворимы сульфаты щелочноземельных и дру-
гих элементов (Sr, Ва, РЬ), и поэтому в минералогических исследова-
ниях серную кислоту почти не используют. При растворении в содовых
растворах на поверхности зерен флюорита и шеелита образуются мик-
рокристаллики кальцита. Почти не образуется нерастворимых веществ
при растворении минералов в соляной кислоте. Особенно хорошо раст-
воряется большинство карбонатов с выделением пузырьков углекисло-
ты, некоторых сульфидов с выделением сероводорода, а также гидро-
окислов, иногда с выделением хлора (например, при растворении пи-
ролюзита МпОг).
Для растворения сульфидов обычно используют азотную кислоту,
иногда в смеси с соляной кислотой; в нагретой смеси 3HC1+1HN03
(царская водка), являющейся сильнейшим окислителем, растворяется
даже золото и платина. Силикаты растворяют с помощью плавиковой
кислоты. Благодаря образованию легколетучего четырехфтористого
кремния SiF4 большинство силикатов легко разрушается даже в парах
плавиковой кислоты.
Менее всего растворимы минералы в воде. К легко растворимым в
воде относятся нитраты, хлориды, фториды, бораты, сульфаты и карбо-
наты щелочных и некоторых других металлов. Растворимые в воде ми-
нералы характеризуются специфическим вкусом — солоноватым (те-
нардит), соленым (галит), горько-соленым (сильвин), жгуче-соленым
(карналлит), вяжущим (халькантит) и т. д.
Грани разных простых форм одного и того же минерала имеют
различную растворимость. На растворимость минералов влияют раз-
личные структурные дефекты и примеси. Это особенно хорошо видно
и используется при травлении минералов в растворах или парах кис-
лот. Благодаря избирательному растворению на поверхности сколов
выявляются зональность и другие черты внутреннего строения магне-
тита, арсенопирита, граната, пирита, двойниковое строение кварца,
дислокации и треки на сколах и гранях многих минералов, различные
фигуры травления, позволяющие, например, уточнять симметрию кри-
сталлов, определять правые и левые разновидности кварца и т. д.
Различная растворимость минералов применяется в диагностике.
Результаты изучения растворимости минералов используются при ана-
лизе условий минералообразования и в технологии переработки мине-
рального сырья.
Окислительно-восстановительные реакции между минералами и
различными реагентами происходят в том случае, если в состав мине-
ралов входят атомы элементов, которые могут изменять свой заряд.
Окисление или восстановление минералов сопровождается их частич-
ным или полным разрушением и образованием новых веществ, отлича-
ющихся плавкостью, летучестью или растворимостью. Нередко они
характеризуются специфическим запахом или яркой окраской и поэто-
му иногда используются в диагностических целях.
Окислительно-восстановительные реакции в растворах нередко со-
провождаются образованием цветных продуктов реакции. Так, при
растворении шеелита в нагретой соляной кислоте в присутствии вос-
становителя, например металлического цинка, образуются гидроокис-
лы с пяти- и четырехвалентным вольфрамом, имеющие синюю окрас-
ку. Эту же реакцию можно получить, если капнуть на поверхность шее-
лита соляную кислоту и затем энергично растереть это место стальной
иглой.
В большинстве случаев нагревание способствует процессам окис-
ления, однако иногда в результате процессов термической диссоциации
с выделением кислорода происходит восстановление ионов, как это
имеет место в рассмотренном выше примере с реакцией превращения
гематита в магнетит.
Окислительно-восстановительные реакции широко распространены
в природе, особенно в зоне окисления. Изучение процессов окисления
и восстановления минералов важно в технологии переработки мине-
рального сырья.
ПОВЕРХНОСТНЫЕ СВОЙСТВА
Изменение и разрушение минералов в результате разнообразных
внешних воздействий обычно начинаются с поверхности минеральных
зёрен. Влияние этих воздействий на минералы определяется микромор-
фологическими и кристаллохимическими особенностями поверхности и
в значительной степени зависит от ее макро- и микронеоднородности,
а также дефектности. Различия в поверхностных свойствах разных ми-
нералов грубо могут быть определены на ощупь или при растирании
между пальцами порошковатых минералов. Различают минералы «су-
хие», или «тощие», подобные мелу. Они создают неприятное ощущение
шероховатости или сухости (порошок серы, гидроокислов железа я
т. д.). В отличие от них минералы, подобные тальку, относят к «жир-
ным» минералам. Их мельчайшие чешуйки прилипают к рукам (каоли-
лит, монтмориллонит, молибденит и т. д.).
Адсорбционная способность минералов поглощать (адсорбиро-
вать) на своей поверхности молекулы или ионы разнообразна по сво-
ей природе. Особенно велика адсорбционная способность дисперсных
минералов благодаря большой удельной поверхности, измеряемой в
единицах площади на единицу массы (см2/г). Различают химическую
адсорбцию, с образованием прочных химических связей между адсор-
бентом и адсорбатом, и физическую адсорбцию, при которой адсорби-
руемые молекулы могут быть легко удалены. В первом случае адсорб-
цию можно уподобить образованию химического соединения, содержа-
щего общие атомы, принадлежащие и адсорбенту и адсорбату одно-
временно. Во втором случае такие соединения не образуются. Гигро-
скопичность, т. е. поглощение влаги из воздуха нерастворимым минера-
лом, может служить примером физической адсорбции воды (каолинит,
галлуазит и другие глинистые минералы). Эти минералы прилипают к
языку или влажным губам. В отличие от них некоторые легко раство-
римые минералы настолько гигроскопичны, что расплываются (карнал-
лит, бишофит и др.).
Смачиваемость минералов зависит полностью от кристаллохимиче-
ских особенностей и типов нескомпенсированной химической связи, ха-
рактеризующих поверхность сколов. Гидрофильные минералы легко сма-
чиваются водой в отличие от гидрофобных, которые не смачиваются и
вытесняются иа границу раздела жидкость — воздух. Это свойство ми-
нералов используется при флотационном обогащении руд. Частицы ми-
нералов с естественной флотируемостью — гидрофобные рудные мине-
ралы — прилипают к пузырькам воздуха, всплывают на поверхность и
концентрируются в пене, которая вместе с рудными минералами меха-
нически отделяется от гидрофильных минералов. К гидрофобным ми-
нералам относят металлы с полностью скомпенсированными зарядами
(золото, медь, платина и др.), слоистые минералы с весьма совершен-
ной спайностью и молекулярные кристаллы со слабыми водородными
или ван-дер-ваальсовыми связями (графит, тальк, молибденит, сера,
реальгар и др.). К слабо гидрофобным минералам относятся минералы-
полупроводники с полностью или частично скомпенсированными кова-
лентными или ковалентно-металлическими связями (сульфиды — га-
ленит, сфалерит, пирит, халькопирит и др., а также алмаз). Естествен-
ной флотируемостью не обладают гидрофильные минералы — диэлект-
рики с некомпенсированными сильными ионными или ионно-ковалент-
ными связями (барит, кальцит, кварц, шеелит, полевые шпаты, споду-
мен и т. д.).
Применение. различных флотореагентов позволяет изменить есте-
ственную флотируемость минералов, что дает возможность отделять
друг от друга гидрофильные минералы в процессах обогащения. Ис-
пользование аполярных реагентов (органических масел, керосина и
др.) улучшает флотируемость гидрофобных минералов, которые прили-
пают к капелькам этих веществ.
Химическая адсорбция полярных анионных и катионных реагентов
используется при флотации слабогидрофобных и гидрофильных мине-
ралов. Первые закрепляются на поверхности минералов с избыточны-
ми отрицательными зарядами, а вторые — с положительными. В ре-
зультате каждое зерно оказывается «круженным молекулами, свобод-
ные концы которых не смачиваются водой, в результате чего гидрофоб-
чость и соответственно флотируемость минерала увеличиваются. Боль-
шое влияние на адсорбцию флотореагентов минералами оказывают раз-
нообразные поверхностные дефекты благодаря связанным с ними из-
быточными, локально нескомпенсированными зарядами. Поскольку
большинство сколов минералов происходит по наиболее дефектным на-
правлениям кристаллических зерен, концентрация дефектов на поверх-
ности раздробленных частиц минералов может быть очень существен-
ной.
В настоящее время флотация является наиболее распространен-
ным способом обогащения минерального сырья; 90% всех руд цвет-
ных металлов обогащается с помощью флотации, которая позволяет
перерабатывать очень бедные, сложные по составу и тонковкраплен-
ные руды меди, свинца, цинка, молибдена, вольфрама, олова и дру-
гих металлов.
МЕТОДЫ МИНЕРАЛОГИЧЕСКИХ
ИССЛЕДОВАНИЙ
МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ МИНЕРАЛОВ
ПРИ ПРОВЕДЕНИИ ПОЛЕВЫХ РАБОТ
Любые геологические, геологоразведочные или тематические мине-
ралогические исследования начинаются с геологических наблюдений и
изучения естественных и искусственных обнажений, рыхлых отложе-
ний, стенок разведочных и эксплуатационных горных выработок, кер-
на или шлама буровых скважин. Подробное описание в полевой книж-
ке (дневнике) сопровождается схематическими и детальными зарисов-
ками, фотографированием в разном масштабе в зависимости от кон-
кретных задач и характера объекта изучения. В начале нужно сде-
лать общую зарисовку (например, рудной жилы или контактовой зо-
ны), чтобы показать, в каких породах залегает данное минеральное
-ело, охарактеризовать его форму, размеры и мощность. Затем целе-
сообразна детальная документация в масштабе 1:10 и даже 1:1 для
иллюстрации выявленных взаимоотношений минералов или их агрега-
тов.,
Полевая диагностика проводится по внешним физическим призна-
кам и морфологическим особенностям с использованием лупы, острия
перочинного ножа или стальной иглы и фарфоровой пластинки. В це-
лях уточнения диагностики или определения незнакомых минералов,
для изучения их химического состава, структуры и физических свойств
производится отбор штуфных образцов; для шлифов отбиваются не-
большие кусочки. В целях выделения мономинеральных фракций отби-
раются пробы большого объема. Отбитые с помощью геологического
молотка и зубила образцы должны быть представительными и по раз-
мерам удобными для транспортировки и хранения. Уникальные образ-
цы друз могут быть крупных размеров. Отбивая их, необходимо пред-
усмотреть все возможные меры предосторожности, чтобы не разру-
шить их, а в дальнейшем сохранить при транспортировке.
При отборе образцов в полевой книжке нужно указать подробный
адрес обнажения, отметить, из каких пород взят этот образец, охарак-
теризовать породу, ее цвет, структурные и текстурные особенности, ве-
личину зерен, минеральный состав и т. д.
Записи в полевой книжке ведутся при описании каждого обнаже-
ния и при отборе каждого образца. Они должны быть как можно под-
робнее. Следует записывать.также все вопросы, которые возникают при
описании. Например, предположение о сходстве данного образца с ви-
денными ранее, о возможности обнаружения в данной минеральной
ассоциации не встреченного пока минерала, о пространственной связи
минералов с теми или иными породами и др.
При маршрутных исследованиях необходимо наносить все точки
наблюдений и места отбора образцов на карту; при изучении карьеров
и других горных выработок места взятия образцов нужно обязательно
наносить на соответствующие детальные карты и планы.
Взятые в поле образцы должны иметь этикетку, в которой прос-
тым мягким карандашом или шариковой ручкой указывается наимено-
вание организации, ведущей работы, номер образца, место взятия и
полевое определение образца, дата и подпись. Этикетку складывают и
заворачивают в угол листа бумаги, в которую с того же угла акку-
ратно заворачивают и образец. При наличии полотняных мешочков
лучше прямо на обнажении класть образец вместе с этикеткой в от-
дельный мешочек. На каждом мешочке чернильным карандашом, фло-
мастером или шариковой ручкой пишется номер образца. Для сохран-
ности хрупких образцов ветвистых агрегатов и кристаллов используют
картонные, жестяные или пластмассовые коробки, в которых образцы
перекладывают тонкой бумагой, ватой или закрепляют с помощью бе-
чевок или ниток. Гигроскопические и легко растворимые минералы упа-
ковывают в полиэтиленовые мешочки, герметическую пластмассовую
или стеклянную тару.
На базе или в лагере отобранные образцы обрабатываются и сор-
тируются. В необходимых случаях они просматриваются под биноку-
лярным микроскопом и в ультрафиолетовом свете. Для уточнения ди-
агностики минералов с помощью поляризационного микроскопа и на-
бора иммерсионных жидкостей определяются показатели преломления
и другие оптические константы, а также проводятся простейшие хими-
ческие испытания, особенно для редких минералов.
После обработки образцы должны быть зарегистрированы в спе-
циальном журнале (каталоге образцов) или в картотеке. Затем они
тщательно упаковываются и укладываются в ящики. На крышках ящи-
ков отмечают, какой организации (партии) принадлежат образцы и ее
адрес, в каждом ящике должна быть опись (перечень) собранных об-
разцов.
Для проведения химических анализов, изучения физических свойств
и специальных исследований минералов необходимо выделение чистого
мономинерального материала в достаточном количестве. Если в руде
или породе минерал образует крупные кристаллические зерна и со-
держится в большом количестве, его предварительное выделение про-
водится при отборе штуфных проб, а затем отобранный материал
после дробления для контроля просматривается под бинокулярным мик-
роскопом.
Для выделения минералов, находящихся в тесных срастаниях, а
также^ редких или акцессорных минералов пробы горных пород или руд
массой 10—20 кг и более (в зависимости от содержания интересующих
минералов) последовательно дробят на щековой и валковой дробил-
ках, промывают на концентрационных столах, пропускают через сита,
рассеивая на классы, а затем, пользуясь различными методами, ио-
лучают мономинеральные фракции.
Мономинеральные фракции магнитных минералов — магнетита, ти-
таномагнетита, пирротина — получают методом мокрой магнитной се-
парации на электромагните. На электрическом сепараторе отделяют
сфалерит от галенита, киноварь от антимонита и т. д. Методом флота-
ции выделяют полевые шпаты, кварц, молибденит, пирит, халькопирит
и другие минералы. Комплексными методами выделяют биотит, мус-
ковит, гранаты, оливин, пироксены, амфиболы, хромшпинелиды, сфа-
лерит, галенит, некоторые карбонаты и другие минералы.
В зависимости от типа породы или руды, распределения в них ми-
нералов, а также от свойств самих минералов схемы выделения моно-
минеральных фракций различны.
Чистые мономинеральные фракции для контроля просматривают
под бинокуляром и в случае необходимости подвергают ручной отбор-
ке (чистке). Затем детально описывают их морфологические особен-
ности, окраску, размер, наличие зональности или искажения форм, ха-
рактер и степень измененности минералов. После этого проводят хи-
мические анализы и другие исследования.
МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ ШЛИХОВ
Шлих — это концентрат тяжелых минералов, полученный после
промывки рыхлых природных отложений или измельченных горных по-
род и руд. Изучение шлихов — один из наиболее точных методов при
поисках полезных ископаемых, таких, как золото, алмазы, платина, ше-
елит, касситерит, киноварь и др. Шлиховой анализ широко применяет-
ся также для корреляции немых отложений по минеральному составу
тяжелых фракций.
Россыпной или измельченный в порошок материал промывают в
железном ковше или деревянном лотке. Для этого лоток, наполненный
породой (10—20 кг), погружают в воду и, постоянно и тщательно пе-
ремешивая, промывают. Плавными движениями поворачивая лоток из
стороны в сторону и назад и вперед, смывают легкие минералы. В ре-
зультате промывки в лотке остается небольшое количество тяжелых
минералов. Отмытую пробу (шлих) смывают в чашку, просушивают (на
солнце или у костра), помещают в специальный пакетик и направля-
ют в лабораторию.
Цвет шлиха зависит от преобладания того или иного минерала.
.Магнетит, ильменит, хромит придают шлиху черную окраску, грана-
ты — красную, циркон — светло-коричневую. Если шлих состоит из
светло-окрашенных минералов (кварца, полевых шпатов и др.), то он
светлый. Такую же светлую окраску имеют шлихи плохо отмытые, т.е.
содержащие большое количество минералов с небольшой плотностью.
Минеральный состав шлихов зависит от состава исходных горных
пород. Каждой породе или россыпи соответствует своя ассоциация ми-
нералов. Исключение составляют аллювиальные россыпи, образовав-
шиеся в долинах крупных рек, размывающих породы различного соста-
ва. Шлихи, взятые из этих россыпей, могут содержать несколько мине-
ральных ассоциаций одновременно.
Для полного минералогического анализа шлиха достаточна на-
веска (средняя проба) 5—10 г. Анализ шлиха состоит из механичес-
кого разделения шлиха на фракции, определения минералов и количе-
ственного подсчета содержания минералов в шлихе и в породе.
Разделение шлиха на фракции основано на различных физических
свойствах минералов: магнитноети, плотности и др.; фракции также
различают по крупности зерна.
87
Минералы, выделенные из шлихов, определяются по морфологии,
окраске, люминесценции, плотности, магнитным и кристаллооптичес-
ким свойствам с помощью капельных и микрохимических реакций в
более сложных методов анализа.
Общая схема минералогического анализа шлиха включает следу-
ющие операции:
1. Промывка в ковше.
2. Взвешивание всего шлиха.
3. Разделение на ситах и взвешивание выделенных фракций.
4. Изучение крупной фракции под бинокуляром.
5. Взятие средней пробы из мелкой фракции.
6. Разделение постоянным магнитом на магнитную и немагнит-
ную фракции.
7. Изучение магнитной фракции под бинокуляром и ее взвеши-
вание.
8. Разделение немагнитной фракции в тяжелых жидкостях с
выделением легкой и тяжелой фракций.
9. Разделение тяжелой фракции электромагнитом на электромаг-
нитную и неэлектромагнитную фракции.
10. Изучение фракций под бинокуляром.
11. Определение минералов по внешним признакам, под микро-
скопом, с помощью химических реакций. Изучение радиоактив-
ности, люминесценции и магнитных свойств; проведение спек-
трального анализа.
12. Определение содержания минералов в шлихах.
Промывка в ковше необходима в тех случаях, когда в лаборато-
рию поступают шлихи, засоренные глинистыми частицами или плохо
промытые в поле. Шлих высыпают в ковш, который погружают в боль-
шой эмалированный таз, наполненный водой. Шлих под водой хорошо
перемешивают стеклянной палочкой, при этом тяжелые минералы ос-
таются на дне ковша. Слегка наклонив ковш в сторону и осторожно его
встряхивая, освобождаются от легких минералов, которые сливаются и
осаждаются на дне таза. В конечном итоге на дне ковша остается толь-
ко небольшая часть шлиха (тяжелые минералы). Шлихи высушивают
и подвергают дальнейшей обработке.
Взвешивание шлиха и всех выделенных фракций производится на
технических или аптекарских весах с точностью до 0,01 г.
Ситовой анализ, или разделение пробы по величине зерна, приме-
няют в том случае, когда шлих состоит из зерен разной крупности. Не-
однородный по крупности материал затрудняет обработку и не дает
возможности правильно провести сепарацию (разделение) минералов
магнитом, электромагнитом и тяжелыми жидкостями. Для ситового ана-
лиза применяют лабораторные сита разной конструкции. Набор сит
сделан таким образом, чтобы одно сито вставлялось в другое, а самое
нижнее вставлялось в поддон, куда ссыпаются самые мелкие зерна.
Верхнее сито должно иметь крышку. Все сита собираются в колонку,
которую составляют таким образом, чтобы сито с самыми крупными
отверстиями было верхним, а под ним помещались сита с постепенно
уменьшающимся диаметром отверстий. Шлих высыпают на верхнее си-
то и встряхивают весь комплект сит в течение 5—10 мин, т. е. до тех
пор, пока не закончится разделение. После этого сита, начиная свер-
ху, разъединяют и каждый класс взвешивают.
Крупная фракция взвешивается, разделяется магнитом и изучает-
ся под бинокуляром. '
Средняя проба — это небольшое количество шлиха, соответствую-
88
*цее среднему составу всей пробы. Среднюю пробу берут из равномер-
но-зернистого материала, и вес ее, необходимый для полного минера-
логического анализа, должен составлять 5—10 г. Иногда масса сред-
ней пробы должна быть увеличена до 15—20 г (при наличии в шлихе
большого количества магнитных минералов) и даже до 100 г (в слу-
чаях, когда необходимо определить редко встречающиеся минералы).
Существуют различные методы сокращения проб, но наиболее про-
стой — метод квартования, широко использующийся в практике. Иног-
да для сокращения проб применяют специальное оборудование.
Выделение магнитной фракции производится с помощью постоян-
ных магнитов. В магнитную фракцию попадают магнитные минералы:
магнетит, титаномагнетит, пирротин, а также сростки магнитных ми-
нералов с другими минералами. Выделение магнитной фракции можно
производить с помощью подковообразного магнита, но наиболее быст-
ро и удобно магнитная сепарация осуществляется с помощью много-
полюсного постоянного самосбрасывающего магнита конструкции
А. Я- Сочнева. После выделения магнитной фракции немагнитный ос-
таток поступает для дальнейшей сепарации с помощью электромагни-
та и тяжелых жидкостей.
Электромагнитная сепарация — разделение тяжелой фракции шли-
ха по степени магнитной проницаемости минералов, меньшей, чем у
магнетита. Существуют различные типы электромагнитов, но в настоя-
щее время чаще применяют электромагниты с силой тока до 2 и даже
до 8 А. С помощью электромагнита, изменяя силу тока, можно выделить
три электромагнитные фракции: сильно-, средне- и слабоэлектромаг-
нитную. В сильноэлектромагнитную фракцию входят железосодержа-
щие минералы: гематит, ильменит, гётит, хромит и др. В средне-
электромагнитную фракцию попадают железосодержащие силикаты:
амфиболы, пироксены, гранат, эпидот, биотит и др. В слабоэлектромаг-
нитной фракции остаются такие минералы, как сфен, монацит, ортит,
кеенотим и др.
Разделение минералов по плотности производят с помощью тяже-
лых жидкостей, тяжелых сплавов и специального прибора для меха-
нической отдувки. Эти методы основаны на различии плотности у ми-
нералов. Тяжелые жидкости должны быть прозрачны, легко концент-
рироваться и разбавляться каким-либо растворителем и не должны
вступать в химические реакции с разделяемыми минералами и разла-
гаться при работе. Для разделения шлихов применяются различные
тяжелые жидкости: бромоформ (плотность 2,65—2,9), жидкость Туле
■(плотность 3,4), йодистый метилен (плотность 3,33), бромистый эти-
лен, четырехбромистый ацетилен и др., а также тяжелые сплавы: азот-
нокислая закисная ртуть, смесь Бриона и др. Все тяжелые жидкости
ядовиты я работать с ними можно только в вытяжном шкафу или в
хорошо проветриваемом помещении.
Наиболее удобен и чаще применяется бромоформ (СНВгз). В лег-
кую фракцию при разделении бромоформом уходят минералы с плот-
ностью <2,9 (кварц, полевые шпаты, цеолиты и др.), а в тяжелой
фракции остаются минералы с плотностью больше 2,9. Легкая фракция
обычно не представляет интереса при анализах на полезные ископае-
мые и часто дальнейшей обработке не подвергается. Тяжелая фракция
может быть разделена и на большее число фракций с помощью тяже-
лых жидкостей большей (по сравнению с бромоформом) плотности и с
применением тяжелых сплавов. Так, если взять еще йодистый метилен,
азотнокислую закисную ртуть и смесь Бриона, то можно выделить
фракции со следующими плотностями: ;<2,9; 2,9—3,3; 3,9—4,3; 4,3—5,0
№
и >5,0. Таким образом, каждая из выделенных фракций содержит ог-
раниченное число минеральных видов, что в значительной степени об-
легчает их определение. Для разделения минералов с близкой плотно-
стью используют термогравиметрическую сепарацию.
Электростатическая сепарация основана на различии электропро-
водности минералов. По степени электропроводности минералы раз-
делены на три группы: хорошие, средние и плохие проводники. Этот
метод с успехом применяется для отделения циркона от касситерита,
монацита от турмалина, вольфрамита от кварца и т. п.
Для выделения мономинеральных фракций существуют и другие
методы: диэлектрическая сепарация, вибрационный метод, метод от-
дувки и др.
После разделения шлиха на фракции и определения отдельных мл-
■ нералов производят определение содержания минералов в шлихе и '-в
породе. Наиболее распространен весовой метод, при котором выделен-
ный минерал взвешивают на аналитических весах с точностью до чет-
вертого знака. Затем рассчитывают количество минерала в граммах на
1 м3 или 1 т породы.
ЛАБОРАТОРНЫЕ МЕТОДЫ
ИЗУЧЕНИЯ МИНЕРАЛОВ
Лабораторные исследования проводятся в целях диагностики ми-
нералов, изучения их химического состава, физических свойств, крис-
таллохимических особенностей, дефектности и других неоднородностей,
необходимых для решения разнообразных теоретических, генетических
или прикладных задач.
Ниже приводится краткая характеристика важнейших лаборатор-
ных методов исследования минералов.
Химический метод требует значительного количества минералов (от
0,5 до 5 г), выделение которых в чистом виде не всегда просто, так как
обычно они имеют неоднородное строение, зональны, содержат мел-
кие включения других минералов и т. д. При высокой точности и боль-
шой чувствительности на ряд элементов (до 10_7%) он сравнительно
трудоемок и дорог. Поэтому в последнее время стремятся использо-
вать микроаналитические методики.
Эмиссионный спектральный анализ проводится для количественно-
го определения химического состава минералов. Это экспрессный и де-
шевый метод, для которого достаточно очень небольшое количество ве-
щества (около 0,05 г). Чувствительность спектрального анализа для
большинства элементов 10~3—10_5%. Спектральный анализ проводит-
ся путем сжигания пробы минерала в электрической дуге постоянного
или переменного тока, а также в электрической высоковольтной искре.
При испарении пробы происходит возбуждение атомов с последующим
излучением. Последнее с помощью призменных или дифракционных
спектрографов разлагается в спектр, который регистрируется на фото-
графической пластине или фотоэлектрическим методом.
Расшифровка спектрограмм проводится на спектропроекторах или
микрофотометрах.
Для изучения состава минералов в зернах размером до 50—
100 мкм применяются лазерные установки локального спектрального
анализа.
Пламенная фотометрия представляет собой один Из видов эмис-
сионного спектрального анализа. Источником возбуждения служит
пламя горелки, работающей на каком-либо газе (ацетилен, пропан и
др.). Это быстрый и сравнительно простой метод определения ряда
элементов с точностью 2—4%, иногда 0,5—1%. Обычно применяется
для определения щелочных и щелочноземельных элементов. Испыту-
емый образец переводится в раствор, который в распыленном виде вво-
дится в пламя горелки.. Возникающее в пламени излучение с помо-
щью спектрографа разлагается в спектр и, попадая через светофильт-
ры на фотоэлемент или фотоумножитель, вызывает фототок, который
усиливается и измеряется или регистрируется самописцем. Интенсив-
ность фототока пропорциональна концентрации определяемого эле-
мента.
Атомно-абсорбционный анализ позволяет определять щелочные и
щелочноземельные элементы, Sb, Bi, Pt, Ag, Sn, Co, Ni, Pb, Zn, Cd,
Hg, Mo, Se, Те, а также некоторые другие.
Образец переводится в раствор, который в виде аэрозоля вводится
в пламя горелки, стоящей на пути лучей стандартного источника све-
та. Поглощение излучения, пропорциональное содержанию определяе-
мого элемента, регистрируется фотоумножителем, усиливается и изме-
ряется или регистрируется.
Рентгеноспектральный анализ позволяет определять элементы при
их содержании в исследуемом объекте в среднем не меньше, чем сотые
доли процента.
Образец в виде таблетки помещается в вакуумную объектную ка-
меру прибора и подвергается облучению электронным пучком высокой
энергии. Под его воздействием возникает вторичное рентгеновское из-
лучение, спектр которого является характеристичным для каждого эле-
мента. Интенсивность рентгеноспектральных линий соответствующих
элементов регистрируется самописцами и цифропечатающими 'прибо-
рами.
Рентгеноспектральный микроанализ в своей основе аналогичен
рентгеноспектральному методу, но проводится на специальном прибо-
ре — рентгеноспектральном микроанализаторе. Электронно-оптическая
система прибора позволяет проводить рентгеноспектральный анализ на
площади 3—5 мкм и, кроме того, получать на телевизионном экране
наглядную картину распределения элементов на анализируемой по-
верхности образца.
Радиометрические методы используются для определения радио-
активных элементов по интенсивностям а-, 6- и у-излучения. Измере-
ния проводятся с помощью а-, 6-, у-счетчиков, многоканальных анали-
заторов и других приборов.
Радиоактивационный анализ основан на ядерных реакциях элемен-
тарных частиц с элементами, входящими в состав минерала. Облада-
ет очень высокой чувствительностью определения (до 10~8%). Изучае-
мые образцы помещают в канал ядерного реактора для облучения.
Концентрацию элементов определяют, измеряя радиоактивность образ-
цов с помощью счетчиков на специальных спектрометрах с многока-
нальными анализаторами импульсов.
Рентгеноструктурные методы изучения минералов основаны на яв-
лении дифракции рентгеновских лучей, длина которых соизмерима с
межатомными расстояниями (от 0,01 до 1,0 нм). Обычно в практике
минералогии используется метод порошка, позволяющий получать ди-
фракционные изображения в виде дебаеграмм (по имени ученого Де-
бая), или порошкограмм. При работе этим методом порошок минера-
ла, укрепленный на стеклянной нити, в коллодиевой трубочке или за-
91
катанный в резиновый шарик, помещается в пилиндрическую камеру,
в которой вдоль стенки расположена фотопленка. На ней происходит
регистрация рентгеновских лучей после дифракции. После проявления
пленки «а дебаеграмме измеряются расстояния между линиями и ин-
тенсивность их потемнения и по этим данным рассчитываются меж-
плоскостные расстояния и параметры элементарной ячейки минера-
лов.
С помощью специального прибора — рентгеновского дифракто-
нетра — регистрация дифрагмированных рентгеновских лучей произ-
водится электронным фотоумножителем и записывается на ленте са-
мописца в виде дифрактограмм.
Электронная микроскопия позволяет с помощью электронного мик-
роскопа изучать сверхтонкие особенности морфологии мельчайших ча-
стиц минералов, поверхности граней и сколов, исследовать внутреннее
строение, выявлять дислокации и изучать структуру минералов. Благо-
даря большим увеличениям (в 104—105 раз и более) удается изучить
строение тонкодисперсных, скрытокристаллических и аморфных агрега-
тов минералов (глинистые минералы, гидроокислы железа, марганца,,
алюминия, кремния и пр.). Для изучения минералов с помощью про-
свечивающего электронного микроскопа материал в виде эмульсии на-
носится на коллодиевую подложку и после просыхания помещается в
вакуумную камеру под пучок электронов, которые частично или полно-
стью поглощаются минералом. Тень проектируется на люминесцирую-
щий экран микроскопа. В других случаях наблюдается не сам мине-
рал, а его отпечаток на коллодиевой пленке, которая оттеняется пу-
тем напыления в вакууме угля, золота или платины.
С помощью сканирующего электронного микроскопа изображение
рельефной поверхности образца, покрытого тонкой пленкой золота (на~
пыляется в вакууме), получают на телевизионном экране.
Термический метод позволяет изучать изменения, происходящие в
минералах при нагревании. Образец помещается в специальную печь,
температура которой постепенно повышается с постоянной скоростью.
С помощью термопар фиксируются изменения температуры, связан-
ные с процессами поглощения или выделения тепла при дегидратации,
диссоциации, фазовых превращениях и т. д.
В результате термического анализа получают термограммы, кото-
рые характеризуют вещество и указывают на происходящие в нем из-
менения. На современных приборах для термического анализа одно-
временно регистрируется изменение массы минералов при нагрева-
нии.
Термическим методом особенно широко пользуются для изучения
'иликатов слоистой структуры (например, минералов глин), бокситов,
некоторых железных руд, карбонатов и др.
Инфракрасная спектроскопия основана на изучении колебательных
спектров поглощения инфракрасногр света минералами. Измерение
инфракрасных спектров (ИК-спектров) проводят на ИК-спектромет-
рах. Интенсивность и положение полос поглощения в ИК-спектрах свя-
заны со структурой и химическим составом минералов. ИК-спектроско-
пия — метод структурного анализа минералов, содержащих воду, гид-
роксильные группы и комплексные анионы.
Оптическая спектрофотометрия основана на изучении электронных
спектров поглощения или отражения минералами видимого, ультра-
фиолетового и коротковолнового инфракрасного (до 2 мкм) света, ко-
торые получают с помощью спектрофотометров. Интенсивность и по-
ложение полос поглощения в спектре связаны с особенностями соста-
ва, структуры и дефектности минералов. Оптическое поглощение изу-
чают на прозрачных плоскополированных пластинах или в шлифах.
Спектры диффузного отражения получают на порошковатых или спе-
циально растертых минералах.
Люминесцентный анализ позволяет по спектрам излучения, воз-
буждения и длительности свечения минералов судить об особенностях
их состава, структуры и дефектности. В люминесцентных спектрофото-
метрах обычно используются ультрафиолетовые источники возбужда-
ющего света в сочетании со светофильтрами, пропускающими только
УФ-свет, или с кварцевым монохроматором. Кроме того, для возбуж-
дения люминесценции применяются рентгеновское, катодное и лазер-
ное излучения. Термолюминесцентный анализ минералов основан на
свечении, которое возникает при равномерном нагревании и регистри-
руется в виде кривых зависимости интенсивности от температуры. По
ним можно судить о дефектности и относительном возрасте минералов.
Резонансная спектроскопия. Метод электронного парамагнитного
резонанса (ЭПР) позволяет определять в минералах концентрацию,
координацию и валентность парамагнитных ионов переходных элемен-
тов и структуру различных дефектов. Он основан на расщеплении в
постоянном магнитном поле переменной напряженности спиновых и
электронных уровней и регистрации переходов между ними.
Ядерный магнитный резонанс (ЯМР) возникает в постоянном маг-
нитном поле при расщеплении спиновых уровней на ядрах атомов.
Гамма-резонансный метод основан на эффекте Мёссбауэра (изо-
топный сдвиг ядер, возникающий при у-облучении); он используется
для определения валентности и форм вхождения ионов железа и неко-
торых других элементов в минералах. Применяется также для эксп-
рессного определения олова.
Масс-спектрометрия — метод для измерения относительного со-
держания изотопов химических элементов с помощью масс-спектромет-
ров. Изучение изотопов химических элементов* в природных объектах
важно для определения абсолютного возраста минералов, оценки тем-
пературы и условий их образования.
Термобарометрический анализ проводится с целью определения
температуры и других физико-химических условий образования мине-
ралов. Определение основано на изучении под микроскопом газоьо-
жидких включений в минералах с помощью термокамер. Наблюдение
за многофазными включениями при нагревании препарата позволяет
определить температуру гомогенизации, которая соответствует мини-
мальной температуре образования минералов. В ряде случаев по ха-
рактеру изменения фаз при нагревании можно оценить и давление.
Изучение включений используется при поисках полезных ископаемых-
Часть II
СИСТЕМАТИКА
И ОПИСАНИЕ МИНЕРАЛОВ
В основу современной классификации минералов положены крис-
таллохимические принципы, учитывающие наиболее существенные при-
знаки минеральных видов — химический состав и кристаллическую
структуру. В соответствии с этим классификация минералов может
■быть представлена в следующем виде:
1 класс — самородные элементы, или простые вещества. Кроме
самородных металлов, полуметаллов и неметаллов сюда услов-
но относятся малораспространенные нитриды, карбиды, фос-
фиды, силициды.
2 класс — сульфиды и их аналоги — арсениды, антимониды, вис-
мутиды, теллуриды, селениды.
3 класс — галогениды, к которым кроме хлоридов, фторидов,
бромидов и иодидов относятся также окси- и гидрогалоге-
ниды.
4 класс — окислы и гидроокислы.
5 класс — силикаты, алюмосиликаты и их аналоги — боросили-
каты, титаносиликаты, цирконосиликаты, бериллосиликаты.
6 класс — бораты.
7 класс — карбонаты.
8 класс — нитраты.
9 класс — фосфаты и их аналоги — арсенаты и ванадаты.
10 класс — сульфаты и их аналоги — теллураты и селенаты.
11 класс — молибдаты и вольфраматы.
Классы подразделяются на подклассы, классификационным приз-
наком которых служит структурный тип минералов. В большинстве
классов выделяются подклассы минералов с координационной, остров-
ной, цепочечной, слоистой или каркасной структурами. Более дробное
разделение подклассов проводится в зависимости от особенностей хи-
мического состава: относительной его сложности, присутствия доба-
вочных анионов или воды. Соответственно во многих классах выделя-
ются простые, сложные, с добавочными анионами и водные минералы.
В свою очередь среди них выделяются семейства и группы минералов.
В одних семействах объединены минералы переменного состава, но с
близкой структурой, в других—одинакового состава, но с разной структу-
рой. К отдельным группам отнесены минералы сходного состава и с близ-
кой структурой. Внутривидовое подразделение минералов'основано ня
выделении химических, структурных, морфологических и физических
особенностей. Следует иметь в виду, что наряду с кристаллохимичес-
кой систематикой минералов существуют и другие классификации, ос-
нованные на иных принципах. Например, в генетической классифика-
ции определяющим признаком служит тип генезиса минералов, в хи-
мической классификации минералы группируются по ведущим хими-
ческим элементам или их ассоциациям. В технологии переработки руд
полезна классификация на основе их физических (разделительных)
свойств, например по магнитности, плотности, растворимости, плавко-
сти и другим признакам.
Ниже приводится характеристика минералов важнейших классов,
за исключением малочисленных хроматов (крокоит PbpCrCu]), иодатов,
оксалатов и др. Последовательность описания в классах минералов со-
ответствует систематике, приведенной в конце характеристики каждого
класса. В описание включены наиболее распространенные минералы,
имеющие практическое значение или интересные в генетическом отно-
шении.
САМОРОДНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ
Минералы этого класса сложены атомами одинаковых или близ-
ких по строению и свойствам химических элементов — металлов (Са,
Ag, Au, Fe, Со, Ni, Os, Ir, Pt, Hg, Zn, Sn и др.), полуметаллов (As,
Sb, Bi) и неметаллов (С, S, Se, Те и др.).
Тип химической связи в минералах класса самородных элементов
определяет их кристаллохимические особенности. Для большинства са-
мородных металлов с металлическим типом связи характерны коорди-
национные структуры, с плотнейшей кубической или гексагональной
упаковкой атомов; только у железа атомы образуют менее плотную объ-
емно-центрированную ячейку. Все самородные металлы обладают вы-
сокой тепло- и электропроводностью, отличаются сильным металли-
ческим блеском, высокой плотностью, зависящей от атомной массы
элементов. Большинство самородных металлов характеризуется высо-
кой ковкостью и умеренной твердостью (3—4). Более ковалентный ос-
мирид отличается повышенной хрупкостью и твердостью (до 6).
Для самородных металлов характерны широкие изоморфные за-
мещения, иногда с образованием промежуточных по составу минераль-
ных видов с упорядоченной структурой и распадом твердых растворов.
Для самородных полуметаллов (металлоидов) со смешанной ко-
валентно-металлической связью и возрастающей долей ковалентности
в ряду Bi—Sb—As характерна деформированная координационная
структура со слоистым мотивом. От висмута к мышьяку увеличивается
твердость, а металлический блеск сменяется металловидным. Благода-
ря остаточным связям между слоями висмут обладает более высокой
электропроводностью и совершенной спайностью по пинакоиду.
У самородных неметаллов степень ковалентности увеличивается
от теллура к сере и достигает максимума в алмазе. В соответствии с
электронным строением элементов в кристаллической структуре серы,
селена и теллура каждый атом связан с двумя другими благодаря гиб-
ридизации р3-связи. В структуре селена и теллура они образуют спи-
ральные цепочки, а в структуре самородной серы цепочки замкнуты в
8-членные кольца, связанные между собой ван-дер-ваальсовыми свя-
зями. Отсюда низкая твердость и высокая хрупкость этих минера-
лов.
Минералы углерода представлены несколькими модификациями.
В алмазе (куб. с.) и лонсдейлите (гекс. с.) в связях участвуют гибри-
дизированные 5р3-электроны атомов углерода с четырьмя связывающи-
ми орбиталями, имеющими тетраэдрическую ориентировку и соответст-
венно четверную координацию (см. рис. 4). Однако в графите у каж-
дого атома углерода гибридизированы только три 502-электрона, кото-
рые образуют три орбитали, имеющие плоскостную ориентировку, что
определяет тройную координацию углерода и слоистую структуру (см.
рис. 5). Слабые остаточные связи между слоями являются причиной
низкой твердости и совершенной спайности по пинакоиду, а их метал-
лический характер и обусловливает высокую электропроводность гра-
фита. Резко выраженными ковалентными связями характеризуются
очень редкие минералы, представляющие собой соединения металлов с
углеродом, азотом, фосфором, кремнием, — карбиды, нитриды, фосфи-
ды, силициды. По свойствам они близки к неметаллам.
Большинство самородных металлов встречается редко. Среди не-
металлов сравнительно широко (образуя значительные месторождения)
распространены только графит и самородная сера. Благородные само-
родные металлы, а также драгоценный камень высшего класса — ал-
.маз добываются в значительных количествах.
Самородные металлы, полуметаллы и неметаллы имеют различное
■происхождение. Образование большинства из них связано с эндоген-
ными процессами (алмаз ib кимберлитах, платина в ультраосновных
породах, золото в гидротермальных жилах и т. д.). С метаморфичес-
кими процессами связано происхождение графита. Самородная сера
имеет вулканическую (эксгаляционную) природу или образуется в
.гипергенных процессах при участии сульфатредуцирующих бактерий за
счет гипса. Самородное железо — типичный минерал метеоритов. Гек-
'Сагональная модификация углерода — лонсдейлит -— имеет космоген-
ное происхождение, его находят в импактитах — горных породах ме-
теоритных кратеров. Необычные в земных условиях карбиды, фосфи-
ды и нитриды металлов характерны для метеоритов и обнаружены так-
.же в горных породах Луны.
СИСТЕМАТИКА1
Металлы координационной
структуры
Группа меди (куб. с): медь Си, серебро Ag, золото Аи, электрум
"(Аи, As), купроаурит Au2Cu3 и др.
Группа платины: платина Pt (куб. с), иридий 1г (куб. с), поли-
ксен Pt3Fe (куб. с), осмий Os (гекс. с), рутений Ru (гекс. с.) невьян-
■скит Ir2Os (гекс. с.) и др.
Группа железа (куб. с): железо теллурическое — феррит (Fe,
Ni), никель теллурический — суэзит (Ni, Fe); железо метеоритное —
камасит (Fe, Ni) с 6—9% Ni; тэнит (Fe3Ni) до 48% Ni и др.
Группа ртути: ртуть Hg (жидкая и триг. с. при —39,5°С), амальга-
ма Au2Hg3; конгсбергит (Au, Hg) до 31 % Hg (куб. с.) я др.
1 Здесь и далее .в систематике минералов жириым- шрифтом набраны минералы, опи-
сание которых приводится в учебнике.
Кроме того, в самородном состоянии обнаружены, свинец РЬ
■ куб. с), цинк Zn (гекс. с), олово Sn (тетр. с), алюминий А1 (куб.с),
индий In (тетр. с.) и другие природные металлы и сплавы.
Полуметаллы слоистой структуры
Группа мышьяка: мышьяк As (триг. с), сурьма Sb (триг. с), ал-
лемонит SbAs (гекс. с), висмут Bi (триг. с).
" Неметаллы координационной
и слоистой структур
Группа углерода: алмаз С (куб. с), лонсдейлит С (гекс. с),
графит С (гекс. с.) и его политипы.
Неметаллы кольцевой
и цепочечной структур
Группа серы: сера S3 (мон. с), сера S8 (ромб. с).
Группа селена: селен S1 (триг. с), теллур Те (триг. с).
Карбиды, силициды, фосфиды, нитриды представ-
тены координационными муассанитом SiC, ферсилицитом FeSi (куб. с),
шрейберзитом (Fe, Ni, Со)3Р (тетр. с), осборнитом TiN (куб. с), си-
деразотом Fei_nN (гекс. с.) и когенитом Fe3C (ромб, с.) и др.
Металлы координационной
структуры
ЗОЛОТО Аи. Химически чистое золото в природе почти не встреча-
ется. В небольшом количестве оно содержит Ag, Си, Fe, реже другие
металлы, с которыми образует твердые растворы. Кристаллическая
структура — плотнейшая кубическая упаковка с
гранецентрированной элементарной ячейкой.
Сингония кубическая. В кристаллах встречается
редко (рис. 51). Большей частью находится в ви-
де мелких зерен я чешуек в кварце. Иногда обра-
зует уплощенные и почковидные дендриты, ните-
видные проволочки и самородки неправильной фор-
мы (рис. 52).
Цвет золотисто-желтый; серебристое золото
светлее; от примеси меди приобретает краснова-
тый оттенок. Черта блестящая, золотисто-
желтая. Блеск металлический. Твердость 2—3. Очень ковкое и тягу-
чее. Излом крючковатый. Плотность зависит от примесей, для чисто-
го золота она равна 19,3. Характеризуется химической стойкостью, в
кислотах не растворяется (кроме царской водки).
Разновидности. Электрум — золото, содержащее более 20% се-
ребра.
Происхождение. Золото генетически связано с кислыми интрузия-
ми. Наиболее характерно для него гидротермальное происхождение в
кварцевых жилах, где спутниками золота являются пирит, арсенопи-
Рис. 51. Кристалл зо-
лота
flfi
рнт, галенит, блеклые руды, халькопирит, висмутин, теллуриды и др..
Кроме того, золото встречается в рудах месторождений полиметаллоз,,
меди, редких металлов, урана и других, из которых оно извлекается
попутно.
Благодаря химической стойкости золото накапливается в россыпях,
1де находится в округлых или сплющенных зернах и самородках. Наи-
более крупные самородки массой в 74,6; 70,8 и 69,7 кг были найдены
в Австралии. Крупнейший из сохранившихся самородков массой 36,2 кг
(«Большой треугольник») найден
в середине прошлого века в Ми-
асском районе на Южном Урале.
Он вместе с другими самородка-
ми золота и алмазами экспониру-
ется в Кремле, в Алмазном фон-
де СССР.
Месторождения. В СССР ко-
ренные месторождения известны
на Среднем Урале (Березовское),
Южном Урале (Кочкарское), в
Казахстане, в Кузнецком Алатау
(Берикуль), Восточной Сибири
(Дарасунское, Балейское), на
Алдане и на Северо-Востоке
СССР. Россыпные месторождения
распространены на Урале, Алтае,
в Саянах, Енисейской тайге, Ир-
кутской области (Ленские при-
иски), по Алдану, Амуру и на
Северо-Востоке СССР.
Из зарубежных следует отме-
тить уникальное месторождение
Витватерсранд (ЮАР), связан-
ное с древними конгломератами.
Второй крупный золотоносный
район — Австралия (месторож-
дения Бендиго, Балларт и бога-
тые россыпи). Месторождения
Рнс. 52. Самородок золота массой 12 кг золота известны также в Индии
(Урал), 1/3 нат. вел. (по А. П. Смоли- (Колар), Канаде и Гане. Месго-
НУ) рождения Аляски и Калифорнии
к настоящему времени почти вы-
работаны.
Применение. Золото является главным валютным металлом. Оно
широко применяется в ювелирном деле," в радиоэлектронике и прибо-
ростроении, для получения реактивов, в медицине. Мировая добыча
золота около 1000 т в год.
СЕРЕБРО Ag. Часто содержит Аи, Си, Hg, образуя твердые раст-
воры. Кристаллическая структура такая же, как и у золота (гм.
рис. 51).
Сингония кубическая. Обычно встречается в виде дендритов, тон-
ких пластинок, разнообразных волосовидных и проволочных форм
(рис. 53).
Цвет серебряно-белый, на поверхности иногда желтоватый или
с черным налетом. Черта блестящая, серебристо-белая. ^Блеск метал-
лический. Твердость 2,5. Плотность 10,5. Очень ковкое. Излом крючко-
ватый. Отличается высокой электропроводностью.
Происхождение. Самородное серебро встречается в гидротермаль-
ных жилах с сульфидами и в зоне окисления серебряных и некоторых
полиметаллических месторождений,
где оно образуется за счет аргенти-
та (Ag2S) и сложных сульфосолей се-
ребра.
Месторождения. Добыча серебра
производится в основном попутно при
плавке полиметаллических руд (Ал-
тай), в .которых оно входит в состав
сульфидов.
За границей крупные месторожде-
ния серебра находятся в Мексике (Па-
чука, Вета-Мадре и др.), издавна из-
вестны месторождения в Боливии,
Саксонии и Норвегии (Конгсберг).
Применение. Серебро употребляется
в ювелирном деле, для чеканки монет,
в различных сплавах, в фотографии,
электротехнике.
МЕДЬ Си. Обычно почти не содер-
жит изоморфных примесей, иногда в
небольших количествах присутствует
Fe (до 2,5%), As (до 4%), An
(до 3%). Кристаллическая структура
аналогична структуре золота и се-
ребра.
Сингония .кубическая. Кристаллы
кубического облика обычно редки. Ча-
ще встречается в виде дендритных
срастаний уплощенной формы, прово-
лочных или губчатых выделений и в
сплошных массах.
Цвет медно-красный, черта блестящая. Блеск металлический. С по-
верхности часто покрыта корочкой вторичных минералов. . Твердость
2,5—3. Плотность 8,9. Тягучая и ковкая. Излом крючковатый. Облада-
ет высокой электропроводностью.
Происхождение. 1. Экзогенное — медь главным образом находит-
ся в зоне окисления медных месторождений в ассоциации с халькози-
ном, купритом, борнитом, лимонитом, малахитом, кальцитом. 2. Гидро-
термальное — редко, причем всегда низкотемпературное.
Месторождения. Медь — довольно распространенный минерал.
В СССР крупные самородки (массой в несколько тонн) были найде-
ны в Дегеленских горах (Казахстан), очень красивые кристаллы меди
известны из Турьинских рудников (Урал), в россыпях медь встречена
по р. Сархой в Восточном Саяне.
Гидротермальное месторождение меди в районе оз. Верхнее (Ми-
чиган, США) разрабатывается около 100 лет. Там были встречены са-
мородки массой до 450 т. Самородная медь ассоциирует с цеолитами,
кальцитом и сульфидами меди.
Применение. Основными потребителями меди являются электро-
техника, машиностроение, приборостроение и судостроение. Широко
Рис. 53. Самородное серебро на
кальците. Умен, в 2 раза
9R
применяются различные сплавы с Sn, Zn, Ni (бронза, латунь, мель-
хиор) .
ПЛАТИНА Pt. В чистом виде не встречается, обычно она образу-
ет твердые растворы с железом, иридием, палладием, родием, осмием,
медью и другими металлами. В связи с этим различают платину ириди-
стую, палладистую, родистую и др. Наиболее распространен в при-
роде поликсен (Pt, Fe) с содержанием железа 9—11%. Структу-
ра подобна структуре золота.
Сингония кубическая. Обычно находится в неправильных зернах,
самородках.
Цвет стально-серый. Черта блестящая, белая. Блеск металличес-
кий. Твердость 4—4,5. Ковкая, излом крючковатый. Отличительными
свойствами платины являются большая плотность (15—19), тугоплав-
кость (температура плавления 1771°) и химическая инертность. Плати-
на растворяется только в царской водке.
Происхождение. Магматическое — генетически связано с ультраос-
новными породами (дунитами, перидотитами, пироксенитами), образуя
в них вкрапленность или шлировые выделения. Спутниками платины яв-
ляются оливин, пироксен, хромит, магнетит. В результате выветривания
ультраосновных пород платина скапливается в россыпях, откуда до-
бывается промывкой.
Месторождения. Платиноносные россыпи Урала пользуются миро-
вой известностью. Здесь был найден крупнейший в мире самородок
платины массой 9,Q кг. Россыпные месторождения известны в Колум-
бии. Большое значение имеет попутная добыча платины из магматиче-
ских медно-никелевых месторождений СССР, Канады (Сёдбери), Юж-
ной Африки (Риф Меренекого).
Применение. Платина — один из валютных металлов; применяет-
ся для изготовления химической посуды (тиглей, шпателей, чашек),
как катализатор в химической промышленности и как благородный ме-
талл в ювелирном деле и медицине.
Неметаллы координационной
и слоистой структур
АЛМАЗ С (греч. «адамас» — непобедимый). Внутренняя структу-
ра алмаза чрезвычайно прочная. Каждый атом углерода связан с че-
тырьмя другими, тетраэдрически расположенными вокруг него (см.
рис. 4).
Сингония кубическая. Облик кристаллов преимущественно окта-
эдрический (рис. 54), грани ромбододекаэдра и куба встречаются ре-
же. Ребра нередко закруглены, кристаллы кажутся как бы оплавлен-
ными.
Цвет различный, чистые разности бесцветны, водяно-прозрачны,
иногда имеет оттенки коричневого, красного, желтого, синего и других
цветов. Довольно хрупок. Спайность по {111} средняя. Люминесциру-
ет голубовато-синим или желтым цветом. Плотность 3,5. Алмаз обла-
дает самой высокой среди минералов твердостью, равной 10. Отлича-
ется сильным, так называемым алмазным блеском.
Масса алмазов измеряется в каратах; один метрический карат ра-
вен 0,2 г. Алмазы массой более 100 каратов представляют исключи-
тельную редкость и имеют собственные имена.
Разновидности. Различают алмазы ювелирные и технические.
Происхождение. Образование алмазов связано в основном с кри-
сталлизацией остаточной магмы ультраосновного состава, богатой ле-
тучими соединениями. Кристаллизация алмазов, вероятно, начинается
еще до начала извержения магмы, причем для этого необходимы спе-
цифические условия: очень высокое давление, приблизительно 60—
80 тыс. атм и сравнительно низкая температура — около 1000°С. Вме-
сте с обломками различных пород в кимберлитах обнаруживается оли-
вин, пироп, ильменит, диопсид, хлорит и другие минералы. Кроме того,
алмазы и лонсдейлит образуются в результате ударного метаморфиз-
ма пород при падении крупных метеоритов.
Рис. 54. Октаэдрический кристалл алмаза в кимберлите из труб-
ки «Мир> (Якутия). Увел, в 10 раз
Месторождения. В кимберлитах Южной Африки были найдены
крупнейшие в мире алмазы: «Куллинан» (3024,75 карата), «Эксцельси-
ор» (995,3 карата), «Джонкер» (726 каратов) и др. В Южной Африке
разрабатываются россыпи в бассейнах рек Вааль и Оранжевая. Осо-
бенно богата алмазами Намибия, где их добыча производится из при-
брежных песков и из древних морских террас. В 1976 г. россыпи Нами-
бии дали 1,7 млн. каратов алмазов, большая часть которых — драго-
ценные камни.
Благодаря богатым алмазным россыпям на одно из первых мест в
мире в настоящее время вышла Республика Заир, где добываются глав-
ным образом технические алмазы (провинция Шаба). Большое про-
мышленное значение имеют алмазные россыпи Ганы, Сьерра-Леоне и
Анголы. Вообще Африка дает около 80—95% всей добычи алмазов в
капиталистических странах.
Месторождения алмазов известны также в Бразилии, Венесуэле,
Индии, Австралии и на о. Калимантан (Индонезия). Индийские алма-
зы добывали из россыпей еще в глубокой древности; из Индии проис-
ходят первые крупные алмазы, к ним относятся «Орлов» (194,8 карата)
и «Шах» (88,7 карата), находящиеся в Алмазном фонде СССР.
В СССР коренные месторождения алмазов разрабатываются в
Якутии (кимберлитовые трубки «Мир», «Айхал», «Удачная», «Интер-
национальная»). Массы наибольших алмазов, найденных в Якутии,
равны 106 каратам («Мария»), 121 карату («60 лет Октября»), 232 ка-
ратам («Звезда Якутии»). Недавно найден один из самых больших ал-
мазов массой 342 карата, названный «XXVI съезд КПСС».
Россыпные месторождения известны на Урале и в других местах.
Интерес представляют импактитовые месторождения (с лонсдейлитом)
в крупных метеоритных кратерах; с ними связаны и некоторые россып-
ные месторождения.
Применение. На технические алмазы приходится около 75—80%
всей мировой добычи алмазов. Примерно 15% всех технических алма-
зов идет на алмазное бурение (алмазы вставляются в буровые корон-
ки). Технические алмазы используются также в качестве резцов и
сверл (фасонные алмазы), для протягивания тончайших проволок (во-
лочильные алмазы, или фильеры) и многих других целей. Низкосорт-
ные алмазы широко применяются как абразивный (истирающий) ма-
териал. Чистые или равномерно окрашенные прозрачные алмазы явля-
ются драгоценными камнями первого класса. Ограненные алмазы на-
зываются бриллиантами.
В настоящее время алмазы получают искусственным путем, в ос-
новном в результате каталитической реакции, протекающей при вы-
соких температурах и давлениях между графитом и некоторыми ме-
таллами (железо, никель, кобальт, хром, платина), а также взрывным
методом.
ГРАФИТ С (греч. «графо» — пишу). В отличие от алмаза графит
представляет собой гексагональную модификацию углерода (см.
РИС. 5). а
Сингония гексагональная. Встречается в виде мелких шестиуголь-
ных кристалликов и образует плотные, чешуйчатые, землистые, сфе-
рические агрегаты.
Цвет железно-черный. Черта черная, блестящая. Блеск металло-
видный. Твердость 1. Спайность совершенная. Плотность 2,2. Прово-
дит электричество. Огнеупорен и кислотоупорен. От похожего на не-
го молибденита отличается большей хрупкостью и цветом черты (гра-
фит дает черную черту на бумаге, молибденит — голубоватую).
Разновидности. Различают кристаллический, чешуйчатый и аморф-
ный графит. Первый представляет собой агрегаты волокнистых крис-
таллов, второй имеет форму чешуек или пластинок, третий — плотный,
скрытокристаллический. Шунгит — аморфная разновидность углеро-
да, образовавшаяся при метаморфизме каменных углей.
Происхождение. 1. Контактово-метаморфическое. 2. Метаморфи-
ческое, в мраморах, гнейсах и кристаллических сланцах. 3. При мета-
морфизме каменных углей на контакте с траппами.
Месторождения. В СССР: Ботогольское в Восточном Саяне —
кристаллический графит, Завальевское и Ждановское на Украине —
чешуйчатый графит (метаморфические в гнейсах), Тае-Казган в Кара-
калпакии (метаморфическое), Ногинское и Курейское в низовьях Ени-
сея — «аморфный» графит (при метаморфизме углей).
За рубежом месторождения графита известны на о-вах Шри-Лан-
ка, Мадагаскар, в Австралии, США и Чехословакии.
Применение. Графит употребляется в металлургической промыш-
ленности (тигли, литейное дело), как смазочный материал, при произ-
водстве красок, карандашей, в электропромышленности (электроды).
Неметаллы кольцевой
структуры
zjzssz. &Ы „ фор-.
Рис. 55. Структура серы:
а — молекулярное кольцо Se в плане и б — в поперечном
сечении; в — характер упаковки молекулярных колец серы
в структуре ромбической серы
Цвет желтый, бурый и черный от включения битумов. Черта свет-
ло-желтая. Кристаллы просвечивают. Блеск на гранях стеклянный до
алмазного, в изломе жирный, смолистый. Излом неровный до ракови-
стого. Очень хрупкая. Твердость 1,5—2. Спай-
ность отсутствует. Плотность 2,07. Сера легко пла-
вится и при 270° горит синим пламенем с выделе-
нием SO2. Диэлектрик, при трении заряжается от-
рицательно.
Происхождение. 1. Осадочное, биохимическое,
отчасти образуется благодаря жизнедеятельности
серных бактерий; ассоциирует с гипсом, битумами.
2. При разложении гипсоносных толщ. 3. В зоне
окисления сульфидов. 4. В результате возгона при
вулканической деятельности дает порошковатые
налеты, корки, натечные образования.
Месторождения. В СССР осадочные месторож-
Дения известны в Туркмении (Гаурдак), Узбекиста-
не (Шорсу), Поволжье (Алексеевское), вулканические —
ко, Парамушир и Кунашир (Курильские острова).
Из зарубежных стран серой богаты Италия (о. Сицилия) и Поль-
ша. Крупные осадочные месторождения находятся в штатах Техас и
Луизиана (США).
Применение. Сера идет главным образом на получение серной кис-
лоты — основы химической промышленности; употребляется в тек-
стильной и резиновой промышленности, для производства красок,
взрывчатых веществ и для борьбы с вредителями сельского хозяй-
ства.
Рис 56. Кристалл
на о-вах Эбе-
СУЛЬФИДЫ И ИХ АНАЛОГИ
К этому классу относятся минеральные виды, представляющие со-
бой соединения металлов и полуметаллов переходных элементов с се-
рой, мышьяком, селеном и теллуром. Видообразующими элементами
кроме серы и мышьяка являются в основном Fe, Си, Zn, Pb, Sb, Ag,
Аи, Bi, Co, Ni. Остальные встречаются преимущественно в рассеянном
состоянии и самостоятельные виды минералов образуют очень редко
{Se, Cd, In, Ga, Ge, Те и др.).
Сульфиды и их аналоги характеризуются ярко выраженным ко-
валентным типом химической связи между слагающими их атомами с
донорно-акцепторным характером ее проявления и существенным вкла-
дом металлических и остаточных связей. Донор но-акцепторные связи
преобладают в сульфидах, содержащих металлы с заполненной d-обо-
лочкой. Они стремятся к устойчивой 18-электронной конфигурации
(10-1-4x2), которая реализуется путем обмена четырех пар (4x2) элек-
тронов между металлом и ионами S2~. Вследствие этого возникают
четыре разнонаправленные связи, обеспечивающие тетраэдрическую ко-
ординацию ионов серы и таких ионов, как Cu+, Ag+, Zn2+, Ga3+, Ge4+
и т. д.
Металлическая связь обычно проявляется в сульфидах, содержа-
щих металлы с незаполненной d-оболочкой. Достройка до устойчивой
18-электронной конфигурации осуществляется за счет электронов ме-
таллической связи, при обмене электронами межкоординатных d-op-
биталей соседних атомов железа, окруженных шестью ионами серы,
как это имеет место, в частности, в пирротине Fe/L^S. Атомы других
металлов переходных элементов в большинстве сульфидов также нахо-
дятся в окружении шести атомов S или As. Искаженную октаэдричес-
кую координацию (3+3) имеют и атомы РЬ в галените и других мине-
ралах. В сульфидах Hg, Си, Ag металлы кроме четверной могут на-
ходиться в двойной координации с образованием спиральных цепочек.
В сульфидах As, Sb и Bi металлы находятся в тройном (зонтичном)
окружении атомов серы. Подобная координация имеет место в анион-
ных радикалах сульфосолей. В сульфидах с преобладанием ковалент-
но-молекулярного типа химической связи характерно образование груп-
пировок с парной координацией, реализующейся, например, в .кольце-
вых молекулах реальгара (AS4S4).
Изо- и гетеродесмический характер химической связи определяет
разнообразие структурных мотивов в сульфидах. Многие из них име-
ют координационную, островную, цепочечную, слоистую и каркасную
структуры.
Для большинства сульфидов характерно широкое развитие изо- и
гетеровалентного изоморфизма. Например, в сфалерите ZnS Fe2+ и Мп2+
образуют изовалентную примесь; вхождение пары Си+ и Fe3+ или Ag+
и Ga3+ происходит по схеме гетеровалентного изоморфизма (2R2+=
= R++R3+). Обычная для галенита PbS примесь Ag+ и Sb3+ (или
Bi3+) также отвечает случаю гетеровалентного изоморфизма. Изоморф-
ные замещения характерны и для анионов. Например, в том же гале-
ните часто присутствуют Se2~ и Те2- (изовалентный изоморфизм), в
пирите FeS2 нередко обнаруживается примесь As3~, обычно в паре с
Со3+ (гетеровалентный изоморфизм по схеме Я2++к22~-^'Я3++А23~), в
блеклых рудах замещения в анионных радикалах происходят по схе-
ме изовалентного изоморфизма [(Asi-nSbuJSs]3-.
Кристаллохимические особенности сульфидов и их аналогов каж-
дого структурного мотива зависят от того, являются ли оии/Гоединени-
*
ями металлов с анионами или молекулярными постройками. В соот-
ветствии со строением анионных радикалов и молекулярных группиро-
вок среди сульфидов и их аналогов каждого структурного мотива мо-
гут быть выделены: 1) моносульфиды и их аналоги (анионы S2~, As2~
и др.), 2) дисульфиды и их аналоги (анионы [S2]2_, [AS2]3-, [AsS]3-,
[AsJ4-"), 3) островные сульфиды и их аналоги (кольцевые молекулы
[AS4S4], комплексные анионы типа [AsS3]3- [SbSs]3-, [AsS4]3-), 4) це-
почечные сульфиды и их аналоги (простые и более сложные гетероани-
онные цепочечные радикалы типа [Sb2S4]2_, [Sb4Sn]10-) и 5) слоистые
сульфиды и их аналоги.
Отмеченные кристаллохимические особенности сульфидов и их
аналогов, типы химической связи и изменчивость химического состава
определяют характерные для сульфидов физические свойства и крис-
талломорфологические черты.
Для большинства сульфидов с ковал ентно-металлическими хими-
ческими связями характерны металлический блеск, высокая электро-
проводность, полупроводниковые свойства. Цвет их серый, желтоватый
или бронзово-желтый. Слоистые и цепочные сульфиды имеют низкую
твердость — от 1 до 2,5. Координационные моносульфиды имеют уме-
ренную твердость — от 2 до 4, а у дисульфидов и их аналогов с боль-
шой долей ковалентности твердость достигает 6—6,5. Существенно ко-
валентные моносульфиды с координационной (сфалерит), цепочечной
(киноварь), молекулярно-слоистой (аурипигмент), молекулярно-остров-
ной (реальгар) и' островной (прустит) структурами отличаются алмаз-
ным блеском, полупрозрачностью, яркими окрасками, высокой хрупко-
стью, низкой и умеренной твердостью. Большая часть сульфидов име-
ет высокую плотность (до 8,5), за исключением сульфидов мышьяка.
Сульфиды обычно образуют сплошные кристаллически-зернистые
массы, вкрапленность или встречаются в виде кристаллов. Сульфиды с
цепочечной структурой часто представлены агрегатами удлиненно-приз-
матических и тонкоигольчатых кристаллов с совершенной спайностью
по удлинению (антимонит, висмутин, сульфосоли свинца). Для слоис-
тых сульфидов и их аналогов характерна уплощенно-таблитчатая фор-
ма кристаллов и весьма совершенная спайность в одном направлении
(молибденит, тетрадимит, аурипигмент).
Сульфиды имеют в основном гидротермальное происхождение
Кроме того, они образуются в магматических процессах и иногда в
гипергенных условиях в зоне вторичного сульфидного обогащения и в
осадочных породах. Сульфиды, обнаружены в метеоритах и образцах,
доставленных с Луны. В поверхностных условиях сульфиды и их ана-
логи неустойчивы и легко разрушаются. В процессе их окисления они
переходят главным образом в растворимые сульфаты. За их счет об-
разуются различные вторичные минералы — окислы, карбонаты, суль-
фаты, арсенаты, силикаты, а также самородные металлы.
В общей сложности среди сульфидов и их аналогов в настоящее
время известно более 250 минеральных видов. Однако распространены
и образуют значительные скопления не более 20 из них. Сульфиды и
их аналоги являются важнейшими рудами цветных, благородных и
многих редких металлов.
СИСТЕМАТИКА
Сульфиды и арсениды
координационной структуры
Сульфиды с одиночными анионами
типа S2~~ (моносульфиды)
Простые
Группа халькозина: халькозин Cu2S (мон. с.), аргентит Ag2S
(ромб, с.) и их полиморфные модификации.
Группа галенита (куб. е.): галенит PbS, алабандин MnS, алтаит
РЬТе и др.
Группа сфалерита: сфалерит ZnS (куб. с), вюртцит ZnS (гекс. с.)
и его политипы; метациннабарит HgS (куб. с), киноварь HgS (триг.с).
Группа пирротина: троилит FeS (гекс. с.), пирротин Fei_„S (мон. с.)
и его модификации, никелин NiAs (гекс. с.) и др.
Сложные
Группа халькопирита (тетр. с.): халькопирит CuFeS2, станнин
Cu2FeSnS4, борнит CusFeS4, галлит CuGaS2, германит CuGeS2 и др.
Группа кубанита: кубанит CuFe2S3 (ромб. с).
Группа пентландита: пентландит (Ni, Fe)gS8 (куб. с).
Сульфиды и арсениды
с анионами типа [S2]2_, [AsS]2-, [As2]3_, [As4]4- и их аналоги
Простые
Группа пирита: пирит Fe[S2] (куб. с), марказит Fe[S2] (ромб. с).
Группа сперрилита: сперрилит Pt[As2] (куб. с.).
Семейство сульфоарсенидов и арсенидов Fe, Со и Ni:
арсенопирит Fe[AsS] (мон. с), кобальтин Co[AsS] (куб. с.), гередорфит
NifAsS] (куб. с), леллингит Fe[As2] (ромб, с), саффлорит (Со,
Fe) [As2] (ромб, с), раммельсбергит Ni[As2] (ромб, с), скуттерудит
Co4[As4]3 (куб. с), шмальтин (Со, Ni)4[As4]3 (куб. с), хлоантит
Ni4[As4]3 (куб. с.) и др.
Сульфиды
островной структуры
Сульфиды
с островными молекулами 1
Простые
Группа реальгара: реальгар [As4S4] (мон. с). f
Сульфиды с анионами типа [AsSs]3-, [AsS4]4-h др.
Простые (сулъфосоли)
Группа красных серебряных руд (триг. с.): прустит Ag3[AsS3], пи-
раргирит Ag3[SbS3].
Группа энаргита: энаргит Cu3[AsS4] (ромб. с).
Сложные (сулъфосоли)
Группа блеклых руд (куб. с.): теннантит Cu+6Cu2+e[AsSs]4S, тет-
раэдрит Cu+6Cu2+6[SbS3]4S и др.
Сульфиды цепочечной
структуры
Сульфиды с цепочечными
радикалами типа Sb2S3
Простые
Группа антимонита (ромб, с.): антимонит Sb2S3, висмутин Bi2S3.
Группа миллерита: миллерит NiS (триг. с).
Сульфиды с цепочечными радикалами
типа Sb2S4, Sb4Su и др.
Простые и сложные (сулъфосоли)
Группа джемсонита: джемсонит Pb4Fe[Sb6Si4] (мон. с), буланже-
рнт Pbs[Sb4Sn] (мон. с), бертьерит Fe[Sb2S4] (ромб. с).
Группа козалита: козалит Pb2Bi2S5 (ромб. с).
Группа бурнонита (ромб, с): бурнонит CuPbSbS3, айкинит
CuPbBiS3.
Сульфиды слоистой
структуры
Простые
Группа аурипигмент (мон. с.): аурипигмент As2S3.
Группа молибденита: молибденит MoS2 (гекс. с.), тунгстенит WS2
(гекс. с.) и их политипы.
Группа тетрадимита (триг. с): тетрадимит Bi2Te2S, теллуровисму-
тит Bi2Te3, жозеит A Bi4TeS2 и др.
Сложные
Группа ковеллина: ковеллин Cu+2Cu2+S[S2] (гекс. с).
Сульфиды и арсениды координационной
структуры
Сульфиды с одиночными анионами
типа S2- (моносульфиды)
Простые
ХАЛЬКОЗИН (медный блеск) C112S (Си 79,8%). Название проис-
ходит от греческого слова «халькое» — медь. Низкотемпературная мо-
дификация имеет искаженную плотнейшую гексагональную упаков-
ку атомов S, атомы Си имеют К- Ч.=2. Высокотемпературные моди-
фикации близки к антифлюоритовой структуре и характеризуются де-
фицитом меди. Их состав отвечает формуле Cu2-«S.
Сингония моноклинная. Кристаллы редки, обычно встречается в
сплошных массах, плотный.
Цвет и черта свиццово-серые до черного. Блеск металлический,
тускнеющий со временем. Спайность несовершенная. Твердость 2,5—
3. Плотность 5,7. Характерные признаки халькозина — небольшая
твердость, ковкость и свинцово-серый цвет.
Происхождение. Образуется в зоне вторичного сульфидного обо-
гащения (в зове цементации) медных месторождений в результате, ре-
акций растворов сульфатов меди с неокисленными сульфидными руда-
ми. Реже имеет гидротермальное происхождение. Ассоциирует с борни-
том CusFeS4, блеклыми рудами, ковеллином, халькопиритом CuFeS2
и другими сульфидами. При окислении переходит »в малахит
Си2[СОз](ОН)2, куприт Cu20, самородную медь и другие минералы.
Месторождения. В СССР: Джезказган, Коунрад (Казахстан), Ал-
малык (Узбекистан), Турьинские рудники (Урал). За рубежом: в
США — Бьютт (Монтана), Бингхэм (Юта), Бисби (Аризона); в Юго-
славии — Бор.
Рис. 57. Структура галеиита в шариковой (а) и полиэдрической (б) моделях
Применение. Халькозин является важной медной рудой.
ГАЛЕНИТ (свинцовый блеск) PbS (Pb 86,6%). Часто содержит
изоморфные Ag, Sb, Bi. Кристаллическая структура типа NaCl
(рис. 57).
Сингония кубическая. Преобладают кристаллы кубооктаэдричес-
кого габитуса (рис. 58). Обычно образует зернистые, сплошные агре-
гаты.
Цвет свинцово-серый. Черта, серовато-черная. Блеск сильный ме-
таллический, на гранях иногда тусклый. Характерна совершенная спай-
ность по кубу. Хрупкий. Твердость 2,5. Плотность 7,5. Галенит узна-
ется по цвету, совершенной спайности, небольшой твердости я значи-
тельной плотности.
Происхождение. 1. Гидротермальное (средне- и низкотемператур-
ное) — встречается в жилах, метасоматических телах, а также в скар-
нах. Характерна тесная ассоциация галенита со сфалеритом и сульфи-
дами серебра и меди — в полиметаллических рудах. Встречается так-
Рис. 58. Кристаллы галенита ■ ':
же совместно с пиритом, пирротином и другими сульфидами, с баритом,
кварцем и кальцитом. 2. Осадочное — образует вкрапленность, глав-
ным образом в битуминозных карбонатных породах. В зоне окисления
галенит неустойчив и легко разрушается с образованием церуссита
РЬ[С03], англезита Pb[S04], пироморфита РЬб[Р04]3С1 и других мине-
ралов.
Месторождения. В СССР: скарновые — Дальнегорское (Примор-
ский край), Кансай, Алтын-Топкан, Кургашинкан (Средняя Азия);
гидротермальные, жильные и метасомэтические — на Северном Кав-
казе (Садонское); вулканогенно-осадочные — на Алтае (Лениногорс-
кое, Зыряновское, Белоусовское и др.), .месторождения Нерчинской
группы (Забайкалье), Горевское (Енисейский кряж); яизкотемпера-
турные в карбонатных толщах — месторождения Центрального Казах-
■ стана и хр. Каратау (Жайрем, Миргалимсайское, Ачисайское). За ру-
бежом: месторождения Салливан (Канада), Брокен-Хилл, Мак-Артур,
Маунт-Айза (Австралия), район Три-Стейт (Миссури, Канзас, Оклахо-
ма в США), а также в Польше, ЧССР (Кутна-Гора), Мексике, Чили;
и других странах.
Применение. Галенит является важнейшей рудой на свинец и по-
путно на серебро, висмут и другие металлы.
СФАЛЕРИТ (цинковая обманка) ZnS (Zn 67,1%). В виде изо-
морфных примесей содержит железо, кадмий (0,5—1%), индий (дс
0,1%), галлий (до 0,1%), германий (до 0,3%)- Кристаллическая струк-
тура алмазоподобна. В плотнейшей кубической упаковке атомы серь
и цинка находятся в тетраэдрической координации (рис. 59). Друга»
полиморфная модификация ZnS — вюртцит — характеризуется гекса
тональной плотнейшей упаковкой. Часто встречаются ромбоэдрически
политипы, отличающиеся порядком чередования слоев с кубической I
гексагональной плотнейшими упаковками.
<Рис%^ -раэдрический облик,
реже скрытокристаллические и поч^дные/' МаССИВные и полосчатые,
/
P« Структура сфалерита в w и полиэдрической w м •
Цвет преимущественно коричневый, бурый до черного и желтый
до бесцветного. Нередко прозрачен или просвечивает. Черта от светлой
у бесцветного и желтого сфалерита до темно-коричневой у разностей
черного цвета. Сфалерит обладает совершенной спайностью по ромбо-
додекаэдру. Блеск алмазный. Твердость 3,5—4. Плотность 3,9—4,1.
Разновидности. Высокотемпературная железистая разновидность
черного цвета называется марматитом. Низкотемпературный бес-
цветный или светло-желтый сфале-
рит без примесей железа носит на-
звание клейофана, а скрыто-
кристаллический" и почковидный —
брункита.
Происхождение. 1. Гидротермаль-
ное — с галенитом, халькопиритом,
пиритом и другими минералами
широко распространен в метасо-
Рис. 60. Кристаллы сфалерита тетраэд- матических залежах и рудных жи-
рического габитуса лах 2. Экзогенное — в осадочных
породах, иногда в месторождениях угля. При окислении сфалерит пе-
реходит в смитсонит Zn[C03] и каламин Zn4[Si207](OH)2-H20.
Месторождения. В СССР: полиметаллические месторождения Ал-
тая, Средней Азии, Забайкалья и месторождения колчеданного типа
на Урале. В прекрасных друзах встречается на Дальнегорском .место-
рождении в Приморье. За рубежом: крупные месторождения (совмест-
но с галенитом) в районе Три-Стейт (Миссури, Канзас, Оклахома) и
других районах США, а также в Швеции, Чехословакии, Польше, Ис-
пании и Японии.
Применение. Сфалерит — важнейшая руда на цинк и попутно на
редкие металлы и рассеянные элементы.
* ■ \
КИНОВАРЬ HgS (Hg 86,2%). Кристаллическая структура кино-
вари близка к тригонально-деформированной структуре типа галенита,
в которой атомы Hg и S с КЧ.=2 образуют бесконечные винтовые
цепочки вдоль оси С. Кубическая полиморфная модификация HgS —
метациннабарит — имеет структуру сфалерита.
Сингония тригональная. Встречается главным образом в виде зер-
нистых агрегатов и вкрапленности, сплошных или землистых масс, на-
летов и примазок. Кристаллы изометрической формы, иногда двойни-
ки прорастания. \
Цвет киновари в кристаллах яркий темно-красный, в землистых
массах — алый. Черта красная. В тонких обломках прозрачна. Блеск
алмазный, иногда со слабой свийцово-серой побежалостью. Твердость
2—2,5. Плотность 8.
Происхождение. Киноварь характерна для низкотемпературного
гидротермального процесса; обычно встречается совместно с антимони-
том, реальгаром, флюоритом, баритом и халцедоном, иногда с само-
родной капельно-жидкой ртутью и кордероитом Hg3S2Cl2. Находится
в карбонатных породах, иногда в песчаниках и сланцах, образуя вкрап-
ленность и прожилки.
Месторождения. В СССР: Хайдарканское и Чаувайское в Кирги-
зии, Никитовка в Донбассе, Акташское и Чаган-Узун на Алтае, Пла-
менное на Чукотке и др. За рубежом: Альмаден (Испания), Монте-
Амиата (Италия), Кордера (США), а также в Югославии и Китае.
Применение. Киноварь — главнейший минерал ртутных руд и
ценная природная краска. Ртуть используется в электротехнике, при-
боростроении, во взрывных материалах, химической промышленности
и др.
ПИРРОТИН (магнитный колчедан) Fei-„S. Иногда содержит при-
меси Си, Ni и Со. Представлен несколькими модификациями, отлича-
ющимися содержанием железа и дефектностью структуры. В троилите
FeS атомы серы образуют плотнейшую гексагональную упаковку, в ко-
торой атомы железа находятся в октаэдрической координации (рис.61).
Рис. 61. Структура троилита в шариковой (а) и полиэдрической (б) моделях
В высокотемпературной модификации FeS атомы серы сближены,
одна из позиций серы вакантна. В гексагональном и моноклинном пир
ротине чередуются слои троилитового типа разной степени дефектно
сти с образованием политипов нестехиометричного состава, обуслов-
ленного дефицитом атомов Fe на границах блоков.
Кристаллы, обычно гексагонального облика, довольно редки. Как
правило, образует сплошные либо мелкозернистые массы и вкраплен-
ность. (
Цвет бронзово-желтый, иногда радужный. Черта серо-черная.
Блеск на свежей поверхности металлический, иногда тусклый. В раз-
личной степени магнитен. Хрупкий. Твердость 4. Плотность 4,5.
Происхождение и месторождения) 1. Магматическое — в связи с
основными горными породами в ассоциации с пентландитом и халько-
пиритом (Норильское месторождение, Мончетундра на Кольском по-
луострове). 2. Контактово-метасоматическое или скарновое с полиме-
таллическими рудами, в кристаллах (Дальнее в Приморье, Трепча в
Югославии). 3. Гидротермальное. 4. Встречается среди метаморфиче-
ских и осадочных пород. В зоне окисления разрушается с образовани-
ем сульфидов и гидроокислов железа.
Применение. Используется для производства серной кислоты.
НИКЕЛИН NiAs (Ni 43,9%). Содержит примеси Fe, Со, S, Sb.
Кристаллическая структура подобна структуре троилита.
Сингония гексагональная. Встречается в сплошных массах, вкрап-
лениях, в почковидных зонально-концентрических срастаниях. Кристал-
лы редки.
Цвет светлый медно-красный. Черта буровато-черная. Блеск ме-
таллический. Спайность несовершенная. Излом неровный. Твердость
5—5,5. Плотность до 7,8. От борнита отличается "большей твердостью,
отсутствием побежалости.
Происхождение. Гидротермальное — в карбонатных жилах вме-
сте с другими сульфидами и арсенидами никеля и кобальта.
Месторождения. В СССР: в рудах Ховуаксинского месторождения
(Тува). За рубежом: в месторождениях Рудных гор (ГДР, ЧССР).
Сложные
ХАЛЬКОПИРИТ (медный колчедан) CuFeS2 (Си 34,6%). Часто
содержит изоморфную примесь Ag. Структура близка к структуре сфа-
лерита, в которой элементарная ячейка удвоенаГа позиции каждой па-
ры атомов цинка попеременно заняты атомами меди и железа (рис.62).
В полиморфной кубической модификации — талнахите — распределе-
ние атомов Fe и Си неупорядоченно.
Сингония тетрагональная. Кристаллы, обычно тетраэдрического
вида, встречаются редко; в основном образует вкрапленность, а также
сплошные массы.
Цвет латунно-желтый. Черта черная или зеленовато-черная. Блеск
металлический. Хрупкий. Твердость 3,5—4. Плотность 4,2. Иногда ха-
рактерна пестрая побежалость. От пирита отличается меньшей твер-
достью.
Происхождение. 1. Магматическое — в ассоциации с пирротином
и пентландитом. 2. Скарновое — с андрадитом, магнетитом, шеелитом,
пирротином. 3. Гидротермальное — с пиритом, пирротином, сульфида-
ми Pb, Zn, Си и др. 4. Экзогенное — в осадочных породах. В зоне окис-
ления за счет разрушения халькопирита образуются самородная медь,
халькозин, ковеллин, куприт, малахит, азурит, хризоколла и др.
Месторождения. В СССР: Норильское, Талнахское — магматичес-
кие; Турьинские рудники на Урале — окарновые; Коунрад в Казах-
стане, Алмалык в Узбекистане—гидротермальные; Дегтяоское. к~япя-
тинское, Комсомольское, Сибай, Гайское и другие на Урале, «50 лет
Октября» в Мугоджарах, Алаверды и Шамлуг в Армении — колче-
данные; Джезказган в Казахстане и Удоканокое в Читинской области
тип медистых песчаников. За рубежом: Сёдбери (Канада) — магма-
|Ическое; Бингхем (Юта, США), Чукикамата и др. (Чили) — тип
вкрапленных и прожилково-вкрапленных гидротермальных руд; место-
рождения Замбии (Африка) — тип медистых песчаников.
Применение. Халькопирит — важнейшая руда на медь; попутно
из него извлекают серебро, индий и другие металлы.
\
моделях
СТАННИН (оловянный колчедан) Cu2FeSnS4 (Sn 27,61%, Си
29,58%). Иногда содержит примесь цинка до нескольких процентов.
Структура подобна структуре сфалерита с учетверенной элементарной
ячейкой, в которой позиции четырех атомов цинка заняты атомами ме-
ди, железа и олова.
Сингония тетрагональная. Кристаллы очень редки. Характерны не-
правильные зерна и сплошные зернистые массы.
Цвет стально-серый. Черта черная. Хрупкий. Твердость около 3,5.
Плотность 4,4. Хорошим диагностическим признаком является оливко-
во-зеленоватый оттенок минерала в свежем изломе, по которому он
отличается от очень похожих на него блеклых руд.
Происхождение. Гидротермальное (сульфидно-касситеритовая фор-
мация), встречается совместно с касситеритом, сфалеритом, халькопи-
ритом, пирротином и другими сульфидами.
Месторождения. Станнин встречается редко. В СССР известен во
многих месторождениях (в частности, в Приморье и Восточном За-
байкалье), но в небольших количествах. Вместе с касситеритом ис-
пользуется как руда на олово (Боливия).
БОРНИТ (пестрая медная руда) Cu5FeS4 (Си до 64%). Иногда
содержит изоморфные примеси Ge, Re, Se, Те. Встречается в четырех
полиморфных модификациях. Структура высокой пературной кубиче-
ской молиоЬика ии, устойчивой выше 228°С, антифлюоритового типа;
для низкотемпературной тетрагональной модификации установлена ок-
таэдрическая 'координация атомоз железа и двойная — меди. Проме-
жуточные тригональные модификации характеризуются тетраэдричес-
кой координацией атомов Си и Fe в слоистых блоках {CusPeS^2-- со
структурой сфалерита, связанных катионами Си+, их формула
Cu2[Cu3FeS4]. Особенности структуры объясняют широкий изоморфизм
высокотемпературной модификации с халькозином и промежуточной —
•с халькопиритом, которые часто присутствуют в виде включений рас-
пада твердого раствора.
Кристаллы кубического и октаэдрического облика встречаются ред-
ко; обычно образует сплошные массы и вкрапленность.
Цвет темный, бронзово-красный с яркой синей и фиолетовой по-
i (FeM,c°kM % Ф Ьшф s
а'
Рис. 63. Структура пентландита в шариковой (а) и полиэдрической (б) мо-
делях; в — расчлененный фрагмент структуры, показывающий позицию в
октаэдрической координации Fe, Ni или Со и в тетраэдрической — Ni (гус-
тая штриховка) и Fe (редкая штриховка)
'бежалостью. Черта серовато-черная. Блеск полуметаллический. Излом,
неровный и раковистый. Хрупкий. Твердость Зт Плотность 5—5,2.
Происхождение. 1. В гидротермальных медно-порфировых, колче-
данных и полиметаллических месторождениях. 2. В зоне вторичного
сульфидного обогащения медных руд. 3. В медистых песчаниках.
Месторождения. В СССР: в колчеданных месторождениях Урала
(Левиха), Кавказа (Алаверды, Уруп и др.), в медистых песчаниках
Джезказгана (КазССР) и др. За рубежом: Бор (Югославия), Колора-
до (Мексика), Чукикамата (Чили), Бьютт (США), Цумеб (Намибия)
и др.
Применение. Ценная руда па медь.
ПЕНТЛАНДИТ (Ni, Fe)9S8 (Ni 22—42%). Содержит примеси Со.
Кристаллическая структура координационная с каркасным мотивом.
В плотнейшей кубической упаковке атомов S восемь катионов (4Fe+
-f-4Ni) занимают позиции в центре восьми тетраэдров с общими реб-
рами. Октеты соединяются между собой непосредственно через общие
вершины тетраэдров. Внутри каждого октета располагается октаэдри-
ческая пустота, которая может быть занята атомами железа, никеля
или кобальта (рис. 63).
Сингония кубическая. Обычно образует сплошные зернистые мас-
сы, иногда крупнозернистые агрегаты с величиной зерен до 4—5 см, на
которых хорошо обнаруживается совершенная спайность по октаэдру,,
с характерными треугольными ямками выкрашивания.
Цвет светло-бронзовый, светлее, чем у пирротина. От последнего
отличается также отсутствием магнитных свойств. Блеск металличес-
кий. Твердость 3,5—4. Плотность 4,9.
Происхождение. Магматическое — в связи с ультраосновными и
основными породами (перидотиты, габбро-нориты и др.). Характерна
тесная ассоциация пентландита с пирротином и халькопиритом. На-
хождение двух последних минералов среди ультраосновных пород всег-
да указывает на возможное присутствие пентландита.
Месторождения. В СССР: в Красноярском крае (Норильское, Тал-
нахское), в Мурманской области (Печенга). За рубежом: крупные ме-
сторождения в Канаде (Сёдбери) и Южно-Африканской Республике
(Бушвельд).
Применение. Пентландит — важнейшая руда на никель. Никель
используется как добавка к сталям и в сплавах (латунь, мельхиор,
бронза и др.).
Сульфиды и арсениды с анионами
типа [S2]4~, [AsS]2~~, [As2]3~, [As4]*~ и их аналоги
Простые
ПИРИТ (серный колчедан) Fe[S2] (Fe 46,0%; S 53,4%). Часто со-
держит .изоморфные примеси As, Со и Ni. Кристаллическая структура
типа NaCl, в которой позиции атомов С1 занимают сдвоенные анионы
[S2]2~, ориентированные вдоль осей
3-го порядка, а ионы Fe2+ находятся
в центре октаэдров (рис. 64).
Сингония кубическая. Кристаллы в
виде кубов со взаимно перпендикуляр-
ной штриховкой на гранях (сы.
рис. 18), 'реже в виде пентагон-додека-
эдров и октаэдров. Образует сплош-
ные зернистые массы и вкрапленность.
Цвет соломенно-желтый. Черта чер-
ная. Блеск металлический. Спайности
нет. Излом неровный, иногда ракови-
стый. Твердость 6—6,5. Плотность
около 5. Пирит хорошо распознается
по цвету, форме кристаллов и боль- ф/ё Щкш ^2
иой твердости.
Происхождение. Пирит — самый Рис. 64. Структура пирита
распространенный сульфид. Он об-
разуется при различных геологических процессах: магматическом,
гидротермальном, осадочном, метаморфическом. В зоне окисления
пирит неустойчив и переходит в бурые окислы железа (лимонит), сера
при этом фиксируется в гипсе и других сульфатах. Часто встречаются
псевдоморфозы лимонита по пириту. Железные шляпы рудных место-
рождений образуются в основном при разрушении пирита.
Месторождения. В СССР: колчеданные месторождения пирита (и
халькопирита) приурочены к толще метаморфизованных эффузивных и
осадочных пород палеозойского возраста, вытянутой в виде полосы
вдоль Уральского хребта почти на 300 км. Наиболее важными место-
рождениями являются Калатинское, Дегтярское, Комсомольское, Си-
байское и Учалинское. За рубежом: Рио-Тинто (Испания) — гидро-
термальное, Сулительма (Норвегия) — магматическое и др.
Применение. Пирит — важное сырье для получения серной кисло-
ты. При переработке также иногда используются примеси — Си, Zn
Аи, Se, а огарки от обжига — как железная руда.
МАРКАЗИТ Fe[S2]. Часто содержит примеси As, Т1 и др. В крис-
таллической структуре марказита ионы Fe2+ находятся в центре окта-
эдров, а гантели [S2]2" в отличие от структуры пирита расположены в
плоскости, параллельной {001}.
Сингония ромбическая. В отличие от пирита никогда не встреча-
ется в кубических кристаллах. Обычен в виде желваков, конкреций,
сферолитовых корок, гребенчатых и копьевидных агрегатов. По физи-
ческим свойствам близок к пириту, от которого отличается по морфо-
логии .и меньшей устойчивости в окислительных условиях.
Происхождение. В основном экзогенное. Иногда образуется в низ-
котемпературных гидротермальных месторождениях. Часто встречается
в угленосных породах, песчаных и глинистых отложениях, в зоне окис-
ления рудных месторождений.
Самостоятельных месторождений не образует. Так же, как. и пирит,
является вредной примесью в углях и огнеупорных глинах, понжкая
огнеупорность последних.
АРСЕНОПИРИТ (мышьяковый колчедан) Fe[AsS] (Fe 34,3%;
As 46,0%; S 19,7%). Кристаллическая структура ш подобна структуре
марказита.
Сингония моноклинная. Кристаллы призматические, иногда вытя-
нутые, шестоватые с характерной комбинационной штриховкой, а также
тройники; агрегаты плотные, зернистые.
Цвет оловянно-белый. Черта серовато-черная. Блеск металличе-
ский. Спайность несовершенная. Хрупкий. Твердость 6. Плотность 6.
При скользящем ударе стальным предметом выбиваются искры, при-
чем появляются характерный дымок и чесночный запах мышьяка.
Происхождение. В большинстве случаев гидротермальное (высоко-
и среднетемпературное). Спутниками являются касситерит Sn02, вольф-
рамит (Fe, Мп) [W04], сфалерит ZnS, галенит PbS, руды золота, се-
ребра и меди. Возможно и контактово-метасоматическое (скарновое)
происхождение. В поверхностных условиях арсенопирит переходит в
скородит Fe[As04] -2Н20.
Месторождения. В СССР: на Урале — Кочкарское и Джетыгара,
в Средней Азии — Уч-Имчак, в Восточной Сибири — Дарасунское и
Запокровское. За рубежом арсенопирит добывается в Швеции и неко-
торых других странах.
_ Применение. Арсенопирит — главнейший минерал мышьяка, кото-
рый используется в сельском хозяйстве для борьбы с вредителями и
для протравы семян, а также в кожевенной, красочной и других отрас-
лях промышленности.
/|^(!(?БА'ПЬТИН (кобальтовый блеск) Co[AsS] (Со 35,4%; As
45,3/о). Кристаллическая структура подобна структуре пирита (см.
рис. 64).
Сингония кубическая. Кристаллы кубического или октаэдрического
облика; агрегаты зернистые, плотные.
Цвет белый, стально-серый с характерным розоватым оттенком
(важно для диагностики). Черта серо-черная. Блеск металлический.
Спайность средняя. Твердость 5,5. Плотность 6,3.
Происхождение. Гидротермальное — встречается в жилах с арсе-
«опиритом Fe[AsS], арсенидами кобальта и никеля, халькопиритом
ruFeS2 самородным серебром Ag, аргентитом Ag2S, уранинитом U02,
сидеритом Fe[C03], кальцитом Са[С03], а также в скарнах с глауко-
яотом (Со, Fe)-[AsS], магнетитом FeFe204 и другими минералами.
В зоне окисления неустойчив и переходит в эритрин Co3[As04]2-8H20
лозового цвета.
Месторождения. В СССР: Дашкесанское в Закавказье. За рубе-
жом- Кобальт (Канада), Скуттеруд (Норвегия), Бу-Аззер (Марокко).
Применение. Кобальтин — важный минерал на кобальт, который
применяется в металлургии качественных сталей и в сплавах, а также
для получения синего стекла и фарфора.
ШМАЛЬТИН (Со, Ni)4 [As4]3. Промежуточный член изоморфного
ряда скуттерудит Co4[As4]3 — хлоантит Ni4[As4]3, часто содержит при-
меси Fe и S. В кристаллической структуре катионы занимают узлы
восьми примитивных кубических ячеек, шесть из которых центрировано
квадратно-призматическими анионами [As4]4~ со взаимно перпендику-
лярной ориентировкой.
Сингония кубическая. Обычно образует плотнокристаллические
массы и зонально-концентрические агрегаты, иногда встречается в виде
кристаллов, преимущественно кубооктаэдрического габитуса, нередко
с искривленными гранями.
Цвет оловянно-белый до стально-серого. Черта серовато-черная.
Блеск металлический на гранях и свежих сколах и тусклый на изме-
ненной поверхности. Хрупкий. Спайность несовершенная. Излом неров-
ный. Твердость 5,5—6. Плотность около 7.
Происхождение. Среднетемпературное гидротермальное. Арсениды
Со и Ni характерны для месторождений пятиэлементной Ag—Bi—U—
—Со—.Ni-формации, где встречаются вместе с самородным серебром,
висмутом, мышьяком, красными серебряными рудами, настураном и
другими минералами. Обнаружены также в поздних образованиях
скарновых железорудных месторождений и пр. В зоне окисления арсе-
ниды Со и Ni замещаются аннабергитом iNi3 [As04] 2 • 8Н20 и эритрином
Cq3[As04]2-8H20.
Месторождения. В СССР наибольшую известность имеет Ховуак-
синское месторождение (Тува) Со—Ni—As-формации в карбонатных
жилах, секущих скарны. За рубежом известны месторождения Бу-Аз-
зер (Марокко), Кобальт (Канада), Рудных гор (ЧССР, ГДР) и др.
Применение. Важная составная часть Со—М-руд.
Сульфиды
островной структуры
Сульфиды
с островными молекулами
\Простые
РЕАЛЬГАР [As4S4]. В основе кристаллической структуры — мо-
лекулярные восьмерные кольца [As4S4], подобные молекулам [S8] в
структуре серы (см. рис. 55).
Сингония моноклинная. Кристаллы короткопризматические, обра-
зуют друзы. Также встречается в зернистых и землистых агрегатах и в
виде налетов.
Цвет ярко-красный, оранжево-красный. Черта светло-оранжевая.
Блеск алмазный. При длительном и сильном освещении яркость и ок-
раска теряются, реальгар разрушается и переходит в аурипигмент
As2S3 и арсенолит As203. Хрупкий. Твердость 1,5—2. Плотность 3,5.
Происхождение. Гидротермальное (низкотемпературное). Обычно
ассоциирует с аурипигментом, а также с другими минералами мышьяка
и с антимонитом Sb2S3; присутствует в некоторых серебряных, золотых
и полиметаллических месторождениях (с марказитом, кальцитом, ара-
гонитом, халцедоном). Встречается как возгон при вулканической дея-
тельности.
Месторождения. В СССР: Лухумское месторождение в западной
Грузии. За рубежом: в районе Карса в Турции, в некоторых серебряных
и полиметаллических месторождениях Чехословакии, Румынии, Гре-
ции, Италии и США.
Сульфиды с анионами
типа [AsS3]3~, [AsS4]4~ и др.
Простые
ПРУСТИТ Ag3[AsS3] (Ag 60%) и ПИРАРГИРИТ Ag3[Sb§i* —
крайние члены изоморфного ряда красных серебряных руд.
Кристаллическая структура представляет собой тригонально-деформи-
рованную структуру типа NaCl—PbS, в которой ирны Ag+ (К. Ч.=2)
и островные пирамидальные радикалы [AsS3] чередуются вдоль оси С,
образуя спиральный цепочечный мотив.
Сингония тригональная. Обычно в сплошных кристаллических мас-
сах и в виде короткостолбчатых кристаллов.
Цвет киноварно-красный до темно-красного у пираргирита. Черта
от кирпично-красной до пурпурно-красной. На свету с поверхности
темнеют. Блеск алмазный. Прозрачны или просвечивают. Хрупкие.
Спайность неясная. Излом раковистый. Твердость 2—2,5. Плотность
5,6, до 5,8 у пираргирита. ^
Происхождение. Средне- и низкотемпературное гидротермальное.
Встречаются с другими минералами пятиэлементной Ag—Bi—U—Со—
—Ni-формации и в полиметаллических месторождениях.
Месторождения. В СССР: Мангазейское в Якутии. За рубежом:
в серебряных рудах месторождений Пачука и Реаль-дель-Монто (Мек-
сика), Касалалка (Перу), Потоси (Боливия), а также в Чили.
Применение. Ценные минералы серебряных руд.
ЭНАРГИТ Cu3[AsS4]. Содержит примеси Sb, Se. Кристаллическая
структура энаргита выводится из структуры вюртцита: в позициях
трех атомов Zn находятся .ионы Си+ с К. Ч. = 4; четверную позицию
занимает обособленный островной радикал [AsS4]3~.
Сингония ромбическая. Встречается обычно в сплошных массах
и реже в виде таблитчатых кристаллов.
Цвет стально-серый до железно-черного-. Черта серовато-черная.
Ьлеск металлический до тусклого. Спайность совершенная и ясная.
Хрупкий. Твердость 3,5. Плотность 4,4. От сфалерита отличается по
цвету, блеску и цвету черты, от блеклой руды — по совершенной спай-
ности.
Происхождение. Средне- и низкотемпературное гидротермальное,
обычно в ассоциации с другими сульфидами меди. В зоне окисления
118
замещается малахитом, азуритом и другими вторичными минералами.
Месторождения. В СССР известен в медно-порфировом месторож-
дении Коунрад (КазССР). За рубежом в крупном полиметаллическом
месторождении Цумеб (Намибия) является главным рудным минера-
лом меди, составляет значительную часть руд месторождений Бьютт
(США), Бор (Югославия), Серро-де-Паско (Перу) и основным мине-
ралом медно-молибденового месторождения Чукикамата (Чили).
Применение. Важный минерал медных руд.
Сложные (сулъфосоли)
ТЕННАНТИТ Cu+6Cu2+6[AsS3]4S и ТЕТРАЭДРИТ Cu+6Cu2+e
[SbS3]4S — наиболее распространенные представители семейства
блеклых руд. Нередко содержат до 17% Ag (фрейбергит), до 20%
Hg (швацит), до 10% Zn и другие элементы. В кристаллической струк-
туре блеклых руд 6 тетраэдров Cu+S4 связаны общими вершинами в
сфалеритовый мотив. В него вписаны четыре ани-
она [AsS3]4_ (изолированные тригональные пира-
миды) и дополнительный атом S, окруженный ше-
стью ионами Си2+.
Сингония кубическая. Тетраэдрит встречается в
хорошо выраженных кристаллах — тетраэдрах
(рис. 65), но чаще блеклые руды образуют сплош-
ные массы и вкрапленники.
Цвет стально-серый до железно-черного, черта рИс. 65. Кристаллы
такая же. Блеск на гранях металлический, на ско- тетраэдрита
лах и несвежей поверхности тусклый.
Спайности нет. Излом неровный. Твердость 3—4. Плотность 4,5—5,0.
Происхождение. 1. Гидротермальное (среднетемпературное) —
встречаются совместно с пиритом, халькопиритом, галенитом, самород-
ным золотом, баритом, кальцитом и другими минералами. 2. Экзоген-
ное — в зоне цементации сульфидных месторождений. Самостоятельных
месторождений не образуют; характерны для некоторых медных (Турь-
инские рудники) и золоторудных (Березовское, Дарасунское) место-
рождений.
Применение. Блеклые руды вместе с другими минералами меди
входят в состав медных руд.
Сульфиды цепочечной
структуры
Сульфиды с цепочечными
радикалами типа SbgS3
Простые
АНТИМОНИТ (сурьмяный блеск, стибнит) Sb2S3 (Sb 71,4%).
Содержит небольшие, примеси As, Pb, Ag и др. Кристаллическая струк-
тура представляет собой связанные в ленты зигзагообразные цепочки,
состоящие из чередующихся атомов S и Sb, в которых Sb находится в
тройной (зонтичной) координации.
Сингония ромбическая. Кристаллы удлиненно-призматические,
столбчатые, с грубой штриховкой по длине (рис. 66).
Цвет свинцово-серый до стально-серого. Черта такая же. Блеск
металлический, иногда синеватая побежалость. Спайность совершенная
по {010}. На плоскостях спайности часто видна тонкая двойниковая
штриховка, ориентированная поперек удлинения. Твердость 2. Плот-
ность 4,6.
Происхождение. Образуется в гидротермальных низкотемператур-
ных месторождениях вместе с киноварью, пиритом, флюоритом, каль-
цитом, кварцем, баритом, халцедоном. При окислении замещается сурь-
мяными охрами светло-желтого цвета.
Рис. 66. Лучистые агрегаты кристаллов антимонита в кварцевой
жиле. Умей, в 2 раза
Месторождения. В СССР: в Киргизии (Кадамджайское), в Красно-
ярском крае (Раздольнинское) и в Якутии (Сарылахское). За рубежом:
в провинции Хунань в Китае (Си Гуанынань и др.), рудники Ишино-
кава в Японии.
Применение. Антимонит — важнейшая руда на сурьму. Сурьма
употребляется в сплавах со свинцом и оловом (подшипники, аккуму-
ляторы, типографский шрифт).
ВИСМУТИН (висмутовый блеск) Bi2S3 (Bi 81,2%). Кристалличе-
ская структура аналогична структуре антимонита.
Сингония ромбическая. Кристаллы призматические, столбча-
тые, удлиненные до игольчатых с характерной вертикальной штри-
ховкой.
Цвет свинцово-серый до оловянно-белого. Черта свинцово-серая.
Блеск металлический, более сильный, чем у антимонита. Спайность со-
вершенная. Твердость 2. Плотность 6,6. Минерал редкий.
Происхождение. Встречается в высокотемпературных гидротер-
мальных жилах и грейзенах с самородным висмутом, пиритом, вольфра-
митом, халькопиритом, касситеритом, кварцем, топазом и другими ми-
нералами. Кроме того, встречается в скарнах. В зоне окисления пере-
ходит в висмутовые охры зеленовато-желтого цвета.
Месторождения. Самостоятельных месторождений висмутин почти
не образует. В СССР: в гидротермальных месторождениях Средней
Азии (Устарасай и Адрасман), вольфрамитовых месторождениях За*
байкалья (БелДа, Букука и др.) и Казахстана (Акчатау). За рубе-
жом- в Боливии (Таена) и Перу (Сан-Грегори)
Применение. Важнейшая руда на висмут. Висмут употребляется в
сПлавах с низкой температурой плавления.
Сульфиды с цепочечными радикалами
типа Sb2S4, Sb4S„ и др.
Простые и сложные (сулыросоли)
БУЛАНЖЕРИТ Pb5[Sb4Su] и ДЖЕМСОНИТ Pb4Fe[Sb6S14] —
наиболее распространенные представители семейства цепочечных суль-
фосолей, внешне похожие друг на друга. В кристаллической структуре
этих сульфосолей пирамидальные анионные группы [SbSe] или
[AsSs] образуют бесконечные цепочки или ленты, вытянутые вдоль
оси С.
Сингония моноклинная. Встречаются в виде волокнистых игольча-
тых и лучистых агрегатов.
Цвет свинцово-серый до железно-черного. Черта серовато-черная.
Блеск металлический, в волокнистых агрегатах с шелковистым отли-
вом. Излом занозистый. Спайность совершенная по удлинению, у
джемсонита также по {001}. Твердость 2,5—3. Плотность 6,2. Похожи
на тонковолокнистые агрегаты антимонита.
Происхождение. Гидротермальное — встречаются в жилах с гале-
нитом, сфалеритом, антимонитом, блеклой рудой, арсенопиритом и
карбонатами.
Месторождения. В СССР: в Забайкалье — Алгачинское, Кличкин-
ское, Зерентуйское и др.
Применение. Иногда входит в состав свинцовых руд.
Сульфиды
слоистой структуры
Простые
АУРИПИГМЕНТ As2S3. В кристаллической структуре аурипигмен-
та гофрированные сетки, состоящие из атомов серы и мышьяка, пере-
слаиваются таким образом, что каждый атом As находится в зонтич-
ной координации с К- Ч. = 3.
Сингония моноклинная. Кристаллы клиновидные со штриховатыми
гранями. Обычно встречается в виде листоватых, слюдоподобных, зер-
нистых агрегатов и землистых масс.
Цвет на гранях кристаллов оранжевый, на поверхности спайных
сколов лимонно-желтый или золотисто-желтый. Черта такая же, но
светлее. Блеск на гранях стеклянный, на плоскостях спайности — ал-
мазный перламутровый. Спайность весьма совершенная по {010}, лис-
точки гибкие, но не упругие. Твердость 1,5—2. Плотность 3,5.
Происхождение. Низкотемпературное гидротермальное. Встречает-
121
ся вместе с реальгаром. «Выцветает» с течением времени и, окисляясь,
переходит в з^сенолнт AS2O3.
Месторождения. В СССР: Лухумское (Грузия), Джульфинское
(Нахичеванская АССР) и в Якутии. За рубежом: Аллхар (Греция),
Меркур (США), а также с реальгаром в ряде месторождений Румынии,
Турции, Ирана.
Применение. Аурипигмент и реальгар в случае значительных ско-
плений используются как мышьяковая руда. Аурипигмент также идет
на приготовление желтой краски для живописи.
МОЛИБДЕНИТ (молибденовый блеск) MoS2 (Mo 60%). Нередко
содержит примеси Re, Fe. Кристаллическая структура представляет
собой переслаивающиеся пакеты, состоящие из слоев атомов молибде-
на и «бронированные» с двух сторон гексагональными сетками таким
образом, что каждый атом мо-
либдена (находится в тригональ-
но-призматическом окружении
(ряс. 67). В гексагональном 2Н-
молибдените одинаковую ориен-
тировку имеет каждый третий
пакет, а в ромбоэдрическом 3R-
молибдените — каждый четвер-
тый. Связи между пакетами ос-
таточные, f
Сингония гексагональная, кри-
сталлы образуют таблитчатые,
чаще тонкие, иногда шестигран-
ные листочки с весьма совершен-
ной спайностью по пинакоиду
{0001}. Агрегаты листоватые,
чешуйчатые, звездчатые (рис.
68).
Цвет свинцово-серый. Черта на
бумаге голубовато-серая. Блеск
сильный металлический. Твер-
дость 1, пачкает руки, жирный на
ощупь. Плотность 4,7. Отличает-
цвету черты на бумаге,
в виде вкрапленности в грани-
Рис. 67. Структура молибденита в шарико-
вой (а) и полиэдрической (б) моделях
ся от графита по голубоватому
Происхождение. Магматическое - iM<- опрвшииииии и грани-
тах и гранодиоритах. Известен в пегматитовых жилах, обычно в грей-
зенах с вольфрамитом, касситеритом, висмутином, арсенопиритом и
др. Промышленные месторождения связаны с грейзенами и гидротер-
мальными образованиями — в кварцевых жилах, часто вместе с халь-
копиритом, в скарнах — с геденбергитом, гранатом, шеелитом,
халькопиритом и др. Известны месторождения, где молибден тонко
распылен в кварце и придает ему серый, чуть голубоватый цвет. Про-
дукты окисления молибденита — молибденовая охра (ферримолиб-
дит) Fe2[Mo04]3-7H20 и повел лит Са [Мо04].
Месторождения. В СССР известны на Северном Кавказе (Тыр-
ныаузское) — скарнового типа; в Казахстане (Восточный Коунрад) —
в грейзенах; медно-молибденовые месторождения находятся в Армении
(Каджаран) и Красноярском крае (Сорское); кварц-молибденитовые —
в Забайкалье (Давендинское и Шахтаминское). Крупнейшее месторож-
дение молибдена в мире — Кляймекс (Колорадо, США), где молибде-
нит встречается в кварцевых прожилках и в измененных гранитоидах.
Месторождения молибденита известны в Китае, Марокко и других стра-
122
пах. Крупное медно-молибденовое месторождение Эрдэнэт находится в
^ОПГПпименение Молибденит — главный минерал молибденовых руд.
мопиблен идет на изготовление специальных сталей, обладающих
большой твердостью и способностью самозакалки, используется в
электротехнике.
Рис. 68. Молибденит в кварцевой жиле. Нат. вел.
Сложные
КОВЕЛЛИН (медное индиго) Cu2+Cu2+S[S2] (или CuS). В крис-
таллической структуре ковеллина сдвоенные слои Си2+54-тетраэдров
связаны в вершинах общими атомами
серы, в плоскости которых располага-
ются ионы Си+. Атомы S, слагающие
основания тетраэдров соседних пачек,
сближены, образуя гантельные пары
{S2]2- (рис. 69).
Сингония гексагональная. Образует
тонкие примазки, порошковатые и са-
жистые массы, редко плотные крис-
таллические массы.
Цвет синий, темно-синий. Блеск ме-
талловидный, тусклый. Твердость
1,5—2. Кристаллические массы ков-
кие. Плотность 4,6.
Рис. 69. Структура ковеллина в ша-
риковой (а) и полиэдрической (б)
моделях
©S о Си*»Си'
Происхождение. В основном экзогенное: образуется в зоне вторич-
ного сульфидного обогащения многих медных месторождений. Встреча-
ется совместно с борнитом Cu5FeS4, халькозином CU2S, халькопиритом
CuFeS2, энаргитом Cu3[AsS4] и гидроокислами железа.
Месторождения. Гипогенный ковеллин входит в состав руд место-
рождения Бьютт (США). Кристаллический ковеллин встречается на
руднике Бор в Югославии.
Применение. Вместе с другими рудными минералами меди входит
в состав медных руд.
ГАЛОИДЫ
К галоидам относятся соединения галогенов в основном с щелоч-
ными и щелочноземельными металлами, а также .водные и сложные
гетероанионные соединения — алюмофториды щелочных металлов и
"редких земель и окси- или сульфогалоидные соединения. Си, Pb, Ag,
Hg, Fe и других металлов.
В галоидах преобладают связи ионного типа, а в более сложных
соединениях — ионно-ковалентного, прослеживается увеличение кова-
"дентности с переходом от легких к тяжелым галогенным анионам или
с заменой щелочных металлов на Ag и другие металлы. Изодесмические
связи характерны для галоидов простого состава, а для водных и более
сложных по составу — гетеродесмические. f
В соответствии с преобладающим типом и характером химической
связи и особенностями строения анионов среди га\логенидов установлено
несколько структурных типов. Большинство простых по составу гало-
идных соединений имеет координационную структуру. Галоиды остров-
ной, цепочечной и особенно слоистой и каркасной структур очень редки.
В галоидах координационной структуры с плотнейшей упаковкой
атомов крупные одновалентные катионы К+ и Na+ находятся в окта-
эдрическом окружении анионов С1~ и F-, а в нашатыре (NH4) С1 со-
структурой типа CsCl комплексный анион (NH4)+ имеет К. Ч.= 12.
Двухвалентный ион Са2+ во флюорите находится в кубической коорди-
нации (К. Ч. = 8). В соответствии с преобладающим типом химической
связи и кристаллохимическими особенностями большая часть галоидов
относится к диэлектрикам со стеклянным блеском, прозрачна, имеет
низкую или среднюю твердость; хлориды легко растворимы в воде.
Большую прочность и твердость имеют малораспространенные галоиды
с комплексными анионами. Только кераргирит Ag(Cl, Br) и близкие к
нему минералы существенно отличаются от остальных галоидов силь-
ным алмазным блеском и ковкостью. Плотность у галоидов небольшая
и зависит в основном от атомной массы входящих в их состав элемен-
тов? Галоиды, за редким исключением, встречаются в виде изометрич-
ных кристаллов кубической сингонии и кристаллически-зернистых аг-
регатов. Обычна совершенная спайность.
Наиболее распространенные хлориды образуются в гипергенных
условиях, главным образом при упаривании морских бассейнов (галит,.
сильвин, карналлит, бишофит). Значительная часть хлоридов (галит,
нашатырь, сильвин), а также комплексные фториды образуются путем
возгонки при вулканических извержениях и накапливаются также'
в газово-жидких включениях в минералах гидротермального происхож-
дения. Галоиды халькофильных элементов образуются в зоне окисле-
ния рудных месторождений. Большинство фторидов связано с эндоген-
ными процессами. Виллиомит NaF характерен для нефелиновых сиени-
тов, флюорит, а также значительная часть комплексных алюмофтори-
дов' и их аналогов образуются в пегматитах, грейзенах, скарнах и гид-
ротермальных жилах.
В настоящее время известно около 100 видов, относящихся к га-
лоидам. Из них широкое распространение и значительные скопления
практической ценности имеют только некоторые. Это прежде всего га-
лит, сильвин, карналлит и бишофит, образующие мощные соленосные
толщи осадочного происхождения и являющиеся сырьем химической
промышленности. Основная часть галита используется в пищевой про-
мышленности, сильвин и карналлит служат в качестве агрохимического
сырья, бишофит — магниевая руда. Флюорит используется для полу-
чения искусственного криолита — в качестве шихты для выплавки из
глинозема алюминия. Прозрачные кристаллы находят применение в.
оптике. Кроме того, фториды служат источником редких земель.
СИСТЕМАТИКА
Галоиды координационной структуры
Простые
Группа флюорита: флюорит CaF2 (куб. с), иттрофлюорит YF3.
(ромб. с).
Группа галита (куб. с):галит NaCl, сильвин КС1, виллиомит NaF.
Группа нашатыря: нашатырь (NH4)C1.
Группа кераргирита: кераргирит Ag(Br, С1) (куб. с), иодаргирит
Agl (гекс. с).
Группа кордероита: кордероит Hg3Cl2S'2 (мон. с).
Сложные
, Группа гагаринита: гагаринит NaTRCaF6 (триг. с).
■
Водные
Группа карналлита: бишофит MgCl2-6H20 (мон. с), карналлит
KMgCl3-6H20 (ромб, с), тахигидрит CaMg2CI612H20 (триг. с).
Галоиды островной структуры
Простые
Г руппа авогадрита: авогадрит K[BF4] (ромб. с).
Галоиды цепочечной структуры
Простые
Группа селлаита: селлаит MgF2 (тетр. с).
Группа криолита: криолит Na2[NaAlF6] (мон. с).
Галоиды координационной структуры
Простые
ФЛЮОРЦТ (плавиковый шпат) CaF2. Часто содержит изоморфные
примеси Y niR. В кристаллической структуре ионы Са2* находятся в
кубической координации ионов F-; координационные кубы заполняют
пространство в шахматном порядке (рис. 70).
® F • Са ^
Рис. 70. Структура флюорита в шариковой (а) и полиэдрической (б)
моделях »
Сингония кубическая. Кристаллы имеют вид кубов, октаэдров,
кубооктаэдров, реже ромбододекаэдров (рис. 71), нередко образуют
красивые друзы; также сплошной, жилковатый, в виде сферолитов или
ритмично-полосчатых сферолитовых агрегатов (рис. 72).
Большей частью бесцветен или белого, фиолетового и зеленого
цвета; нередко встречаются полихромные зональные кристаллы. Спай-
ность совершенная по октаэдру {111}-
Блеск стеклянный. Твердость 4. Плот-
ность 3,18. Для флюорита характер-
но люминесцентное свечение обычно
фиолетового или синего цвета.
Разновидности. Оптический
флюорит — прозрачная бесцвет-
ная разность флюорита; ратовкит —
землистый бледно-фиолетовый флюо-
рит, встречающийся в мергелистых по-
родах и доломитизированных извест-
няках.
Происхождение. Гидротермальное, промышленные месторождения
обычно низкотемпературные. Реже скарновое и в грейзенах. Ратов-
кит — осадочного происхождения. Спутниками флюорита в кварцевых
жилах являются барит, кальцит, сульфиды Pb, Zn, Sb и других метал-
лов, в грейзенах — мусковит, топаз, турмалин, вольфрамит и кассите-
рит, в скарнах — гранат, кальцит, кварц.
Месторождения. В СССР: в Забайкалье — Калангуйское, в Сред-
ней Азии — Аурахматское, в Архангельской области — Амдерминское.
За рубежом: в МНР — месторождения Бэрх, Дзунцаган-Дэль и др., в
США (штаты Кентукки и Иллинойс) и в других странах.
Рис. 71. Кристаллы флюорита
Применение. Основная масса флюорита употребляется как плавен*
ппи производстве алюминия, а также как источник различных Фторис-
2S соединений. Оптический флюорит - ценное оптическое сырье.
Рис 72 Сферолитовая концентрически-зональная корка флюорита.
Калангуйское месторождение (Забайкалье). Умен, в 1,5 раза
тсты занимают ионы Na (рис. 73).
ф С1 ф Л/а
Рис. 73. Структура галита в шариковой (а) и полиэдрической (б) моделях
\ Сингония кубическая. Кристаллы в виде кубов; обычно образуют
сплошные, плотные зернистые массы, реже корочки, налеты, выцветы.
Цвет белый, серый, часто бесцветный, нередко голубоватый, проз-
рачен или просвечивает. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по
кубу. Твердость 2. Плотность около 2. Легко растворим в воде. По вку-
су соленый.
Происхождение. Типичный химический осадок морей и озер. Обра-
зуется в усыхающих соленосных озерах и мелководных лагунах, отде-
ленных о^моря перемычками (барами). Встречается вместе с сильви-
ном, гипсом, ангидритом, карналлитом, иногда с боратами, слагая
мощные толщи. Под давлением вышележащих пород соль становится
пластичной и может выдавливаться и прорывать эти породы, образуя
соляные купола и штоки. В небольших количествах галит и сильвин
встречаются как выцветы почв и как возгоны при вулканической дея-
тельности.
Месторождения. В СССР: Артемовское (Донбасс), Солотвино (За-
карпатье), месторождения типа соляных куполов (Западный Казах-
стан, Якутия), современные самоосадочные озера Эльтон и Баскунчак
в Нижнем Поволжье, соляные источники Усолья-Сибирского в Иркут-
ской области и др. Соликамское месторождение на Урале — крупней-
шее в мире; представлено кроме галита солями калия и магния. За ру-
бежом: Величка в Польше, а также месторождения в Северной Индии,
Египте и южных штатах США.
Применение. Галит является важнейшим пищевым продуктом и
основным сырьем химической промышленности, идет для получения
HCI, соды, хлора, NaOH и т. д. ■
СИЛЬВИН КС1. Структура типа NaCI. .
Сингония кубическая. Как и для галита, характерны сплошные,
плотные, зернистые массы, реже кубические и кубооктаэдрические
кристаллы.
Цвет белый, серый, часто бесцветен; иногда красноватый от меха-
нических примесей гематита Fe203, обычно прозрачен или просвечивает.
Блеск стеклянный. Спайность совершенная по кубу. Твердость 2. Плот-
ность около 2. Минерал легко растворим в воде, по вкусу горько-со-
леный.
Происхождение. Сильвин, как и галит, — типичный минерал хими-
ческих осадков морей и озер. Обычно встречается вместе с галитом,
гипсом, ангидритом, карналлитом и другими галоидами и сульфатами,
а также боратами. Образует возгоны при вулканической деятельности.
Месторождения. В СССР: Соликамское (вместе с галитом) на
Урале. Крупным месторождением калийных солей является Старобин-
ское в Белоруссии (г. Солигорск). За рубежом: Страссфуртское
(ГДР) — крупнейшее калиевое месторождение, отличающееся от Со-
ликамского преобладанием сульфатов над галоидами.
Применение. Сырье для получения калийных удобрений.
Водные
БИШОФИТ MgCl2-6H20. Иногда содержит примеси Вг (до 1%).
В кристаллической структуре ионы Mg находятся в октаэдрическом
окружении молекул Н20 и двух ионов С1~, центрирующих противопо-
ложные грани октаэдра. Еще 6 ионов С1 образуют гексагональное коль-
цо в плоскости, перпендикулярной оси С.
Сингония моноклинная. Образует зернистые, волокнистые или
листоватые агрегаты и сплошные массы.
Цвет белый или бесцветный, иногда красный, блеск стеклянный
или тусклый. Хрупкий. Излом неровный. Твердость 1—2. Плотность
lf6. Сильно гигроскопичен и расплывается на воздухе, легко растворя-
ется в воде, вкус жгуче-горький.
Происхождение. Хемогенно-осадочное, один из последних кристал-
лизуется из рассолов и накапливается в верхних частях соляных место-
рождений. Кроме того, образуется при разложении карналлита.
Месторождения. В СССР: крупные залежи в Саратовской и Волго-
градской областях. За рубежом: Страссфуртское месторождение (ГДР).
Применение. Ценнейшее сырье для получения металлического маг-
ния и магнезиальных солей.
КАРНАЛЛИТ KMgCl3-6H20. В кристаллической структуре бишо-
фитовые «молекулы» чередуются с ионами К+, находящимися в окта-
эдрическом окружении ионов С1~.
Сингония ромбическая. Встречается в сплошных зернистых мае*
сах.
Цвет белый, розовый и красный от включений гематита Fe203.
Иногда бесцветен. Хрупкий. Твердость 1—2. Плотность 1,6. Вкус едкий,
горький. Легко растворяется в воде, гигроскопичен, на влажном воздухе
расплывается. При трении издает скрип.
Происхождение. Химический осадок, выпадает из раствора одним
из последних и поэтому характеризует верхние горизонты соляных
месторождений. Чередование слоев снизу вверх идет в последователь-
ности: гипс, ангидрит, галит, сильвин, карналлит, бишофит.
Месторождения. В СССР: Соликамское (Урал), Старобинское (Бе-
лоруссия), Калуш (Закарпатье). За рубежом: Страссфуртское (ГДР).
Применение. Карналлит служит сырьем для получения металли-
ческого магния и калийных удобрений.
ОКИСЛЫ И ГИДРООКИСЛЫ
К окислам относятся минералы, представляющие собой соединения
металлов и полуметаллов с кислородом; гидроокислы содержат группу
ОН, добавочные анионы и (или) воду.
В окислах преобладает ионный тип химической связи с небольшим
вкладом ковалентной и металлической связей преимущественно в ми-
нералах сложного состава, содержащих Fe, Ti, Nb, Та и др. В гидро-
окислах, кроме того, существенно влияние водородных связей.
В химическом отношении рассматриваемые минералы отчетливо
делятся на простые и сложные. Для гпзостых_окислов характерна чрез-
вычайная_охраниченность изоморфных замещении. Содержание приме-
сей в них обычно не превышает 1% и достигает нескольких процентов
только в случае гетеровалентного изоморфизма.
Более сложные по составу окислы, содержащие катионы разного
заряда, иногда рассматриваются как соединения, переходные между
окислами и солями кислородных кислот. В меньшей степени это отно-
сится к шпинели и магнетиту. Однако для сложных окислов, содержа-
щих Ti, Nb и Та, решить вопрос об их принадлежности к окислам или
кислородным солям можно только с учетом кристаллохимических осо-
бенностей. Вне зависимости от этого их принято называть соответ-
ственно титанатами, ниобатами и танталатами. По этим же признакам
к сложным окислам можно отнести и вольфрамит (Fe, Mn)W04".
Для всех сложных окислов обычны широкие изоморфные замеще-
ния. Изовалентный изоморфизм свойствен, например, магнетиту.
128
FeFe204 и хромиту FeCr204, в которых Fe2+ замещается ионами Mg2+,
'Mn2Va Fe3r И Сг3< ионами AI3+, Мп3+ и Ti4+.
Ограниченный гетеровалентный изоморфизм обнаруживается в
касситерите, содержащем в небольшом количестве Fe3+ и Nb5*, замеща-
ющие позиции Sn4+ по схеме: Sni_2n(Fe!l )«(Nb5+) „02. Гетеровалентные
замещения особенно характерны для титанатов, ниобатов и танта-
латов. В саййарските, например, Y3+ частично замещен U4+ или Th4+, а
Nb5+ соответственно Fe3+ по схеме: Y3±2n (U4+)2n Щ+п {Fe*+)"n 06.
В структурном отношении простые и сложные окислы представлены
различными типами. Координационные структуры более характерны
для простых окислов, в которых катионы имеют К. Ч.=8 и 6, например
в уранините U02 и периклазе MgO; для минералов с плотнейшей гекса-
гональной упаковкой кислорода, в которых катионы замещают 2/3 окта-
эдрических позиций, например в корунде А1203 и гематите Fe203. Коор-
динационную структуру имеют также сложные окислы с плотнейшей
упаковкой кислорода, в которой катионы занимают часть тетраэдриче-
ских и октаэдрических позиций.
Островные структуры почти не характерны для окислов. Исключе-
ние составляют редкие минералы с молекулярно-островным строени-
ем — арсенолит As203 и сенармонтит Sb203.
В цепочечной структуре окислов катионы располагаются в окта-
эдрических пустотах плотнейшей гексагональной упаковки кислорода в
виде линейных (в касситерите) или зигзагообразных (в колум<жте)
чередующихся цепочек. \
Ленточная и слоистая структуры характерны для гидроокислов.
В их основе находится плотнейшая гексагональная упаковка
ОН~-групп, в которых катионы располагаются в октаэдрической коор-
динации.
В окислах каркасной структуры атомные группировки в виде тет-
раэдров [Si04] (в кварце), октаэдров [ТЮ6] или {Nb06] (в перовските
и пирохлоре) соединяются друг с другом общими ионами кислорода.
В сложных солеобразных окислах титана, ниобия и тантала пустоты
в каркасе заняты крупными катионами.
Физические и морфологические особенности окислов и гидроокис-
лов находятся в полном соответствии с их кристаллохимическими осо-
бенностями и типом преобладающей в них химической связи.
Минералы координационной и каркасной структур в основном
имеют изометричный облик, а цепочечные окислы, как правило, пред-
ставлены удлиненно-призматическими кристаллами. Минералы ленточ-
ной и слоистой структур образуют уплощенно-таблитчатые кристаллы
или листовато-чешуйчатые агрегаты, часто с хорошо выраженной спай-
ностью в одном направлении.
Значительная часть окислов бесцветна или слабоокрашена, как это
характерно для ионных соединений. Их окраска связана с примесью
элементов-хромофоров, например с Сг3+ в ярко-красном рубине.. Другая
часть окислов, в которых видообразующими элементами служат ионы
Fe и Мп, а также Ti, Nb и Та, имеет черную или темно-бурую окраску.
В отличие от бесцветных диэлектриков они являются полупроводниками
с металлическим или металловидным блеском. Максимальной твердо-
стью обладают окислы координационной структуры (корунд, шпинель),
а также простые окислы каркасной (кварц) и цепочечной структур
(касситерит). Большинство остальных окислов имеет среднюю твер-
дость (от 5 до 6), и лишь у слоистых гидроокислов с водородными свя-
зями она заметно ниже.
Окислы и гидроокислы относятся к широко распространенным ми-
нералам. Они составляют около 17% массы земной коры. В настоящее
время известно более 150 видов минералов этого класса.
Происхождение окислов связано с самыми различными процесса-
ми: магматическим, пегматитовым, скарновым, гидротермальным, ги-
пергенным и метаморфическим. Окислы являются важнейшими рудами
Fe, Cr, Мп, Ti, Al, Nb, Та, U, Th, TR и других металлов, а также многих
неметаллических полезных ископаемых.
СИСТЕМАТИКА
Окислы координационной структуры
Простые
Группа льда: лед Н20 (гекс. с).
Группа куприта.куприт Cu20 (куб. с).
Группа периклаза: периклаз MgO (куб. с).
Группа уранинита: уранинит U02 (куб. с), торианит Th02 (куб. с),
бадделеит Zr02 (мон. с).
Группа корунда (триг. с): корунд А1203, гематит Fe203.
Сложные
Группа ильменита (триг. с.): ильменит FeTi03; гейкилит MgTi03
и др.
Семейство шпинелидов (куб. с): шпинель MgAl204, хромит
FeCr204, магнетит FeFe204, герцинит FeAl204, франклинит (Fe, Zn, Мп)
(Ее, Мп)04, ганит ZnAl264, магнезиоферрит MgFe204, ульвит Fe2Ti04.
Окислы цепочечной структуры
Простые
Семейство рутила — касситерита: рутил ТЮ2 (тетр. с), анатаз
ТЮ2 (тетр. с), брукит ТЮ2 (ромб, с), касситерит Sti02 (тетр. с), иль-
менорутил FeTiNbOe (тетр. с).
Семейство окислов и гидроокислов Мп: пиролюзит Мп02 (тетр. с),
манганит МпО(ОН) (мон. с), псиломелан BaMn2+Mn94+O20-3H2O
{ромб. с).
Сложные
Семейство окислов Та, Nb, Ti и W: колумбит (Fe, Мп) Nb206 (ромб,
с), танталит (Fe, Мп)Та206 (ромб, с), самарскит Y(Fe, U) (Та, Nb)20s
(мон. с), ферсмит CaNb206 (ромб. с).
Группа вольфрамита (мон. с.): гюбнерит MnW04, ферберит FeW04.
Гидроокислы ленточной
и слоистой структур
Простые
Группа брусита: брусит Mg(ОН)2 (триг. с).
Семейство гидроокислов А1: гидраргиллит А1(ОН)3 (мон. с), диас-
пор АЮОН (ромб, с), бёмит АЮ(ОН) (ромб. с).
Семейство гидроокислов Fe: гётит FeOOH (ромб, с), леп^докрокит
(ромб.^р.) FeO(ОН), гидрогётит FeOOH-пН20 (аморфный).
Окислы каркасной структуры
Простые
Семейство кремнезема: В-кварц Si02 (триг. с), а-кварц Si02 (гекс.
с), тридимит Si02 (гекс. с), кристобалит Si02 (куб. с), коэсит Si02
(мон. с), стишовит Si02 (тетр. с), опал Si02-nH20 (аморфный).
Сложные
Группа перовскита (куб. с): перовскит СаТЮ3, лопарит (Се, Nar
Са) (Ti, Nb)03 и др. «
Группа эшинита: эшинит CeTiNb06 (ромб. с). ■
Группа пирохлора (куб. с): пирохлор NaCaNB206(OH, F), микро-
лит NaCaTa206 (ОН, F), бетафит (iNa, U)Ti Nb06F.
Окислы координационной
структуры
Просты*. ч
КУПРИТ Cu20 (Си 85,8%). Кристаллическая структура представ-
ляет собой объемно-центрированную кубическую ячейку ионов кисло-
рода, в которой ионы Си+ (К. Ч.=2) находятся в центре четырех ок-
тантов; ионы О2- находятся в тетраэдри-
ческой координация ионов Си+ (К. Ч. = 4)
(рис. 74).
Сингония кубическая. Кристаллы мел-
кие, октаэдрического облика, реже кубы.
Встречается главным образом в виде
сплошных зернистых масс. Порошкова-
тые и землистые скопления куприта иног-
да в смеси с гидроокислами железа на-
зываются кирпичной рудой.
Цвет красный разных оттенков. Чер-
та красная. Кристаллически-зернистые
Рис. 74. Структура куприта
132
разности куприта имеют алмазный блеск. Твердость 3,5—4. Плот-
ность 6.
Происхождение. Экзогенное — образуется в зоне окисления место-
рождений за счет сульфидов меди. Встречается совместно с самородной
медью, малахитом, азуритом, гидроокислами железа и другими вторич-
ными минералами. При разрушении куприт переходит преимущественно
в малахит, который образует по нему псевдоморфозы.
Месторождения. Встречается часто, но значительные скопления
редки. В СССР известен в колчеданных месторождениях Урала.
Применение. Идет в плавку вместе с другими минералами меди.
УРАНИНИТ U02 (U 50—65%). Содержит Th, Ra, Pb, Не. Крис-
таллическая структура подобна структуре флюорита, U4+ находится в
позиции Са2+ (К. Ч.=8), О2 — в позиции F-.
Сингония кубическая. В кристаллах кубического габитуса встреча-
ется редко, обычно образует натечные, почвовидные и плотные сплош-
ные массы.
Цвет черный, буровато-серый. Черта коричнево-черная. Блеск полу-
металлический, смолистый. Твердость 5,6—6. Плотность 8—10. Сильно
радиоактивен.
Разновидности. Урановая смоляная руда и урановая
смолка образуют колломорфные и скрытокристаллические выделе-
ния, урановая чернь — землистые агрегаты. Настуран отли-
чается от уранинитов также присутствием U6+, избыточный заряд кото-
рого компенсируется вхождением в структуру дополнительных ионов
О2- с образованием иона уранила (1Ю2)2+.
Происхождение. 1. Пегматитовое — встречается в пегматитовых
жилах в ассоциации с полевым шпатом, ортитом, цирконом и монаци-
том. Месторождения пегматитового типа не имеют большого значения.
2. Гидротермальное — встречается совместно с сернистыми и мышья-
ковыми минералами кобальта, никеля, висмута и серебра, с пиритом,
халькопиритом, галенитом, баритом, флюоритом и карбонатами. Гидро-
термальные месторождения являются важнейшими в практическом от-
ношении. 3. Осадочное — в битуминозных породах. В зоне окисления
неустойчив и переходит в землистые разности и многочисленные вторич-
ные минералы (урановые слюдки и др.).
Месторождения. В СССР уранинит известен на Украине и в Сред-
ней Азии. За рубежом: в качестве примеров можно назвать месторож-
дения Большого Медвежьего озера и Гуннар в Канаде, Шинколобве в
Заире, Пшибрам (гидротермальное) и Гамар (осадочное, в меловых
отложениях) в Чехословакии. Огромный горнорудный комплекс по до-
быче урана находится в Намибии (карьер Россинг), крупные место-
рождения уранинита известны на севере Бразилии.
Применение. Уранинит — важнейшая руда на уран и радий.
КОРУНД А1203. Иногда содержит примеси Fe и Сг. Кристалличе-
ская структура представляет собой плотнейшую гексагональную упа-
ковку ионов О2-, в которой ионы А13+ занимают 2/3 октаэдрических пус-
тот (рис. 75).
Сингония тригональная. Кристаллы столбчатые, бочонковидной
формы, иногда уплощенные; представляют комбинации дитригональной
призмы и нескольких дитригональных дипирамид, ромбоэдра и пина-
коида (рис. 76). Встречается также в сплошных зернистых агрегатах
Цвет синий, серовато-синий, серый, розовый. Блеск стеклянный до
алмазного. Спайности нет, но обычно хорошо развита отдельность noj
пинакоиду {0001}, на поверхности которой видна косая двойниковая]
штриховка. Излом неровный. Твердость высокая, равная 9. Плотность
133
Разновидности. Прозрачный корунд синего цвета называется с a fl-
ip и р о м, кроваво-красного — рубином (окраска от примеси Сг203)
Наждак — сплошная зернистая корундовая порода серовато-черноп,
цвета от тонкой примеси гематита, магнетита, шпинели и других мине-
ралов.
Происхождение. 1. Магматическое и пегматитовое в связи с сиени-
тами 2. Контактово-метаморфиче-
ское за счет преобразования высо-
кого инозег.:исг ых пород.
0001
1011
1120
Рис. 75. Корундовый мотив Рис. 76. Кристаллы корунда
плотнейшей гексагональной
упаковки: А13+ занимает 2/3
октаэдрических пустот
Месторождения. В СССР: корунд — в месторождении Сем^збугу
в Северо-Восточном Казахстане, корундово-полевошпатовые жилы —
по р. Борзовка в Кыштымском районе и пегматитах Ильменских гор на
Урале, наждак — в хлоритовых сланцах месторождения Косой Брод в
Свердловской области, плотный зернистый красный корунд — в кон-
тактах месторождений Якутии, в ультраосновных породах массива
Раиз (Полярный Урал). За рубежом: месторождения рубина и сапфи-
ра, имеющие мировое значение, находятся в Юго-Восточной Азии. Луч-
шие рубины добываются в Бирме (копи Могока и др.), они находятся
в почвенном слое и в аллювии р. Иравади. Россйти о. Шри-Ланка яв-
ляются главным поставщиком сапфира. Рубин и сапфир добываются
также в Таиланде и Индии. Крупные месторождения наждака известны
в Честере (США) и на о-вах Наксос и Самос в Эгейском море (Гре-
ция).
Применение. Корунд и наждак используются как абразивный ма-
териал, рубин и сапфир — драгоценные камни.
ГЕМАТИТ (красный железняк) Fe203 (Fe 70,0%). Кристалличе-
ская структура типа структуры корунда.
Сингония тригональная.
Цвет красный, темно-красный до черного. Черта вишнево-красная
(характерный диагностический признак). Не магнитен. Блеск металло-
видный. Твердость 5—6. Плотность 5,2.
Разновидности. По форме выделения и облику различают: желез-
ный блеск — тонкочешуйчатые образования черного цвета; сюда
относятся кристаллы гематита (рис. 77) и различные яснокристалличе-
ские агрегаты: железная роза, железная слюдка и др.; красный
железняк — плотные агрегаты красного цвета и натечные образо-
вания с гладкой поверхностью — красная стеклянная голова, землис-
тые, охристые массы и оолиты; м а р т и т — псевдоморфоза гематита по
магнетиту.
134
Происхождение. 1. Контактово-метасоматическое. 2. Гидротермаль-
ное (железный блеск) в жилах — красивые кристаллы и агрегаты.
3. Осадочное. 4. Метаморфическое — при метаморфизме осадочных же-
лезных руд (бурых железняков). В зоне окисления неустойчив и прев-
ращается в различные гидроокислы железа.
Месторождения. Крупнейшие месторождения гематита относятся
к осадочно-метаморфическому типу. В СССР к этому типу относятся
месторождения Кривого Рога и Курской магнитной аномалии (Яков-
левское, Гостищевское, Лебединское, Михайловское и др.) — в желе-
зистых кварцитах докембрийского возраста. Крупное месторождение
железистых кварцитов — Костомушское — осваивается в Карелии.
Рис. 77. Кристаллы гематита
За рубежом гематитовые руды в докембрийских метаморфических по-
родах известны в районе оз. Верхнее в США, в Бразилии (Белу-Ори-
зонти) и Индии (провинция Бихар). В Алжире стратиформное место-
рождение Уэнза приурочено к известнякам меловой системы.
Применение. Гематит — важнейший минерал железных руд.
Сложные
ИЛЬМЕНИТ (титанистый железняк) FeTiOs (Fe 36,8%, Ti 31,6%).
Обычны примеси Mg, Nb, Cr, V и др. Кристаллическая структура типа
структуры корунда, в которой Уз октаэдрических пустот занята ионами
Fe2+, а другая треть — ионами Ti4+.
Сингония тригональная. Кристаллы толстотаблитчатые, пластин-
чатые, встречается обычно в виде неправильных вкраплений.
Цвет черный. Черта черная. Блеск металлический или металло-
видный. Излом раковистый. Твердость 5,5. Плотность 4,7. Иногда слабо-
магнитен.
Происхождение. Магматическое — связан с основными извержен-
ными породами, в которых образует шлиры и вкрапленность. Часто
находится в щелочных пегматитах вместе со сфеном, полевыми шпата-
ми, биотитом и другими минералами, а также в кимберлитах и карбо-
натитах. В зоне выветривания устойчив и накапливается в россыпях.
Месторождения. В СССР известен в пегматитах Ильменских гор.
Крупные промышленные месторождения ильменита связаны с россы-
пями (Правобережное месторождение в Днепропетровской области,
россыпи в бассейне р. Зеи). За рубежом: Лак Тио — магматическое, в
анортозитах (Канада), прибрежно-морские россыпи Западной Австра-
лии, Индии, Сьерра-Леоне.
Применение. Ильменит — важнейшая руда на титан. Употребляет-
ся для получения металлического титана, ферротитана, особых сортов
стали и белой краски (титановые белила).
Семейство шпинелидов
ШЩШЕЛЬ MgAl204. Обычны примеси Fe2*, Fe3* Ci*+ Ti** К™.
таллинская структура представляет собой плотнейшую 'куби^Г
упаковку из ионов кислорода, в которой Mg занимает^ т^эп^УК>
ских, а А1 — 1/2 октаэдрических пустот (рис 78) тетраэдриче-
Гкой II) Ид™ СТРУКТУРЫ ШПИИ6ЛИ В ШаР™* (в) „ „олиэдриче-
Сингония кубическая. Встречается в виде кристаллов и 1зерен„
вкрапленных в породу. Кристаллы — октаэдрического облика, часты
двойники по «шпинелевому закону» (см. рис. 24).
Цвет голубой, синий, розовый, красный, зеленый, коричневый до
черного. Блеск стеклянный. Твердость 8. Плотность 3,6.
Разновидности. Благородная шпинель (лал) розового
или красно-лилового цвета, обусловленного примесью Сг3+.
Происхождение. Контактово-метаморфическое — обычно находится
в мраморизованных известняках и особенно в доломитах, в магнезиалъ-
ных скарнах вместе с флогопитом, пироксеном, скаполитом. Встречается
также в кристаллических сланцах и гнейсах, изредка в ультраосновных
породах.
Месторождения. В СССР: в Шишимских и Назямских горах на
Южном Урале, во флогопитовом месторождении Слюдянка в Южном
Прибайкалье (голубая шпинель), в Алданских месторождениях флого-
пита (черная шпинель), благородная шпинель известна на Памире.
За рубежом: крупнейшие месторождения красной и розовой шпинели
находятся в Бирме, где она добывается попутно с рубинами; известна
также в россыпях в Шри-Ланка и Таиланде, а также в Афганистане.
Применение. Практическое значение имеют прозрачные красиво
окрашенные кристаллы благородной шпинели, они употребляются как
драгоценные камни.
ХЕЩ1ИТ (хромистый железняк) FeCr204 (FeO 32,0%; Сг203
€8,0%). Обычно содержит изоморфные примеси Mg, Fe3+, А1. Кристал-
лическая структура подобна структуре шпинели.
Сингония кубическая. Обычно массивный, в виде вкрапленников и
зернистых агрегатов.
Цвет черный. Черта бурая (важно для диагностики). Блеск метал-
ловидный. Твердость 5,5. Плотность 4,5—4,8. Иногда слабомагнитный,
обычно за счет включений магнетита — продукта распада твердых
растворов.
Происхождение. Исключительно магматическое — в связи с ультра-
основными горными породами; образует вкрапленность, шлировые вы-
деления или залежи в дунитах, перидотитах и серпентинитах вместе с
серпентином, оливином, магнетитом, уваровитом, платиной, кеммерери-
том, кочубеитом.
Месторождения. В СССР: на Северном Урале — Сарановское, на
Южном Урале — Донская группа месторождений Актюбинской обла-
сти — Алмаз-Жемчужина, Миллионное, 20 лет Казахской ССР и др.
За рубежом: в Южной Африке, Турции, Индии, на Филиппинах.
Применение. Хромит — единственная руда на хром. В металлургии
хром употребляется как добавка к сталям, что придает им вязкость
повышает твердость и антикоррозионные свойства. Бедные хромовые
руды используются в металлургии как огнеупорный материал.
МДГНЕТИТ (магнитный железняк) FeFe204 (Fe 72,4%), часты
изоморфные примеси Mg, Ti, Мп. Кристаллическая структура аналогич-
на структуре шпинели, в которой тетраэдрические пустоты заняты по-
ловиной ионов Fe3+, а октаэдрические — другой половиной ионов Fe2+
и всеми ионами Fe2+ (обращенная структура).
Сингония кубическая. Кристаллы встречаются в виде октаэдров,
реже ромбододекаэдров (рис. 79). Обычно образуют сплошные, зернис-
тые и сливные массы или вкрапленность.
Рис. 79. Кристаллы магнетита
Цвет черный. Черта черная. Блеск металлический или металловид-
ный. Твердость 5,5—6. Плотность 5,0—5,2. Сильно магнитный.
Разновидности. Титаномагнетит — магнетит с содержанием
ТЮ2 до нескольких процентов; также содержит ванадий; магномаг-
н е т и т (Fe, Mg)Fe204.
Происхождение. 1. Магматическое — в связи с основными и редко
кислыми породами. 2. Скарновое. 3. Гидротермальное. 4. Метаморфиче-
ское, связанное с метаморфизмом первично-осадочных руд (бурых же-
лезняков). Встречается также в хлоритовых и тальковых сланцах
(рис. 80). При окислении магнетит переходит сначала в мартит (псевдо-
морфозы гематита по магнетиту), затем в различные гидроокислы же-
леза. Часто встречается в россыпях.
Месторождения. Магматическое происхождение имеют Качканар-
ское магнетитовое, Кусинское, Нижнетагильское и Первоуральское ти-
ганомагнетитовые месторождения (Урал), а также в Швеции — Киру-
на и Гелливара.
Большое значение имеют скарновые месторождения магнетита,
например гора Магнитная (г. Магнитогорск), Дашкесан (АзССР), Таш-
тагол, Шерегеш, Тейское (Горная Шория), Соколовское, Сарбайское,
Куржункульское и Качарское (КазССР), Ирбинское (юг Красноярско-
го края), Таежное и Сивагли (Южная Якутия) и др.
137
К гидротермальным месторождениям, связанным с траппами, отно-
сятся Коршуновское, Рудногорское и другие, образующие группу Анга-
ро-Илимских месторождений в Иркутской области. Эти руды представ-
лены магнетитом, нереДко имеющим оолитовое строение.
Примером метаморфических месторождений являются Кривой Рог
si месторождения Курской магнитной аномалии. Аналогичные место-
рождения, но меньшего размера известны в США н Индии.
Рис. 80. Октаэдрические кристаллы магнетита в тальково-
хлоритовом сланце. Шабровское месторождение талька
(Урал)
Применение. Так же, как и гематит, является важнейшим минера-
лом железных руд. Титаномагнетит служит также рудой на титан и
ванадий.
Окислы цепочечной структуры
Простые
Семейство рутила — касситерита
РУТИЛ ТЮ2. Иногда содержит примеси Fe, Nb, Sn, V и др. Крис-
таллическая структура рутила представляет плотнейшую гексагональ-
ную упаковку ионов кислорода, в которой занятая титаном 7г окта-
эдрических пустот образует цепочки вдоль оси 2-го порядка (рис. 81).
Сингония тетрагональная. Кристаллы призматические, исштрихо-
ванные вдоль, нередко игольчатые. Характерны коленчатые и полисин-
тетические двойники и тройники (см. рис. 27).
Цвет коричнево-красный, темно-красный до темно-бурого и черного.
Иногда голубоватый. Черта светло-коричневая, желтая. Блеск металло-
видный или алмазный. Спайность ясная по удлинению. Излом раковис-
тый. Твердость 6—6,5. Плотность 4,2.
Разновидности. Сагенит — игольчатый рутил в сетчатых агре-
гатах или в виде вростков в других минералах. Особенно часты ните-
видные кристаллы рутила в кварце.
138
Происхождение. 1. Магматогенное — в основных и щелочных из-
верженных породах. 2. Метаморфическое — в гнейсах и сланцах.
3. Гидротермальное — в кварцевых жилах и особенно жилах альпий-
ского типа, где рутил образует отдельные кристаллы и друзы. 4. Встре-
чается в россыпях.
Месторождения. В СССР: на Урале рутил и сагенит известны в
россыпях по р. Каменка в Сысертском районе Свердловской области.
За рубежом: в Норвегии, Швейцарских Альпах и на Мадагаскаре.
ф О Фп
Рис. 81. Структура рутила в шариковой (а) и полиэдрической (б)
моделях
Применение. При значительных скоплениях является важной тита--
новой рудой.
' КАССИТЕРИТ (оловянный камень) Sn02 (Sn 78,8%). Содержит
примеси Fe, Nb, Та, W. Кристаллическая структура подобна структуре
рутила.
Сингония тетрагональная. Кристаллы призматического вида, дипи-
рамидального, изометрические, характерны двойники (см. рис. 27).
Кристаллы обычно мелкие, но иногда достигают нескольких сантимет-.
ров. Встречается также в виде вкрапленных зерен неправильной формы,
почковидных и сферолитовых агрегатов.
Цвет темно-коричневый, бурый до черного. Черта светло-коричне-
вая. Блеск металловидный или алмазный. Твердость 6,5—7. Плотность
6,8—7,0.
Разновидности. "Натечные скорлуповатые плотные формы кассите-
рита бурого цвета, похожие на древесину, называются деревяни-
стым оловом.
Происхождение. Образование касситерита связано: 1) с пегматита-
ми, где он встречается вместе с мусковитом, альбитом, кварцем, колум-
битом и др.; 2) с альбитизированными гранитами и грейзенами часто
вместе с мусковитом, топазом, кварцем; 3) со скарнами обычно вместе
с оловосодержащим гранатом, шеелитом и др.; 4) с гидротермальными
жилами кварц-касситеритовой, турмалин-касситеритовой и сульфидно-
139
«касситеритовой формаций, в которых касситерит встречается вместе с
'вольфрамитом, молибденитом, турмалином, хлоритом, пирротином,
арсенопиритом, халькопиритом.
Месторождения. В СССР касситерит сосредоточен в восточных
районах страны, где имеются как коренные, так и россыпные месторож-
дения. На Северо-Востске месторождения касситерита известны в
Центральноянском районе Якутии, в Магаданской области и Чукотском
автономном округе (Эге-Хая, Валькумей и др. — касситерит-силикатно-
сульфндная формация, Иультинское, Кестер — касситерит-кварцевая
формация), в Приморском (Дальнее, Хрустальное и др. — касситерит-
кварцевая формация) и Хабаровском краях (Солнечное, Перевальное
и др. — кварц-касситеритовая формация). Касситерит встречается в
Забайкалье (Ононское, Хапчеранга, Этыка), Приладлжье (Китель) и
Таджикистане (Майхура) — скарнового типа с шеелитом.
За рубежом крупные коренные месторождения находятся в Боливии
(сульфидные жилы); россыпные аллювиальные и элювиальные место-
рождения мирового значения известны в Малайзии, а также в Таилан-
де, Бирме и Индонезии (на о-вах Банка и Биллитон).
Применение. Касситерит — важнейшая руда на олово. Олово при-
меняется в легкоплавких сплавах с Си, Zn и РЬ, для лужения, получе-
ния белой жести, в качестве припоя в электротехнической промышлен-
ности и др.
Семейство окислов
и гидроокислов Мп
ПИРОЛЮЗИТ Мп02 (Мл 63,2%). Кристаллическая стфктура
подобна~структуре рутила.
Сингония тетрагональная. Обычно встречается в сплошных крис-
таллических или скрытокристаллических землистых массах, иногда в
виде радиально-лучистых игольчатых агрегатов, а также оолитов.
Цвет и черта черные. Блеск металлический или металловидный.
Твердость различная — от 2 у рыхлых и землистых разностей до 5—6
у кристаллических. Плотность 4,7—5,0.
Происхождение. I. Образуется в коре выветривания за счет различ-
ных минералов и пород, содержащих марганец. 2. Осадочное, пиролю-
зит встречается совместно с манганитом, псиломеланом, вадом, родо-
хрозитом и др.
Месторождения. В СССР: Чиатурское в Грузии и Никопольское на
Украине — осадочные месторождения. За рубежом: в Индии, Африке
(Гана) и в Бразилии.
Применение. Важнейшая руда на марганец. В металлургии марга-
нец употребляется как добавка к стали, он придает ей твердость, вяз-
кость и ковкость.
МАНГАНИТ МпО(ОН). Кристаллическая структура представляет
-собой искаженную гексагональную упаковку, в которой выделяются
цепочки нз МпОе-октаэдров, вытянутые вдоль оси С.
Сингония моноклинная. Кристаллы столбчатые, грубо исштрихо-
ванные вдоль, часто в друзах. Обычно наблюдается в плотных, землис-
тых и натечных формах.
Цвет черный. Черта бурая. Блеск металловидный. Твердость 4.
Плотность 4,3.
Происхождение 1. Низкотемпературное гидротермальное — в жи-
лах с баритом, кальцитом и сидеритом. 2. Осадочное — в месторожде-
«иях марганца совместно с пиролюзитом.
Применение. Манганит — важная марганцевая руда.
ПСИЛОМЕЛАН ВаМп2+Мп94+02(ГЗН20. Имеются и другие вари-
анты написания формулы. Содержит примеси Fe, А1, Si, W и др. Крис-
таллическая структура сложена трубчатыми цепочками из двойных и
тройных МпОб-октаэдрических лент; в полостях располагаются ионы
Ва2+, молекулы Н20 и примеси.
Сингония ромбическая. Пснломелан встречается в натечных фор-
мах —■ гроздьевидных и почковидных, а также в сплошных плотных
массах, в виде дендритов и оолитов.
Цвет от стально-серого до черного, черта коричнево-черная до чер-
ной, блестящая. Блеск металловидный или тусклый. Излом неровный.
Твердость до 6. Плотность 4,0—4,7.
Разновидности. В а д — рыхлая землистая смесь псиломелана и
других гидроокислов марганца. Твердость обычно около 1—2. Цвет и
черта, как и у псиломелана, черные. Плотность 2,8—4,4. А с б о л а н
содержит примесь кобальта, а тунгомелан — вольфрама.
Происхождение. Экзогенное. Псиломелан и вад образуются при
окислении различных минералов марганца и осадочным путем. Кроме
того, известно образование тунгомелана из минеральных источников.
.Асболан характерен для кор выветривания ультрабазитов. Псиломелан
и вад широко распространены на марганцевых месторождениях, где
спутниками их являются пиролюзит, манганит, родохрозит, кальцит,
.доломит, барит.
Месторождения. В СССР: Чиатурское (Грузия), Никопольское (Ук-
раина), Джездинское (Казахстан), Сапальское около Нижнего Тагила
:на Урале.
Применение. Псиломелан и вад — руда на марганец, асболан —
руда на кобальт, тунгомелан — на вольфрам.
Сложные
Семейство окислов Та, Nb, Ti и W
КОЛУМБИТ (Fe, Мп) Nb2Oe и ТАНТАЛИТ (Fe, Мл) Та206 —
шрайние члены изоморфного ряда. Содержание Мп и Fe также пере-
.менно, обычно преобладает Мп. Кристаллическая структура представ-
ляет собой плотнейшую гексагональную упаковку ионов кислорода, в
■одном слое которой '/г октаэдрических пустот занята ионами Мп2+ и
Fe2+, а в другом — .ионами Та5+ и Nb54", образующими извилистые це-
почки.
Сингония ромбическая. Кристаллы уплощенные, от толстотаблит-
чатых до листоватых.
Цвет черный до темно-бурого. Черта темно-красная до черной.
Блеск металловидный. Спайность средняя. Излом неровный. Хрупкий.
Твердость 6. Плотность 5,3—8,0.
Происхождение. Пегматитовое — встречаются в редкометально-
замещенных пегматитах и альбитизированных гранитах вместе с плас-
тинчатым и сахаровидным альбитом, микроклином, лепидолитом, квар-
цем, мусковитом, сподуменом, черным и полихромным турмалином,
бериллом, касситеритом, фосфатами марганца и железа.
Месторождения. Примерами месторождений могут служить Наза-
рено (Бразилия) — тантало-ниобиевые пегматоидные граниты; Абу-
Лаббаб (АРЕ) в апогранитах; крупные месторождения колумбита,
«связанные с гранитоидами, известны в Нигерии.
Применение. Колумбит и танталит являются важной рудой на тан-
тал и ниобий.
ГЮБНЕРИТ MnW04 и ФЕРБЕРИТ FeW04 — крайние члены изо-
морфного ряда вольфрамита (Мп, Fe)W04 (W03 76,5%). Иногда
содержат изоморфные примеси Nb5*, Та54", Sc3+. Кристаллическая струк-
тура цепочечно-слоистого типа пред-
ставляет собой искаженную плотней-
шую кубическую упаковку ионов кис-
лорода; октаэдры, занятые ионами
Мп2+ и Fe2+, соединяются ребрами в
зигзагообразные цепочки вдоль оси С,
которые связаны общими вершинами
с, аналогичными цепочками из WQ6-
октаэдров (рис. 82).
Сингония моноклинная. Кристал-
лы уплощенно-удлиненные, таблитча-
ше, пластинчатые, иногда игольчатые
с характерной штриховкой вдоль оси
С. Образуют лучистые агрегаты и
сплошные кристаллические выделения
(рис. 83).
А Цвет от черного у„ферберита,
темно-бурого у вольфрамита до крас-
новато-коричневого и желтовато-бурого у гюбнерита. Черта соответ-
ственно от черной, темно-бурой до светло-бурой. Спайность совершен-
ная в одном направлении вдоль удлинения поперек уплощенности по
Рис. 82. Структура вольфрамита в
полиэдрической модели: извилистые
цепочки (Fe, Мп)06 и WOe-октаэд-
ров показаны разной штриховкой
Рис. 83. Вольфрамит в кварцевой жиле
{010}. Излом неровный. Блеск на гранях и особенно на плоскостях спай-
ности от полуметаллического до алмазного, на неровной поверхности
матовый или смолисто-жирный. Гюбнерит полупрозрачен. Хрупкий.
Твердость 4—4,5. Плотность около 7,5. От похожего в зернистых агре-
гатах сфалерита отличается по плотности, одним направлением спай-
ности, большей твердостью и отрицательной реакцией на H2S. От мел-
142
ких зерен ильменита, колумбита, касситерита (в шлихах) отличается
люминесценцией после обработки СаСЬ и последующей отмывки.
Происхождение. Образуется главным образом в грейзеновых и вы-
сокотемпературных гидротермальных кварцевых жилах вместе с мус-
ковитом, топазом, молибденитом, шеелитом, нередко его замещающим
вместе с пиритом и флюоритом; встречается в оловорудных близпо-
верхностных гидротермальных месторождениях, а также в низкотемпе-
ратурных жилах с антимонитом, киноварью и шеелитом. Образует круп-
ные россыпи. В зоне окисления замещается ферритунгститом или
тунгститом.
Месторождения. В СССР: грейзеновые и жильные месторождения
в Забайкалье (Букука, Шерлова гора, ДЖида), в Казахстане (Акчатау,
Кара-Оба), низкотемпературные жилы в Грузии (Зопхито, Рача и др.).
За рубежом: крупные месторождения в Китае (Ляндушань и др.), Бир-
ме, Монголии, Португалии (Панаскуейра).
Применение. Важнейший минерал вольфрамовых руд.
Гидроокислы ленточной
и слоистой структур
Простые
БРУСИТ Mg(OH)2. Нередко содержит изоморфные примеси Fe2+,
Мп2+. Кристаллическая структура — слои плотнейшей гексагональной
упаковки из ионов (ОН)-, в которых ионы Mg2+ занимают У2 октаэдри-
ческих пустот; между слоями слабая водородная связь.
Сингония тригональная. Обычно в виде мелкочешуйчатых и плас-
тинчатых, реже параллельно-волокнистых агрегатов (и ем а лит).
Толстотаблитчатые кристаллы редки. Образует также псевдоморфозы
по периклазу MgO.
Цвет белый или серовато-зеленоватый. Черта белая. Блеск стеклян-
ный до тусклого, перламутровый или шелковистый. Спайность весьма
совершенная по пинакоиду {0001}. Хрупкий. Твердость 2,5. Плотность 2,4,
Происхождение. Образуется при изменении серпентинизированных
ультраосновных пород или в связи с контактово-метасоматическими
процессами в доломитах и мраморах и при гидратации периклаза.
Месторождения. В £€СР встречается на месторождениях асбес-
та — Баженовское (Урал), хромита — Алмаз-Жемчужина (Казахстан),
в магнезиальных скарнах Якутии. За рубежом: месторождения Асбес-
тос (Канада), а также в КНДР, Италии и др.
Применение. Ценное сырье для получения металлического магния
и производства огнеупоров для металлургии.
йство гидроокислов А1
ГИДРАРГИЛЛИТ (гиббсит) А1(ОН)3- Кристаллическая структура
аналогична структуре брусита, в которой„А1 занимает 2/з октаэдриче-
ских пустот.
/ Сингония моноклинная. Кристаллы мелкие таблитчатой формы;
обычно в плотных, землистых, часто натечных массах.
Цвет белый, серовато-белый. Спайность совершенная. Блеск на
плоскостях спайности перламутровый. Твердость 2,5—3,5. Плотность
2,35. От похожего на него диаспора отличается меньшей твердостью.
143
Происхождение. Экзогенное — образуется при выветривании алю-
мосиликатов. Входит в состав бокситов.
ДИАСПОР АЮОН. Часто содержит изоморфные примеси Fe3+,
Cr34, Ga3+. Кристаллическая структура — плотнейшая гексагональная
упаковка из ионов кислорода и гидроксила, в которой Al3* занимает
половину искаженных октаэд-
рических пустот таким обра-
зом, что ленты из сдвоенных
А1 (О, ОН)6-октаэдрических це-
почек образуют слоистый мо-
тив (рис. 84).
Сингония ромбическая.
Кристаллы пластинчатые, уд-
линенные, агрегаты листова-
тые, чешуйчатые.
Цвет коричневый, бурый,
серовато-белый. Спайность со-
\ вершенная. Блеск алмазный,
перламутровый. Твердость 6,5—7. Плот-
Рис. 84. Структура диаспора в полиэдрической
. модели
на плоскостях спайности
ность 3,4. Хрупок.
Происхождение. 1. Большей частью экзогенный, в месторождениях
бокситов. 2. В контактовых месторождениях, часто вместе с корундом.
Месторождения. В СССР контактово-метасоматический диаспор в
крупных листоватых кристаллах известен в месторождении наждака
Косой Брод на Урале.
"* < КЕМ ИТ АЮ(ОН). Кристаллическая структура выводится из плот-
нейшей кубической упаковки, в котороТг* АЮз (ОН) з-октаэдры, соеди-
няясь попарно общими ребрами, образуют гофрированные пачки.
Сингония ромбическая. Образует скрытокристаллические, мелко-
чешуйчатые и фарфоровидные агрегаты.
Цвет белый, желтоватый, бесцветный. Блеск стеклянный, перла-
мутровый, шелковистый. Полупрозрачен. Спайность совершенная. Из-
лом в сплошных агрегатах неровный до раковистого. Твердость 3,55—4.
Плотность 3,1.
Происхождение. Экзогенное — в месторождениях бокситов.
Боксит представляет собой смесь, состоящую из гидраргиллит^,
диаспора и бёмита, а также каолина, кремнезема и окислов железа.
Это — глиноподобные, иногда плотные, часто оолитового сложения по-
роды. Образование бокситов связано с выветриванием алюмосиликат-
ных пород в условиях жаркого климата. Выделяют остаточные, плат-
форменные и осадочные типы месторождений бокситов.
Месторождения. В СССР к осадочным относятся Тихвинское в Ле-
нинградской области и месторождения Северо-Уральского бокситонос-
ного района; за рубежом — месторождения Франции, о. Ямайки. Ос-
таточные месторождения известны в Австралии, США, Гайане, Гвинее,
Индии и других странах.
Применение. Боксит — руда на алюминий.
Семейство гидроокислов Fe
"J- JTETHT FeOOH (Fe 62,9%). Кристаллическая
структурьГ~Диаспора.
Сингония ромбическая. Кристаллы мелкие пластинчатые, игольча-
тые; плотный в виде сферолитовых корок и землистый.
структура типа
144
Цвет темно-коричневый до желто-бурого. Черта буро-желтая раз-
ных оттенков. Блеск кристаллов алмазный, у волокнистых разностей —
шелковистый, обычно тусклый. Твердость 5,5. Плотность 3,3—4,3.
Происхождение. Осадочное — является биогенным или химичес-
ким осадком. Часто встречается в коре выветривания как продукт раз-
рушения пирита, сидерита, магнетита и силикатов, содержащих железо.
Входит в состав лимонита (бурого железняка).
ЛЕПИДОКРОКИТ FeO(OH). Кристаллическая структура типа
структуры бёмита.
Рис. 85. Натечная форма лимонита. Нат. вел.
Сингония ромбическая. Трудно отличим от гётита. Встречается в
виде чешуйчатых агрегатов, землистых или сплошных масс.
Цвет красный, коричневый до желтого. Черта оранжевая. Твер-
дость 5. Плотность 4.
Происхождение. По условиям образования аналогичен гётиту.
Входит в состав лимонита.
Лимонит (бурый железняк) — смесь различных гидроокислов
железа бурого, коричнево-бурого и буро-желтого цвета, гётита, гидро-
гётита, лепидокрокита и гидролепидокрокита, а также механических
примесей — глинистого вещества, кварца и др.
Лимонит образует корочки, примазки, различные натечные формы
(рнс. 85) и еферолитовые корки с черной блестящей поверхностью
'(черная стеклянная голова), землистые и охристые массы,
встречается в виде конкреций и оолитов. Лимониты оолитового сложе-
ния часто называются бобовой рудой. Обычны псевдоморфозы
лимонита по пириту, сидериту, марказиту и другим минералам.
Физические свойства лимонита сильно колеблются в зависимости
от состава и сложения. Твердость от 1 у рыхлых и землистых, богатых
145
водой, до 5 у плотных разностей с небольшим содержанием -воды.
Плотность 2,7—4,3.
Лимонит возникает в результате окисления железосодержащих ми-
нералов (сульфидов, окислов, силикатов). Часто образует так назы-
ваемые «железные шляпы» в зонах окисления месторождений медных
руд, в корах выветривания ультраосновных и карбонатных пород, а
также химические или биохимические осадки, образующиеся на дне
озер, болот и в прибрежной полосе морей.
Месторождения. В СССР крупные месторождения оолитовых бурых
железняков находятся в Крыму (Керченское) и на Северном Кавказе
(Малкинское); лимониты озерно-болотного происхождения известны в
европейской части СССР (Липецкое, Тульское, Хоперское и др.), на
Урале (Бакальское — «железная шляпа» по сидериту, Комарово-Зига-
зинское и др.), в Казахстане (Аятское и Лисаковское). За рубежом:
месторождения Франции и Люксембурга.
Применение. Лимонит — важная железная руда.
Окислы каркасной структуры
Простые
Семейство кремнезема
КВАРЦ Si02. Кристаллическая структура кварца представляет
трехмерный каркас, сложенный кремнекислородными тетраэдрами,
каждый из которых имеет общие вершины с четырьмя соседними.
В составе семейства кремнезема известно несколько модификаций Si02,
отличающихся ориентацией 5Ю4-тетраэдров (рис. 86); каждая из них
характеризуется определенными пределами температурной устойчивости
(табл. 3). При высоких давлениях
искусственно получены более плотные
модификации S1O2: коэсит (плотность
2,93) и рутилоподобный стишовит
(плотность 4,35), обнаруженные также
в импактитах крупных метеоритных
кратеров.
Сингония низкотемпературного
В-кварца тригональная, а высокотем-
пературного «-кварца — гексагональ-
ная. а-Кварц обычно встречается в ви-
де изометричных гексагональных ди-
пирамидальных кристаллов размером
от 3—5 до 20 мм в излившихся кис-
лых горных породах — липаритах; в
гранитах и пегматитах кварц пред-
ставлен часто параморфозами В-квар-
ца по «-кварцу.
В-Кварц образует в основном
сплошные массы и зернистые агрега-
ты, нередко встречается в прекрасно
ограненных кристаллах, слагающих
друзы (рис. 87). Кристаллы, как пра-
Рис. 86. Структура а-кварца (а) и - удлиненно-призматического га-
р-кварца (о) в полиэдрической мо- „ ' jsz г, ^
дели (проекция на {0001}) битуса. Из простых форм обычны гра-
146
Таблица 3
Температурная устойчивость полиморфных модификаций кремнезема
Полиморфные модификации
Температура
устойчивости,
°С
Сингония
Низкотемпературный кварц ф-кварц)
Высокотемпературный кварц (а-кварц) ,
тримидит
кристобалит
Выше 1710° наступает плавление (жидкая Si02)
менее 575
575—870
870—1470
1470—1710
тригональная
гексагональная
»
кубическая
ни призмы отрицательного и положительного ромбоэдров, тригональ-
ной дипирамиды и тригонального трапецоэдра. Характерна горизон-
тальная штриховка на гранях призмы. Нередко на более ранние длин-
Рис. 87. Друза кристаллов кварца. Нат. вел.
нопризматические кристаллы нарастают короткопризматические дипи-
рамидальные. кристаллы более позднего кварца. Это ведет к образова-
нию «скипетровидных» кристаллов (см. рис. 22).
По положению трапецоэдра различают «правые» и «левые» разно-
видности кристаллов кварца (рис. 88). Нередко образует двойники до-
финейского, бразильского и японского типов (см. рис. 28).
147
Цвет кварца белый, серый, розовый. Блеск стеклянный на гранях
и жирный на сколах. Спайности обычно нет, иногда несовершенная по
ромбоэдру и призме. Излом раковистый. Твердость 7. Плотность 2,65.
Обладает пьезоэлектрическими свойствами. «Левый» и «правый» кварц
отличаются направлением вращения плоскости поляризации света.
Прозрачные разновидности хоро-
шо пропускают ультрафиолето-
вый и инфракрасный свет.
Разновидности. По цвету вы-
деляют следующие разновиднос-
ти кварца: горный хрус-
таль — водяно - прозрачный,
обычно образует хорошие крис-
таллы, встречается в низкотемпе-
0111
Рис. 88. Правый (а) и левый (б)
кристаллы кварца
Рис. 89.
Почковидные апрагаты халцедона. Закав-
казье
ратурных жилах альпийского типа и некоторых пегматитах; аме-
тист — фиолетового цвета, низкотемпературный, гидротермальный;
розовый кварц — бледно-розового цвета, характерен для цент-
ральных частей некоторых пегматитовых жил; дымчатый кварц
(раухтопаз) — дымчатого, буроватого цвета, прозрачный, образуется в
низкотемпературных гидротермальных жилах; морион — черный
кварц, встречается в пегматитовых жилах и грейзенах совместно с орто-
клазом, альбитом, топазом, бериллом. Зеленый кварц — празем,
окраска его связана с механической примесью актииолита или хлорита;
благодаря вросткам слюды и гематита авантюрин имеет характер-
ный золотисто-красный или красновато-бурый цвет и металловидный
переливающийся отблеск (отлив).
Скрытокристаллическая ^разновидность кварца называется хал-
цедоном. Она образует почковидные агрегаты (рис. 89), желваки,
корочки, выполняющие секреции, миндалины и другие пустоты. Хал-
цедон непрозрачен, но обычно просвечивает. Блеск восковой, матовый.
Наиболее распространен халцедон серого или голубовато-серого
цвета.
Многочисленные разновидности халцедона различаются по цвету.
148
■рисунку, сложению. Среди прозрачных или просвечивающих равно-
мерно окрашенных разновидностей можно отметить сердолик —
красный, оранжевый. Полосчатые разновидности халцедона носят наз-
вание агатов. Плотная нечистая халцедоновая порода со значитель-
ной примесью других минералов и минеральных пигментов называется
яшмой; окраска яшм разнообразная. Халцедон с примесями песка и
глины называется кремнем.
Происхождение кварца различное. Кварц магматического проис-
хождения выделяется в виде неправильных зерен, например в гранитах.
В гранитах и пегматитах наряду с полевыми шпатами он является
главным породообразующим минералом. При гидротермальном минера-
лообразовании кварц — самый распространенный жильный минерал.
Кварц — минерал стойкий к выветриванию, химически он не раз-
лагается. Механическое разрушение кварцсодержащих пород приводит
к накоплению его в россыпях и образованию кварцевых песков. При
метаморфизме последние переходят в плотные породы — кварциты.
Кварц встречается совместно с многими минералами. Не образу-
ется совместно он лишь с нефелином, оливином, хромитом и некоторы-
ми другими минералами бедных кремнекислотой магматических горных
пород.
Образование халцедона связано с низкотемпературным гидротер-
мальным процессом, сопровождающим вулканическую деятельность.
Халцедон и его разновидности — агаты, сердолики и другие — выделя-
ются в трещинах и пустотах застывших лав, встречаются в виде мин-
далин во многих эффузивных породах, например в сибирских траппах.
Халцедон экзогенного происхождения представлен секрециями и жел-
ваками кремня в толщах осадочных пород.
Месторождения. В СССР: горный хрусталь известен в пегматитах
Волыни, на Урале, Памире и на Алдане; аметист — на Северном Урале,
в Ангаро-Илимском и Ангаро-Катском районах на юге Сибирской плат-
формы; сердолик и другие разновидности халцедона — в гальке рек
бассейнов Вилюя и Нижней Тунгуски; месторождения технического ага-
та — в Грузии (Ахалцихское) и Якутии; лучшие в мире яшмы — на
Южном Урале (особенно ценятся за красивый рисунок орские яшмы)
и Алтае; чистые кварцевые пески — в Московской (Люберецкое), Вла-
димирской (Гусь-Хрустальное) и других областях. За рубежом: место-
рождения горного хрусталя имеются в Швейцарских Альпах, в Брази-
лии, на Мадагаскаре; аметиста — в Уругвае.
Применение. Горный хрусталь (пьезокварц) применяется в радио-
технике и оптике. Аметист, дымчатый кварц, халцедон, агаты, яшмы
употребляются в ювелирном деле как драгоценные и поделочные кам-
ни. Агат находит применение также в точной механике. Чистые квар-
цевые пески используются в стекольной промышленности; песчаники и
кварциты — строительный материал.
ОПАЛ БЮг-пНгО. Имеет глобулярное внутреннее строение.
Аморфный. Встречается в натечных стеклоподобных образованиях
с раковистым изломом.
Цвет белый, серый; иногда обнаруживает красивую игру цветов
(опалесценцию). Просвечивающие или полупрозрачные опалесциру-
ющие разновидности носят название благородных опалов, они имеют
разные оттенки голубого цвета, реже красноватые. Блеск стеклянный,
матовый. Твердость 5,5. Плотность 1,9—2,3.
Происхождение. Типичный минерал коры выветривания, но может
иметь и гидротермальное происхождение. Образуется в миндалинах
некоторых эффузивных пород и в связи с деятельностью гейзеров и
149
горячих источников, отлагающих кремнистые натеки (гейзерит). Ог-
ромные массы опалового вещества возникают биогенным путем в ре-
зультате жизнедеятельности организмов, имеющих кремниевый скелет
(диатомит, трепел).
Месторождения. Лучшие месторождения благородного опала нахо-
дятся в Австралии, Венгрии и Чехословакии. Диатомит — в Грузии,
трепел — в Поволжье, Калужской и Курской областях.
Применение. Благородный опал является^ драгоценным камнем.
Диатомит и трепел используются в строительном деле, в абразивной
промышленности, для термоизоляции и других целей.
Сложные
ПЕРОВСКИТ СаТЮз (ТЮ2 58,9%). Содержит примеси Nb, Tb, Fe,
Та, TR\ Кристаллическая структура представляет собой каркас из
ТЮ6-октаэдров с общими вершинами; ионы Ti4+ располагаются в узлах
примитивной кубической ячейки, в центре которой находится ион Са2+
с К.Ч.= 12 (рис. 90).
Сингония кубическая. Встречается обычно в виде кристаллов куби-
ческого габитуса, реже в сплошных массах.
Цвет черный, красновато-бурый до желтовато-оранжевого. Черта
серая. Блеск алмазный до металловидного, иногда тусклый. Спайность
несовершенная, излом неровный.
Хрупкий. Твердость 5,5—6. Плот-
ность около 4.
Разновидности. Дизаналит
содержит до 26% Nb205, кноп ит—
D.0 8% TR2O3. Перовскит близок по
составу к лопари ту (Са, Na, Се)
(Ti', №>)2Об, встречающемуся обыч-
но в виде двойников прорастания
по флюоритовому закону.
Происхождение. 1. Магматиче-
ское — акцессорный минерал
ультраосновных и щелочных пород,
характерный минерал карбонатитов
и щелочных пегматитов. 2. Контак-
тов©-метасом этическое ■— вместе с
гранатом, пироксеном, везувианом,
Рис. 90. Структура перовскита хлоритом, Сфеном и др.
Месторождения. В СССР: в скарнах Шишимских и Назямских гор
(Урал), в карбонатитах Вуориярви (Северная Карелия); лопарит — в
щелочных породах и пегматитах Кольского полуострова.
Применение. В крупных скоплениях — ценное сырье на Ti, Nb, Та,
TR, Th и др.
ПИРОХЛХ1Р NaCaNb206(OH, F) и МИКРОЛЛТ iNaCaTa206
(ОН, F) — крайние члены непрерывного изоморфного ряда. Состав их
очень непостоянен, помимо элементов, отмеченных в формуле, содер-
жат ТЮ2 (до 13%), U02 (до 11%), UOs (до 15%), редкие земли
(до 13%) ит. д. Кристаллическая структура аналогична структуре
флюорита, в которой одна часть малых кубов занята ионами Na и Са,
другая — замещена октаэдрами е Nb и Та, образующими каркасный
мотив.
Ti
Са
150
Сингония кубическая. Кристаллы октаэдрического облика, встре-
чаются также в виде вкрапленных зерен.
Цвет пирохлора от красновато-бурого до черного, микролита — от
светло-желтого до бурого. Б^геск стеклянный до алмазного. Твердость
5—5д Плотность 4,2—4,6. Микролит встречается в октаэдрических
кристаллах, небольших по размеру (откуда и произошло название).
Более редок, чем пирохлор.
Происхождение. Пирохлор встречается в щелочных пегматитах
и карбонатитах в ассоциации с микроклином, цирконом, ильменитом,
эгирином, титанитом, магнетитом и другими минералами; микролит
обычен в гранитных пегматитах совместно с альбитом, сподуменом,
рубеллитом, лепидолитом.
Применение. При значительных скоплениях имеют практическое
значение как важная руда на ниобий, тантал и уран.
СИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТЫ
Силикаты и алюмосиликаты — самый обширный класс минералов.
Они представляют собой соединения силикатных, алюмосиликатных и
других анионных радикалов с катионами, среди которых видообразу-
ющими являются Al, Fe, Mg, Мп, Са, Na, К, а также Li, В, Be, Ti, Zr,
TR, Cs, Sr, Y, Zn, Си и др. В состав анионных радикалов входят кроме
Si и А1 также Ti, Zr, Be, В, Fe3+. Роль дополнительных анионов играют
группы (ОН)-, F-, О2", S2", С1-, [ВОз]3", а также [03]2", [S04]2- и др.
Кроме того, в состав некоторых минералов класса силикатов входит
кристаллизационная, цеолитная, межслоевая и адсорбционная вода.
Силикаты отличаются сложным химическим составом и широкими изо-
морфными замещениями как изовалентного, так и гетеровалентного
типа в катионной и анионной частях. Примером изовалентных изоморф-
ных замещений в силикатах могут служить пары Mg2+ — Fe2+ в оливи-
не, А13+—Ре3+ в .гранате, Са2+—Мп2+ в воллаетоните. Гетеровалентный
изоморфизм среди катионов обычно сопровождается аналогичными за-
мещениями среди анионов, как это имеет место в плагиоклазах. Широ-
кие изовалентные замещения среди дополнительных анионов (ОН)" и
F- характерны, например, для топаза, многих слюд и др.
В силикатах и их аналогах преобладают ковалентные $р3-связи в
пределах анионных радикалов [Si04]4~ и существенно ионные —
между катионами и анионами. В минералах, содержащих группы (ОН-)
и НгО, имеется также водородный тип связи.
В зависимости от того, как сочетаются между собой кремне- и
алюмокислородные тетраэдры, различают следующие структуры сили-
катов и алюмосиликатов (рис. 91).
1. Силикаты островной структуры с изолированными тетраэдрами
и изолированными группами тетраэдров. Среди них выделяются:
а) одиночные изолированные кремнекислородные тетраэдры
[Si04]4_ (рис. 91, а), в которых каждый из четырех атомов кислорода
имеет один свободный заряд; между собой тетраэдры непосредственно
не связаны, связь происходит через катионы;
б) изолированные сдвоенные кремнекислородные тетраэдры
[Si207]6- (рис. 91,6); один атом кислорода у них общий, остальные
связаны с катионами;
в) изолированные кольца, состоящие из трех, четырех, шести
кремнекислородных тетраэдров [Si309]6-, [Si40i2]*", [Si60i8]12- (рис. 91,
ей г).
151
2. Силикаты цепочечной структуры, состоящие из простых цепочек
кремнекислородных тетраэдров [SizOe]4-, [Si309]6- и др., с различным
периодом повторяемости (рис. 91, д и е), и сдвоенных цепочек, или
лент, из кремнекислородных тетраэдров типа [Si40n]-6 (рис. 91, ж).
В некоторых минералах Si4* замещен на А13+ с образованием алюмо-
силикатных радикалов типа [(Si, Al)4On]6-.
слад4' З^о обМ
• * о о
Рис. 91. Типы сочленения кремнекислородных тетраэдров в силикатах:
а — одиночный тетраэдр; б — сдвоенные тетраэдры; в — тройные иг — шес-
терные кольца тетраэдров; д — двучленная и е — трехчленная одинарные це-
почки тетраэдров; ж — сдвоенная цепочка (лента) тетраэдров; з — гексаго-
нальная сетка (слой) тетраэдров; и — объемный каркас из тетраэдров
3. Силикаты и алюмосиликаты слоистой структуры, состоящие из
кремнекислородных и алюмокислородных слоев [Si4Oi0]4- и [(Si,
А1)4Ою], в которых тетраэдры связаны тремя общими вершинами
(рис. 91, з).
4. Алюмосиликаты каркасной структуры с непрерывным трехмер-
ным каркасом из алюмо- и кремнекислородных тетраэдров [AlC^]5-' и
152
[Si04]4_, в которых все атомы кислорода общие (рис. 91, и). В алюмо-
силикатах с каркасной структурой сумма ионов А13+ и Si4+ всегда в два
раза меньше, чем число ионов кислорода, а число алюмокислородных
тетраэдров не может быть больше половины кремнекислородных тетра-
эдров. При этом условии формула алюмо-кремнекислородного радикала
имеет вид [Sin-pAlp02n]p-. В случае р=0 получаем электростатически
нейтральный кремнекислородный кар-
кас [SinCbn], отвечающий* только
окислам кремния, например кварцу;
при р>0 в каркасе возникают избы-
точные отрицательные заряды, кото-
рые компенсируются за счет Na+, К+,
Са2+ и других крупных катионов, за-
нимающих полости в каркасной струк-1
туре.
Внутренняя структура и химиче-
ский состав силикатов отражаются
на их облике и физических свойствах, i
Так, силикаты, структура которых
представлена обособленными кремне-
кислородными тетраэдрами, часто
имеют изометрический облик (грана-
ты). Структура гексагонально-при^а-
тического берилла характеризуется
шестерными кольцами [SieOis]12-. В
структуре пироксенов, часто образую-
щих удлиненно-призматические крис-
таллы, цепочки кремнекислородных
радикалов [Si20e]4_ связаны зигзаго-
образными октаэдрическими цепочка-
ми (рис. 92, а). Для других силикатов,
таких, как эпидот, везувиан и др., удлиненно-призматический облик
кристаллов объясняется ведущей структурной ролью крупных катионов
кальция, образующих бесконечные полиэдрические колонки, к которым
сопоставимые по размерам сдвоенные кремнекислородные радикалы
[S1207]6- только «приспосабливаются» (рис. 92, б). По Н. В. Белову,
структурная роль крупных катионов открывает вторую главу кристалло-
химии силикатов, позволяющую объяснить, например, периодичность
кремнекислородных цепочек в волластоните Саз^зОд], родоните
Ca4Mn[Si50i5] и других пироксеноидах порядком чередования ионов
кальция и марганца (рис. 92, е).
В листовых силикатах (слюды, тальк, хлориты) межатомные связи
в пределах слоев кремнекислородных тетраэдров очень прочные, а меж-
ду слоями — гораздо слабее. Поэтому расщепить, разрушить эти мине-
ралы, естественно, легче всего вдоль слоев, чем и обусловливается ха-
рактерная для них весьма совершенная спайность. Слоистые силикаты
отличаются самой низкой твердостью, которая закономерно уменьшает-
ся от алюмосиликатов с ионным типом химической связи (слюды) к
силикатам с ван-дер-ваальсовыми и водородными связями (хлориты,
тальк, глины).
Окраска силикатов в основном имеет хромофорную природу. Пре-
обладающая роль принадлежит ионам железа, марганца, в меньшей
степени — хрома, никеля и меди. Цвет некоторых силикатов вызван
дефектными центрами окраски. Аллохроматическая окраска связана
чаще всего с включениями темноцветных минералов. Плотность сили-
Рис. 92. Типы тетраэдрических крем-
некислородных цепочек и характер
их сочленения с катионными полиэд-
рами в пироксенах (а), волластони-
те (б) и родоните (в)
153
катов зависит от плотности упаковки (островные силикаты тяжелее
каркасных), а также от атомной массы катионов и содержания воды.
Происхождение силикатов эндогенное, главным образом магмати-
ческое (оливин, пироксены, полевые шпаты). Они также характерны
для пегматитов (слюды, турмалин, берилл и др.), скарнов (гранаты,
волластонит и др.), грейзенов и гидротермальных жил (слюды, топаз,
полевые шпаты). Широко распространены силикаты в метаморфиче-
ских породах — сланцах и гнейсах (гранаты, дистен, хлорит и др.).
Силикаты экзогенного происхождения представляют собой обычно про-
дукты выветривания или изменения первичных (эндогенных) минера-
лов (каолинит, глауконит, хризоколла) и слагают мощные толщи оса-
дочных пород.
Силикаты — важные неметаллические полезные ископаемые (кера-
мическое и огнеупорное сырье, строительные, тепло- и электроизоля-
ционные материалы). Силикаты также являются рудами на бериллий,
литий, цезий, цирконий, никель, цинк и редкие земли. Кроме того, к
ним относятся многие драгоценные и поделочные камни (изумруд, ак-
вамарин, топаз, нефрит, родонит и др.).
Общее число минеральных видов силикатов около 800. По расп-
ространенности на долю силикатов приходится более 75% от всех
минералов литосферы. Это объясняется тем, что силикаты и алюмо-
силикаты — важнейшие породообразующие минералы, из которых
сложена основная масса горных пород (полевые шпаты, кварц, слюды,
роговые обманки, пироксены, оливин и др.). Самыми распространенны-
ми в природе являются полевые шпаты.
СИСТЕМАТИКА
Силикаты островной структуры
Силикаты, с изолированными
кремнекислородными тетраэдрами [SiOJ4-
(ортосиликаты)
Простые
Группа фенакита (триг. с): фенакит Be2[Si04], виллемит
Zn2[Si04].
Группа оливина (ромб, с): форстерит Mg2[Si04], фаялит
Fe2[Si04].
Группа циркона (тетр. с): циркон Zr[Si04], торит Th[Si04].
Сложные
Семейство гранатов (куб. с): уграндиты — гроссуляр СазА12
[Si04]3, андрадит Ca3Fe2[Si04]3, уваровит Ca3Cr2[Si04]3, пиральспи-
ты — альмандин Fe3Al2[Si04]3, спессартин МпзА12[8Ю4]3, пироп
Mg3Al2[Si04].
С добавочными анионами
Группа титанита: титанит CaTi[Si04]0 (мон. с), малайяит
CaSn[Si04]0 (мон. с).
Группа топаза:топаз Al2[Si04] (F, ОН)2 (ромб. с).
154
Семейство дистена — андалузита: дистен Al2[Si04]0 (трикл.
с), андалузит Al2[Si04]0 (ромб, с), силлиманит Al[SiA105] (ромб, с),
ставролит FeAl4[Si04]202 (ОН)2 (ромб. с).
Группа хлоритоида: хлоритоид (Fe, Mg)2 (AI, Fe3+)A13 [Si04]02
(ОН)4 (мон. с).
Группа дюмортьерита: дюмортьерит (Al, Fe)7[Si04]3[B03] (О, ОН)3
(ромб. с).
Группа хондродита: хондродит Mg5[Si04]2F2 (мон. с), гумит
Mg7[Si04]3F2 (ромб. с).
Силикаты со сдвоенными
кремнекислородными тетраэдрами [Si207]6-
(диортосиликаты)
С добавочными анионами
Группа бьртрандита: бертрандит Be4[Si207] (ОН)2 (ромб. с).
Группа ильваита: ильваит CaFe22+Fe3+ [Si207]0 (ОН) (ромб. с).
Водные
Группа каламина: каламин Zn4[Si207] (ОН)2-Н20 (ромб. с).
Силикаты с изолированными
и сдвоенными кремнекислородными тетраэдрами
[Si04]4~ +[Si207]e_ (орто-диортосиликаты)
С добавочными анионами
Группа везувиана: везувиан Cai0(Mg, Fe)2Al4 [Si04]s [Si207]2
(OH)4 (тетр. с).
Группа эпидота: эпидот Ca2(Fe, Al) Al2[Si04]i[Si207]0 (ОН) (мон.
с), цоизит Са2А13 [Si04] lSi207]0(OH) (ромб, с), ортит Са(Са, Се)
(Al, Fe)Al2[Si04J [Si207]0(OH) (мон. с), пьемонтит Ca2Mn2Al[Si04]
[Si207]0 (ОН) (мон. с).
Группа лампрофиллита: лампрофиллит SrNa3Ti3[Si207]202F (мон.
с), ринколит (ловчоррит) Na2Cai4CeTi[Si207]20F3 (мон. с).
Силикаты с изолированными кольцами
кремнекислородных тетраэдров [Si6018]12~
и др.
Сложные,
Группа берилла: берилл Be3Al2[Si60i8] (гекс. с), кордиерит (Mg,
Fe)2Al3[SiA1018] (ромб, с), индиалит (Mg, Fe)2Al3[(Si, Al)60i8]
(гекс. с).
С добавочными анионами
Группа турмалина (триг. с): шерл (Na, Ca)Fe3(Al, Fe)6 [SieOi8]
[B03]3(OH,F)4, дравит NaMg3(Al, Fe)6 [Si6018] [B03]3(OH, F)4, эль
6aHTNa(Li, Al)3Al6[Si60i8] [B03]3(OH, F).
155
Водные
Группа диоптаза: диоптаз Cu6[Si60i8] -6Н20 (триг. с).
Группа эвдиалита: эвдиалит (Na, Са)9 (Zr, Ti, Мп) [Si309] [S19O24]
(ОН)3 (триг. с).
Силикаты цепочечной структуры
Силикаты с одинарными цепочками
кремнекислородных тетраэдров [Si2Oe]4-
( пироксены)
Простые (ортопироксены)
Группа энстатита — ферросилита (псевдоромб, с): энстатит
Mg2[Si206], гиперстен (Mg, Fe)2[Si206], ферросилит Fe2[Si2Oe].
Сложные (клинопироксены)
Группа диопсида — геденбергита (мон. с.): диопсид CaMgi[Si206],
геденбергит GaFe)[Si206], иогансентит CaMn[Si206], авгит (Са, Na)
(Mg, Fe2*, Fe*+ Al)[(Si, А1)206].
Группа эгирина (мон. c.)j эгирин NaFeS+fSbCvl, жадеит NaAl
[Si2Oe], сподумен LiAl[Si206].
Силикаты с одинарными цепочками
кремнекислородных тетраэдров
типа [Si,Oe]e_, [Si60i5]10_ и др. (пироксеноиды)
Группа волластонита: волластонит Ca3[Si309] (трикл. с.)*
Группа родонита:родонит CaMn4[Si50i5] (трикл. с).
Силикаты со сдвоенными цепочками
кремнекислородных тетраэдров [Si4Oir]e~
(амфиболы)
С добавочными анионами
Группа антофиллита (ромб, с): антофиллит Mg7[Si4On]2(OH)2,
жедрит (Mg, Fe, Al) [(Si, А1)4Оц]2(ОН, F)2.
Группа актинолита (мон. с): тремолит Ga2Mg5{Si4On]2(OH)2,
актинолит Ca.2Fe5{Si4Ou]2(OH)2. .
Iруппа роговой обманки (мон. с): роговая обманка (Ca.Na) (Mg,
Fe)4(Al, Fe) [(Si, А1)4Ом]2(ОН)2, феррогастингсит NaCa2Fe42+(Al,
Fe8+) [Si3A10n]2(OH, F)2.
Группа щелочных амфиболов (мон. с.): арфведсонит Na (Са, Na)
(Fe2+,Mg2+, Fe^, А13+) [(Al, Si)4On]2(OH, F)2, глаукофан NaNaMgsAbj
[Si40„]2(OH, F)2, рибекит NaNaFe^Fes3* [Si4Oi,]2(OH, F)2.
156
Силикаты с усложненными цепочками
кремнекислородных тетраэдров
типа [Si40I2]
'Группа астрофиллита: астрофиллит K3(Fe, Mn)7Ti2<[Si4Oi2]02(OH)5,
(трикл. с).
Группа энигматита: энигматит Na2Fe5Ti[Si60i8]03 (трикл. с).
Силикаты и алюмосиликаты
слоистой структуры
Силикаты
с двухслойными пакетами
С добавочными анионами
Группа серпентина (мон. е.): серпентин Mg6[Si4O10] (0Н)8.
Семейство каолинита (мон. с): каолинит Al4[Si4Oio] (ОН)8, диккиг
AI4[Si4O10](OH)8, накрит Al4[Si4Oio] (ОН)8, галлуазит Al4[Si40ml
(0Н)8-4Н2О.
Водные
Группа аллофана: аллофан mAl203-nSi02-pH20 (аморфный).
Силикаты и алюмосиликаты
с трехслойными пакетами
С добавочными анионами
Группа талька-пирофиллита (мон. с): тальк Mg3[Si4Oi0] (ОН)г,
пирофиллит Al2[Si4O10] (ОН)2.
Семейство слюд (мон. с): мусковит KAl2[Si3A10io] (ОН, F)2, фло-
гопит KMgatSisAlOjol (ОН, F)2, биотит K(Fe, MgMSisAlO.o] (ОН, F)2,
лепидолит KLii,5Ali,5[Si3A10]o] (ОН, F)2.
Группа Маргарита: Маргарит CaAl2[Si2Al2Oio] (ОН)2 (мон. с).
Водные
Семейство гидрослюд (мон. с): вермикулит (Mg, Fe2+, Fe3+)3 [(Si,
Al)4010](OH)2-4H2O, глауконит (К, H30) (Fe3+, Al, Fe2+,Mg)^[Si3AlO10]
(0H)2-nH2O, гидромусковит (К, Н30) [Si3A10IO] (ОН)2пН20, стильп-
номелан KFe4Al[Si4Oi0] (ОН)4-Н20.
Семейство монтмориллонита (мон. с): монтмориллонит (Al, Mg)2
[Si4O10](OH)2-4H2O, бейделлит Al2[(Si, А1)40ю] (ОН)2-4Н20, нонтро-
нит (Fe, Al)2[(Si, А1)4Ою] (ОН)2-4Н20, хризоколла Cu4[Si4Oi0] (ОН)2-
■4Н20 (аморфная).
Группа палыгорскита (мон. с): палыгорскит . Mg2Al2[Si802o]
(0Н)2-8Н2О, сепиолит Mg8[Sii203o] (ОН)4- 12Н20, чароит foNaCas.
[Si12O30] (ОН, F).3H20.
157
Силикаты и алюмосиликаты
с многослойными пакетами
С добавочными анионами •
Семейство хлоритов (мон. с): пеннин (Mg, Al)6 [Si3,5Alo,50io] (ОН)8,
клинохлор (Mg, Al)€[Si3A10io] (ОН)8, прохлорит (Mg, Fe, Al)6
[Si^sAlbsdo] (ОН)8, шамозит (Ре2+, Mg, Fe3+)e[Si3AlO10] (ОН)8, тю-
рингит (Fef**, Mg, Бе3+, АОб'^АЬОт] (ОН, 0)8,
Алюмосиликаты каркасной структуры
(каркасные алюмосиликаты)
Алюмосиликаты с радикалами
типа [SiAlOJ- (фельдшпатиды)
Сложные
Группа нефелина: нефелин KNa3[SiА104]4 (гекс. е.).
с добавочными анионами
Семейство канкринита-содалита: канкринит NaeCa2[SiA104]6 [СОз,
S04] (ОН)2 (гекс. с), содалит Na8[SiA104]6Cl2 (куб. с), лазурит
Na6Ca2[SiA104]6 (S04, S, С12) (куб. с).
Группа гельвина (куб. с): гельвин (Mn2+)4[SiBe04]3S, даналит
Fe4[SiBe04]3S, гентгельвин Zn4[SiBe04]3S.
Алюмосиликаты с радикалом
типа [Si2A10ej_
Простые
Группа лейцита: лейцит R[Si2A106] (псевдокуб. с).
Водные
Группа анальцима — поллуцита (псевдокуб. е.): анальцим
Na[Si2A106]-Н20, поллуцит Csi_n'Nan[Si2A106]-пН20.
Алюмосиликаты с радикалами
типа [Si3A108]-, [Si2AI208]_ и др.
Простые (флевЫе шпаты)
Группа К—Na-полевых шпатов: санидин (К, Na) [Si3A108] (мон.
с), ортоклаз (К, Na) [Si3A108] (мон. с), микроклин (К, Na) [Si3A108]
(трикл. с).
Группа плагиоклазов (трикл. с): альбит Na[Si3A108], анортит
Oa[Si2Al208], цельзиан Ba[Si2Al208].
158
Семейство данбурита: данбурит Ca[Si2B208] (ромб, с), датолит
Cas[Si2B208(OH)2] (мон. с), аксинит Ca2(Fe, Мп)Al2[Si4B015(OH)]
(трикл. с).
С добавочными анионами
Группа скаполита (тетр. с): "мариалит Na4[Si3A108]3Cl, мейонит
Ca4[Si2Al208]3 (С1, С03, S04).
Алюмосиликаты с радикалами
типа [Si3Al2O10]2-, [Si4Al20lz]2-H др.
Водные (цеолиты)
Группанатролита (ромб, с): натролит Na2[Si3Al2Oi0]-2Н20, ско-
лецит Ca[Si3Al2Oi0] -ЗН20, мезолит'Na2Ca2[Si3Al2Oi0]3-8H2O.
Группа ломонтита: ломонтит Ca[Si4Al2Oi2]-4Н20 (мон. е.).
Группа шабазита: шабазит (Са, Na2) [Si4Al20i2]-6Н20 (трив. с),
гмеленит (Ка, Са) [Si4Al20i2] -6Н20 (гекс. с).
Группа гейландита (мон. с): гейландит (клиноптилолит)
CafSijAlsOis]-6Н20, десмии (стильбит) (Са, Na2) [Si7Al20i8]-7Н20,
эпистильбит Ca[Si6Al2Oi0] -5Н20.
Группа морденита: морденит (птилолит) (Na2, Са) [Sii0Al2O24] •
•7Н20 (ромб. с).
Силикаты островной структуры
Силикаты с изолированными
кремнекислородными тетраэдрами
[SiOJ4- (ортосиликаты)
Простые
ФОРСТЕРИТ Mg2[Si04] и ФАЯЛИТ Fe2[Si04] — крайние члены
изоморфного ряда оливина (Mg, Fe)2[Si04J. Содержат примеси Со,
Ni и др. Кристаллическая структура близка к плотнейшей гексагональ-
ной упаковке, в которой октаэдрические полиэдры двух типов Mi и М2
с катионами Mg и Fe располагаются в виде зигзагообразных цепочек,
связанных изолированными тетраэдрами [Si04]4~ (рис.93). •
Сингония ромбическая. Распространены в виде зернистых масс и
отдельных кристаллов.
Цвет желто-зеленый, оливково-зеленый (отсюда название), но в
зависимости от состава может изменяться от светло-желтого до темно-
зеленого и черного. Черный цвет оливина обусловлен развитием серпен-
тина по многочисленным микротрещинам. Блеск стеклянный. Твер-
дость 6,5—7. Спайность средняя. Излом мелкораковистый. Плотность
3,2—3,5 (в зависимости от состава). Оливин легко разлагается кисло-
тами, даже уксусной, с выделением студневидного кремнезема.
Разновидности. Желтовато-зеленый прозрачный оливин носит наз-
вание хризолита1.
1 Добываемый в россыпях Урала минерал, называемый хризолитом, иа самом деле
является демантоидом (гранатом).
159
Происхождение. Магматическое — образуется при кристаллизации
ультраосновной магмы, бедной кремнеземом и глиноземом. Является
одним из главных минералов ультраосновных пород: дуниты почти пол-
ностью сложены оливином, в перидотитах он встречается совместно с
пироксеном, хромитом, магнетитом, платиной, встречается также в габ-
бро, базальтах и кимберлитах вместе с пироксеном, основными плаги-
оклазами. Предполагается, что в мантии оливин не устойчив и пред-
ставлен более плотной шпинелеподобной модификацией.
Форстерит образуется в магнезиальных скарнах вместе с другими
магнезиальными минералами: шпинелью, периклазом, флогопитом, тре-
молитом и др. Обычно оливин замещается серпентином, за его счет
образуются тальк, хризотил-асбест,
хлорит. В жор ах выветривания при г— ?—
разложении оливиновых пород раз- ••
виваются магнезиальные слоистые I
силикаты, обогащенные никелем,
гидроокислы железа, содержащие
кобальт, магнезит, опал.
....
Рис. 93. Кристаллическая структура оли-
вина в полиэдрическом изображении в
проекции на {100}; точками выделены ка-
тионы в октаэдрической позиции Mi, а
штриховкой — в М2
Рис. 94. Кристаллы циркона дипирами-
дальной формы из щелочных пегмати-
тов (Урал). Увел, в 2 раза
Породы, содержащие оливин, широко распространены. В СССР они
известны на Урале, в Карелии, Восточиом Саяне, на Камчатке и в
других местах.
Применение. Маложелезистые оливиновые породы могут иметь
практическое значение как огнеупорное сырье. Хризолит — драгоцен-
ный камень.
ЦИРКОН Zr![Si04]. В виде изоморфных примесей содержит Hf,
Th и TR. В кристаллической структуре изолированные тетраэдры
[Si04] соединяются общими ребрами с восьмивершинниками, в центре
которых находятся ионы Zr*'.
Сингония тетрагональная. 0"бычно встречается в виде хорошо об-
разованных кристаллов. Из простых форм развиты тетрагональные
призмы и дипирамидн.
Цвет золотистый, желтый, бурый, серый. Блеск алмазный. Харак-
терны высокая твердость (7,5—8) и значительная плотность (4, 7).
Спайность отсутствует.
Разновидности. Прозрачный циркон — гиацинт. Метамиктиый
агяркон — малакон.
160
Происхождение. Магматическое и пегматитовое. Как акцессорный
(второстепенный) минерал распространен в изверженных горных поро-
дах — гранитах и сиенитах. Дипирамидальные кристаллы размером
1 см и более характерны для щелочных пегматитов (рис. 94). Встреча-
ется вместе с полевыми шпатами, апатитом, сфеном, нефелином, черной
слюдой (лепидомеланом), минералами редких земель, тантала, ниобия
и тория. Как механически стойкий минерал циркон накапливается в
россыпях, откуда и добывается (иногда совместно с монацитом).
Месторождения. В СССР: в щелочных пегматитах Урала. За рубе-
жом: россыпи в Бразилии, в США (Флорида), на о. Шри-Ланка, в пег-
матитах Норвегии и Мадагаскара.
Применение. Циркон является рудой на металл цирконий, употреб-
ляемый в производстве быстрорежущих сталей и броневых плит. Окись
циркония используется как высокоогнеупорный и кислотоупорный ма-
териал. Попутно из циркона может добываться гафний. Гиацинт — дра-
гоценный камень.
Сложные
Семейство гранатов
К гранатам относятся сложные по составу ортосиликаты двух- и
трехвалентных катионов с общей формулой R32+R23+[Si04]3, где R2+=
=Са, Mg, Мп, Fe, a R3+=A1, Fe, Сг. Среди гранатов выделяют два
подсемейства: уграндиты с R2+=Ca2+ и R3+= (Al, Fe3+, Сг3+) и
пиральспитыс R3+=A1 и R2+= (Mg, Fe2+, Мп2+). В кристаллической
структуре граната изолированные тетраэдры [Si04]4~ связаны верши-
нами с октаэдрами Р3+-катионов и ребрами с восьмивершинниками
К2+-полиэдров, образуя каркасный мотив.
Рис. 95. Кристаллы граната
Сингония кубическая. Обычно встречаются в хорошо выраженных
кристаллах — ромбододекаэдрах и тетрагон-триоктаэдрах или комби-
нациях этих форм (рис. 95). Кроме того, образуют сплошные зернистые
и сливные массы.
Цвет различный (см. ниже). Блеск стеклянный. Очень характерны
высокая твердость (7—8) и отсутствие спайности. Плотность изменяет-
ся в связи с составом от 3,4 до 4,3.
Уграндиты (кальцевые гранаты) Ca3R31 [Si04]3
ГРОССУЛЯР Са3А12 [Si04]3. Цвет светло-зеленый, красноватый
или зеленовато-бурый. Характерен для контактов с известняками (скар-
нов).
6 А. В. Миловский, О. В. Кононов 161
АНДРАДИТ Ca3Fe2 [Si04]3. Цвет бурый до черного, красный, зе-
леновато-бурый. Встречается также в скарнах, реже в сланцах и дру-
гих породах. Демантоид — прозрачная разновидность андрадита
зеленого цвета (1,5% Сг203), является драгоценным камнем (в россы-
пях Нижнетагильского района на Урале). Меланит — андрадит чер-
ного цвета, обогащен титаном.
УВАРОВИТ Са3Сг2 [SiC>4]3. Цвет изумрудно-зеленый. Образует
мелкокристаллические корочки на хромите. Редкий. Хорошие образцы
известны из Сарановского месторождения хромита на Северном Урале.
Пиральспиты (алюмогранаты) R|+Al2[Sio4]3
АЛЬМАНДИН Fe3Al2 [Si04]3. Цвет красный, коричневый, фиолето-
вый. Самый распространенный из гранатов. Обычен в кристаллических
сланцах и гнейсах.
СПЕССАРТИН Mn3Al2 [Si04]3. Цвет розовый, красный, желтовато-
бурый. Встречается в пегматитах и кристаллических сланцах (Восточ-
ная Сибирь, Карелия).
ПИРОП Mg3Al2 [Si04]. Цвет темно-красный. Находится в ультра-
основных породах, богатых магнием, и продуктах их разрушения. Ха-
рактерен для алмазоносных пород (кимберлитов) Якутии и ЮАР.
Происхождение. 1. Метаморфическое. Гранаты широко распрост-
ранены и особенно характерны для метаморфических пород — кристал-
лических сланцев и гнейсов. В кристаллических сланцах гранаты,
главным образом альмандин и спессартин, являются породообразующи-
ми минералами наряду со слюдами, дистеном и др. (слюдяно-гранато-
вые и другие сланцы). Эти породы известны в Восточной Сибири, Ка-
релии, а также на Урале. 2. Контактово-метасоматическое. Для кон-
тактов с известняками характерны гроссуляр и андрадит. В скарнах
гранат встречается совместно с салитом, геденбергитом, везувианом,
эпидотом, шеелитом, магнетитом, сульфидами железа, меди, свинца и
цинка. Скарны, в которых гранат является ведущим породообразующим
минералом, известны в Средней Азии, на Северном Кавказе, в Хакасии,
Восточном Саяне и в других местах. 3. Магматическое. В кимберлитах
гранат представлен пиропом. Гранаты встречаются также в гранитах
и пегматитовых жилах. При выветривании гранаты как химически стой-
кие минералы переходят в россыпи.
Применение. В промышленности гранаты находят применение как
абразивный материал. Прозрачные красные и зеленые кристаллы гра-
ната (альмандин, пироп, андрадит) — драгоценные камни.
С добавочными анионами
ТИТАНИТ (сфен) CaTi[Si04]0. Иногда с примесью TR3+, Sn.
Кристаллическая структура сфена имеет слоистый мотив, «сплетенный»
из колонок Са2+-семивершинников с общими ребрами и цепочек из
Т14+-октаэдров, связанных между собой кремнекислородными тетра-
эдрами.
Сингония моноклинная. Кристаллы клиновидной, таблитчатой фор-
мы, плоские (рис. 96). Характерны одиночные кристаллы, вросшие в
полевой шпат; все они в поперечном сечении имеют форму уплощенно-
го ромба.
Цвет коричневый, бурый, золотистый, иногда жетговатый и др.
Блеск алмазный, в изломе жирный. Спайность совершенная. Твердость
5,5. Плотность 3,5.
162
Происхождение. Титанит может быть различного происхождения.
Как акцессорный минерал в изверженных породах он имеет магмати-
ческое происхождение. Крупные кристаллы титанита (до нескольких
сантиметров) встречаются в пегматитовых жилах, особенно щелочного
состава. Здесь он ассоциирует с полевым шпатом, роговой обманкой,
ильменитом, цирконом и другими минералами. Обычен для контактов
с известняками (с диопсидом, апатитом, скаполитом) и для метамор-
фических пород. В жилах альпийского типа в ассоциации с кальцитом,
адуляром, хлоритом образует кракивые кристаллы.
Месторождения. В СССР: в пегматитах Ильменских гор на Урале,
в контактовых породах Слюдянжи
(Прибайкалье), в щелочных поро-
дах Хибин.
///
001
102
111
110
110
Рис. 96. Кристаллы титанита
Рис. 97. Кристалл топаза
Применение. Значительные скопления титанита могут иметь про-
мышленное значение как руда на титан.
ТОПАЗ Al2 [Si04] (F, ОН)2. Кристаллическая структура топаза
имеет четырехслойную гексагональную плотнейшую упаковку, в кото-
рой каждый ион А13+ находится в октаэдрическом окружении четырех
ионов О2-, принадлежащих тетраэдрам [Si04]2~, и двух ионов F- или
(ОН)~, располагающихся послойно.
Сингония ромбическая. Кристаллы призматические, хорошо обра-
зованные, богаты гранями — ромбические призмы, дипирамиды, пина-
коид (рис. 97). Встречается в виде красивых друз и мелкозернистых
масс (топазовый грейзен). Характерна грубая штриховка вдоль верти-
кальной оси кристаллов. Размер кристаллов может быть очень боль-
шим: на Украине в 1966 г. найден кристалл топаза массой 117 кг, вы-
сотой 82 см.
Цвет желтый, дымчатый, голубой, розовый, часто бесцветен. Блеск
стеклянный. Характерны совершенная спайность по {001}, высокая
твердость — 8 и значительная плотность — 3,5. По этим признакам, а
также по вертикальной штриховке топаз отличают от кварца.
Происхождение. Встречается в пегматитовых жилах, особенно в
полостях («занорышах») этих жил в парагенезисе с кварцем, орто-
клазом, альбитом, слюдой. В грейзенах (пневматолитовое происхожде-
ние) ассоциирует с кварцем, аквамарином, флюоритом, касситеритом и
вольфрамитом.
6*
163
Месторождения. В СССР: в пегматитах Урала, на Волыни (круп-
ные дымчатые топазы), в Восточной Сибири, в россыпях по рекам Са-
нарка и Каменка на Урале (розовые топазы). За рубежом: в Бразилии
и на Мадагаскаре.
Применение. Употребляется как драгоценный камень.
Семейство дистена-андалузита
Дистен, андалузит и силлиманит, хотя и имеют один и тот же хи-
мический состав, различны по структуре и образуются в процессе мета-
морфизма пород при различных температуре и давлении.
ДИСТЕН (кианит) Al2 [Si04]0 (греч. «ди» — два, «стен» — сила,
т. е. двусильный, двоякосопротивляющийся; «кианес» — синий).
В кристаллической структуре дистена, андалузита и силлиманита по-
ловина А13+-октаэдров образует вытянутые вдоль оси С колонки с об-
щими ребрами. В дистене, в отличие от других модификаций, эти ко-
лонки связаны с другой половиной аналогичных октаэдрических коло-
нок в гофрированные слои, которые соединяются между собой кремне-
кислородными тетраэдрами [Si04]4~ таким образом, что основание каж-
дого тетраэдра принадлежит одному слою, а вершина — соседнему.
Сингония триклинная. Кристаллы удлиненные, пластинчатые,
иногда изогнутые.
Цвет синий, голубой, реже белый, серый. Блеск стеклянный. Спай-
ность совершенная по {010}. Твердость на плоскости спайности по длине
кристалла 4,5, поперек — 6. Плотность 3,6.
Происхождение. Метаморфическое: дистен — типичный минерал
кристаллических сланцев (дистено-гранатовые, слюдяно-дистеновые и
другие сланцы). Спутники дистена — слюды, гранат, корунд, андалу-
зит и др.
Месторождения. Кристаллические сланцы с дистеном широко расп-
ространены в Саяно-Байкальской горной области, на Кольском полу-
острове, в Карелии и на Урале.
Применение. Содержащие дистеи породы могут быть использованы
как высокоглиноземистое сырье и при производстве огнеупорных из-
делий.
АНДАЛУЗИТ Al2 [Si04]0. В кристаллической структуре андалу-
зита, в отличие от дистена, вторая половина ионов А13+ находится в
необычном окружении пяти ионов кислорода.
Сингония ромбическая. Кристаллы призматические, столбчатые
поперечное сечение их близко к квадратному (характерный признак).
Цвет розовый, серый. Блеск стеклянный. Спайность совершенная
по {010}. Обладает высокой твердостью — 7,5. Плотность 3,2.
Разновидности. Андалузит, содержащий закономерные симметрич-
но расположенные включения углистого вещества, носит название
хиастолита. Обычно в поперечном сечении такие включения имеют
вид черного креста.
Происхождение. Метаморфическое — характерен для слюдяных и
глинисто-углистых сланцев, также образуется на контактах извержен-
ных пород со сланцами. В глинистых сланцах нередко встречаются
крупные призматические кристаллы. Спутники андалузита — слюды,
гранат, иногда корунд.
Месторождения. Сланцы с андалузитом известны в Казахстане,
Туркестанском хребте, Восточном Саяне и других местах; андалузит с
корундом — в месторождении Семизбугу (Северный Казахстан).
Применение. Как высокоглиноземистое сырье используется в фар-
форовой промышленности.
164
СИЛЛИМАНИТ Al [SiAlOs]. Кристаллическая структура силлима-
нита отличается от структуры дистена и андалузита тем, что вторая
половина ионов А13+ находится в тетраэдрической координации и обра-
зует вместе с ионами кремния непрерывные цепочки [AlSiOs]3-, вытя-
нутые вдоль оси С.
Сингония ромбическая. Обычно встречается в виде волокнистых
масс (ф т б р о л ,и. т), кристаллы игольчатые.
Цвет серый с буроватым или зеленоватым оттенком. Спайность
совершенная. Блеск стеклянный. Твердость 6,5—7.
Происхождение. Метаморфическое — характерен для глубоко-
метаморфизованных пород, богатых глиноземом (гнейсов, кристалличе-
ских сланцев). Встречается совместно с кордиеритом, биотитом, квар-
цем.
Месторождения. В СССР силлиманитовые гнейсы находятся во
многих местах Восточной Сибири. Богатые силлиманитом, породы из-
вестны около Кяхты в Бурятии. Силлиманитовые гнейсы наряду с дру-
гими породами участвуют в строении фундамента Восточно-Европей-
ской платформы. Крупные месторождения силлиманита известны в
Индии.
Применение. Силлиманит является важным керамическим сырь-
ем.
СТАВРОЛИТ FeAU[Si04]202 (ОН)2 (греч. «ставрое» — крест,
для минерала характерны крестовидные двойники; см. рис. 29). Крис-
таллическая структура ставролита представляет собой слои кианито-
вого типа, чередующиеся со слоями из Fe-тетраэдров и А13+-октаэдров,
связанных вершинами.
Сингония ромбическая. Кристаллы призматического вида.
Цвет коричневый, бурый. Блеск стеклянный. Спайность средняя.
Твердость 7—7,5.
Происхождение. Образуется в результате регионального метамор-
физма; типичен для кристаллических сланцев. Встречается совместно
с андалузитом, дистеном, слюдами, гранатом.
Силикаты со сдвоенными
кремнекислородными тетраэдрами
[Si207]6~ (диортосиликаты)
Водные
КАЛАМИН (галмей) Zn4[Si207] (ОН)2Н20 (ZnO 67,5%). В крис-
таллической структуре каламина группы [Si207]6~ связаны со спарен-
ными тетраэдрами Zn2(0, ОН)7 общими вершинами. Молекулы воды
располагаются в пустотах между тетраэдрами.
Сингония ромбическая. Кристаллы мелкие, имеют таблитчатый
или призматический вид, обычно образуют друзы, мелкокристалличе-
ские корочки (в пустотах), наблюдаются также почковидные, натечные
формы.
Бесцветен или светлоокрашен (белый, светло-желтый, бледно-голу-
бой) . Блеск стеклянный. Твердость 5. Плотность 3,5.
Происхождение. Экзогенное — в зоне окисления полиметалличе-
ских месторождений; образуется за счет разрушения сфалерита. В зоне
окисления ассоциирует со смитсонитом, церусситом, лимонитом, каль-
цитом, доломитом, сульфидами свинца и цинка.
165
Месторождения. В СССР известен на полиметаллических место-
рождениях Восточного Забайкалья Кличкинском, Тайнинском и др.
(Читинская обл.).
Применение. В случае больших скоплений совместно со смитсони-
том является важной рудой на цинк (галмейные руды).
Силикаты с изолированными
и сдвоенными кремнекислородными
тетраэдрами [Si04]4~ + [Si207]6- (орто-диортосиликаты)
С добавочными анионами
ВЕЗУВИАН Са10 (Mg, Fe)2Al4 [Si04]5 [Si207]2(OH)4. Иногда со-
держит Be, TR, В, F и др. В кристаллической структуре везувиана ко-
лонки ионов Са2+ (К.Ч.=8) и ионов Mg2+, Fe2+, Fe3+ (К.Ч.=6) связа-
ны изолированными и сдвоенными тетраэдрами [Si04]4~ и [Si207]6~.
Сингония тетрагональная. Кристаллы имеют хорошую огранку,
обычно призматические (вытянутые или короткопризматические), иног-
да пирамидальные. Агрегаты имеют шестоватое строение и образуют
сплошные зернистые массы.
Цвет зеленый разных оттенков — от серо-зеленого и желтовато-
зеленого до зеленовато-бурого. Блеск стеклянный. Хрупок. Спайности
обычно нет, иногда средняя по {ПО}, {100}. Излом неровный. Твердость
6,5. Плотность 3,4. В сплошных массах похож на эпидот и гранат.
Разновидности. Хорошо образованные кристаллы везувиана, встре-
чающиеся совместно с гроссуляром в контактовых породах по р. Ах-
таранде, притоке Вилюя (Якутская АССР), называются вилуитом.
Происхождение. Характерный минерал скарнов, распространен в
контактах с известняками. Встречается совместно с кальцитом, диопси-
дом, гранатом, эпидотом, волластонитом, хлоритом и др.
Везувиан обычен для скарнов Средней Азии, метаморфических по-
род Урала и ряда других районов СССР.
Применение. Везувиан, содержащий бериллий (до 9,2% ВеО), мо-
жет служить рудой на бериллий (встречается редко).
ЭПИДОТ Ca2(Fe, А1)А12 [Si04] [Si207]0(OH). Обычны примеси
Мп2+ и TR3+. В кристаллической структуре цепочечный мотив подчерки-
вается колонками Al-октаэдров, скрепленных изолированными и сдво-
енными тетраэдрами [Si04]4~ и [Si207]6-, между которыми располага-
ются отдельные (Fe3+, Al)-октаэдры, Са2+-семивершинники и (Са2+,
Се3+)-девятивершинники (в ортите) (рис. 98).
Сингония моноклинная. Кристаллы удлиненно-призматические,
шестоватые, иногда уплощенные, нередко сдвойникованные. Характер-
на грубая штриховка вдоль удлинения кристаллов. Часто образует
сплошные, зернистые и шестоватые агрегаты.
Цвет желто-зеленый и других оттенков зеленого цвета. Блеск стек-
лянный. Твердость 6,5. Плотность 3,5.
Происхождение. Скарновое — в контактах встречается совместно
с гранатом, кальцитом, кварцем, диопсидом. Характерно нахождение
эпидота в основных эффузивных породах и в метаморфических породах
с» хлоритом и амфиболом (зеленые сланцы); хорошо образованные
кристаллы встречаются в жилах альпийского типа.
Минерал распространенный, хорошо ограненными кристаллами
славится Ахматовекая копь в Назямских торах (Урал). Красивы
Г 166
лучистые агрегаты эпидота с андрадитом из Дашкесанского месторож-
дения железных руд (Азербайджан).
ЦОИЗИТ Ca2Al3TSi04] [Si207]0(OH). Иногда содержит " примесь
железа и марганца. Кристалличе-
ски екая структура близка структуре
Рис. 98. Структура эпидота в шариковой (а) и полиэдрической (б) моделях
Сингония ромбическая. Образует призматические, исштрихован-
ные вдоль кристаллы и зернистые массы.
Цвет серый, зеленоватый. Блеск стеклянный. Твердость 6. Цоизит
уверенно можно определить только под микроскопом.
Разновидности. Соссюрит — тонкозернистый цоизит в смеси с
альбитом или серицитом, продукт разрушения плагиоклазов, наблю-
даемый обычно под микроскопом. Т у л и т — содержит примесь Мп.
Происхождение. Метаморфическое — образуется при гидротер-
мальной обработке пород, содержащих основные плагиоклазы. Обычно
ассоциирует с амфиболами. Является распространенным минералом ме-
таморфических сланцев, амфиболитов и изверженных пород.
ОРТИТ Са (Са, Се) (Al, Fe) Al2[SiO<] [Si207]0 (ОН). Кроме Се
содержит La, Y и другие редкие земли, а также Th. Кристаллическая
структура аналогична структуре эпидота.
Сингония моноклинная. Характерна таблитчатая или пластинчатая
форма кристаллов. Кристаллы ортита имеют ровные прямые грани
(греч. «ортос» — прямой).
Цвет смоляно-черный, темно-бурый. Блеск смолистый, жирный.
Твердость 6. Плотность 4,1. Радиоактивен.
Происхождение. Магматическое — встречается как акцессорный
минерал в кислых интрузивных породах. Наиболее характерно пегмати-
товое происхождение, иногда образует крупные кристаллы (длиной до
10 см).
167
Месторождения. Известен в пегматитах Ильменских гор (Урал),
Слюдянки (Прибайкалье) и в других местах.
Применение. Возможный источник редких земель и тория.
Силикаты с изолированными кольцами
кремнекислородных тетраэдров [Sie018]12~~
и др.
Сложные
БЕРИЛЛ Ве3А12 [Si60i8] (Be 5,1%). Часто содержит щелочные
металлы Li, Na, К, Rb, Cs; Н20, а также Сг3+, Fe2+ и Fe3+. В кристалли-
ческой структуре берилла шес-
терные кольца [SieOie]12-
(рис. 99) связаны между со-
бой ионами Ве2+ (К. Ч.=4)
и А134" (К. Ч.=6) с образова-
нием полых гексагональных
колонок, в каналах которых
располагаются щелочные ионы
и молекулы Н20.
Сингония гексагональная.
Кристаллы столбчатого вида,
обычно представляют собой
комбинацию гексагональной
призмы и пинакоида, иногда
головка кристаллов усложнена
дипирамидами (рис. 100). Ха-
рактерна вертикальная штри-
ховка. Обычно встречается в
кристаллах; кристаллы часто
крупные, масСа их достигает
нескольких десятков кило-
граммов.
Цвет зеленый,, желто-зеле-
ный, голубой, белый, розовый.
Блеск стеклянный. Излом не-
ровный. Твердость 7,5—8.
Плотность 2,7.
Разновидности. Прозрач-
ный берилл зеленого цвета но-
сит название изумруда
(цвет обусловлен примесью
хрома). Прозрачные, голубова-
тые кристаллы берилла цвета
морской воды, называют ак-
вамарином (лат. «аква» —
вода, «марэ» — море), желтьТе — гелиодорм (греч. «гелиос» —
солнце) .Воробьевит — бледно-розовый щелочной берилл.
Происхождение. Пегматитовое — в ассоциации с полевым шпатом,
кварцем, мусковитом, турмалином и другими минералами пегматитовых
жил. Также характерен для альбититов, грейзенов и высокотемпера-
турных гидротермальных жил; в них берилл ассоциирует с топазом,
вольфрамитом, касситеритом, молибденитом.
Рис. 99. Структура берилла в проекции на пи-
накоид (а) н призму (б): 5Ю4-тетраэдры от-
мечены штриховкой, Ве04-тетраэдры — кра-
пом. Черные крупные кружки — А1, мелкие —
Be
168
WW
/121
WW
rofr im
Месторождения. В СССР: берилл известен во многих пегматитовых
жилах, изумруд — на Урале, аквамарин — в пегматитах Урала и в
грейзенах Забайкалья и Казахстана. За рубежом: в пегматитах США
(штаты Мэн, Нью-Гемпшир), ЮАР, Мадагаскара, Афганистана!; круп-
ное месторождение изумру
" 0001
дов находится в Колумбии
(копи Мюсо) — в битуми-
нозных известняках и слан-
цах с пегматитами; аквама-
рин — в. пегматитах Бра-
зилии (Мияас-Жерайс).
Применение. Исполь-
зуется как руда на берил-
лий, который применяется
для получения легких спла-
вов с магнием, алюминием
tow
Рис. 100. Кристаллы берилла
и медью. Соли берилла применяются в различных отраслях промыш-
ленности. Изумруд — драгоценный камень высшего класса. Аквама-
рин — также драгоценный камень.
КОРДИЕРИТ (Mg, Fe)2A!3 [Si5A10,8]. Иногда содержит Be. Крис-
таллическая структура близка структуре берилла.
Сингония ромбическая. Кристаллы призматические, псевдогекса-
гонального облика; чаще встречается в сплошных массах и неправиль-
ных вкрапленниках.
Цвет серый, часто дихроичный синий разных оттенков, реже фио-
летовый, бесцветный. Спайность несовершенная. Твердость 7—7,5.
Блеск стеклянный.
Происхождение. Типичный минерал метаморфических пород —
гнейсов и кристаллических сланцев. Встречается вместе с плагиоклаза-
ми, роговой обманкой, силлиманитом, андалузитом, биотитом. Иногда
магматического происхождения — в эффузивных породах (трахитах,
андезитах). При разложении переходит в слюдо- и талькоподобные
продукты.
Месторождения. В СССР метаморфические породы с кордиеритом
известны на Урале, в Восточном Саяне, на Патомском нагорье и в
Забайкалье.
Применение. Прозрачный дихроичный кордиерит — ювелирный
камень.
С добавочными анионами
ШЕРЛ (Na, Ca)Fe3(Al, Fe)6 [Si6018] [B03]3(OH, F)4 ДРАВИТ
NaMg3(Al, Fe)6 [Si60i8] [B03]3(OH, F)4) ЭЛЬБАИТ Na,(Li, A1)3A16
[SieOis] [B03]3(OH, F) — сложные по составу кольцевые боратосили-
каты — крайние члены группы ТУРМАЛИНА. Полная изоморфная
смесимость установлена между шерлом и эльбаитом и между шерлом и
дравитом. Кроме того, позиции Mg32+, Fe32+ или (Li+, А13+)3 обычно ча-
стично замещены ионами Мп2+. Турмалин содержит иногда примесь
СгЗ+ V3+, Ti*+ и других элементов. В кристаллической структуре гекса-
гональное (или дитригональное) кольцо из кремнекислородных тетра,-
эдров (рис. 101) сочленено общими вершинами с тремя (Mg2+, Fe2+)-
октаэдрами, окруженными тремя радикалами [В03]3- и тремя парами
А^-октаэдров, связывающих кольца между собой. Между соседними
лежащими друг над другом двухслойными кольцами располагаются
ионы Na+ и (ОН)-.
Сингония тригональная. Кристаллы удлиненные, столбчатые, вы-
169
тянутые вдоль оси С. Из простых форм преобладают тригональные и
дитригональные призмы и пирамиды, иногда встречается моноэдр
(рис. 102). Характерна штриховка кристаллов вдоль вертикальной осн
а 6 Л
Рнс. 101. Структура турмалина:
а — слои из [В03-]3--радикалов (черные), (Mg, Ре)Ов-октаэд-
ров (заштрихованные) и А106-октаэдров; б — шестерное кремне-
кислородное кольцо из следующего слоя; в — положение (Са,
№)Об-октаэдров (отмечено крапом)
0221
и форма сферического треугольника в поперечном сечении. Размер от-
дельных кристаллов достигает 30—40 см, но обычно кристаллы мелкие.
Радиально-лучистые агрегаты турмалина носят название турмали-
нового солнца (рис. 103); встре-
чаются также игольчатые и зернистые
агрегаты.
Цвет различный: шерл — темно-
синий, черный, дравит — бурый, эль-
баит — розовый, зеленый или белый.
Спайность отсутствует. Характерна
поперечная отдельность. Хрупкий.
Блеск стеклянный. Твердость 7,5—8.
Плотность 2,9—3,2. Обладает пиро- и
пьезоэлектрическими свойствами.
Разновидности. Рубеллит (си-
бирский рубин) — розовый, литиевый,
марганцевый эльбаит. А х р о и т —
бесцветный, белый, щелочной эльбаит"
Кроме того, встречаются зеленый тур-
— и я Д'И гол (и, т и полихром вые
зональные или поперечно-по-
Рис. 102. Кристалл турмалина
малин — ве ip д е л и т, синий
(многоцветные) кристаллы турмалина
лосчатые; обычные зоны розового цвета сменяются бесцветными и. зеле-
ными. Преобладают кристаллы турмалина черного цвета (шерлы).
Цветные разновидности турмалина сравнительно редки и обычно встре-
чаются в пегматитах с минералами лития, цезия, бериллия, тантала и
ниобия.
Происхождение. Преимущественно пегматитовое. Наиболее круп-
ные кристаллы (шерлы) иногда в значительном количестве встречаются
в пегматитовых жилах с полевым шпатом, кварцем, мусковитом, био-
титом. Цветные разновидности турмалина обычны для редкометальных
пегматитов с альбитом, лепидолитом, бериллом, сподуменом, колум-
битом. Распространены также в грейзенах с топазом и касситеритом
(пневматолитовое происхождение), в рудных жилах (гидротермальное)
и некоторых метаморфических и контактовых породах.
170
Месторождения. В СССР: в Туркестанском хребте (Средняя Азия),
на Урале, в Карелии, Восточной Сибири — в пегматитовых жилах с
полевым шпатом, кварцем, мусковитом, биотитом; в Казахстане, Сред-
ней Азии и Забайкалье — цветные разновидности турмалина в редко-
мегальных пегматитах.
Применение. Благодаря пиро- и пьезоэлектрическим свойствам тур-
малин используется в радиотехнике; рубеллит является драгоценным
камнем; при значительных скоплениях магнезиальный турмалин может
служить в качестве сырья для получения бора (В2О3 от 8 до 12%).
Рис. 103. Радиально-лучистые агрегаты турмалина («турмалиновое
солнце») в тальковом сланце (Урал). Умен, в 3 раза
Водные
ДИОПТАЗ (аширит) Cu6[Si60i8]-6Н20. В кристаллической струк-
туре диоптаза гексагональные кольца [SieOis]12- связаны между собой
ионами Си2+.
Сингония тригональная. Кристаллы изумрудно-зеленого цвета об-
разуют корочки, и друзы. Спайность совершенная. Твердость 5,5. Черта
зеленая. Блеск стеклянный. Прозрачен или просвечивает. Плотность
около 3,5.
Происхождение. Образуется в зоне окисления медных месторож-
дений. Ассоциирует с хризоколлой, малахитом и другими минералами,
характерными для этой зоны. Довольно редкий минерал. Прекрасные
друзы и кристаллы диоптаза известны из месторождения Алтын-Тюбе
в Казахстане и из месторождений Республики Заир.
Силикаты цепочечной структуры
Силикаты с одинарными цепочками
кремнекислородных тетраэдров [Si206]4- (пироксены)
По химическому составу это силикаты Са, Mg, Fe, Мп, в некото-
рых присутствуют А1 и щелочи (Na, Li). Для пироксенов характерно-
широкое изоморфное замещение одних элементов другими.
171
В кристаллической структуре пироксенов (рис. 104) анионные це-
почечные радикалы [SizOe]4- соединяются между собой катионами,
расположенными в двух неодинаковых позициях: более правильных ок-
таэдрах, имеющих общие
ребра с кремнекислородны-
ми тетраэдрами и в иска-
женных 6- или 8-координа-
циоьных полиэдрах, каж-
дый из которых связан вер-
шинами с соседней парой
тетраэдров. В сложных
составу пироксенах крупные
ионы Са2"*-, Na+ или Li+
располагаются в искажен-
ных полиэдрах, a Mg2+ н
Fe2+ — в октаэдрах (моно-
клинные пироксены). В маг-
незиально-железистых пи-
роксенах катионы обычно
равномерно распределены
по общим позициям (псев-
доромбические пироксены).
В соответствии с кристалли-
ческой структурой для пироксе-
нов характерна средняя спай-
ность под углом, близким к пря-
мому (87 и 93°) (рис. 105).
Рис. 104. Структура пироксенов в полиэд:
рической модели.
В октаэдрической позиции Mi нахо-
дятся ионы Са (светлая штриховка), а в
позиции М2 — ионы Mg и Fc2+ (темная
штриховка), .извилистые цепочки [Si206]2
показаны крапом
Пироксен
Нлпп
гг N И К
93
АмфиВол
Рис. 105. Фрагменты структуры и направ-
ления спайности в кристаллах пироксена и
амфибола
Простые (ортопироксены)
ЭНСТАТИТ Mg2[Si206] и
ГИПЕРСТЕН (Mg,Fe)2[Si206]-
представители непрерывного изо-
морфного ряда от энстатита до
ферросилита Fe2[Si206]. Мине-
рал промежуточного состава
между энстатитом и гиперстеном
по характерному бронзовому
блеску называется бронзитом.
Сингония не ромбическая,
как можно судить по морфологии
кристаллов, а псевдоромбическая
вследствие тонкого двойникова-
ния, которое обнаруживают эти
в действительности моноклинные
минералы. В хорошо выражен
ных кристаллах встречаются ред-
ко, обычно они образуют зерна
неправильной формы и зернис-
тые агрегаты.
Цвет светло-серый, желтова-
то или зеленовато-серый у энста-
тита до темно-серого, темно-ко-
ричневого .или буровато-зеленого
у гиперстена. С увеличением со-
держания железа от энстатита к
172
гиперстену становится более темным. Также изменяются плотность (от
3,1— 3,2 у энстатита до 3,4—3,5 у гиперстена) и другие свойства. Твер-
дость этих минералов 5,5—6. Блеск перламутровый, стеклянный у эн-
статита-, до бронзового у бронзита и до металловидного у более желе-
зистых представителей ряда.
Происхождение. Магматическое: энстатит, бронзит и гиперстен —
породообразующие минералы некоторых ультраосновных горных пород.
Спутники — оливин, серпентин, магнетит и основные плагиоклазы. При
действии гидротермальных растворов легко изменяются и превращают-
ся в серпентин (бастит) и тальк.'Встречаются в кристаллических слан-
Ш, гнейсах, а также в метеоритах.
Сложные (клинопироксены)
ДИОПСИД CaMg[Si206] и ГЕДЕНБЕРГИТ CaFe [Si206] обра-
зуют непрерывный изоморфный ряд; часто содержат Мп2+.
Сингония моноклинная. Кристаллы имеют вид. коротких призм,
иногда крупные, до 40 см. Геденбергит нередко встречается в лучистых
агрегатах, бывает волокнистый. Распространены также сплошные зер-
нистые массы.
Цвет белый, серый, светло-зеленый характерен для диопсида; ге-
денбергит отличается зеленой, темно-зеленой почти черной окраской и
зеленоватой чертой. Блеск стеклянный. Спайность средняя по {110} под
углом 87°. Твердость 5,5—6. Плотность от 3,27 (диопсид) до 3,55 (ге-
денбергит) .
Разновидности. Байкалит — крупные, хорошо образованные
призматические кристаллы диопсида, иногда прозрачные, зеленые
(Слюдянка, Прибайкалье). Лавровит — там же, ярко-зеленый ди-
опсид (от примеси ванадия). В Довыренском массиве (Северное При-
байкалье) известен голубой диопсид. Хромдиопсид содер-
жит до 3% Сг203, изумрудно-зеленый; встречается исключительно сре-
ди, ультраосновных пород и в кимберлитах Якутии. Мангангеден-
бергит — геденбергит, содержащий до 10% МпО, характерен для
скарнов Средней Азии, Приморья, Северного Кавказа.
Происхождение. Минералы ряда диопсид — геденбергит характер-
ны для контактов изверженных пород с известняками (скарнов). Обыч-
ными спутниками в скарнах являются кальцит, гранат, везувиан, тре-
молит, скаполит, флогопит и апатит (для диопсида), эпидот, волласто-
нит. Из рудных минералов в пироксен-гранатовых скарнах встречаются
шеелит, молибденит, сульфиды Си, Pb, Zn н магнетит. Вторичные из-
менения заключаются в развитии по пироксенам уралита (роговой об-
манки, установленной впервые на Урале), хлорита и нонтронита. Диоп-
сид имеет также магматическое происхождение, являясь породообра-
зующим минералом основных и ультраосновных пород.
Месторождения. Скарновые месторождения Средней Азии, Урала,
Северного Кавказа, Прибайкалья, Приморья и др.
Применение. Хромдиопсид — ювелирный камень.
АВГИТ (Са, Na) (Mg, Fe2+, Fe3+, Al) [(Si, А1)206]. Иногда содер-
жит Mn, Ti, Ст. Кристаллы короткопризмэтические, таблитчатые; агре-
гаты сплошные, зернистые.
Цвет черный, буро-черный, темно-зеленый. Блеск стеклянный.
Спайность, как у всех пироксенов, средняя по {110} под углом 87°.
Твердость 5—5,6. Плотность 3,2—3,6.
Разновидности. Д и а л л а г (листоватый авгит) — разновидность
авгита, отличающаяся совершенной отдельностью по {100}. Обыкновен-
173
ный авгит темно-зеленого цвета. Базальтический авгит черно-
го цвета, содержит Ti и Мп.
Происхождение. Магматическое — характерный породообразующий
минерал в основных интрузивных и эффузивных породах. В габбро и
диабазах встречаются темно-зеленые (обыкновенные) авгиты: в ба-
зальтах, андезитах, туфах, вулканических пеплах — хорошо образо-
ванные кристаллы черного (базальтического) авгита. Известен также
в контактах с известняками.
Продуктами вторичного изменения авгита являются уралит и
хлорит.
ЭГИРИН NaFe3+ [Si2Oe]. Иногда содержит примеси А1.
Кристаллы длиннопризмэтические, столбчатые, иногда игольчатые;
агрегаты шестоватые, лучистые.
Цвет зеленовато-черный, темно-зеленый или зеленый. Черта свет-
ло-зеленая. Блеск стеклянный. Твердость 6—6,5. Плотность 3,5.
Разновидности. А к м и т отличается от эгирина остроконечными
кристаллами, содержит Ti и А1.
Происхождение. Встречается в щелочных изверженных породах,
является составной частью нефелиновых сиенитов и связанных с ними
пегматитов. Спутники — нефелин, микроклин, щелочные амфиболы
и др.
Месторождения. Крупные кристаллы эгирина с нефелином и поле-
вым шпатом известны в Вишневых горах (Урал), а также в щелочных
породах Хибинских гор.
СПОДУМЕН LiAl [Si206] (Li20 до 8,1%).
Кристаллы вытянутые, уплощенно-призматические, пластинчзтые,
крупные.
Цвет белый, серый, розовый, зеленоватый. Спайность совершенная
по {ПО}. Блеск стеклянный. Твердость 6—7. Плотность 3,2. Часто обна-
руживает розовую люминесценцию. Похож на полевой шпат, от кото-
рого отличается уплощенными кристаллами, занозистым изломом.
Разновидности. К у н ц и т — прозрачный, розового или лилового
цвета; гидденит — зеленого цвета.
Происхождение. Пегматитовое: кварц, полевой шпат, клевеландит,
мусковит, лепидолит, полихромные и розовые турмалины, берилл, кас-
ситерит, тантзлит.
Месторождения. В СССР: в Средней Азии, Казахстане, Вос-
точной Сибири. В некоторых месторождениях кристаллы сподумена дос-
тигают 1 м длины. За рубежом: в США (Дакота, Коннектикут), на
Мадагаскаре, в Афганистане, Бразилии.
Применение. Важнейшая руда на литий. Добавкз лития к алюми-
нию и свинцу придает им твердость и устойчивость к коррозии. Литий
употребляется также в сплавах и в виде различных препаратов в ме-
дицине и фотографии. Кунцит и гидденит — ювелирные камни.
Силикаты с ординарными цепочками
кремнекислородных тетраэдров
типа [SLA,]6-, [Si5O„],0~ и др. (пироксеноиды)
•
Относящиеся сюда минералы также имеют цепочечную структуру,
но это цепочки особого рода. В отличие от пироксенов, имеющих ради-
кал [Si20e]4_, к пироксеноидам принадлежат минералы, харзктеризу-
ющиеся более сложными радикалами: [SisOg]6-, [SisOis]10- и др.
ВОЛЛАСТОНИТ (дощатый шпат) Ca3[Si309]. Часто содержит
примеси Мп2+ и Fe3+. В кристаллической структуре волластонита крем-
174
нешслородиая анионная цепочка отличается трехчленной периодич-
ностью (см. рис. 91, е; 92, б). Катионы Са2+ занимают октаэдры, свя-
занные общими ребрами в колонки.
Сингония триклинная (псевдомоноклинная). Кристаллы таблитча-
ты* с совершенной спайностью в одном направлении; агрегаты шесто-
ватые, лучистые.
Цвет белый. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по {100}
и средняя по {001}. Твердость 4,5—5. Хрупкий. Плотность 2,9. Часто
обладает желтой или оранжевой люминесценцией.
Происхождение. Характерен *для контактов изверженных пород и
кваэцевых жил с известняками, причем располагается непосредственно
в самом контакте. Находится в экзоконтактовых зонах скарнов сов-
местно с кварцем, гранатом, кальцитом, эпидотом и геденбергитом. От
похожего тремолита отличается характером спайности и меньшей твер-
достью.
Месторождения. Минерал довольно распространенный, известен в
скарновых месторождениях Дальнего Востока, Хакасии, Урала и Сред-
ней Азии.
Применение. Ценное керамическое сырье.
РОДОНИТ (орлец) СаМщ [Si50i5] (греч. «родон» — розовый).
В кристаллической структуре пятичленная кремнекислородная цепочка
сочленяется с извилистыми цепочками из Са- и Mn-октаэдров, связан-
ных общими ребрами (рис. 92, в).
Сингония триклинная. Кристаллы крайне редки; встречается в
сплошных плотных массах.
Родонит легко узнается по розовому цвету в сплошных зернистых
массах. Характерно присутствие черных прожилков и пятен от гидро-
окислов марганца. Твердость 6. Плотность 3,6.
Происхождение. 1. Контактовое. 2. Метаморфическое — при мета-
морфизме осадочных пород месторождений марганца. Спутники родо-
нита — родохрозит, псиломелан, гранат.
Месторождения. Известен около Свердловска.
Применение. Благодаря способности хорошо полироваться являет-
ся ценным поделочным камнем; совместно с другими минералами мо-
жет служить рудой на марганец.
Силикаты со сдвоенными цепочками
кремнекислородных тетраэдров
[Si40I1]6- (амфиболы)
К амфиболам относятся минералы, близкие по составу к пироксе-
нам, но в отличие от них содержат дополнительные анионы (ОН)-, а
также F~ и реже СГ\ Сдвоенные цепочки или ленточные анионные ра-
дикалы [Si40n]6~ в амфиболах связаны между собой катионами, среди
которых преобладают Fe2-1-, Mg2^, Са2+, Fe3+, Al3+, Nai+; более редки
Mn2+, К+, Li+, Ti4+. Катионы в структуре амфиболов (рис. 106) зани-
мают неэквивалентные позиции, образуя из связанных общими ребрами
полиэдров ленты, вытянутые вдоль сдвоенных цепочек. В относительно
простых по составу ромбических Mg-Fe^a.мфибoлax катионы распреде-
лены равномерно по воем октаэдрическим позициям. В более сложных
по составу моноклинных амфиболах крупные ионы Са2+ и Nai+ занима-
ют .внешние полиэдры (К. Ч. = 8) катионвых лент, а в богатых щелоча-
ми — крупные пустоты с К. Ч.=/10. Для амфиболов характерны широ-
кие изоморфные замещения, в частности изовалентнаи смесимость меж-
175
ду Mg2+ и Fe2+, занимающими октаэдрические позиции в структуре или
между дополнительными анионами (ОН)- и F-. Гетеровалентные заме-
щения атомов кремния алюминием в тетраэдрической координации
сопровождаются либо вхождением щелочных катионов в крупные пус-
тоты, либо вхождением в октаэдрические позиции ионов Fe34" или А13+.
S
Рис. 106. Структура амфиболов в полиэдрической модели (а)
н в проекции на {001} (б).
К октавдрическим лентам приурочены ионы Са, Mg,
Fe3+, А13+; положение ионов Na (черные кружки) показано
в проекции на {001}
В соответствии с кристаллической структурой амфиболы характе-
ризуются удлиненно-призматическим габитусом с совершенной спай-
ностью по {ПО}, пересекающейся под углом 56 т 124° (см. рис. 105).
С добавочными анионами
ТРЕМОЛИТ Ca2Mgs [Si40„]2(OH)2 и АКТИНОЛИТ Ca2Fe5
[Si40n]2(OH)2 образуют непрерывный изоморфный ряд. Кроме того,
часто содержат Na+, А13+, иногда Сг3+ и F-. В кристаллической струк-
туре ионы Са2+ занимают полиэдры с К. Ч.=8, окаймляющие ленты из
октаэдров, занятых ионами Mg2+ и Fe2+.
Сингония моноклинная. Кристаллы удлиненно-призматические,
игольчатые; агрегаты шестоватые, лучистые (рис. 107), иногда волок-
нистые. .
Цвет тремолита белый, светло-серый, светло-зеленый и зеленый
разных оттенков у актинолита. Блеск стеклянный, у лучистых и волок-
нистых агрегатов шелковистый. Очень хрупок. Излом занозистый.
Твердость 5,5—6. Плотность 2,9—3,3.
Разновидности. Тонковолокнистые мягкие агрегаты носят название
актинолит-асбеста. Плотные скрытокристаллические массы,
176
состоящие из перепутанных микроскопических волокнистых кристал-
лов, называются нефритом. Реже встречаются тремолитовые раз-
ности асбеста и нефрита.
Происхождение. Скарновое — в контактах с известняками и мета-
морфическое — в кристаллических сланцах. Чаще встречается акти-
нолит, особенно в тальковых и хлоритовых сланцах. Иногда является,
главным породообразующим минералом (актинолитовые сланцы).
Нефрит образуется в контактах серпентинитов с алюмосиликатными
породами (габброидами).
Рис. 107. Лучистые агрегаты тремолита с диопсидом. Слюдянка
(Прибайкалье)
Месторождения. Месторождения нефрита в СССР известны в Вос-
точном Саяне по рекам Онот, Китой. В последние годы здесь открыты
новые месторождения — Улан-Ходинское, Оспинское и Ботогольское,
найден нефрит различной окраски: ярко-зеленый, темно-зеленый, салат-
ный и др. За рубежом находится в россыпях в западных отрогах
Куньлуня в Китае (около Хотана), а также в Бирме.
Применение. Благодаря большой вязкости нефрит прекрасно при-
нимает полировку и служит красивым поделочным камнем. Актинолит-
асбест используется в качестве теплоизоляционного материала.
РОГОВАЯ ОБМАНКА (Са, Na) (Mg, Fe)4 (Al, Fe) [(Si, А1)«ОпЬ
(OH)2. Содержит также примеси Ti4+, F- или Cl~, а также О2-. Крис-
таллическая структура такая же, как у тремолита. Отличается широким
гетеровалентным изоморфизмом, в том числе Si4+ на А13+, Са2+ на Na+
Mg2+ и Fe2+ на Fe3+ и А13+; кроме того, Na+ может занимать пустоты
с К. Ч. = 10.
Сингония моноклинная. Кристаллы призматические, удлиненные,
нередко удлиненно-уплощенные, деформированные, агрегаты волокни-
стого или игольчатого сложения.
Цвет зеленый, разных оттенков, от буро-зеленого до черного. Твер-
дость 5,5—6. Плотность 3,0—3,5.
"177
Разновидности. Обыкновенная роговая обманка тем-
но-зеленого цвета встречается в интрузивных и метаморфических поро-
дах и в контактовых зонах. Базальтическая роговая об-
манка бурого или черного цвета — в базальтах, туфах. Вторичная
роговая обманка, образующаяся в результате изменения пироксенов,
особенно авгита, под воздействием гидротермальных растворов, носит
название уралита. Процесс превращения пироксена в уралитовую
роговую обманку называется уралитизацией.
Происхождение. 1. Магматическое: в средних и щелочных интрузив-
ных породах (например, в диоритах) роговая обманка — один из цвет-
ных минералов. 2. Метаморфическое: она является породообразующим
минералом роговообманковых сланцев, гнейсов и амфиболитов. Менее
обычна роговая обманка для контактового процесса и для малораспро-
страненных пегматитов основной магмы, где она иногда наблюдается
в крупных кристаллах.
АРФВЕДСОНИТ Na(Ca, Na) (Fe2+, Mg2+,Fe3+, Al3+) [(Al, Si)40„]2
(OH, F)2. Иногда содержит примесь Mn2+ и K+- В кристаллической
структуре арфведсонита ионы Na+ могут замещать половину ионов
Са2+ с К-Ч.=8 и полностью занимают пустоты с К. Ч.= 10. В осталь-
ном структура аналогична структуре роговой обманки.
Сингония моноклинная. Встречается в виде призматических крис-
таллов, иногда сильно вытянутых, образует удлиненно-зернистые, лу-
чистые и шестоватые агрегаты.
Цвет черный. Блеск стеклянный. Непрозрачный. Спайность совер-
шенная по {ПО}. Излом ступенчатый, неровный, до раковистого. Хруп-
кий. Твердость 5,5—6. Черта зеленовато-серая или голубовато-серая.
Плотность 3,5.
Происхождение. Магматическое — в щелочных породах и пегма-
титах вместе с эгирином, альбитом, нефелином, эвдиалитом, в щелоч-
ных гранитах, карбонатитах.
Месторождения. В СССР: на Кольском полуострове (Хибинский и
Ловозерский массивы), на Украине (Мариупольский массив), в Восточ-
ной Сибири (Озерный массив) и др.
ГЛАУКОФАН NaNaMg3Al2[S*4On]2(OH, F)2 и РИБЕКИТ
NaNaFe32+Fe23+[Si40ii]2(OH, F)2 образуют твердые растворы; промежу-
точные по составу представители называются кросситом. Кристал-
лическая структура близка структуре арфведсонита; одна половина
ионов Na+ находится в пустотах с К-Ч.= 10, а другая — в полиэдрах
с К. Ч.=8. Двух- и трехвалентные катионы занимают неэквивалентные
октаэдрические позиции.
Сингония моноклинная. Призматические, игольчатые кристаллы
редки, обычны шестоватые, волокнистые и асбестовидные агрегаты.
Цвет от голубого разных оттенков у глаукофана до темно-синего
и черного (в кристаллах) у рибекита. Блеск стеклянный до шелковис-
того. Спайность совершенная по {ПО}. Волокнисто-игольчатые агрега-
ты легко расщепляются на волокна. В кристаллах хрупкий. Излом не-
ровный и занозистый. Твердость 5—6,5; в волокнистых разновидностях
занижена. Черта от голубовато-серой до темно-синей. Плотность 3—3,4.
Разновидности. Родусит — волокнистый глаукофан, кроки-
до л и т — волокнистый рибекит.
Происхождение. Магматическое — в качестве акцессорного мине-
рала рибекит встречается в гранитах, сиенитах, карбонатитах; входит в
состав трахитов и риолитов. Иногда образуется в гранитных пегмати-
тах, а также в гидротермальных жилах. Для глаукофана характерно
метаморфическое происхождение; образование глаукофановых сланцев
происходит в условиях низких температур и высоких давлений. С мета-
178
морфическими железистыми кварцитами связано образование некото-
рых месторождений крокидолита.
Месторождения. В СССР глаукофановые сланцы встречаются на
Алтае, Урале, в Казахстане; месторождения родусита известны в Ка-
захстане, крокидолита — в Карелии. За рубежом крупные месторожде-
ния крокидолита известны в ЮАР.
Применение. Волокнистые разновидности используются в качестве
фильтров, устойчивых в агрессивных химических средах, а также как
жаропрочный материал. Измененный и окварцованный крокидолит
является ценным поделочным камнем (тигровый глаз).
Силикаты и алюмосиликаты
слоистой структуры
К силикатам и алюмосиликатам слоистой структуры относятся
группы минералов, в состав которых кроме кремния и алюминия вхо-
дят ионы Mg2+, Fe2+, Fe3+, Ni2+, а также K+, Na+ и LP. Они содержат
гидроксильные группы (ОН)- и другие добавочные анионы, а иногда
воду.
ад 6 где
• Si,Al • Al,Mg,Fe • К О О ®0Н ® Н20
Рис. 108. Структурные типы слоистых силикатов и алюмосиликатов (схе-
ма):
а — талька (пирофиллита), б — мусковита (биотита), в ■— хлорита,
г — гидрослюды, д — серпентина (каолинита), е — монтмориллонита
Их структуру можно рассматривать как результат сочетания
тетраэдрических и октаэдрических слоев. Первый тип представляет со-
бой гексагональную сетку кремнекислородных или алюмокислородных
тетраэдров, у которых из четырех ионов кислорода три являются об-
щими (см. рис. 91, з). Второй слой брусит-гидраргиллитового типа об-
разован ионами алюминия, магния или железа, находящимися в окта-
эдрической координации 2 ионов ОН- и 4 ионов О2- соседнего тетра-
эдрического слоя.
В зависимости от того, каким образом и в каких отношениях соч-
леняются между собой тетраэдрические и октаэдрические слои можно
выделить двух-, трех- и многослойные структурные типы слоистых си-
ликатов и алюмосиликатов (рис. 108). Пакеты в двухслойных силика-
тах сложены одним тетраэдрическим и одним октаэдрическим слоями
179
{рис. 108, д). К ним относятся минералы группы серпентина и семей-
ство каолинита. В двухслойных силикатах кремний никогда не заме-
щается алюминием. В трехслойных силикатах и алюмосиликатах паке-
ты состоят из двух тетраэдрических слоев и одного октаэдрического,
расположенного между ними (ркс. 108, а).
В минералах монтмориллонита, в отличие от минералов группы
талька — пирофиллита, между пакетами располагаются молекулы во-
ды (рис. 108, в). Количество воды между пакетами может изменяться
в широких пределах, с чем связана их способность набухать в воде.
Изменение расстояний между пакетами происходит также при насы-
щении другими полярными жидкостями (этиленгликолем, глицерином
и др.).
Для минералов этой группы характерны широкие изоморфные
замещения кремния на алюминий; избыточные отрицательные заряды
компенсируются ионами Са2+, Na+ и К+, располагающимися вместе с
молекулами воды между пакетами.
В минералах семейства слюд тетраэдрические слои обы-.го сло-
жены кремне- и алюмокислородными тетраэдрами, а между трехслой-
ными пакетами располагаются ионы К+, компенсирующие избыточные
заряды пакетов (рис. 108, б). В гидрослюдах наряду с ионами К+ меж-
ду пакетами присутствуют ионы оксония (НзО)+, молекулы воды или
гидратированные ионы магния Mg(OH)+ (рис. 108, г).
Для многослойных алюмосиликатов характерно чередование трех-
слойных пакетов с октаэдрическими слоями брусит-гидраргиллитового
типа (рис. 108, в). Сюда относится обширное семейство хлоритов.
Слоистые минералы часто образуют сложные смешанослойные
образования, особенно характерные для глин. К глинам обычно отно-
сятся минералы с двухслойными пакетами семейства каолинита и с
трехслойными пакетами, в основном семейства монтмориллонита.
В смешанослойных глинах пакеты каолиннтового и монтморнл-
лонитового типов могут чередоваться с пакетами талька, пирофиллита,
гидрослюд и хлорита.
Для слоистых силикатов и алюмосиликатов характерны разнооб-
разные политипы, отличающиеся порядком чередования и ориентацией
пакетов.
Силикаты
с двухслойными пакетами
С добавочными анионами
СЕРПЕНТИН (змеевик) Mg6[Si4Oi0] (ОН)8. Обычно содержит
примеси Fe2+. В кристаллической структуре серпентина слои из гекса-
гональных сеток, сложенных кремнекислородными тетраэдрами, обра-
зуют двухслойные пакеты, сочленяясь с бруситовым октаэдрическим
слоем, в котором ионы Mg2+ находятся в октаэдрическом окружении
4 ионов О2- и 2 ионов (ОН)-. Известно несколько политипов. Связи
между пакетами ван-дер-ваальсовы.
Сингония моноклинная. Образует плотные скрытокристаллические
массы или параллельно-волокнистые прожилки.
Цвет желто-зеленый, темно-зеленый, белый, желтоватый. Блеск
стеклянный, жирный, восковой или шелковистый. Твердость 2,5—4.
Плотность 2,2—2,7.
Разновидности. Просвечивающий в краях желто-зеленый серпен-
180
©---€>—©—©—ф
тан с восковым блеском носит название офита, или благородного сер-
пентина. Б а с т и т — псевдоморфозы серпентина по энстатиту. А н т и-
горит — листоватый серпентин. Хризотил-асбест — волокни-
стый серпентин. Ревдинскит и гарниерит — скрытокристал-
лические смеси серпентина с другими слоистыми минералами, содер-
жащие NiO до 11% и образующие плотные и землистые массы бледно-
голубого цвета.
Происхождение. Образуется за счет оливина в результате воздей-
ствия гидротермальных растворов на ультраосновные (перидотиты, ду-
ниты) и карбонатные породы. Обычные спутники серпентина — асбест,
магнезит, хромит, магнетит, тальк и др. Ревдинскит и гарниерит обра-
зуются в корах выветривания ультраосновных пород.
Месторождения. Серпентиновые породы широко распространены
на Среднем и Южном Урале, Северном Кавказе, в Казахстане и Вос-
точной Сибири. Месторожде-
ния хризотил-асбеста в СССР: ©-—©—©—■©—Щ
Баженовское (Урал), Лабин-
ское (Северный Кавказ), Иль-
чирское (Восточный Саян),
Актовракское (Тува), Моло-
дежное (Бурятия). За рубе-
жом: Тетфорд (Канада),
месторождения Южной Афри-
ки и др. Месторождения рев-
динскита и гарниерита в СССР <|)—©---©— -©---©
известны на Южном Урале i
(Аккерман, Халиловское и
др.); за рубежом — на о. Но-
вая Каледония.
Применение. Асбестовое
волокно используется во мно-
гих отраслях промышленности;
употребляется для изготовле-
ния огнестойких тканей,
теплоизоляции, тормозных ав-
томобильных лент. Ревдинскит
и гарниерит — важная руда на
никель.
Семейство каолинита
©о2-
• Si *'
©ОН"
ф~@—©■-©-—&
в
Рис. 109. Структура каолинита (а), диккита
(б) и накрита (в)
КАОЛИНИТ Al4![Si4Oio] (ОН) 8.
Кристаллическая структура
каолинита подобна структуре
серпентина, отличаясь тем,что
в октаэдрическом слое ионы
А13+ заполняют не все, а только. % октаэдрических пустот. Отношение
Si:Al=l:l. В зависимости от положения пакетов состава
Al4[Si4Oio] (ОН)в выделяются полиморфные модификации: каолинит —
1 пакет, диккит — 2 пакета и накрит — 4 пакета (рис. 109).
Сингония моноклинная. Образует тонкодисперсные плотные, а так-
же землистые, порошковатые массы.
Цвет белый, может быть разных оттенков в зависимости от содер-
жания примесей. Твердость 1. Плотность 2,6. На ощупь жирный, пигро-
181
сколичен. В сухом состоянии прилипает « языку, во влажном — обра-
зует пластичную массу.
Происхождение. Образуется при выветривании полевых шпатов,
слюд и других алюмосиликатов. Входит в состав глин, мергелей, гли-
нистых сланцев. Породы, состоящие из каолинита, называют каоли-
нами. Различают остаточные каолиновые породы, образованные на
месте разложения алюмосиликатных пород, и переотложенные, свя-
занные с размывом остаточных каолиновых пород, переносом каоли-
нита водными потоками и последующим отложением.
Месторождения. В СССР: на Украине — Часов-Ярское (Донец-
кая обл.). Глуховецкое (Винницкая обл.), по восточному склону Ура-
ла— Троицко-Байновское, известны в Ленинградской области, на
Кавказе, в Восточной Сибири.
Применение. Каолиновые глины находят применение в строитель-
ном деле, керамической, бумажной, резиновой промышленности, при
л производстве огнеупоров, линолеума, красок и др.
ГАЛЛУАЗИТ Al4[Si4Oio] (ОН)8-4Н20. В кристаллической структу-
ре в отличие от структуры каолинита, между пакетами содержатся
молекулы воды. Образует опалоподобные массы белого цвета с воско-
вым блеском. Типичен для коры выветривания основных пород и неко-
торых рудных месторождений.
Силикаты и алюмосиликаты
с трехслойными пакетами
С добавочными анионами
ТАЛЬК (стеатит, жировик, тальковый камень) Mg3[Si4Oio] (ОН)2.
Обычно содержит примеси Fe2+, иногда Сг3+. Структура талька состоит
из чередующихся трехслойных пакетов со слабыми ван-дер-ваальсовы-
ми связями между ними. Октаэдрический (бруситовый) слой из
Mg(OH)204-OKTa3flpoB находится между двух тетраэдрических слоев
[Si4O10]4- (рис. ПО).
Сингония моноклинная. Образует листоватые, чешуйчатые или
сплошные плотные массы.
Цвет зеленый, светло-зеленый, белый и серо-зеленый в сплошных
массах. Блеск стеклянный, перламутровый, жирный или тусклый. Спай-
ность весьма совершенная по {001}. Твердость 1. Плотность 2,8. Лис-
точки мягкие, легко деформируются. Жирный на ощупь.
Происхождение. Образуется в результате гидротермального изме-
нения богатых магнием ультраосновных пород, а также магнезиально-
карбонатных и силикатных осадочных пород. Спутники талька — сер-
пентин, магнезит, брейнерит, доломит, актинолит, магнетит, гематнт.
Тальковые, тальк-актинолитовые и другие сланцы очень широко расп-
ространены.
Месторождения. В СССР: на Урале (Шабровское и др.), в Восточ-
ном Саяне (Онотское). За рубежом: в Китае, Канаде, Австрии, Афга-
нистане, ЮАР.
Применение. В молотом виде " тальк употребляется в бумажной,
текстильной, резиновой, кожевенной, парфюмерной и других отраслях
промышленности. Кусковой тальк — огнеупорный материал.
ПИРОФИЛЛИТ Al2[Si4Oi0] (ОН)2. Иногда содержит примеси Fe3+
и др. Кристаллическая структура сходна со структурой талька; отли-
чается тем, что ионы А13+ занимают в гидраргиллитовом слое только
2/з октаэдрических позиций.
182
Сингония моноклинная. Встречается в виде листоватых, чешуйча-
тых, плотных и скрытокристаллических агрегатов, иногда образуя псев-
доморфозы по разным минералам.
Цвет белый, светло-серый, светло-зеленый, иногда буроватый за
счет инородных включений. Спайность весьма совершенная по {001}.
Излом неровный, хрупок, хотя листочки гибки. Жирный на ощупь.
Твердость 1. Плотность 2,6—2,9.
Разновидности. Агальматолит — скрытокристаллический
плотный пирофиллит. .
жт*:*:*ж*
■
• Si % Mg ® 0
Рис. ПО. Структура талька
©ОН
©0 Щ ОН %Mgfe,Al mSi,Al
Рис. Ml. Структура хлорита в
проекции на {100}
Происхождение. Образуется при гидротермальном изменении алю-
мосиликатных пород во вторичных кварцитах и при дегидратации као-
линитовых осадочных пород.
Месторождения. В СССР: на Украине, Урале, в Туве. За рубежом:
в КНР, США и др.
Применение. Такое же, как у талька. Агальматолит используется
как поделочный камень.
Семейство слюд
К слюдам относятся слоистые силикаты и алюмосиликаты, со-
держащие Mg2+, Бе24-, Fe3+, А13+ и щелочные моны К+, Li+, Na+. В крис-
таллической структуре слюд кремнекислородные трехслойные пакеты
связаны между собой щелочными катионами (рис. 112). Для слюд ха-
рактерна политипия.
Сингония моноклинная. Кристаллы листоватые, чешуйчатые, псев-
догексагонального облика, иногда с удлинением, перпендикулярным
спайности. Размеры кристаллов различны: от микроскопических до
183
пластин в несколько квадратных метров. На Чуйском месторождении
найдены кристаллы мусковита массой в 1 т. Такие же кристаллы фло-
гопита были встречены в Слюдянском месторождении (Южное При-
байкалье) .
Цвет слюд разный для различных представителей семейства: бес-
цветный, желтоватый, зеленоватый, зеленый, бурый, черный, сирене-
вый.
Спайность весьма совершенная по {001}. Листочки слюд упругие,
некоторые при расщеплении в темноте светятся. Если смотреть через
тонкую пластинку слюды на светящийся предмет, то иногда наблюда-
ется 6 и 12-лучевая звезда (особенно на некоторых флогопитах Слю-
дянки), что вызывается ориентированными включениями игл рутила.
Твердость около 2. Плотность до 3,2. Безжелезистые слюды харак-
теризуются диэлектрическими свойствами и огнестойкостью.
Слюды широко распространены в природе. На их долю приходится
около 3,7% всех минералов земной коры. Они являются составной
частью многих изверженных и метаморфических горных пород. Про-
мышленное значение имеют слюды пегматитового и контактово-мета-
соматического происхождения.
МУСКОВИТ KAl2[Si3A10io] (ОН, F)2. В кристаллической структуре
ионы А13+ занимают 2/з октаэдрических пустот «гидраргиллитового»
слоя.
Бесцветен или желтоватого, светло-зеленого, светло-коричневого
цвета, иногда с красноватым оттенком.
Разновидности. Серицит-— мелкокристаллический светлый мус-
ковит, являющийся продуктом разрушения алюмосиликатов (главным
образом полевых шпатов); имеет шелковистый блеск. Фуксит —
хромсодержащая разновидность мусковита ярко-зеленого цвета, харак-
терная для лиственнтов.
Происхождение. Магматическое — в изверженных породах; мета-
морфическое — в кристаллических сланцах. Крупные пластины муско-
вита промышленного значения находятся в пегматитовых жилах е ас-
социации с микроклином, олигоклазом, биотитом, шерлом, апатитом.
Месторождения. В СССР: на севере Иркутской области в бассейнах
рек Мама и Чуя, в Карелии (Энское и др.) и в Восточном Саяне (Би-
рюсинское). За рубежом: в Индии и Бразилии.
Применение. Мусковит применяется в электропромышленности, ра-
диотехнике и приборостроении, где используются его диэлектрические
свойства. Крупные прозрачные пластины мусковита вставляют в окна
металлургических и химических печей. Слюдяной порошок (скрап),
получающийся при резке листовой слюды, используется как огнестой-
кий кровельный материал, в производстве огнестойких обоев, бумаги,
красок, смазочных материалов и автомобильных шин.
ФЛОГОПИТ KMgstS'isAlOio] (ОН, F)2. В кристаллической струк-
туре ионы Mg2+ занимают все октаэдрические позиции «бруситового»
слоя.
Цвет бурый, коричневый разных оттенков.
Происхождение. Контактово-метасоматическое (скарновое) — ха-
рактерен для некоторых магнезиальных контактовых зон докембрий-
ского возраста. Ассоциирует с диопсидом, кальцитом, апатитом, скапо-
литом, шпинелью и другими минералами.
Месторождения. В СССР: Слюдянское на южном берегу оз. Бай-
кал, Алданское, Эмельджакское, Леглиерское и другие в Якутии, Ков-
дорское на Кольском полуострове. За рубежом: в Канаде, Южной Аф-
рике, Индии.
184
д
ф К % Al • Si ©О ©ОН ^ Siflt.
Рис. 112. Структура мусковита в проекции на {001} (а) и {100} (б) и об-
щий вид структуры (в) ,
Применение. То же, что и мусковита.
БИОТИТ К (Fie, Mg)3[Si3AlOi0] (ОН, F)2. Кристаллическая струк-
тура подобна структуре флогопита.
Цвет черный. Среди слюд является наиболее распространенным
минералом.
Разновидности. Лепидомелан — не содержит магния, черного
цвета, характерен для щелочных пород (Урал).
Происхождение. Магматическое — биотитовые граниты; пегмати-
товое — в жилах с мусковитом и без него; метаморфическое — в раз-
личных сланцах и гнейсах. Поскольку биотит содержит железо, он не-
пригоден в качестве диэлектрика.
185
ЛЕПИДОЛИТ KLi1|5Ali,5[Si3A10io] (ОН, F)2. Иногда присутствует
Rb+. В кристаллической структуре ионы Li+ занимают октаэдрические
позиции.
Цвет розовый, светло-фиолетовый, иногда бесцветен. Листочки в
отличие от других слюд обычно не дают больших пластинок. Часто
образует изогнутые скорлуповатые формы и тонкозернистые массы.
Происхождение. Встречается в редкометальных пегматитах и грей-
зенах. В пегматитах ассоциирует с клевеландитом, кварцем, сподуме-
ном, полихромным турмалином, бериллом.
Месторождения. В СССР: в Казахстане, на Урале и в Забайкалье.
За рубежом: в США, ЮАР, Швеции, Афганистане и др.
Применение. При достаточных скоплениях служит рудой на литий.
Водные
Семейство гидрослюд
Гидрослюды представляют собой гидратированные слоистые алю-
мосиликаты и являются промежуточными образованиями между слю-
дами, хлоритами и глинистыми минералами. Для кристаллической
структуры гидрослюд характерен дефицит иона К+ и его замена моле-
кулами воды, ионами гидрооксония (НзО)+ или гидратированными
ионами Mg2+.
Сингония моноклинная. Состав сложный и непостоянный. Похожи
на слюду, но листочки не упругие.
ВЕРМИКУЛИТ (Mg, Fe2+, Fe3+)3[(Si, А1)4О10] (ОН)2-4Н20.
В кристаллической структуре между пакетами располагаются гидрати-
рованные ионы Mg2+.
Цвет золотисто- или бронзово-желтый. Твердость 1—1,5. При нагре-
вании вспучивается, увеличивается в объеме в 15—25 раз. Обожжен-
ный вермикулит очень легкий, плавает в воде.
Происхождение. Образуется за счет биотита и флогопита.
Месторождения. В СССР: на Урале (Вишневые горы), в Карелии
(Ковдор) и др.
Применение. Прокаленный вермикулит применяется как тепло-
изоляционный материал.
ГЛАУКОНИТ (К, H30)(Fe3+, Al,Fe2+, Mg+)2[Si3AlO,0] (OH)2-nH20,
содержит 4,0—9,5% КгО. Кристаллическая структура, переходная меж-
ду структурами слюды и монтмориллонита.
Землистый, обычен в осадочных породах в виде зерен неправиль-
ной формы, особенно в песчаных, глинистых и глинисто-карбонатных
породах. Служит цементом в песчаниках, часто встречается в песках
(глауконитовые пески). Цвет зеленый разных оттенков.
Происхождение. Осадочное — образуется в морях и океанах, воз-
можно, при участии организмов, а также в почвах.
Месторождения. Глауконитовые пески известны во многих местах
европейской части СССР — на Украине, в Курской, Орловской и Ки-
ровской областях.
Применение. Может служить калийным удобрением, применяется
как зеленая краска, а также для очистки воды.
186
Mg3[Si4Oi0](OH)2 чередуются со слоями типа брусита Mg(OH)2 или
гидраргиллита А1(ОН)з (см. рис. 108, 111), что отражено при написа-
нии кристаллохимических формул. Для хлоритов установлено множе-
ство политипов. Разнообразие химического состава хлоритов обуслов-
лено широкими изоморфными замещениями главных элементов: Mg2+->-
^Fe2+-^Mn2+-^Ni2+, Al^-*Fe**--»-Cr*+-, а также Si+Mg->A12 и Mg3->
->А12 как в трехслойных пакетах, так и в октаэдрических слоях. Хло-
риты образуют также смешанослойные минералы, характеризующиеся
чередованием различных по составу многослойных пакетов хлорита и
других слоистых минералов.
Хлориты кристаллизуются в моноклинной сингонии. Обычно они
образуют листоватые, чешуйчатые агрегаты и сплошные массы, для
некоторых (шамозита) характерны скрытокристаллические агрегаты и
оолиты. Цвет хлоритов зеленый (греч. «хлорос» — зеленый) разных
оттенков до зеленовато-черного, иногда белый и желтоватый. Спай-
ность по {001} весьма совершенная, листочки гибкие, но, в отличие от
слюд, не упругие. Твердость 2—3. Плотность 2,6—2,9.
В соответствии с составом и структурными особенностями выде-
ляются магнезиальные и железистые хлориты, различить которые без
химических анализов и специальных рентгеноструктурных, физических
и термических исследований практически нельзя.
ПЕННИН (Mg, Al)6[Si3,5Alo,5010](OH)8, КЛИНОХЛОР (Mg,
Al)6[Si3A10IO](OH)8 и ПРОХЛОРИТ (рипидолит) (Mg, Fe,
Al)6[Si2,5 Alij5 Ою](ОН)8 обычно имеют характерный цвет — зеленый.
Они широко распространены в природе и являются главными породо-
образующими минералами тальк-хлоритовых, серицит-кварц-хлорито-
вых, хлорит-актинолитовых и других пород метаморфического происхож-
дения. Распространенный в природе процесс хлоритизации заключается
в переходе роговой обманки и биотита в хлорит. Наличие хлоритов
может также указывать на низкотемпературные гидротермальные ус-
ловия изменения горных пород, содержащих силикаты магния и желе-
за. Хлориты часто образуются в жилах альпийского типа. Вместе
с хромитами встречаются хромсодержащие разновидности пеннина и
клинохлора фиолетового цвета — кеммерерит и кочубепт.
ШАМОЗИТ (Fe2+, Mg, Fe3+)6[Si3 Al О10](ОН)8 и ТЮРИНГИТ
(Fe2+, Mg, Fe3+, Al)6[Si2Al2Oi0] (ОН, 0)8 преобладают среди железис-
тых хлоритов. Они имеют более темный цвет по сравнению с магнези-
альными хлоритами. Шамозит отличается по зеленовато-черной черте
и оолитовой структуре, а тюрингит обычно образует землистые, скры-
токристаллические и дисперсные массы темно-зеленого цвета.
Происхождение их связано с образованием осадочных и осадочно-
метаморфических месторождений железа в восстановительных усло-
виях.
Месторождения железистых хлоритов известны в ФРГ и во Фран-
ции.
Применение. Шамозит и тюрингит служат рудой на железо.
Алюмосиликаты каркасной структуры
(каркасные алюмосиликаты)
В состав алюмосиликатов с каркасной структурой кроме кремния
и алюминия входят крупные по размерам катионы щелочных и щелоч-
ноземельных металлов, главным образом ионы Na+, К+, Са2+, гораздо
реже Ва2+, Sr2+, Cs+, которые занимают в структуре этих минералов
188
крупные полости и находятся в координации 8, 9 и более ионов кисло-
рода, а также добавочных анионов (ОН)-, CI-, С032_, S042- или S2-.
Иногда в качестве примеси присутствуют ионы Fe3+ и Ti+, замещаю-
щие позиции А13+ или Si4+. В редких бериллосиликатах катионы пред-
ставлены ионами Mn2+, Fe2+ и Zn2+.
В каркасных алюмосиликатах ионы А1-+, занимая тетраэдрические-
позиции ионов Si4+, создают отрицательный заряд каркаса, равный
числу ионов А13+. Пределы замещения ионами А13+ позиций ионов
Si4* зависят от общего числа тетраэдров в элементарном звене кар-
касной структуры. В общей формуле каркасного радикала
[Sin-pAlp02«lp~ это число обозначено индексом п. С увеличением числа
и в каркасе может увеличиваться также и число ионов А13+ (обозна-
чаемое индексом р), замещающих позиции ионов Si4+, но не более, чем
на половину, т. е. о^'/гп. Отрицательный заряд каркаса равен числу р.
Число тетраэдрических групп в ячейке п служит определяющим'
признаком выделения структурных типов каркасных радикалов и со-
ответственно более дробных подразделений в подклассе с радикалами
типа [SiA104]-, [Si2A106h [Si3A108]-, [Si2Al2O8]2-,Si4AlO10]-, [Si3Al2O]0]2-
и т. д. Среди них наряду с простыми и сложными выделяются алюмо-
силикаты, содержащие добавочные анионы или молекулы воды, кото-
рые располагаются в крупных пустотах каркасной структуры.
Алюмосиликаты с радикалами
типа [SiA104]~ (фельдшпатиды)
К фельдшп атид а м относятся каркасные алюмосиликаты Na+~
и К+, близкие по составу к полевым шпатам, но отличающиеся низким;
содержанием кремнекислоты и более высоким — щелочей.
Сложные
НЕФЕЛИН KNa3 [SiA104]4(Na2OAO 17%; К20 до 11%; А1203 до>
34,6%). Содержит также примеси Rb, Ga и др. В кристаллической
структуре (рис. 113) алюмо- и кремнекислородные тетраэдры образуют
каркас с отношением Al:Si=l : 1. Катионы К+ и Na+ располагаются
в крупных пустотах с КЧ.=9 и 8 соответственно.
Сингония гексагональная. Кристаллы мелкие, призматические,,
(рис. 113), образуют вкрапленники, а также сплошные сливные массы.
Цвет серый, красноватый, зеленоватый, иногда бесцветен. Блеск
жирный. Спайности нет. Твердость 5,5. Плотность 2,6. В результате
выветривания на поверхности нефелина образуется рыхлая белая кор-
ка, состоящая из гидроокислов А13+ и цеолитов (шпреуштейн).
Разновидности. Элеолит — крупнокристаллический нефелин
с жирным блеском мясо-красного цвета.
Происхождение. Магматическое— встречается в породах, бедных
крем некислотой и богатых натрием (в нефелиновых сиенитах и щелоч-
ных пегматитах), в ассоциации с апатитом, эгирином, полевым шпа-
том, биотитом, ильменитом, титанитом, цирконом и другими минерала-
ми щелочных пород. Не встречается с кварцем.
Продуктами гидротермального изменения нефелина являются аль-
бит, канкринит, содалит и цеолиты. В гипергенных условиях легко-
разрушается и замещается шпреуштейном.
189
Месторождения. Нефелин известен на Кольском полуострове, где
добывается совместно с апатитом, а также в Ильменских и Вишневых
горах на Урале. Крупное месторождение нефелина обнаружено в пред-
горьях Кузнецкого Алатау (Белогорское).
Применение. Руда на алюминий; из нефелина получают соду и
поташ. Попутно могут извлекаться редкие щелочные металлы и гал-
лий.
С добавочными анионами
Семейство канкринита — содалита
КАНКРИНИТ NaeCaa [SiA104]6[C03, S04] (ОН)2 с широкой изо-
морфной смесимостью между [С03]2~ и [S04]2_. Кроме того, иногда при-
сутствуют СЬ, К+, Ва2+. В кристаллической структуре гексагональные
кольца из алюмо- и кремнекислородных тетраэдров соединяются между
Рис. 113. Структура нефелина Рис. 114. Структура содалита в про-
екции на {001}; А1-тетраэдры за-
штрихованы
Сингония гексагональная. Кристаллы столбчато-призматического
облика. Образует кристаллически-зернистые агрегаты, а также каемки
замещения вокруг нефелина и псевдоморфозы по нему.
Цвет белый, желтоватый, розовый с сетчатым распределением
окраски, голубой. Блеск стеклянный до перламутрового. Спайность со-
вершенная по призме {1010}. Излом ступенчатый, неровный. Твердость
5—5,5. Плотность 2,4—2,5.
Разновидности. Вишневит — сульфат-канкринит голубого цвета.
Происхождение. Магматический — в щелочных породах и пегма-
титах. Образуется также метасоматически за счет нефелина.
Месторождения. В СССР: на Урале (Вишневые и Ильменские го-
ры), на Кольском полуострове (Ловозерский массив), в Туве, Якутии.
За рубежом: в Швеции.
СОДАЛИТ Na8[ SiAlOJeCb, содержит также К+, Fe3+, [СОз]2",
(ОН)_, иногда [MoOJ2-, S22_. В кристаллической структуре содалита
(рис. 114) каркас состоит из четверных и шестерных колец алюмо- и
кремнекислородных тетраэдров. В крупных "полостях располагаются
190
дополнительные анионы, каждый из которых тетраэдрически окружен?
четырьмя катионами Na+ или Са2+.
Сингония кубическая. Кристаллы встречаются редко в виде ром-
бододекаэдров {ПО}. Обычно в виде зернистых агрегатов, замещающих
нефелин,' реже вкрапленники в эффузивах и неправильные скопления.
Цвет содалита белый, в полупрозрачных выделениях бесцветный;
зеленоватый, голубой, а иногда розовый, фотохимически неустойчивый.
Спайность средняя по {ПО}. Излом неровный. Хрупкий. Твердость
5,5—6. Плотность 2,1—2,4. Люминесцирует в ультрафиолетовом свете.
Разновидности. Гакманит — серусодержащий содалит с розо-
вой, на свету неустойчивой окраской, переходящей в серовато-зеленую,,
и с яркой оранжевой фотолюминесценцией.
Происхождение. Встречается в виде вкрапленников в лавах, а
также в щелочных породах и пегматитах вместе с нефелином, эгири-
ном, микроклином, арфведсонитом, сфеном, эвдиалитом. Образуется
также метасоматически за счет нефелина.
Месторождения. В СССР содалит встречается на Кольском полу-
острове, на Среднем Урале; за рубежом — в лавах Везувия (Италия).
ЛАЗУРИТ Na6Ca2[SiA104]6(S04, S, С12). Кристаллическая структу-
ра аналогична структуре содалита.
Сингония кубическая. Кристаллы редки, обычно в виде зернистых
масс.
Цвет яркий темно-синий до сине-фиолетового. Спайность средняя.
Излом неровный. Твердость 5,5. Плотность 2,3—2,4.
Происхождение. Метасом этическое, в магнезиальных скарнах
с флогопитом, диопсидом, форстеритом, кальцитом, пиритом.
Месторождения. В СССР известен в южном Прибайкалье по
р. М. Быстрая (Иркутская обл.) и на Памире; за рубежом — в Афга-
нистане (Сары-Санг).
Применение. Красивый поделочный камень.
ГЕЛЬВИН (Mn2+)4[SiBe04]3S (ВеО до 14%). Широкие изоморф-
ные замещения между Mn2+, Fe2+ и Zn2+- Кристаллическая структура
подобна структуре содалита, отличие состоит в том, что место А13+ за-
нимает Ве2+ в тетраэдрической координации.
Сингония кубическая. Кристаллы тетраэдрического габитуса и
зернистые агрегаты.
Цвет желтый, желто-зеленый, желто-бурый, красноватый до бурого.
Блеск стеклянный до смолистого. Спайность несовершенная по тетра-
эдру {111}. Твердость 6—6,5. Плотность 3,2—3,7.
Происхождение. Образуется в гранитных и щелочных пегматитах,,
в скарнах вместе с магнетитом, флюоритом, хризобериллом и бертран-
дитом, в гидротермальных кварцевых жилах.
Месторождения. В СССР: в Казахстане, в европейской части
СССР, в Сибири. За рубежом: в США (Эль-Насо, Зимбертон), Швеции
(Иксюберг) и др.
Применение. В значительных скоплениях — руда на бериллий.
Алюмосиликаты
с радикалом типа [Si2A106]"~
Простыв
ЛЕЙЦИТ KfSi2A106]. Содержит также Na+, Са2+, Ti4+ и др. В кри-
сталлической структуре лейцита (рис. 115) каркас сложен четверными
и шестичленными кольцами из алюмо- и кремнекислородных тетраэд-
191
ров. Ионы К+ с К.Ч.= 12 располагаются в каналах, образованных гек-
сагональными кольцами. Высокотемпературная (кубическая) модифи-
кация отличается более высокой симметрией гексагональных колец и
.расположением ионов К+ в центре каналов. Переход в низкотемпера-
турную модификацию при 660° сопровождается снижением симметрии
до тетрагональной и полисинтетическим двойникованием.
Сингония псевдокубическая. Обычно в виде изометричных коистал-
лов в форме тетрагон-трноктаэдров {210} часто оплавленных, шаровид-
ных.
д -в
Рис. 115. Структура лейцита:
а — четверное и б — шестерное кольца, в — проекция иа {001}
Цвет белый, пепельно-серый. Блеск стеклянный. Спайности нет.
Твердость 5,5—6. Плотность 2,5.
Происхождение. Лейцит является минералом молодых эффузивных
«юрод, встречается в лавах, туфах и вулканических пеплах. Образуется
при застывании лав, богатых калием и бедных кремнекислотой, поэто-
му вместе с кварцем не встречается.
Месторождения. Крупные красивые кристаллы известны в Италии
(Везувий), редко в Закавказье.
Применение. При значительном содержании лейцита в породе
«последняя может служить сырьем для получения алюминия и калий-
ных удобрений.
Водные
АНАЛЬЦИМ Na[Si2A106]-H20, обычны небольшой избыток Si4+ и
примесь Са2+, а также К+- В кристаллической структуре, кремнекис-
.лородный каркасный радикал которой подобен таковому лейцита,
ионы Na+ занимают мелкие, квадратные в сечении, пустоты (вакантные
в лейците). В крупных пустотах (место ионов К+ в лейците) распола-
гаются молекулы воды. Анальцим встречается в двух структурных раз-
новидностях, отличающихся степенью упорядочения А13+ и Si4+.
Сингония псевдокубическая. Анальцим наблюдается в виде пра-
вильных кристаллов в форме гетрагон-триоктаэдра, часто образует
друзы.
Цвет белый, светло-серый, иногда красновато-розовый или зелено-
.ватый за счет включений других минералов. Блеск стеклянный. Спай-
ности нет. Излом неровный. Твердость 5—5,5. Плотность 2,3.
192
Происхождение. Магматическое — образует вкрапленники в сред-
них и щелочных породах, а также выполняет миндалины в базальтах.
Как продукт гидротермального изменения широко распространен среди
вулканических пород основного и среднего состава. Образуется также
в осадочных породах.
aGJi^ii Csi-nNan[Si2AI06]• гаНгО. Характеризуется неполной
изоморфной смесимостью с анальцимом, обычно содержит избыток
кремния, ионов К+, Rb+. Кристаллическая структура сходна со струк-
турой анальцима и лейцита. Ионы Na+ занимают мелкие пустоты, как
в анальциме, а катионы Cs+ — крупные полости, подобно ионам К+
в лейците, в которых располагаются также молекулы Н20. Как и
анальцим, поллунит представлен двумя структурными разновидностя-
ми, отличающимися степенью упорядочения ионов А13+ и Si4+.
Сингония обычно псевдокубическая. Поллуцит встречается в
сплошных зернистых или сливных, иногда фарфоровидных скоплениях
в виде крупных ксеноморфных выделений и псевдоморфоз по споду-
мену и другим минералам лития; кристаллы очень редки.
Цвет белый, в прозрачных разностях бесцветный, часто светло-се-
рый или розоватый за счет включений других минералов и продуктов
его изменения. Блеск стеклянный, в плотных массах матовый. Спай-
ности нет. Излом неровный и раковистый. Твердость 6,5. Плотность
колеблется в зависимости от состава от 2,65 до 3,0.
Происхождение. Образуется исключительно в гранитных пегмати-
тах редкометально-замещенног^о типа вместе с лепидолитом, сподуме-
ном, петалитом, зеленым .и розовым турмалином, клевеландитом, амб-
лигонитом и др.
Месторождения. В СССР: в Восточном Казахстане, на Памире,
Кольском полуострове. За рубежом: на о. Эльба, в США, Южной Аф-
рике, Швеции, Афганистане.
Применение. Важнейшая ругда на цезий.
Алюмосиликаты с радикалами типа
[Si3A108]- [Si2Al208]2_ и др.
К полевым шпатам относятся каркасные алюмосиликаты
щелочных и щелочноземельных катионов К+, Na+, Са2+, а также Sr2+
и Ва2+. Кроме того, в составе обнаружены примеси Cs+, Rb+, Pb2+,
Т1+ и др. В формуле алюмо-кремнекислородного радикала полевых
шпатов [Si4-PAlp08]p- индекс р может принимать значение от 1 до 2;
соответственно изменяется и заряд радикала, который компенсируется
одно- или двухвалентными катионами с К-Ч. от 8 до 10. В кристалли-
ческой структуре, полевых шпатов могут быть выделены четырехчлеи-
пые кольцевые звенья, образующие вытянутые вдоль оси С цепочки,
связанные между собой общими ионами кислорода (рис. 116). Тетра-
эдры, располагающиеся вдоль оси цепочек, не тождественны боковым
тетраэдрам. С этим связано структурное упорядочение ионов А13+ и
Si4+ в полевых шпатах. Более высокой симметрии отвечают неупорядо-
ченные структуры минералов, образовавшиеся в высокотемпературных
условиях.
Для полевых шпатов характерны широкая изоморфная смесимость
нзовалентного типа между калиевыми и натриевыми полевыми шпата-
ми (кали-натровые полевые шпаты) и гетеровалентного типа между
натриевыми и кальциевыми полевыми шпатами (натрокальциевые
полевые шпаты, плагиоклазы). Степень смесимости зависит от темпе-
7 А. В. Миловский. О. В. Кононов
193
ратуры кристаллизации (см. рис. 12). Более ограниченные изоморфные
замещения установлены между К- и Са-полевыми шпатами, а также
в ряду K-Sr-Ba-полевых шпатов.
Рис. 116. Структура полевых шпатов в шариковой (слева) и полиэдриче-
ской моделях (справа): четверные кольцевые звенья, связанные в цепочке
общими ионами кислорода
Простые (полевые шпаты)
САНИДИН (К, Na).[Si3Al08], ОРТОКЛАЗ (К, Na)[Si3A108] и
МИКРОКЛИН (К, Na)[Si3A108] являются существенно калиевыми
представителями изоморфной серии K-Na-полевых шпатов; содер-
жат изоморфную примесь Са2+, Cs+, Rb+, TI, Pb2+, а также Fe3+.
В кристаллической структуре высокотемпературных K-Na-полевых шпа-
тов А13+ и Si4+ в тетраэдрах распределены беспорядочно (санидин).
При снижении температуры происходит частичное (ортоклаз) и полное
(микроклин) упорядочение с закономерным размещением А13+ и Si4+
по неэквивалентным позициям. Кроме того, при снижении температуры
в K-Na-полевых шпатах происходит упорядочение К+ и Na+ и затем
распад твердого раствора с образованием пертитов распада — включе-
ний Na-полевого шпата в К-полевом шпате.
Сингония санидина и ортоклаза моноклинная, микроклина —
триклинная. Кристаллы обычно хорошо образованы (рис. 117), часто
встречаются в виде двойников (см. рис. 31), образуют кристалличес-
кие зерна и кристаллически-зернистые массы, а также друзы кристал-
лов, иногда гигантских размеров (масса до нескольких десятков
тонн).
Цвет светло-серый, желтый, светло-розовый до красного, иногда
зеленый, белый и бесцветный, окраска часто неравномерная, пятнис-
тая. Нередко полупрозрачен и прозрачен. Блеск стеклянный. Снай-
194
«ость совершенная по {001}, средняя по {010}. Угол между плоскостя-
ми спайности санидина и ортоклаза равен 90°, а микроклина ■— отли-
чается менее чем на 0,5°. Твердость 6—6,5. Плотность 2,5—2,6.
Разновидности. Адуляр — водяно-прозрачные кристаллы орто-
клаза обычно в жилах альпийского типа. Лунный камень — аду-
ляр нежно-голубого цвета с серебристо-перламутровым отливом. Ама-
зонит (амазонский камень) — микроклин зеленого или голубовато-
зеленого цвета. Пертит — кристаллы K-Na-полевых шпатов, содер-
жащие закономерно ориентированные включения распада альбита,
обычно белого цвета, иногда различимые невооруженным глазом.
Рис. 117. Кристаллы полевых шпатов
Происхождение. Магматическое — в кислых, средних и щелочных
породах, а также в пегматитах, апогранитах, в высокотемпературных
гидротермальных жилах и жилах альпийского типа. Входят в состав
метаморфических пород — гнейсов и кристаллических сланцев.
Месторождения. В СССР: крупные месторождения керамических
пегматитов находятся в Карелии; амазонит' встречается в пегматитах
Ильменских гор на Урале, в пегматитах и гранитах Казахстана, За-
байкалья, Кольского полуострова. За рубежом: известны крупные
месторождения керамических пегматитов в США, Канаде, Скандина-
вии; в пегматитах Мадагаскара! встречается прозрачный амазонит.
Применение. K-Na-нолевые шпаты из пегматитов служат сырьем
для керамической и стекольной промышленности. Лунный камень и
амазонит используются для поделок.
АЛЬБИТ Na[Si3A108] и АНОРТИТ Ca[Si2Al208] являются крайними
членами изоморфного ряда плагиоклазов. Выделенные промежу-
точные члены ряда отличаются составом, который обозначается
в мол. % содержания анортита или соответствующим номером:
альбит № 0—10 (Ab) 1
олигоклаз № 11—30 J
кислые плагиоклазы
андезин № 31—50 \
Лабрадор № 51—70 /
средние плагиоклазы
битовнит № 71—90 1
анортит № 91—100 (An) J {vl
основные плагиоклазы
Например, плагиоклаз № 36 соответствует андезину, содержащему
36 мол. % анортита и 64 мол. % альбита (36% An, 64% Ab). Плаги-
оклазы отличаются содержанием кремнекислоты от 68,8 мол. %
в альбите до 43,28 мол. % в анортите. Соответственно кислые плаги-
оклазы чаще встречаются в кислых изверженных породах, средние —
в средних и основные — в основных и ультраосновных горных породах.
В кристаллической структуре ионы NaJ" имеют К-Ч.=7, а у Са
К.Ч.=8. Высокотемпературные структурные разновидности плагиокла-
7*
195
за любого состава, за исключением анортита, имеют одинаковый тип
разупорядоченной моноклинной структуры альбита; высокотемператур-
ный анортит характеризуется объемно-центрированной элементарной
ячейкой. Средне- и низкотемпературные плагиоклазы характеризуются
разнообразием структурных типов, представляющих собой продукты
распада твердых растворов различной степени упорядочения и их
тонкие срастания.
Сингония низкотемпературных разновидностей плагиоклаза три-
клинная. Хорошо образованные кристаллы редки. Вкрапленники и зер-
на неправильной формы обычно сдвойникованы. Очень характерны
полисинтетические (см. рис. 26) и сложные двойники. Кислые плаги-
оклазы нередко образуют друзы, щетки и пластинчато-лучистые агре-
гаты, особенно в пегматитах, а также кристаллически-зернистые мо-
номинеральные породы (альбититы, анортозиты). В виде пертитовых
вростков или по метасоматическим прожилкам встречаются в кали-
натровых полевых шпатах.
Цвет плагиоклаза обычно белый, нередко серый, розоватый за счет
различных включений. Блеск стеклянный. Для олигоклаза характерна
голубая, а для Лабрадора желтая, синяя или зеленая иризация. Спай-
ность совершенная по {001} и {010} с углом около 70°. Твердость 6—
6,5. Плотность от 2,6 у альбита до 2,76 у анортита.
Разновидности. Сахаровидный альбит — мелкозернистые
агрегаты и к левел а нд>ит — листоватые и радиально-лучистые агре-
гаты альбита белого или голубоватого цвета в пегматитах. Лабра-
дорит — темная крупнокристаллическая порода с яркой иризацией
Лабрадора на плоскостях спайности {010}. Беломорит — олигоклаз
с красивой нежно-голубой иризацией.
Происхождение. Магматическое — в различных изверженных гор-
ных породах. Образуется в пегматитах на ранних стадиях и позднее
в процессе альбитизации. Является породообразующим минералом
многих метаморфических пород. Метасоматический минерал в скарнах
и грейзенах. л
Месторождения. Встречается повсеместно. В СССР месторождения,
лабрадорита разрабатываются на Украине (Турчинское и др.).
Применение. Лабрадорит используется в качестве облицовочного
материала. Беломорит служит поделочным камнем.
' С добавочными анионами
МАРИАЛИТ Na4[Si3A108]3Ci и МЕЙОНИТ Ca4[Si2Al208}3(Cl> С03,
S04) являются крайними членами изоморфного ряда скаполитов.
В каркасной кристаллической структуре скаполитов алюмо- и кремне-
кислородные тетраэдры образуют собранные в четверные колонки це-
почки волластонитового типа, между которыми в крупных пустотах
располагаются ионы кальция и добавочные анионы.
Сингония тетрагональная. Кристаллы призматические, вытянутые
вдоль оси С. Из простых форм хорошо различаются тетрагональные
призмы и дипирамиды. Размер кристаллов достигает нескольких десят-
ков сантиметров; иногда они образуют друзы (рис. 118). Агрегаты
сплошные, зернистые.
Цвет скаполита белый, серый с зеленоватым оттенком, иногда си-
реневый. Блеск стеклянный. Спайность средняя по призме {100}. Излом
неровный. Твердость 5—6. Плотность 2,6—2,75.
Разновидности. Глауколит — скаполит бледно-фиолетового
цвета.
196
Происхождение. Скаполиты встречаются в контактах с известня-
ками, вместе с диопсидом, кальцитом, флогопитом, апатитом, тремоли-
том, титанитом, в железорудных и шеелитоносных скарновых место-
рождениях и в некоторых метаморфических породах.
Месторождения. В СССР: в Прибайкалье (Слюдянка), в Хакасии
(Анзас), в Азербайджане (Дашкесан), в Средней Азии (Чорух-Дай-
рон).
Рис. 118. Друза кристаллов скаполита. Слюдянка (Прибайкалье)
Алюмосиликаты с радикалами типа
[Si3Al2O,0]2-, [Si4Al20I2]2-H др.
К цеолитам относятся каркасные алюмосиликаты с объемис-
тыми и сообщающимися между собой полостями, в которых распола-
гаются крупные катионы, главным образом Са, Na, К, Sr, Ва, и
молекулы воды. Цеолиты характеризуются высокой подвижностью
катионов и способностью к ионному обмену. В радикалах цеолитов
fSi«-pAlp02]p_ индекс п может принимать значения от 3 до 24, а р —
от 1 до 5. Содержание молекул цеолитной воды связано с А!: Si-отно-
шением и в большинстве случаев закономерно уменьшается от чисто
кальциевых к натриевым цеолитам.
Кристаллическая структура цеолитов (рис. 119) характеризуется
сочетанием алюмо- и кремнекислородных тетраэдров, образующих це-
почки, состоящие из четверных звеньев и связанные между собой
в шестерные кольца и другие элементы, формирующие изометричные,
слоистые и цепочечные мотивы. Размер пустот и каналов в каркасном
радикале цеолитов связан с химическим составом. Более крупные
пустоты характерны для высококремнистых цеолитов, содержащих бо-
лее крупные катионы и больше молекул воды. В большинстве цеоли-
тов ионы А13+ и Si4+ занимают фиксированные позиции, т. е. их струк-
тура является упорядоченной. Изоморфные замещения между катио-
197
нами в цеолитах, как и в плагиоклазах, в основном гетеровалентного
типа (Ca2+Al3+4*Na+Si4+), реже изовалентного типа (Ca2+*±Sr2+).
В сообщающихся пустотах кристаллической структуры цеолитов ди-
польные молекулы воды окружают катионы, образуя аквакомплексы
большого радиуса, а сами располагаются между катионами и ионами
кислорода, принадлежащими алюмокислородным тетраэдрам с избы-
точным отрицательным зарядом.
а
Рис. 119. Структура натролита в полиэдрической модели в проекции на
{100} (а) и на {001} (б); А1-тетраэдры заштрихованы
«Цеолитная вода» при осторожном нагревании может быть посте-
пенно удалена без нарушения кристаллической структуры минералов.
Обезвоженные цеолиты легко снова поглощают воду (с выделением
тепла!), а также адсорбируют молекулы различных веществ — H2S,
углеводородов, спиртов, аммиака и др., что используется при осушении
газов, разделении продуктов нефтехимического производства, для по-
лучения глубокого вакуума. Высокая удельная поверхность микропор
обезвоженных цеолитов позволяет использовать их в качестве несу-
щего материала для катализаторов, активирующих процессы крекинга
нефти. Цеолиты с большими размерами каналов в структуре использу-
ются в качестве термостойких «молекулярных сит», позволяющих от-
делять крупные органические молекулы от мелких. Характерная осо-
бенность цеолитов — высокая подвижность катионов и способность
к ионному обмену. Эти свойства используются при очистке питьевой
воды и регенерации сточных и технических вод, в агрохимии, а также
для повышения эффективности минеральных удобрений и удержания
влаги в почве. С адсорбционно-иоиообменными свойствами цеолитов
связано также применение цеолитов в животноводстве в качестве до-
бавки к корму, улучшающей продуктивность и качество мяса. Наибо-
лее широко используются свойства гейландита (клиноптилолита), ша-
базита, а также их высококремнистых синтетических аналогов.
Водные (цеолиты)
НАТРОЛИТ Na2[Si3AI2O10]-2H2O и СКОЛЕЦИТ Ca[Si3Al2Oi0]-3H2O.
В кристаллической структуре отчетливо выделяются четырехчленные
цепочки из алюмо-кремнекислородных тетраэдров, вытянутые вдоль
оси С (см. рис.. 119).
198
Таблица 4
Краткая характеристика некоторых цеолитов
Минерал
Формула
Сингония
Форма выделения
Цвет
Спайность
Твердость
Плотность
Ломонтит
Ca[Si4Al20,2] • 4НаО
МОН.
призматические кристаллы
щ
белый,
розовый
совершенная
по {010}, {110}
и {001}
3,5-4
2,2—2,3
Шабазит
(Са, Na2) [Si4AlAsl • 6НаО
ТрИГ.
ромбоэдрические (псевдо-
кубические) кристаллы
и двойники
белый
совершенная
по {1011}
4-5
2,1-2,2
Гейландит (клино-
птилолит)
Ca[Si7Al20„] ' 6НгО
мон.
таблитчатые, клиновид-
ные, расщепленные
кристаллы
белый,
розовый
совершенная
по {010}
3,5-4
2,2
Десмин (стильбит)
(Са, Na2) [SWAlAel • 7НаО
мон. •
пластинчатые, расщеплен-
ные и сноповидные крис-
таллы и агрегаты
белый
совершенная
по {010},
средняя по {100}
3,5-4
2,2
Морденит (птило-
лит)
(Na,, Са) [SiioAIAJ ■ 7НаО
ромб.
игольчатые и спутанно-во-
локнистые агрегаты
белый
совершенная
по {100}
до 4,5
2,15
Сингония ромбическая. Образуют длиннопризматические кристал-
лы, иногда срастающиеся в друзы; часто встречаются в радиально-
лучистых агрегатах и зернистых массах.
Бесцветный, белый. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по
призме {НО}. Твердость 5—5,6. Плотность окото 2.
Разновидности. Шпреуштейн — продукт изменения нефелина,
состоящий из натролита и гидроокислов А13+.
Происхождение. Образуется в миндалевидных пустотах базальтов,
а также как наиболее поздний минерал в щелочных пегматитах, скар-
нах и гидротермальных жилах.
Месторождения. В СССР: на Урале (Вишневые горы), на Коль-
ском полуострове (Хибины), в Сибири (Нижняя Тунгуска) и др.
Краткая характеристика некоторых других цеолитов приведена
в табл. 4.
БОРАТЫ
Видообразуюшими катионами боратов служат в основном щелоч-
ноземельные (Са2+, Mg2+) ^дцелочные (Na+)„. а также переходные ме-
таллы (Fe2+, Мп2+) и др. Роль дошэлшттельных анионов играют группы
(ОН)-, СГ, реже F- и др. Многие бораты являюдея_водными._
*"~ "БораТы относятся""к минералам с различными типами связей: ко-
валентные связи — в боратных анионных комплексах, ионные и водо-
родные — между ними и катионами. Изоморфизм в. боратах ограничен-
_ный; исключение составляют людвигит и борацит, для которых харак-
терны широкие изоморфные замещения между Mg2+. и Fe.2+.
В структурном отношении бораты похожи на силикаты и харак-
теризуются разнообразием анионных радикалов, в основе которых ле-
жат треугольные и тетраэдрические комплексы. В боратах они встре-
чаются в виде одиночных анионных групп (островов) или, сочетаясь
друг с другом, образуют более сложные островные (двойные или коль-
цевые), цепочечные, сл»истые и каркасные радикалы (рис. 120).
В анионных радикалах сложного строения в окружении В3+ наряду
с ионами О2- принимают участие группы (ОН)-. В боратах островной
структуры катионы во многих случаях образуют цепочечные мотивы
(людвигит, ашарит, бура). Для боратов с цепочечными и слоистыми
анионами характерны соответствующие катионные мотивы (гидробо-
рацит, колеманит). Бораты образуют кристаллически-зернистые, зем-
• листые и плотные скрытокристаллические, нередко радиально-лучис-
тые, еферолитовые, волокнистые агрегаты, кристаллические корки и
друзы совершенных кристаллов. Удлиненно-призматические и волок-"
нистые кристаллы и агрегаты более характерны для минералов с це-
почечной структурой или цепочечным мотивом.
Большинство боратов имеет белую, сероватую или желтоватую
окраску, за исключением Fe-содержащих людвигита и борацита. Крис-
таллы боратов часто прозрачны. Твердость большинства из них низкая
и средняя — от 1 до 3—4, очень редко достигает 7 (борацит с каркас-
ной структурой). Диагностика боратов не проста, особенно в землистых
и плотных агрегатах. Многие из них похожи на сульфаты, карбонаты,
фосфаты и глинистые минералы. Некоторые бораты люминесцируют
в ультрафиолетовом свете и рентгеновских лучах. Образование боратов
связано с магнезиальными скариами (людвигит, котоит и др.) и с вул-
канической деятельностью. Основная масса боратов — осадочного про-
исхождения и накапливается в бессточных озерах и лагунах морских
200
бассейнов в условиях^жаркого климата, а также связана с зонами вы-
щелачивания соляных куполов, корамй- "выветривания гипсоносных
толщ, с грязевым вулканизмом.
В крупных скоплениях бораты глужят_еырьем для получения бора.
Соли бора и борная кислота употребляются в стекольной шромышлен--
ности, металлургии, медицине, пищевой промышленности и в других
отраслях хозяйства.
Рис. 120. Основные типы анионных радикалов в боратах:
а — тетраэдр [ВО/.]5-, б — треугольник [В03]3_, в — сдвоенный треуголь-
ник [ВгОб]4-, г — тройное кольцо [В30б]3~, д — тройное кольцо
}ВВ2Об(ОН)4]~, е — тройное кольцо {ВВгОз(ОН5])2-, ж — четверное кольцо
Ш2В205(ОН)4]2-, з - цепочка JB2B04(OI 1)з]2"
, СИСТЕМАТИКА
Бораты островной структуры
Бораты с изолированными
борокислородными радикалами
[В04]5- и [В03]3-
Простые
Группа синхалита: синхалит Mg[B04] (ромб. с).
Группа котоита: котоит Mg3[B03]2 (ромб. с).
201
С добавочными анионами
Группа еремеевита: еремеевит А16[ВОз]5(ОН)з (гекс. с).
Группа людвигита: людвигит (Mg, Fe2+)2Fe3+[B03]02 (ромб. с).
Группа флюоборита: флюоборит Mg3[B03] (ОН, F) 3 (гекс. с.).
Водные
Группа пентагидроборита: пентагидроборит Са[В(ОН)4]2-Н20
(трикл. с).
Группа сульфоборита: сульфоборит Mg3[BO2(OH)2][SO4]-4H20
(ромб. с).
Бораты со сдвоенными и кольцевыми
борокислородными радикалами
[В206]4-, [ВАСОН)]3- и др.
Простые
Группа суанита: суанит Mg2[B205] (мон. с), пинноит MgtB20(OH)el
(тетр. с,).
С добавочными анионами
Группа ашарита: ашарит Mg2[B204(OH)](OH) (ромб. с).
Водные
•
Группа индерита: индерит Mg[B2B03(OH)s]-5Н20 (мон. с), иньоит
Са[В2В03(ОН)5]-4Н20 (мон. с).
Группа буры: бура Na2[B2B205(OH)4]-8Н20 (мон. с).
Группа калиборита: калиборит KMg2[B3O3(OH)5]2-IB5O6(O),J-2H20
(мон. с).
Бораты
цепочечной структуры
Простые
Группа кальциборита: кальциборит Са[В204] (ромб. с).
Водные
Группа гидроборацита: гидроборацит CaMg[B2B04(OH)3]2-3H20
(мон. с).
Группа колеманита: колеманит Са[В2В04(ОН)3]-Н20 (мон. с).
Группа пандермита: пандермит Са[В4В07(ОН)5]-Н20 (мон. с).
Группа улексита: улексит NaCa[B2B207(OH)4]-6H2Q (трикл. с),
преображенскит Mg3[B3B207(OH)4]2-H20 (ромб. с).
202
Бораты
слоистой структуры
Простые
Группа саесолина: сассолин Н3[В03] (трикл. с).
Бораты
каркасной структуры
Простые
Группа метаборита: метаборит НВ02 (куб. с).
С добавочными анионами
Группа борацита: борацит Mg3[B3B4Oi2]OCl (ромб, с.).
Бораты
островной структуры
Простые
КОТОИТ Mg3[B03]2 (В203 36,5%). Иногда в примеси Fe2+. В крис-
таллической структуре котоита ионы Mg2+ в октаэдрической координа-
ции образуют зигзагоподобные цепи, скрепленные треугольными ради-
калами [В03]3_.
Сингония ромбическая. Образуют зернистые мраморовидные агре-
гаты.
Цвет белый. Блеск стеклянный. Спайность совершенная в одном
направлении. Твердость 6,5. Плотность 3,1.
Происхождение. Контактово-метаморфическое, в магнезиальных
скарнах встречается вместе с форстеритом, шпинелью, людвигитом.
Месторождения. В СССР известен в Восточной Сибири; за рубе-
жом — Хол-Кол (КНДР).
Применение. В крупных скоплениях — руда на бор.
С добавочными анионами
ЛЮДВИГИТ (Mg, Fe^+bFeS+fBOslOs (В203 14—17%). Кроме
полной изоморфной смесимости Mg2+ и Fe2+ установлены значитель-
ные примеси Al, Sn, Ti, Мп2+ и Мп3+. В кристаллической структуре
пюдвигита октаэдры с Mg2+, Fe2+ и Fe3+ образуют цепочки, связанные
между собой плоскими анионными радикалами [В03]3~ и дополнитель-
ными анионами О2-.
Сингония ромбическая. Образует шестоватые, лучистые и реже
зернистые агрегаты.
Цвет зеленовато-черный до черного. Черта зеленоватая. Блеск
стеклянный до алмазного. Хрупкий. Твердость 5. Спайности нет. Излом
еровный. Плотность 3,6—4,7. Внешне похож на геденбергит и турма-
лин (шерл).
203
Происхождение. В магнезиальных скарнах вместе с турмалином,
магнетитом и другими боратами.
Месторождения. В СССР: в скарновых железорудных месторожде-
ниях Якутии (Таежное) и Горной Шории, а также в Приморье и
Средней Азии. За рубежом: Хол-Кол (КНДР) и др.
Применение. Возможное сырье на бор.
■
Бораты
цепочечной структуры
Водные
ГИДРОБОРАЦИТ CaMg[B2B04(OH)3]2-3H20 (В2Оа 50,5%). Иног-
да присутствует Na+. В кристаллической структуре (рис. 121) анион-
ный радикал гВ2В04(ОН)3] представляет собой цепочку, каждое звено
которой сложено двумя тетраэдрами и одним треугольником (см.
рис. 120, з). Вытянутые вдоль оси С,
они чередуются с четковидиыми це-
почками из Mg-октаэдров, имеющих
общие вершины, и с колонками, со-
стоящими из Са-полиэдров.
Сингония моноклинная. Обычно
радиально-лучистые и (волокнистые
агрегаты.
Цвет белый, реже желтоватый.
Часто прозрачен. Блеск стеклянный,
шелковистый и перламутровый.
Хрупкий. Спайность совершенная
по удлинению. Излом неровный и
занозистый. Твердость 2—3. Плот-
ность 2,7.
Происхождение. Главным обра-
зом в зонах выщелачивания соля-
ных куполов вместе с другими бо-
ратами.
Месторождения. В СССР из-
вестен в Западном Казахстане.
Применение. Служит сырьем
для получения бора.
Краткая характеристика других боратов приведена в табл. 5.
КАРБОНАТЫ
^Минералы класса карбонатов представляют собой соли угольной
кислоты, в которых катионами служат ионы Са2+, Mg2+, Ва2+, Sr2+, Pb2+,
Fe2+, Mn2+, Zn2+, меди, урана, щелочных и редкоземельных металлов.
В состав карбонатов входят также допо™^тельные_ашю1И^Х011)г^Р:т,
_реж^__СР". Для карбонатов хaj)ajO£paa_cmешэнная связь: ковалент-
ная — в анионных радикалах [С03]2~ (хр^ибрвдизацияГ'и ионная —
между анионами и катионами; в карбонатах с дополнительными ани-
онами (ОН)- и водных карбонатах развиты водородные связи.
Среди карбонатов распространены изоморфные замещения изо-
валентного типа между Са2+, Fe2+, Mg2+ и Мп2+ в минералах группы
Рис. 121. Фрагмент структуры гидробо-
рацита в проекции на {010}: ионы бора
в треугольной (заштриховано) н тетра-
эдрической (покрыто крапом) координа-
ции; ионы магния в октаэдрическоЯ
координации (черные кружки)
204
Таблица S
Краткая характеристика некоторых боратов
Минерал
Формула
Содер-
жание
вго3,
%
Сингония
Кристал-
лическая
структура
Внешний облик
Цвет
Бл еск
Твер-
дость
Спайность
Плотность
to
о
сл
Ашарит
Иньонит
Бура
Колеманит
Пандермит
Улексит
Борацит
Mg2[B204(OH)] (ОН)
pi[B2B03(OH)5] • 4Н20
Na2 [В2В20в (ОН)4] • 8Н,0
Са [В2В04 (ОН)3] • Н20
Са [В4ВО, (0Н)5] • Н20
NaCa [В2В20, (ОН)4]'6Н2р.
Mg3 [B3B4Ol2] OC1
40,4
37,6
36,5
50,8
49,8
42,9
62,15
ромб,
мон.
мон.
мон.
мон. (?)
трикл.
ромб.
островная
цепочеч-
ная
каркасная
тонковолокнистые агрега-
ты
короткопризматические,
столбчатые кристаллы
короткопризматические
кристаллы,, зернистые
агрегаты и землистые
массы
сростки короткостолбча-
тых, иногда шестоватых
и уплощенных кристал-
лов
желваковые агрегаты,
плотные фарфоровидные
и землистые массы
желваковые и волокнис-
тые агрегаты
псевдокубические (тетра-
эдрические) кристаллы
и мраморовидные массы
белый,
желтоватый
белый,
бесцветный
белый
белый,
бесцветный
белый
белый,
бесцветный
белый,
серый',
желтоватый
и пр.
шелковистый,
тусклый
стеклянный
тусклый
матовый,
шелковистый
стеклянный
4—4,5
2
2—2,5
3,5—4
3-3,5
7—7,5
нет
совершен-
ная
совершен-
ная и
средняя
нет
совер-
шенная
нет
кальцита (более ограниченные для Са2+ и Mg2+), ^меявду Са2+, Sr2+,
Jpb^+Tf минералах группы арагонита и др. В^слож»ых-лш._составу кар-
бонатах с дополнительными анионами имеют место изовалеитные за-
мещения между (ОН)- и F-, (ОН)- и С1~.
В. стггукхурном отношении все карбонаты относятся к одному
островному типу — анионы [С03]2_, представляют собой изолирован-
ные радикалы в форме плоских треугольников. В большинстве карбо-
натов эти радикалы имеют одинаковую (антипараллельную) плоскост-
ную ориентацию. По расположению катионов и аниона [СОз]2- в струк-
турах карбонатов могут быть выделены координационные (кальцит,
сидерит и др.) и цепочечные (арагонит, малахит и др.) структурные
мотивы. Слоистый мотив характерен для редких карбонатов [и02]г+ и
некоторых других, главным образом сложных по составу водных кар-
бонатов.
Карбонаты двухвалентных ионов, отличающихся размерами, служат
наглядным примером явления морфотропии. В морфотропном ряду
григональных и ромбических карбонатов с возрастающим размером
катионов (в нм):
тригональные
Mg[C03] (0,078) магнезит
Zn[C03] (0,083) смитсонит
FeJCOs] (0,83) сидерит
Мп1С03] (0,091) родохрозит ^
Са[С03] (0,104) кальцит
i
ромбические
Са[С03] (0,104) арагонит
Sr[C03] (0,127) стронцианит
PbJC03] (0,132) церуссит
Ва[С03] (0,143) витерит
граница между двумя структурными типами приходится на карбонат
кальция, образующий две распространенные полиморфные модифика-
ции — кальцит Са[С03] (триг. с.) и арагонит Са[С03] (ромб, с), а
также менее устойчивую форму — фатерит Са[СОэ] (гекс. с). Карбо-
наты нередко образуют двойные соединения с упорядоченным располо-
жением катионов, что характерно, например, для минералов группы
доломита с равным содержанием ионов Са2+ и суммы ионов (Mg2++-
+Fe2+-f-Mn2+). Они отличаются от соответствующих неупорядоченных
минералов переменного состава более низкой симметрией.
Морфология карбонатов во многом связана с их структурными
особенностями и условиями образования. Простые по составу карбо-
наты встречаются в основном в кристаллически-зернистых агрегатах и
в виде кристаллов различного габитуса. Для_._ка.р.бонатов ряда каль-
цита характерны ромбоэдрические кристаллы. Особенно разнообразна
морфология кристаллов кальцита (см. рис. 16). Карбонатам с цепочеч-
ным мотивом структуры (группа арагонита) свойственны удлиненно-
призматический габитус кристаллов и сфвролитовые агрегаты; натеч-
ные, почковидные, плотные фарфоровидные агрегаты характерны в ос-
новном для карбонатов, образовавшихся в гипергенных условиях.
Большинство карбонатов бесцветны или имеют белый__цвет. Ок-
раска карбонатов связана преимущественно с хромофорными ионами
видообразующих переходных элементов, координированных ионами
О2-, (ОН)-, иногда С1_; с Си+ — зеленая, голубая или синяя, Со2+ —
малиновая, Мп2+ — розовая окраска. Желтовато-бурая или бурая
окраска сидерита Fe[C03] связана с частичным окислением железа.
206
Разнообразие цвета кальцита и других, в чистом виде бесцветных, кар-
бонатов обязаноГтлК^е радиационным дефектным центрам окраски (го-
лубая, розовая, желтовато-бурая и т. д.) или имеет аллохроматиче'скую
природу. Например, темно-серый и'четгный цвет кальцита в мраморах
связан с примесью углефицированных битумов, зеленый цвет кальци-
та — с мельчайшими включениями хлорита или актинолита, а крас-
ный — с гематитом. КгШ(гГ'нят" щелочноземельных металлов люминес-
цируют в ультрафиолетовом.-... свете. Большинство карбонатов имеет
стеклянный блеск на гранях и плоскостях спайности; более сильный
(до алмазного) обнаруживается у карбонатов Fe и РЬ — сидерита и
церуссита.
С закономерной плоскостной ориентацией треугольных радикалов
[СОз]2~ связана анизотропия физических свойств многих карбонатов,
характеризующихся, в частности, сильным двупреломлением света
(кальцит, арагонит и др.), плеохроизмом (малахит, азурит и др.),
неодинаковой твердостью в различных направлениях и т. д.
^Карбонаты отличаются высокой растворимостью в соляной кислоте
с выделением С02. В обычных условиях легко растворимы кальцит,
"арагонит, азурит, малахит и некоторые другие минералы. Большинство
же реагирует с НС1 только при нагревании или в порошке. КарбонатьГ
группы соды растворимы также в воде.
Карбонаты образуются как в эндогенных, так и в экзогенных про-
цессах. Магматическое происхождение имеют кальцит и доломит кар-
бонатптов, с метаморфическими процессами связано образование
кальцита и доломита мраморов. С гидротермальным изменением кар-
бонатных метаморфических толщ связывается образование магнезито-
вых и сидеритовых месторождений. Карбонаты щелочноземельных и
переходных металлов имеют в основном гидротермальное происхожде-
ние и, кроме того, часто встречаются в скарновых месторождениях.
Основная масса карбонатов кальция имеет осадочное, органогенное и
(или) хемогенное происхождение. Сода и другие водно-растворимые
карбонаты имеют озерно-осадочное происхождение. Многие минералы
образуются в зоне окисления сульфидных месторождений (малахит,
азурит, смитсонит, церуссит), в корах выветривания ультраосновных
пород (магнезит), в карстовых пещерах и минеральных источниках
(арагонит, кальцит).
Карбонаты относятся к широко распространенным минералам 'зем-
ной коры, хотя общее число минеральных видов не превышает ста.
Некоторые из них образуют промышленные скопления и используются
в качестве строительных материалов (известняки, мраморы) или для
получения цемента (доломит), в химической промышленности для
производства соды, в металлургической промышленности как огне-
упорное сырье (магнезит), в качестве флюса при выплавке железа
(известняк). Карбонаты являются также рудой на железо (сидерит),
входят в состав полиметаллических и медных руд (малахит, азурит,
* церуссит, смитсонит), служат ценным оптическим сырьем (исландский
шпат) и используются в качестве декоративного и поделочноге камня
'(мраморный оникс, малахит, азурит). Азурит и малахит благодаря
яркой окраске являются поисковым признаком медных руд, использу-
ются также для изготовления краски, паризит и бастнезит — ценная
руда на редкие земли, а давсонит — на алюминий.
СИСТЕМАТИКА
Карбонаты
островной структуры
Простые
Группа кальцита (триг. с.): кальцит Са![С03], родохрозит Мп[С03],
сидерит Fe[G03], смитсонит Zn[C03], магнезит Mg[C03].
Группа арагонита (ромб, с): арагонит Са[С03], стронцианит
SrJC03], витерит Ва[С03], церуссит РЬ[С03].
Группа фатерита: фатерит Са[С03] (гекс. с).
Сложные
Группа доломита (триг. с): доломит CaMg[C03]2, анкерит
CaFefC03]2.
С добавочными анионами
Группа малахита: малахит Си2[С03](ОН)2 (мон. с), азурит
Си3[С03]2(ОН)2 (мон. е.), аурихальцит Zn3Cu2[C03]2(OH)6 (ромб, с),
гидроцинкит Zn5[C03]2(OH)6 (мон. с).
Группа бастнезита (гекс. с): бастнезитСе[С03] (F, ОН), паризит
CaCe2[C03]3(F, ОН)2.
Г руппа давсонита: давсонит NaAl[C03](OH)3 (мон. с).
Водные
Группа соды: термонатрит Na2[C03]H20 (ромб, с), трона
Na3H[C03]2-2H20 (мон. с), сода Na2[CC3]- 10Н2О (мон. с).
Группа гидроталькита: гидроталькит Mg6Al2[C03](OH)i6-4H20
(триг. с).
Группа карбонатов урана: целлерит Cu(U02)[C03]2-5H20 (ромб,
с), андерсонит Na2Ca(U02)[C03]3-6H20 (триг. с.) и др.
Карбонаты
островной структуры
Простые
КАЛЬЦИТ Са[С03]. Обычны примеси Mg2+, Mn2+ Fe2+, иногда
Pb2+, TR3+, [SOJ2- и др. Кристаллическая структура кальцита выво-
дится из структуры NaCl, деформированной (сжатой) вдоль оси С
(рис. 122). Позиции Na+ в ней заняты ионами Са2+, а С1- — анионами
[С03]2_, которые располагаются параллельно друг к другу в плоскости
{0001}. Ионы Са2+ .находятся в октаэдрической координации ионов кис-
лорода, принадлежащих вершинам треугольного аниона JC03]2_.
Сингония тригональная. Кристаллы разнообразны, в основном ром-
боэдры и скаленоэдры (рис. 123), иногда сдвойникованные. Агрегаты
зернистые (мрамор), землистые (мел), часто представляют собой на-
течные формы в виде сталактитов и сталагмитов.
208
Цвет белый, наблюдаются также светлые оттенки разных цветов..
Иногда прозрачен. Спайность совершенная по ромбоэдру {1011}. Твер-
дость 3. Плотность 2,7. Бурно реагирует даже с разбавленной соляной
кислотой.
Разновидности. Прозрачные бесцветные кристаллы кальцита полу-
чили название исландского шпата, или оптического каль-
цита. Для него характерно сильное
двойное светопреломление (см.
рис. 41).
Происхождение. Широко распро-
странен в природе в виде известняков,
мела и мрамора. Известняки являют-
ся химическими или биогенными мор-
скими осадками. Мрамор — перекрис-
таллизованный известняк, образуется
при региональном или контактовом
метаморфизме. Кальцит входит в сос-
тав карбонатитов в качестве главного
породообразующего минерала; встре-
чается как низкотемпературный гидро-
термальный минерал в рудных жилах
и скарнах. Он образуется в карсто-
вых пещерах, а также в корах вывет-
ривания. ,
Месторождения. В СССР: в Гру-
зии, Армении, Средней Азии, на Ура-
ле — месторождения мраморов, по
р. Нижняя Тунгуска — исландский
шпат, гидротермальный в связи с
траппами. За рубежом: Италия —
мрамор; Исландия — исландский Ш Са % С @ О
шпат в пустотах базальтов.
Применение. Известняки употреб- Рис- 122- Структура кальцита
ляются в строительном деле, химиче-
ской (известь, цемент, стекло, получение соды) и металлургической
(флюс) промышленности. Месторождения их многочисленны. Мрамор —
ценный облицовочный материал. Исландский шпат используется в опти-
ческих приборах (поляризационные микроскопы н др.).
МАГНЕЗИТ Mg[C03]. Иногда примеси Fe2+. Кристаллическая
структура подобна структуре кальцита.
Сингония тригональная. Встречается в виде кристаллически-зер-
нистых агрегатов и фарфоровидных плотных скрытокристаллических
масс.
Цвет белый. Твердость 4—4,5. Плотность 3. В НС1 разлагается
только при нагревании в виде порошка.
Происхождение. Метасоматическим путем — при замещении изве-
стняков растворами, содержащими магний (при этом предполагается,
что магний выщелачивается из доломитовых толщ); при гидротермаль-
ной переработке богатых магнием ультраосновных пород и. при вывет-
ривании.
Месторождения. В СССР: Саткинское, к юго-западу от Златоуста
(Урал), Савинское в Иркутской области. За рубежом: в Китае, Авст-
рии и Канаде.
Применение. Магнезит употребляется для изготовления огнеупор-
ных кирпичей.
209
СИДЕРИТ Fe[C03] (Fe 48,2%). Часто содержит примеси Мп и
Mg. Кристаллическая структура аналогична структуре кальцита.
Сингония тригональная. Агрегаты зернистые, землистые, плотные,
иногда в шаровидных конкрециях (сферосидерит).
Цвет буровато-желтый, бурый. Спайность совершенная по ромбо-
эдру {1010}. Твердость 3,5—4,5. Плотность 4. В НС1 разлагается срав-
нительно легко, капля НС1 при этом желтеет от образования FeCl3.
Рис. 123. Скаленоэдры кристаллов кальцита, сдвойникованные по {0001}.
Приморский край. Нат. вел.
Происхождение. Гидротермальное — встречается в полиметал-
лических месторождениях как жильный минерал. При замещении из-
вестняков образует метасоматические залежи. Может быть осадочног®
происхождения (оолитовое строение), а также метаморфического —
при метаморфизме осадочных месторождений железа. В зоне окисления
легко разлагается и переходит в гидраты окислов железа, образуя
железные шляпы.
Месторождения. На Южном Урале находится крупнейшее в СССР
Бакальское месторождение сидерита, образовавшееся гидротермальным
путем при замещении доломитов. За рубежом: в Австрии, Испании и
других странах.
Применение. Сидерит — важная руда на железо.
РОДОХРОЗИТ Мп[С03] (Мп 47,7%). Кристаллическая структура
подобна структуре кальцита.
Сингония тригональная. Агрегаты зернистые сплошные, гроздьевид-
ные. •
210
Цвет розовый, при выветривании буреет. Твердость 3,5—4. Плот-
ность 3,6. В НС1 разлагается медленно, при нагревании — бурно.
Происхождение. Гидротермальное — в рудных жилах (Джидин-
ское месторождение в Бурятской АССР), чаще осадочное — в место-
рождениях марганца (Чиатура в Грузии).
Применение. Входит в состав марганцевых руд.
СМИТСОНИТ Zn[C03] (Zn 52%). Структура типа структуры каль-
цита.
Сингония тригональная. Встречается обычно в натечных формах,
в виде корок и почковидных агрегатов.
Цвет белый с зеленоватым или голубоватым оттенком от примеси
меди. Твердость 4—4,5. Плотность 4,3. В НС1 легко разлагается.
Происхождение. Экзогенное — типичный минерал зоны окисления,
полиметаллических сульфидных месторождений. Образуется за счет-
сфалерита, часто вместе с церусситом, каламином, лимонитом.
Рис. 124. Ветвистые агрегаты арагонита. Бакальское месторождение
(Урал)
Месторождения. В СССР известен в полиметаллических месторож-
дениях хр. Каратау (Южный Казахстан), на рудниках Кличкинской
группы (Читинская обл.) и в Дальнегорском месторождении (При-
морье).
Применение. Смитсонит является рудой на цинк.
АРАГОНИТ Са[С03], часто содержит примеси Sr2+, Pb2+, [SOJ2-.
Кристаллическая структура в отличие от структуры кальцита имеет
цепочечный мотив: треугольные анионы [С03]2~ располагаются друг над
другом, образуя, как и ионы Са2+ (К.Ч.=9), колонки, вытянутые вдоль
оси С.
Сингония ромбическая. Кристаллы призматические, игольчатые;,
агрегаты шестоватые, радиально-лучистые. Характерны натечные фор-
мы, оолиты («гороховый камень», см. рис. 36), ветвистые формы («же-
лезные цветы», рис. 124).
Цвет белый. Блеск стеклянный. Спайность средняя по удлинению.
Твердость 4,5. Плотность 2,9. В НС1 разлагается бурно, так же как и
кальцит.
Происхождение. Образуется в отложениях горячих источников и
в миндалинах эффузивных пород. В основном экзогенного происхож-
дения, слагает органогенные известняки и образуется в карстовых пе-
211
щерах, в коре выветривания горных пород и в зоне окисления рудных
месторождений.
ЦЕРУССИТ Pb[C03] (РЬ 77,5%). Структура типа структуры ара-
тонита.
Сингония ромбическая. Кристаллы таблитчатые, игольчатые, шес-
товатые (рис. 125). Агрегаты преимущественно сплошные, зернистые,
часты натечные формы, встречаются сетчатые волокнистые агрегаты.
Очень хрупок.
Бесцветный, белый или серый. Блеск алмазный. Твердость 3—3,5.
Характерна высокая плотность — 6,5. В HNO3 растворяется с шипе-
нием.
Происхождение. Типичный минерал зоны окисления свинцово-цин-
ковых месторождений, образуется за счет галенита и англезита.
Месторождения. Встречается в полиметаллических месторождениях
хр. Каратау (Ачисайское), Рудного Алтая (Змеиногорское), Читинской
области (Кадаинское) и др.
Применение. При значительном развитии зоны окисления является
рудой на свинец.
Сложные
ДОЛОМИТ CaMg[C03j2- Часто содержит примеси Fe2+. Кристал-
лическая структура подобна структуре кальцита с упорядоченным рас-
положением ионов Са2+ и Mg2+.
Рис. 125. Агрегат шестоватых кристаллов церуссита. Ачисайское место-
рождение (Казахстан)
Сингония тригональная. Обычен в виде кристаллически-зернистых
агрегатов. Образует также пористые и землистые массы.
Цвет белый, светло-бурый. Твердость 3,5—4. Плотность 2,9. С со-
ляной кислотой реагирует слабо.
212
Происхождение. В основном осадочное, возможно также за счет
преобразования известняков под влиянием магнезиальных растворов.
Гидротермальное — в рудных жилах.
Месторождения. Широко распространен в массивах палеозойских
пород на Урале, в Донбассе, Подмосковье, Поволжье, Средней Азии,
Сибири.
Применение. Доломит используется в производстве цемента и
•огнеупорных кирпичей и как флюс в металлургии.
С добавочными анионами
МАЛАХИТ Си2[СОз](ОН)2 (Си 57,4%), иногда с примесью Zn2+.
В кристаллической структуре малахита ионы Си2+ находятся в иска-
женной октаэдрической (псевдоквадратной) координации ионов (ОН)2",
Рис. 126. Структура малахита в шариковой (а)
и полиэдрической (б) моделях
и О2-, образуя полиэдры двух типов, которые, соединяясь между собой
общими ребрами и анионами |СОз]2_, создают извилистые цепочки
вдоль оси а (рис. 126).
Сингония моноклинная. Встречается в натечных формах, почко-
видных образованиях, имеющих концентрически-зональное строение
(рис. 127), землистых массах и налетах. Иногда образует волокнистые
радиально-лучистые агрегаты с_ характерным шелковистым блеском.
Землистый малахит носит название медной зелени.
Цвет зеленый, черта бледно-зеленая. Блеск стеклянный, шелковис-
тый. Спайность совершенная. Твердость 3,5. Плотность 4. Легко разла-
гается в НС1.
Происхождение. Образуется в зоне окисления медных и других
месторождений, содержащих в первичных рудах сульфиды меди
вместе с азуритом, хризоколлой, самородной медью, купритом, лимо-
нитом, гипсом и др.
Месторождения. Лучшие образцы малахита были добыты на Гу-
мешевском и Медноруднянском месторождениях (район Нижнего Таги-
ла). За рубежом: в Республике Заир.
Применение. Натечные скопления малахита употребляются как
ценный поделочный материал. Вместе с другими минералами зоны
213
окисления идет в плавку и служит рудой на медь. Используется для
изготовления зеленой краски. Ярко-зеленые примазки и корочки мала-
хита являются важным поисковым признаком медных руд.
АЗУРИТ Сиз[СОз]2(ОН)2 (Си 55,2%). В кристаллической структу-
ре азурита ионы Си2+ одного типа находятся в четверной (прямоуголь-
ник), а вдвое большее число ионов Си2+ другого типа — в пятерной
(тетрагональная пирамида) координации и образуют непрерывные
цепочки вдоль оси в, связываясь между собой анионами [С03]2~.
Рис. 127. Концентрически-зональное строение сферолитовых агрега-
тов малахита. Полированный образец (Урал)
•
Сингония моноклинная. Кристаллы мелкие, столбчатые или таб-
литчатые. Обычно образует мелкокристаллические корочки и друзы.
Встречается в виде налетов и землистых масс — медная синь.
Цвет темно-синий, в землистых массах голубой. Черта голубая.
Блеск стеклянный. Твердость 3,5—4. Плотность 3,8. В кислотах раст-
воряется с шипением.
Происхождение и спутники те же, что и у малахита. Встречается
реже малахита. Является поисковым признаком на медь. Употребля-
ется для изготовления синей краски.
НИТРАТЫ
Нитраты — соли азотной кислоты. Минералы этого малочислен-
ного класса редки. Наиболее распространены только селитры — нат-
риевая и калиевая. Нитраты встречаются в виде выцветов почв, нале-
тов, корочек. Так как они легко растворимы в воде, то находятся
обычно в засушливых, жарких местах.
Происхождение нитратов в основном биогенное: образуются за счет
гниения органических остатков при участии нитробактерий.
Натриевая (чилийская) селитра Na[N03]. Структура подобна
структуре кальцита.
214
Сингония тригональная. Встречается в виде корочек, а также
в сплошных зернистых и рыхлых массах.
Цвет белый, от примесей серый, желтый, красновато-коричневый.
Спайность совершенная по ромбоэдру (кристаллы похожи на кальцит).
Растворима в воде. Вкус солоноватый. Твердость 1,5—2. Плотность
2,25. Дает вспышку при нагревании с порошком угля, но более слабую,
чем калийная селитра.
Месторождения. Мировое значение имеют месторождения натрие-
вой селитры в Чили (запасы около 200 млн. т). Происхождение био-
генное, осадочное, однако не вполне ясное. Установлено, что при обра-
зовании селитры главнейшими являются физико-географические фак-
торы. Характерно содержание йода, который попутно добывается
в большом количестве.
Применение. Натриевая селитра употребляется как лучшее мине-
ральное удобрение, в пищевой промышленности, для получения азотной
кислоты и изготовления взрывчатых веществ.
СУЛЬФАТЫ
Минералы этого класса представляют собой соли серной кислоты,
в состав которых входят щелочные (Na, К) и щелочноземельные (Mg,
Са, Sr, Ва) металлы, а также Pb, Си, Fe, Al. Значительная часть
сульфатов^-^основные_и водные соли.
В тетраэдрическом анионе [SOJ2- сера находится в высшей степе-
ни окисления. Для сульфатов характерен существенно ионный тип хи-
мической связи. В основных и водных сульфатах велика роль водород-
ных .связей'. Йзовалентные и гетеровалентные замещения имеют огра-
ниченный характер. Совершенный изоморфизм установлен только меж-
ду баритом Bai[S04]~& целестином SrfSOJ. В барите, кроме Toro»J3a2+
нередко замещается ионами РЬ2+ и Ra2+. В ангидрите часто присутст^
вует примесь TR3+ и Мп2+. Широкие замещения между катионами раз-
"виты в водных сульфатах Fe, Си, Zn.
Основным структурным элементом сульфатов служит изолирован-
ный анион [SOJ2-, поэтому все сульфаты относятся к одному структур-
ному типу. По особенностям состава среди сульфатов выделяются
простые безводные, сложные с дополнительными анионами и водные,
отличающиеся также структурным мотивом.
Координационный мотив расположения анионов и катионов харак-
терен для простых сульфатов со слабым проявлением .анизодесмичнос-
ти связей между катионами и анионами. Поэтому простые сульфаты
часто имеют таблитчатый и уплощенно-удлиненный облик и совершен-
ную спайность.
Слоистый мотив особенно ярко выражен в основных и некоторых
водных сульфатах с водородными связями, которые образуют тонко-
чешуйчатые агрегаты, например ярозит, или таблитчатые кристаллы
(гипс) с весьма совершенной спайностью в одном направлениц^Хуль-
фаты характеризуются умеренной и низкой твердостью.
Большинство сульфатов бесцветно. Яркая окраска некоторых из
них связана в основном с хромофорными ионами Cu2+, Fe3+, Fe2+;
с радиационными центрами, например в ангидрите, целестине и бари-
те, или является аллохроматнческой (например, красная окраска ба-
рита связана с тонкими чешуйками гематита). Сульфаты щелочных
металлов и водные сульфаты легко растворимы в воде и имеют специ-
фический солоноватый, горько-соленый или вяжущий вкус.
215
Происхождение сульфатов связано как с экзогенным, так и с эндо-
генным минералообразованием. В гидротермальных условиях образу-
ется барит, часто вместе с сульфидными жилами, реже целестин и
ангидрит, а" также алунит. С процессами осадконакопления в замкну-
"тых морских бассейнах связано~образование залежей гипса, ангидрита,
простых и водных сульфатов щелочных металлов и магния; к карбо-
натным породам приурочены также скопления барита и целестина.
Крупные стратиформные барит-полиметаллические месторождения
формируются в условиях подводного осаждения на дне морских бас-
сейнов из концентрированных горячих растворов, связанных с подвод-
ным вулканизмом.
В процессе окисления сульфидных месторождений образуются
водные сульфаты Pb, Си, Fe и других металлов, а также гипс. С де-
гидратацией гипсовых пластов связано образование ангидрита в мета-
морфических породах.
.Многие сульфаты служат сырьем химической промышленности
для получения металлов Ва, Sr, Al, Mg и др., некоторые из них ис-
пользуются в строительном деле (гипс), в качестве утяжелителей (ба-
рит) и т. д.
СИСТЕМАТИКА
Сульфаты
островной структуры
Простые
Группа тенардита: тенардит Na2[S04] (ромб. с).
Группа ангидрита: ангидрит Ca[S04j (ромб. с).
Группа барита (ромб, с.): целестин SrfSQj, барит BaJSOJ, англе-
зит Pb[S04].
Сложные
Группа лангбейнита: лангбейнит K2Mg2[S04]3 (куб. с).
Группа глауберита: глауберит Na2Ca[S04]2 (мон. с), вантгоффит
Na6Mg[S04]4 (мон. с), глазерит КгКа^О^з (триг. с).
С добавочными анионами
Группа брошантита: брошантит Cu4[S04](OH)6 (ромб, с), антлерит
Cu3[S04](OH)6 (мон. с).
Группа алунита (триг. с): алунит KA13[S04]2(0H)6; ярозит
• KFe33+[S04]2(OH)6.
Группа беркеита: беркеит Nas[S04]2 [С03] (ромб. с).
Водные
Группа гипса: гипс Ca[S04]-2H20 (мон. с).
Группа мирабилита: мирабилит Na2[S04]? 10Н2О (мон. с).
216
Группа кизерита: кизерит Mg[S04]-H20 (мон. с), петагидрит
Mg[S04]-5H20 (триг. с), гексагидрит Mg[S04]-6H20 (мон. с).
Группа халькантита: халькантит Cu[S04]-5H20 (трикл. л.), бу-
тит Cu[S04]-7H20 (мон. с), мелантерит Fe[S04]-7H20 (мон. е.), гос-
лэрит Zn[SO,]-7Н20 (мон. г.). эпгомит Mg[S04]-7Н20 (ромб с.)
Группа астраханита (мон. е.): астраханит Na2Mg[S04] • 10Н2О
(мон. е.), левеит Na2Mg[S04]2-2H20, леонит K2Mg[S04]-4H20, шенит
K2Mg[S04]3-6H20.
Группа полигалита: полигалит K2Ca2Mg[S04]4-2H20 (трикл. с),
гергейит K2Ca5[S04]6-H20 (мон. с), сингенит K2Ca[S04]-H20 (мон. с).
Группа квасцов: квасцы KAi[S04]2- 12Н20 (куб. с).
Группа каинита: каинит KMg[S04]Cl-3H20 (мон. с).
Сульфаты
островной структуры
Простые
ТЕНАРДИТ Na2[S04] (Na20 56,3%; S03 43,7%). В кристалличес-
кой структуре ионы Na+ находятся в октаэдрическом окружении ионов
кислорода, принадлежащих соседним анионам [S04]2_.
Сингония ромбическая. Встречается в виде кристаллических агре-
гатов, корочек и выцветов. Гигроскопичен; поглощает влагу из возду-
ха, покрывается белым и «орошковатым налетом водных сульфатов и
рассыпается. Спайность несовершенная. Твердость 2—3. Плотность 2,7.
Бесцветный. Солоноват на вкус.
Происхождение. Хемогенное. Образуется вместе с другими водно-
растворимыми сульфатами в озерах и лагунах морских бассейнов, а
также при дегидратации мирабилита.
Месторождения. В СССР: в Туркмении (Кара-Богаз-Гол), в За-
падной Сибири (озера Барабинской и Кулундинской степей). За рубе-
жом: в Чили (в месторождениях селитры); в США (борные и содовые
озера штатов Невада и Калифорния).
Применение. В химической промышленности используется как ос-
новное сырье при производстве соды.
АНГИДРИТ Ca[S04], иногда содержит изоморфные примеси Мп,
Mg, Sr, Ва, TR. В кристаллической структуре ион Са2+ находится
в окружении восьми ионов кислорода, принадлежащих соседним шес-
ти ионам [S04]2_ (рис. 128).
Сингония ромбическая. Кристаллы толстостолбчатые, близкие
к изометрическим. Агрегаты сплошные, мелкозернистые.
Цвет белый, серый, голубоватый. Черта белая. Блеск стеклянный,
иногда слабо перламутровый на плоскостях совершенной спайности.
Твердость 3.5. Плотность 3,0.
Происхождение. Ангидрит — важный минерал осадочных пород,
встречающийся вместе с гипсом и галитом. Он выпадает в осадок
лз морской воды при температуре выше 42°. При более низкой темпе-
ратуре отлагается гипс Ca[S04]-2H20. В случае значительной концент-
рации солей (NaCl и особенно MgCl2) ангидрит может отлагаться и
при более низких температурах (20—30°).
При нормальном давлении в присутствии воды ангидрит перехо-
дит в гипс с большим увеличением объема (на 30%). Глубина залега-
ния, на которой возможен такой переход, учитывая давление вышеле-
217
жащих пород, не превышает 100—150 м. Ангидрит образуется также
при дегидратации гипса в процессах метаморфизма.
Месторождения ангидрита связаны с месторождениями солей мор-
ского происхождения. В СССР: на Украине (Артемовское). За рубе-
жом: в ГДР и ФРГ (Страссфуртское) и в Индии (провинция Пенд-
жаб).
Применение. Используется в производстве цемента.
Рис. 128. Структура ангидрита в шариковой (а) и полиэдрической (б) моделях
ЦЕЛЕСТИН SrfSOJ (SrO 56,4%). Часто содержит Ва. В кристал-
лической структуре целестина в отличие от структуры ангидрита
крупные ионы Sr2+ находятся б окружении 12 атомов кислорода, при-
надлежащих семи анионам [S04]2_, из них десять располагаются по
ребрам пяти тетраэдров, а два — в вершинах остальных двух тетра-
эдров.
Сингония ромбическая. Кристаллы таблитчатые, призматические
(рис. 129), пирамидальные, иногда сильно вытянутые. Агрегаты шес-
товатые, зернистые, плотные, нередко в друзах, в секрециях.
011
102
Рис. 129. Крис-
талл целестина
Рис. 130. Кристаллы барита
Цвет небесно-голубой, голубовато-белый, серый, часто прозрачен.
Спайность совершенная по {001}. Блеск стеклянный, на плоскостях
спайности до перламутрового. Твердость 3—3,5. Плотность 4. После про-
каливания и смачивания окрашивает пламя в карминово-красный цвет
(реакция на стронций).
Происхождение. В основном осадочное, в парагенезисе с гипсом,
кальцитом, баритом, самородной серой. Возможно низкотемпературное
гидротермальное.
218
Месторождения. В СССР: в Средней Азии (Ляккан в Ферганской
долине), на Мангышлаке, в Поволжье, Архангельской области и др.
За рубежом: в Италии (о. Сицилия), в ФРГ, Англии и США.
Применение. Целестин — основное сырье для получения стронция
и стронциевых солей, использующихся в сахарной промышленности
и пиротехнике.
БАРИТ (тяжелый шпат) Ba[S04] (ВаО 65,7%) (греч. «барос» —
вес). Обычно содержит Sr, иногда Pb, Ra и др. Кристаллическая струк-
тура подобна структуре целестина.
Сингония ромбическая. Кристаллы таблитчатые (рис. 130), агрега-
ты зернистые, плотные, листоватые, встречаются также в друзах.
Бесцветный, иногда водяно-прозрачиый, чаще белый, серый, неред-
ко окрашен примесями в красный, синеватый, бурый и другие цвета.
Черта белая. Спайность совершенная но {001}, в двух других направ-
лениях менее совершенная. Блеск стеклянный, иногда перламутровый.
Твердость 3—3,5. Плотность 4,5.
Происхождение. Гидротермальное — встречается в рудных жилах
с галенитом, сфалеритом, пиритом, киноварью, флюоритом, часто обра-
зует самостоятельные баритовые жилы. Барит экзогенного происхож-
дения образуется в зоне железной шляпы за счет реакций растворимых
солей бария с сульфатами других металлов или с H2S04.
Месторождения. В Кутаисском районе в Грузии, в Туркмении
{Копетдаг), на Урале; попутно добывается на полиметаллических мес-
торождениях Алтая и Казахстана.
Применение. Употребляется в промышленности в чистом виде и
в виде препаратов бария. Применяется при бурении скважин в каче-
стве утяжелителя глинистых растворов, в лакокрасочной промышлен-
ности (литопон), как утяжелитель при производстве обоев, клеенки,
линолеума. Соли бария употребляются для борьбы с вредителями
сельского хозяйства и в медицине, а также в радиационной защите
(баритовая штукатурка).
АНГЛЕЗИТ Pb[S04] (Pb 68,3%). Кристаллическая структура
подобна структуре целестина.
Сингония ромбическая. Образует мелкие тонкотаблитчатые, вытя-
нутые кристаллы, а также зернистые плотные массы.
Бесцветный или белый. Блеск алмазный. Твердость 2,5—3. Плот-
ность 6,3.
Происхождение. В зоне окисления свинцовых месторождений в ас-
социации с галенитом, церусситом и другими вторичными минералами
свинца. Известен на некоторых полиметаллических месторождениях
Забайкалья и Казахстана.
Применение. Входит в состав окисленных руд свинца.
С добавочными анионами
АЛУНИТ KA13[S04]2(0H)6 (К20 11,4%; А1203 37,0%; SOs 38,6%).
Иногда содержит изоморфную примесь Na-. В кристаллической струк-
туре ионы А1 находятся в октаэдрическом окружении четырех групп
(ОН)- и двух ионов кислорода. Крупные катионы К+ имеют К.Ч.= 12,
т. е. 6022"+6(ОН)_ и образуют слои с анионами [S04]2~. Слоистый
мотив обусловлен чередованием этих слоев со слоями, сложенными
А102 (ОН) 4-октаэдрами.
Сингония тригональная. Наблюдается в плотных, землистых и
сплошных массах, часто с брекчиевой текстурой.
219
Цвет белый, сероватый, желтоватый, красноватый. Твердость
3,5—4. Плотность 2,8.
Происхождение. Гидротермальное, в связи с вулканической дея-
тельностью — образуется при переработке сернокислыми растворами
эффузивных пород, богатых щелочами. Вместе с этим процессом (алу-
нитизацией) происходит каолинизация и окремнение пород.
Месторождения. В СССР: Загликское (Азербайджан). За рубежом:.
Фаншан и Тайху (Чжэцзян, Китай), Толфа и Чивитавеккья (Италия)
и др.
Применение. Алунитовые породы используются для производства
квасцов и как руды на алюминий.
Я РОЗ ИТ KFe33+[S04]2(OH)6. Иногда содержит изоморфную при-
месь Na, Pb и др. Структура типа структуры алунита.
Сингония тригональная. Наблюдается в виде сплошных зернистых
или землистых масс, также в конкрециях охряно-желтого или буро-
желтого цвета. Черта желтая, искрящаяся. Блеск шелковистый, спай-
ность совершенная по {0001}. Твердость 2,5—3,5. Плотность 3,2.
Происхождение. Образуется в зоне окисления при разрушении сер-
нистых соединений железа, в основном пирита.
Месторождения. В СССР известен в виде конкреций и желваков;
в зоне окисления золоторудного месторождения Майкаин в Северном
Казахстане.
Применение. Используется как сырье для получения тонкого по-
лировального порошка.
Водные
ГИПС Ca[S04]-2H20. В кристаллической структуре гипса ионы
кальция, образующие восьмивершинные координационные полиэдры,,
имеют общие ребра друг с другом и с тетраэдрами [SOJ2-, окружены
также ионами кислорода, принадлежащими молекулам воды. Слоистый
мотив обусловлен чередованием двойных слоев, сложенных ионами
Са2+ и [SOJ2- со слоями, состоящими из молекул Н20 (рис. 131).
Сингония моноклинная. Кристаллы толсто- и тонкотаблитчатые,
иногда очень крупные; характерны двойники — «ласточкин хвост»
(см. рис. 32). Агрегаты плотные, зернистые, листоватые, волокнистые.
Цвет белый, часто прозрачен, также серый и розовый от примесей..
Черта белая. Блеск стеклянный, у волокнистых разностей — шелко-
вистый. Спайность весьма совершенная по {010}. По спайности можно
отщеплять тонкие листочки. Твердость 2. Плотность 2,3.
Разновидности. Плотный волокнистый гипс с характерным шелко-
вистым блеском называется селенитом.
Происхождение. По происхождению и нахождению в природе гипс
тесно связан с ангидритом. Это типичный .морской химический осадок.
Среди осадочных пород образует пласты, часто ассоциируется с ангид-
ритом, галитом, самородной серой, иногда нефтью, может возникать
при гидратации ангидрита, а также в зоне выветривания сульфидных
минералов и самородной серы с образованием плотных или рыхлых
масс, обычно загрязненных глинистыми и другими примесями, — так
называемые гипсовые шляпы. Как и ангидрит, гипс встречается
в продуктах фумарольной деятельности.
Месторождения. В СССР: в Архангельской, Вологодской и Влади-
мирской областях, в Западном Приуралье, Башкирии и Татарской
АССР (пермского возраста); в Иркутской области, на Северном Кав-
220
казе, в Дагестане и Средней Азии (юрского возраста). За рубежом:
в США, Канаде, Италии, ФРГ, ГДР и Франции.
Применение. Гипс употребляется в сыром и обожженном виде.
При нагревании до 120—140° переходит в полугадрат CaS04-'/гНгО
(полуобожженный гипс или алебастр), при более высоких температу-
рах получается обожженный гипс (строительный гипс). Обожженный
гипс применяется для лепных работ, в архитектуре, для штукатурки»
Рис. 131. Структура гипса в проекции на {010}:
а — слой из ионов Са2+ и [S04]2",
б — слей из молекул НгО
в медицине, в цементной и бумажной промышленности. Сырой гипс
используется при производстве портландцемента, для ваяния статуй а
в сельском хозяйстве. Волокнистый гипс — селенит (особенно из рай-
она Кунгура на Урале) — широко применяется для поделок.
Краткие сведения о некоторых водно-растворимых сульфатах Na„
Mg, Fe и Си приведены в табл. 6.
221
таблица 6
Краткая характеристика некоторых водно-растворимых сульфатов
минерал
формула
Сингония
внешний облик
цвет
спайность
твердость
плотность
вкус
Мирабилит (глау-
берова соль)
Na2[S04] • ЮН О
мон.
выцветы [и солеподобные
массы
бесцветный,
белый
совершенная
по {100}
1,5-2
1,49
горько-соленый
Астрахани- (блё-
дит)
Na.,Mg [S041 • 4Н20
мон.
зернистые, плотные массы,
параллельно-шестоватые
агрегаты
бесцветный,
серый, жел-
товатый
нет
3-3,5
2,27
слабый горько-соле-
нии
Эпсомит
Mg [SO,] • 7Н,0
ромб.
игольчатые, , волокнистые
кристаллы и агрегаты
бесцветный,
белый
совершенная
по {010},
средняя по {101}
2,5
1,70
вяжущий горький,
сслоноватый
Халькантнт
Си [S04] • 5Н20
трикл.
натеки, корочки, парал-
лельно-шестоватые агре-
гаты
яркий го-
лубой
совершенная
по {110}
2,5
2,28
неприятный, метал-
лический, вяжу-
щкй
Мелантерит
Fe [S04] • 7hLO
мон.
натеки, корочки, порошко-
ватые и параллельно-
шестоватые агрегаты
бутылочно-
зеленый
совершенная
по {001}
2,5
1.9
метг лличеекпй, вя-
жущий
Госларит
Zn [S04] • 7HX)
мон.
корки и почковидные на-
теки
бесцветный,
серовато-
белый
совершенная
по {010}
2,5
1,98
вяж/щий, неприят-
ный
ФОСФАТЫ,
АРСЕНАТЫ И ВАНАДАТЫ
В этом обширном классе (более.^ЛШ~минеральных видов) объеди-
нены минералы, представляющие собой .в основном соли фосфорной
мышьяковой д., в меньшей степени, ванадиевой кислот. Преобладаю-
щими видообразующими катионами'в минералах этого класса служат
ионы Са2+, Fe2-1-, (иОг)2+, Си2+, АР+, а также некоторые щелочные ме-
таллы. .
В фосфатах и их аналогах анионные радикалы представлены глав-
ным образом тетраэгфйческими кислородными комплексами (POJ3-,,
[As04]3- и [V04]3~. Полимеризация анионных радикалов характерна
только дл1Р5чень" редких ванадатов. Радикалы [Уг08] обнаружены,
например, в урановых слюдках. У многих минералов этого класса
роль дополнительных анионов играют также группы (ОН)-, ионы Р",
С1_, О2-, реже [С02]2", [S04F~ и др. Около половины всех представите-
лей класса содержат кристаллизационную воду. Для всех рассматри-
ваемых минералов класса характерны ковалентная связь в пределах
анионных комплексов й,анионная — между анионами и катионами.
В гидроксилсодержащих. и водных фосфатах и их аналогах значитель-
на роль водородных связей.
Для многих фосфатов и их аналогов характерны изо- и гетерова-
лентные изоморфные замещения как в катионной, так и в анионной
д£асти. Ионы Са2+ в апатите и»других фосфатах часто замещаются иона-
ми Sir2* и TR3+; ионы Fe2f ионами Мги+, Со2+ в эритрине может заме-
" щаться Ni2+. Широкие изоморфные замещения установлены во многих
•минералах между дополнительными анионами ОН-, Cl~, F~, 02г. Изо-
морфизм между анионами [Р04]3_ и [As04]3~ ограничен, но нередко ра-
дикал [Р04]3_ замещается анионами [Si04]4~, [SOJ2- и даже [С03]2-,.
например в апатите.
В фосфатах и их аналогах комплексные анионы представлены
островными группами, связанными катионами. Поэтому все они отно-
сятся к одному — островному — типу структуры. В соответствии
с особенностями пространственного расположения катионов и допол-
нительных анионов, а также молекул воды фосфаты и их аналоги ха-
рактеризуются координационным, цепочечным, слоистым и каркасным
структурными мотивами. Для минералов с координационным и каркас-
ным мотивами обычен изометрический облик кристаллов. Минералы-
цепочечного мотива, как правило, имеют удлиненно-призматический
габитус. Водные фосфаты и их аналоги со слоистым структурным мо-
тивом .имеют листовато-уплощенный .или таблитчатый .габитус крис-
таллов либо чешуйчато-пластинчатые агрегаты.
Простые по составу и безводные фосфаты и нх аналоги с коорди-
национным и цепочечным мотивами отличаются от водных со слоистым
мотивом более высокой твердостью.
С содержанием ионов-хромофоров связана различная окраска фос-
фатов и их аналогов.,Многим фосфатам и их аналогам свойственна
люминесценция.
Гипогенное минералообразование характерно для значительной
части фосфатов., С магматическими процессами связано их образование,,
преимущественно в виде акцессорных минералов в изверженных поро-
дах. Фосфаты характерны также для пегматитов, скарнов, грейзенов
и гидротермальных жил. В гипергенных условиях образуется значи-
тельная часть фосфатов, а также все арсенаты и ванадаты. Крупные
223
■скопления фосфатов связаны с осадочным процессом (фосфориты).
Многие редкие фосфаты, содержащие редкоземельные и радиоактивные
элементы, накапливаются в речных и прибрежных морских россыпях.
Урансодержащие фосфаты и их аналоги, образующиеся в гипергенных
условиях, служат источником радиоактивного сырья. Ванадаты явля-
ются также рудными минералами на ванадий. Яркая окраска некото-
рых фосфатов и их аналогов, содержащих хромофорные элементы
(урановые слюдки, эритрин, аннабергит и др.), используются в качест-
ве поискового признака на руды U, Со, Ni и др.
СИСТЕМАТИКА
Фосфаты, арсенаты
и ванадаты островной структуры
Простые
Группа гетерозита: гетерозит (Мп, Fe) Р04 (ромб. с).
Группа ксенотима: ксенотим (Y, La...)[P04] (тетр. с).
Группа монацита: монацит (Се, La...)[P04] (мон. с).
Сложные
Группа трифилина: трифилин Li(Mn, Fe)[P04] (ромб. с).
С добавочными анионами
Группа апатита: апатит Ca.5[P04]3(F, С1, ОН, О) (гекс. с).
Группа пироморфита (гекс. с): пироморфит PbsfPOJsCl; мимете-
зит Pb5[As04]3Cl; ванадинит Pbs[V04]3Cl.
Группа амблигонита (триг. с): амблигонит LiAl[P04]F, монтебра-
•зит LiAl[P04](OH).
Группа псевдомалахита: псевдомалахит Си5[Р04]2(ОН)б (мон. с),
либетенит Cu^[P04] (ОН) (ромб, с), олювенит Cu2[As04] (ОН) (ромб,
с), адамин Zn2[As04](OH) (ромб, с), триплит (Мп, Fe)2[P04]F (мон.
-е.).
Группа лазулита: лазулит (Mg, Fe)А12[Р04]2(ОН)2 (мон. с).
Группа гердерита: гердерит СаВе[Р04](ОН, F) (мон. с).
Водные
Группа чёртита: чертит Y[P04]-2H20 (мон. с).
Группа вивианита (мон. с): вивианит Fe3[P04]2• 8Н20; эритрин
Co3[As04]2-8H20, аннабергит Ni3[As04]2-8H20.
Семейство урановых слюдок: торбернит Си(U02)2|P04]2- 12Н20
(тетр. с); отунит Ca(U02)2[P0^2-8H20 (тетр. с); цейнерит
Cu(U02)2[As04]2-8H20 (тетр. с); карнотит K2(U02)2[V208]-ЗН20
(мон. с); тюямунит Са(и02)2[У208]-8Н20 (ромб. с).
Группа скородита (ромб, с): скородит Fe[As04]-2Н20, варисцит,
<А1, Fe)[P04]-2H20.
224
Группа бирюзы: бирюза Cu(AI, Fe)6[P04]4(OH)8-4H20 (трикл. с),
зосфорит (Мп, Fe), А1[Р04](ОН)2-Н20 (ромб. е.).
Фосфаты и их аналоги
островной структуры
Простые
МОНАЦИТ (Се, La...)[P04]. Содержит Th02 обычно 5—10%.
В кристаллической структуре ионы Се3+ находятся в координации
9(6+3); каждый из них окружен шестью изолированными анионами
[Р04]3_, ион Се3+ жестко связан с тремя парами ионов кислорода по
ребрам трех тетраэдров [POJ3-, расположенных в плоскости {100};
менее прочные связи с остальными ионами кислорода, принадлежащи-
ми вершинам трех тетраэдров [Р04]3~ соседних слоев.
Сингония моноклинная. Кристаллы преимущественно уплощенно-
таблитчатые, встречаются в виде одиночных вкрапленников в полевом
шпате пегматитовых жил.
Цвет красновато-коричневый, желто-бурый. Блеск стеклянный,
жирный. Спайность совершенная по {100}. Твердость 5—5,5. Плотность
около 5. Радиоактивен.
Происхождение. Акцессорный минерал в гранитах. В пегматитах
одиночные кристаллы достигают нескольких сантиметров в длину,
находятся вместе с полевыми шпатами, цирконом, ильменитом, ксено-
тимом, уранинитом и др. Част в грейзенах, а также в жилах альпий-
ского типа. Встречается в метаморфических породах.
Промышленное значение имеют монацитовые россыпи, образовав-
шиеся в результате выветривания монацитсодержащих гранитов и
гнейсов.
Месторождения. Крупные морские россыпи с монацитом известны
в Индии (Траванкор), на о. Шри-Ланка и в Бразилии. Встречается
в пегматитах Мадагаскара.
Применение. Монацит — руда на редкие земли и торий.
С добавочными анионами
АПАТИТ Ca5[P04]3(F, С1, ОН, О). Часто содержит изоморфные
примеси Sr2+, TRS+, Y3+, Мп2+. В кристаллической структуре апатита
(рис. 132) цепочечный мотив вдоль оси С определяется тем, что Са2+
образуют одинарные и тройные колонки, связанные между собой тет-
раэдрическими группами [Р04]3~. В тройных колонках ионы кальция
(Са I) находятся в искаженной тригонально-призматической коорди-
нации с. К.Ч.=7 (60+1F), а в одинарных (Са II) — с К.Ч.=9.
Сингония гексагональная. Кристаллы обычно представляют собой
комбинации гексагональной призмы и дипирамиды удлиненно-призма-
тического или уплощенно-призматического габитуса (рис. 133). Размер
от очень мелких, видимых только под микроскопом, до гигантских мас-
сой 50 кг. Характерны также сплошные зернистые сахаровидные массы.
Цвет желто-зеленый, белый, голубой, красновато-бурый, розовый,
черный. Черта светлая. Блеск стеклянный. Спайность несовершенная
по пинакоиду и призме. Излом неровный. Хрупок. Твердость 5. Плот-
ность 3,2. Сиреневая или розовая люминесценция. При ударе издаег
запах.
81 /2 А. В. Мидовский, О. В. Кононов
225
Разновидности. В соответствии с составом добавочных анионов
"выделяется фтор-, хлор-, гидроксил- и оксиапатит.
Разновидность, содержащая группу [С03]2-, называется карбонат-
апатитом, или фосфоритом.
Рис. 132. Структура апатита в проекции на {0001} (а)
и в полиэдрической модели (б)
Происхождение. Магматическое -- встречается в кислых и средних
изверженных породах как акцессорный минерал, иногда образует
промышленные скопления, в щелочных породах (в нефелиновых сиени-
тах) совместно с нефелином является одним из главных породообра-
ЮП
Рис. 133. Кристаллы апатита
зующих минералов. Это важнейший промышленный тип месторождений
апатита, где он представлен светлыми, желто-зелеными мелкозернис-
тыми массами. Крупные скопления апатита приурочены также к кар-
бонатитам. Встречается в пегматитовых жилах с мусковитом. Типичен
для некоторых контактово-метасоматических месторождений, откуда
происходят хорошо ограненные крупные кристаллы голубого или го-
лубовато-зеленого цвета в ассоциации с диопсидом, флогопитом, каль-
цитом, скаполитом, а также образует зернистые диопсид-апатитовые
породы. Встречается также в жилах альпийского типа. Фосфориты
имеют биохимическое происхождение.
Месторождения. Крупнейшее в мире месторождение апатита —
Хибинское. Апатитовые руды генетически связаны с комплексом ще-
лочных пород Хибинского массива нефелиновых сиенитов. В Бурятии
известно Ошурковокое месторождение. Добывается также вместе с
226
магнетитом из карбонатитовых руд Ковдорского месторождения в Мур-
манской области. В Прибайкалье апатит встречается в крупных крис-
таллах в ко'нтактово-метасомэтическом месторождении Слюдянка. Мес-
торождения фосфорита известны в европейской части СССР (Егорь-
евское), в Казахстане (Каратау). За рубежом — крупные месторож-
дения фосфоритов в Марокко, Алжире, Тунисе.
Применение. Источник фосфора; основное сырье для получения
различных фосфорных удобрений. Попутно получают TR и Sr.
ПИРОМОРФИТ РЬ5[Р04]зС1. Кристаллическая структура подобна
структуре апатита.
Сингония гексагональная. Характерны корочки сросшихся между
собой кристаллов травяно-зеленого цвета. Кристаллы призматического
облика с алмазным блеском. Твердость 3,5—4,0. Спайности нет.
Плотность большая — 6,7—7,1.
Происхождение. Пироморфит образуется в зоне окисления свинци-
вых месторождений. Ассоциирует с галенитом, англезитом и другими
минералами зоны окисления, иногда образует псевдоморфозы по гале-
ниту. Известны случаи находок пироморфита в низкотемпературных
гидротермальных жилах. Встречается в небольшом количестве в зоне
окисления многих месторождений (в Забайкалье, Казахстане и других
местах).
Применение. В значительных скоплениях — свинцовая руда.
т Водные
ВИВИАНИТ Fe3[P04]2-8H20. В кристаллической структуре вивиа-
нита (рис. 134) ионы Fe2+ находятся в одиночных ре02(ОН)4-октаэдрах
и спаренных по ребру Ре04(Н20)2-октаэдрах, которые вместе с соеди-
няющими их тетраэдрами [POJ3- образуют гофрированные слои, па-
раллельные {010}. Между слоями сла-
бые водородные связи.
Сингония моноклинная. Вивианит
обычно образует радиально-лучистые,
звездчатые агрегаты, встречается также
в виде землистых масс белого цвета.
Цвет чистого кристаллического ви-
вианита (неокисленного) светло-зеленый,
при окислении становится серовато-си-
ним, синим до темно-синего. Блеск стек-
лянный. Твердость 1,5—2. Плотность 2,6.
Происхождение. Вивианит является
экзогенным минералом, встречается в
торфяниках и железорудных месторож- рис. 134. Структура вивианита в
дениях озерного или морского происхож- полиэдрической модели
дения. Известен в торфяниках Москов-
ской области, в железных рудах Керченского месторождения в Крыму.
Применение. Используется как синяя краска.
ЭРИТРИН Co3[As04]2-8H20 (греч. «эритрос» — красный) иногда
с примесью Ni и Mg. Кристаллическая структура типа структуры ви-
вианита.
Распространен в виде землистых тонкопорошковых масс или крис-
таллически-лучистых агрегатов розового или малинового цвета. Явля-
ется продуктом окисления кобальтина и других минералов. Поисковый
признак на кобальт.
227
АННАБЕРГИТ Ni3[As04]2• 8Н20. Кристаллическая структура ана-
логична структуре вивианита.
Образует налеты и землистые массы яблочно-зеленого цвета. Вто-
ричный минерал — образуется в зоне окисления руд, представленных
арсенидами никеля. Поисковый признак на никель.
Семейство урановых слюдок^
В семействе-у р а н о в ых слюдок более 50 минералов, представ-
ляющих собой арсенаты, фосфаты и ванадаты (U02)2+ с Си, Са, К И
..ДРУГИМИ катионами. Кристаллическая структура слюдок характеризу-
ется слоистым мотивом. Между слоями, сложенными тетраэдрами,
анионами и группами (U02)2+, располагаются крупные катионы Са2+,
К+, Си+ и др., а также молекулы воды.
Урановые слюдки обычно образуют тонколистоватые и порошко-
ватые скопления и налеты. Спайность весьма совершенная. Сильно
радиоактивны. Цвет яркий, преимущественно желтый и зеленый. Блеск
перламутровый. Твердость от 1 до 2,5. Плотность примерно 3—4,5.
-Многие урановые слюдки люминесцируют ярким зеленым светом.
Происхождение экзогенное — это минералы зоны окисления ура-
новых месторождений. Ассоциируют с уранинитом и другими минера-
лами урана, ванадия, с карбонатами и баритом.
~~ Важнейшие урановые слюдки следующие:
ТОРБЕРНИТ Cu(U02)2[P04]2-12FI20 (тетр. с.) Образует мелкие
листочки тетрагонального вида. Цвет изумрудно-зеленый.
ОТУНИТ Ca(U02)2[P04]2-8H20 (тетр. с). Наблюдается в виде
тонкочешуйчатых или порошковатых налетов канареечно-желтого
цвета.
КАРНОТИТ K2(U02)2[V208J-3H20 (мон. с). Образует порошко-
ватые массы и налеты ярко-желтого цвета.
ТЮЯМУНИТ Ca(U02)2[V208]-8H20*(poM6. с). Тонкочешуйчатые
« землистые массы зеленовато-желтого цвета.
Микроскопически три последних минерала почти неотличимы.
Распространены урановые слюдки во многих месторождениях
СССР и за рубежом. Являются хорошим поисковым признаком
на уран. При значительных скоплениях могут служить рудой на уран,
радий, ванадий.
СКОРОДИТ Fe[As04]-2H20. В кристаллической структуре ионы
Fe3+ находятся в октаэдрической координации 40+2 (Н20) и вместе
с анионами образуют каркасный мотив, в пустотах которого распола-
гаются молекулы воды.
Сингония ромбическая. Кристаллы очень редки. Обычно плотные
или порошковатые землистые массы грязно-зеленого, серо-зеленого,
иногда мучнисто-белого цвета. В кристаллах блеск стеклянный до ал-
мазного, в землистых массах — тусклый. Очень хрупок. Излом неров-
ный. Твердость" 3,5—4, обычно занижена. Плотность 3,3.
Происхождение. Образуется при разрушении арсенопирита и дру-
гих минералов и присутствует в зоне окисления во многих месторожде-
ниях.
Месторождения. В СССР: известен в Узбекистане (Бриг-Мулла),
Таджикистане (Такели), в Восточном Забайка. (Шерлова гора),
и т. д. За рубежом: в Заире.
228
Применение. Редко встречающиеся совершенные кристаллы —
ювелирное сырье.
БИРЮЗА Cu(Al,Fe)6[P04]4(OH)8-4H20. В кристаллической струк-
туре бирюзы октаэдры связаны с тетраэдрами [РО4]3" общими верши-
нами, образуя каркасный мотив. В крупных полостях в октаэдрическом
окружении 4 (ОН)+2(Н20) располагаются ионы Си2+.
Сингония. триклинная. Обычно в виде плотных скрытокристал-
лических стяжений и прожилков. Кристаллы очень редки.
Цвет голубой, до голубовато-зеленого. Блеск восковой. Излом ра-
ковистый. Твердость 5—6. Плотность около 2,7.
Происхождение. Экзогенное — в виде прожилков в брекчированных
породах, часто вместе с гидроокислами железа.
Месторождения. В СССР: в Узбекистане и Казахстане. За рубе-
жом: в Иране, Австралии и др.
Применение. Ювелирное сырье.
МОЛИБДАТЫ И ВОЛЬФРАМАТЫ
К классу молибдатов и вольфраматов относится небольшое число
„(около 25) минеральных видов, представляющих собой в основном^
простые и водные соли молибденовой и вольфрамовой кислот, содер-
жащие ионы Са2+, Pb2+,„Fe3+I Cu2+, (U02)2+, а также некоторые ред-
кие минералы Мо, W, U02, Al, Si. с невыясненной структурой. Среди
примесей обычны Sf, Fe, Мп, TR, Nb, Та, Si, Р, иногда V, Сг и др.
Молибдаты и вольфраматы — минералы с ионным характером
связи между катионами и анионами и ковалентным — в пределах ани-
онных радикалов; в водных молибдатах и вольфраматах сильно про-
явлена водородная связь. Главные видообразующие металлы — молиб-
ден и вольфрам, находясь в высшей окисленной форме, образуют кис-
лородные анионы в виде тетраэдрических (слегка искаженных) ради-
калов [Мо6+04]2_ и [W6+04]2-. Ковалентный характер связи в этих ани-
онах обусловлен гибридизацией s-, р- и d-орбиталей Мо и W с 2 р-ор-
биталями ионов кислорода. Благодаря одинаковому заряду и размерам
анионные группы [Мо04]2_ и [W04]2~b некоторых минералах изоморф-
но замещают друг друга. Ограниченность изовалентных изоморфных за-
мещений между ними, например в ряду шеелит Cai[W04l повеллит
Са[Мо04], обусловлена температурными факторами и различиями
-электронной структуры Мо и W, с которыми связана большая степень
ковалентности в [Мо04]2_, чем в ПУОлр-.. Для некоторых молибдатов и~_
вольфраматов установлена изоморфная примесь [Сг04]2~. Изовалентцьтй___
изоморфизм характерен также для катионов. Ионы Са2+ в шеелите
"часто замещаются ионами Sr2+, Pb2+, Мп2+, реже Mg2+ и Fe2+, а также
редкие земли.
Гетеровалентный изоморфизм в молибдатах и вольфраматах обна-
руживается при замещении как анионов, так и катионов. Почти пос-
тоянная примесь в шеелите Nb5+ и Та5+ при замещении шестивалент-
ных ионов в анионных радикалах сопровождается гетеровалентный
изоморфизмом в катионной части, с компенсацией избыточных зарядов,
например по схеме: Cai-„(TR3+2+)n [W04]i_„{fNb04]3~}^.
Различным характером связи в молибдатах и вольфраматах обус-
ловлены их важнейшие структурные особенности. Все они относятся
к островному структурному типу; анионные радикалы [Мо04]2~ и
[W04]2_ образуют к "у ~ дрованные группы, связанные катионами. В прос-
тых вольфраматах л молибдатах крупные катионы Са2+ и РЬ2+ имеют
8 А. В. Милоаский, О. 8. Кононов
229
К.Ч.==8. В водных молибдатах и вольфраматах с водородными связя-
ми преобладает слоистый мотив, обусловленный плоскостной ориента-
цией гидроксильных групп (ОН)- и кристаллизационной воды НгО.
Мелкие по размерам катионы Fe^ и Си2+ находятся в октаэдрической
координации.
Необходимо отметить, что вольфраматы переходных элементов
Fe2+ и Мп2+, образующие группу вольфрамита (Fe, Мп) W04, обычно
"Относят к рассматриваемому классу. Однако в структурном отношении
и, что особенно существенно, по всем физическим свойствам они
близки к сложным окислам слоистой структуры с характерной окта-
эдрической координацией вольфрама и железа (марганца).
Физические и морфологические особенности молибдатов и воль-
фраматов находятся в соответствии с кристаллическими особенностями
и типом преобладающих химических связей. Для простых молибдатов.
и вольфраматов с ионным типом связи между катионами и анионами
характерен в основном изометричный облик кристаллов и кристал-
лических зерен. Минералы со слоистым структурным мотивом отлича-
ются листовато-уплощенным габитусом мелких кристаллов с весьма
совершенной спайностью, обычно образующих землистые или лучисто-
чешуйчатые агрегаты. Твердость простых молибдатов и вольфраматов.
существенно выше, чем у слоистых (3—4,5 и 1—2 соответственно). Прос-
тые молибдаты и вольфраматы отличаются сильным, почти алмазным
блеском на гранях и спайных сколах, жирным — на неровной поверх-
ности, а также высоким показателем преломления. Окраска молибда-
тов и вольфраматов связана с присутствием * ионов-хромофоров. Бес-
примесные молибдаты и вольфраматы. кальция бесцветны; но благо-
даря примесям TR, Мп, Fe, а также радиационным дефектам имеют
различную окраску. Молибдаты и вольфраматы свинца отличаются
ярким желтым или оранжевым цветом. Водные молибдаты и вольф-
раматы имеют желтую и зеленоватую окраску, связанную с поглоще-
нием на ионах Fe3+, Cu2+ и (иОг)2+, находящихся в окружении групп
(ОН)~ или молекул Н20.
Люминесценция молибдатов и волырраматов кальция связана,
с дефектными анионными центрами типа [W^OJ3- и примесью элемен-
тов-активаторов Mn2+, TR2+ и TR3+.
Происхождение молибдатов и вольфраматов в гипогенных усло-
виях связано в основном с процессами образования скарнов, грейзенов,.
гидротермальных жил (шеелит, молибдошеелит), а в гипергенных —
с процессами окисления молибденита и вольфрамита. Вольфраматы и
молибдаты (шеелит, молибдошеелит, а также ферримолибдит и реже-
вульфенит) образуют промышленные скопления и являются важней-
шими рудными минералами вольфрама и молибдена. Повеллит, ферри-
молибдит, а также вульфенит служат поисковыми признаками молиб-
денового оруденения.
СИСТЕМАТИКА
Молибдаты и вольфраматы
островной структуры
Простые
Группа шеелита—повеллита (тетр. с.): шеелит Ca[W04], повеллит
CalMoOJ.
230
Группа штольцита—вульфенита (тетр. с): штольцит Pb[W04],
вульфенит PbfMo04], чиллагит Pb[ (W,Mo) 04].
С добавочными анионами
Группа линдгренита: линдгренит Си3[Мо04]2(ОН)2, (мон. с), купт
ротунгсит Cu2IW04](OH)2 (тетр. с).
Водные
Группа ферримолибдита: ферримолибдит Fie23+[Mo04]3-7H20 (ромб,
с. ?), ферритунгстит Ca2Fe22+Fe23+[W04]7-9H20.
Семейство водных урано-молибдатов: иригинит и(Мо04)2(ОН)2Х
ХЗН20 (мон. с), умохоит UMo06-4H20 (трикл. с), магурмолит
Mg(U02)2[Mo04J2(OH)2-5H20 (мон. с).
Молибдаты и вольфраматы
островной структуры
Простые
ШЕЕЛИТ Ca[W04] (W03 80,6%). В виде изоморфной примеси
обычно присутствует молибден, образуя твердые растворы с повелли-
том. Часто содержит изоморфные примети TR, Sr, Мп, Nb, Та и др.
В кристаллической структуре шеелита (рис. 135) тетраэдрйческие
Рис. 135. Структура шеелита в шариковой (а)
и полиэдрической (б) моделях
8*
231
(группы [WC^]2- ■соединяются с ионами кальция, которые находятся
'в восьмерной координации (атомы кислорода в вершинах удлиненного
и уплощенного тетраэдров). Комплексные атомы и катионы образуют
■аямазоподобную упаковку.
Сингония тетрагональная. Кристаллы обычно изометричные в виде
тетрагональных дипирамид (псевдооктаэдры) с незначительным разви-
тием других простых форм „(рис. 136). Грани кристаллов матовые, реже
зеркальные, иногда с зернистой
штриховкой, характерной для двой-
ников прорастания. Чаще образует
мелкую вкрапленность или скопле-
ния кристаллически-зернистых агре-
гатов неправильной формы.
Цвет белый, желтый, розовый,
дымчатый и т. д.; молибдошеелит
часто серый до черного за счет
включений чешуек молибденита.
Спайность совершенная по дипира-
ю„„ .од „ „,о«„,^„ миде, средняя по призме и пина-
Рис. 136. Кристаллы шеелита ,, г
коиду. Излом ступенчатый и неров-
ный. Блеск алмазный на зеркаль-
ных гранях и поверхности совершенной спайности, жирный на неровном
изломе. Твердость 4,5, у более хрупкого мол ибдошеелита снижается до 3,5.
Плотность около 6, уменьшается с ростом содержания молибдена. Бла-
годаря высокому показателю преломления света во влажном состоянии
легко отличается от кварца, полевых шпатов и кальцита по высокому
рельефу. Чистый шеелит хорошо диагностируется по ярко-голубой лю-
минесценции. Молибдошеелит имеет белое, кремовое и желтое свече-
•яие (не путать с повеллитом!). В НС1 и HN03 разлагается с выделени-
ем желтого осадка W03-nH20; при нагревании в присутствии олова
раствор синеет. В капле НС1 после растирания стальной иглой поверх-
ность шеелита синеет.
Разновидности. Молибдошеелит — разновидность с содержа-
нием Мо03 выше 1%. Зейригит содержит более 24% МоОэ.
Происхождение шеелита (и молибдошеелита) в основном связано
-с метасоматическими процессами в скарновых месторождениях, в харак-
терной ассоциации с геденбергитом, плагиоклазом, гранатом (гроссуляр-
андрадитового ряда), кварцем, волластонитом, актинолитом, флюори-
том, кальцитом, а также с молибденитом, реже касситеритом, халько-
пиритом, сфалеритом и др. В грейзеновых и высокотемпературных
гидротермальных месторождениях шеелит встречается вместе с воль-
фрамитом, иногда замещая его, с кварцем, мусковитом, флюоритом,
пиритом; в кварцевых жилах, залегающих среди амфиболитов, шеелит
встречается вместе с биотитом, амфиболом, арсенопиритом; является
характерным минералом в кварцевых жилах некоторых золоторудных
месторождений. В низкотемпературных гидротермальных жилах встре-
чается с ферберитом, антимонитом, киноварью и тунгстенитом; встре-
чаются также аналогичные по составу стратиформные залежи мета-
морфического генезиса. Иногда накапливается в россыпях.
Месторождения. В СССР: скарновые — на Северном Кавказе
(Тырныауз — молибдошеелит, шеелит с молибденитом), в Средней
Азии (Чорух-Дайрон, Ингичке и др.), в Приморском крае (Восток-2,
.Лермонтовское); грейзеново-жильные гидротермальные — в Казахста-
не (Верхн. Кайракты, Богуты). За рубежом: крупные скарновые место-
рождения в Корее (Санг-Донг), в Австралии (Кинг-Айленд), в США
232
(Флэт Ривер, Найтшггер) и др.; метаморфические — в Австрии (Мит-
терсилл).
Применение. Шеелит — главный минерал вольфрамовых руд. Син-
тетические аналоги шеелита используются в качестве люминофорных
покрытий в светотехнике, телевидении; кристаллы с примесями TR
применяются в лазерной технике.
ПОВЕЛ Л ИТ CaJMoOJ (МоОэ 72,0%). Иногда содержит примеси
TR, W. Крайний член изоморфного ряда шеелит — повеллит. Крис-
таллическая структура подобна структуре шеелита.
Сингония тетрагональная. Обычно в виде псевдоморфоз по молиб-
дениту, образует также пластинчатые, чешуйчатые, еферолитовые и
землистые агрегаты. Кристаллы тетрагонально-бипирамидального га-
битуса, редки.
Цвет белый, зеленоватый, желтоватый; кристаллы иногда сине-зе-
леного или оранжево-красного цвета. Блеск на гранях кристаллов ал-
мазный, в чешуйчатых агрегатах перламутровый и матовый у земли-
стых агрегатов. Спайность совершенная, особенно в чешуйчатых псевдо-
морфозах. Очень хрупкий. Твердость 3,5 и ниже. Во влажном состоянии
имеет сильный блеск и высокий рельеф, обладает ярко-желтой люми-
несценцией.
Происхождение. Гипогенный повеллит встречен в сиенитовых пег-
матитах и в гидротермальных жилах вместе с исландским шпатом и
цеолитами. В качестве изоморфной составляющей входит в молибдо-
шеелит, иногда образуя в нем продукты распада твердого раствора.
Гораздо чаще встречается «гипергенный повеллит, развивающийся за
счет молибденита.
Месторождения. Гипогенный повеллит обнаружен в пегматитах
Ильменских гор (Урал), в кальцитовых жилах среди траппов (Восточ-
ная Сибирь). Гипергенный повеллит обычен для зоны окисления многих
месторождений.
Применение. Является второстепенным рудным минералом молиб-
дена. Служит поисковым признаком галогенного молибденового оруде-
нения.
ВУЛЬФЕНИТ PbfMoOj (РЬО 60,7%, Мо03 39,3%), иногда при-
меси W, Cr, V, Са и др. Кристаллическая структура типа структуры
шеелита.
Тетрагональная сингония. Кристаллы пирамидальные, уплощенные
или тонкопластинчатые.
Цвет желтый, оранжевый до бурого. Блеск алмазный. Черта жел-
тая. Спайность средняя, излом неровный. Хрупкий. Твердость 3. Плот-
ность около 7.
Происхождение. В зоне окисления свинцовых и молибденовых
месторождений в ассоциации с кальцитом, гидроокислами железа, ма-
лахитом и др.
Месторождения. В СССР: Сулемансай (Казахстан), Чорух-Дайрон
(Средняя Азия). За рубежом: Трепча (Югославия) и др.
Применение. Может входить в состав молибденовых и свинцовых,
руд. Является поисковым признаком на первичное оруденение.
Водные
ФЕРРИМОЛИБДИТ Fe23+[Mo04]3-7H20 (МоОэ 60,2%). Кристал-
лическая структура не изучена, предположительно слоистый мотив.
Сингония ромбическая. Землистые, порошковатые, тонковолокн»-
233
стые, тонкочешуйчатые, иногда радиально-лучистые скопления и агре-
гаты, нередко псевдоморфозы по молибдениту.
Цвет желтый, зеленовато-желтый. Блеск шелковистый. Твердость
1—1,5. Плотность 4,5.
Происхождение. Образуется в зоне окисления за счет молибденита
в ассоциации с гидроокислами железа, иногда с гипсом.
Применение. Поисковый признак молибденовых месторождений.
Может использоваться в качестве попутного рудного минерала на мо-
либден.
Месторождения. В незначительных количествах встречается пов-
семестно. Значительные скопления на Соросом месторождении (Хака-
сия), на Первомайском месторождении (Бурятия) и в других местах.
Часть III
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ
МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ
И МИНЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ
СПОСОБЫ ОБРАЗОВАНИЯ МИНЕРАЛОВ
Минералы —* продукты природных физико-химических процессов,
и условия, при которых они возникают, разнообразны. Эти условия
определяются концентрацией компонентов, температурой, давлением,
взаимодействием с вмещающими породами. Поскольку минералы —
твердые кристаллические тела, способы их образования сводятся к
фазовым переходам вещества из жидкого в твердое или из газообраз-
ного в твердое, или из твердого в твердое. Особенно широко распрост-
ранено образование минералов при фазовом переходе вещества из
жидкого в твердое. Примером может служить кристаллизация магмы
и формирование изверженных горных пород. При остывании магмы
возникает множество центров кристаллизации, в результате чего обра-
зуется кристаллически-зернистая горная порода. Другой пример крис-
таллизации из жидкости — формирование минеральных ассоциаций,
возникших при отложении минералов из гидротермальных растворов.
Кристаллизация различных солей при испарении воды также может
служить хорошим примером образования минералов из растворов. Ми-
нералы могут возникать и из коллоидных растворов, при этом появля-
ются характерные колломорфные структуры.
Возникновение минералов из газовой фазы наглядно видно на
примерах образования серы в вулканических аппаратах (вулканы Кам-
чатки, Курильских островов), а также нашатыря (NH4C1), сассолина
Н3[В03], киновари HgS и т. д. Но самым лучшим примером явля-
ется образование снега: снежинки представляют собой скелетные кри-
сталлики льда.
Образование минералов при переходе из твердого состояния в
твердое происходит в процессах перекристаллизации, метаморфизма и
метасоматоза, когда одни минералы разрушаются и образуются новые.
Эти процессы происходят при участии водных растворов. При метамор-
физме под влиянием давления и температуры без изменения химическо-
го состава известняк переходит в мрамор, кварцевый песок — в квар-
цит, глинистые сланцы — в филлиты и слюдяные сланцы. Раскристал-
лизация стекол эффузивных пород и гелей в условиях их старения
также является примером образования минералов из твердой фазы.
При метасоматических процессах замещение ранее образованных
минералов новыми под влиянием газовых и водных растворов проис-
ходит с изменением их химического состава. Метасоматические процес-
235
еы характерны как для глубинных, так и для поверхностных условий.
И, наконец, образование минералов может происходить при поли-
морфных превращениях и распаде твердых растворов.
понятия о ПРИРОДНЫХ
АССОЦИАЦИЯХ МИНЕРАЛОВ
Минералы встречаются в природе не хаотично, а в виде определен-
ных сообществ — ассоциаций. В одних местах находятся одни мине-
ральные ассоциации, в других — другие. Знание и правильное истолко-
вание природных ассоциаций минералов позволяют предсказать нахож-
дение того или иного минерала в данной ассоциации; если такими ми-
нералами являются практически важные, то можно говорить об обна-
ружении полезных ископаемых. Так, вторичные минералы малахит и
азурит являются признаками на медные руды. По ним и другим мине-
ралам зоны окисления, или зоны «железной шляпы», были открыты
многие месторождения медноколчеданных, полиметаллических и других
РУД-
Знакомство человека с различными ассоциациями минералов на-
чалось в глубокой древности. Средневековые рудознатцы уже знали
признаки, по которым можно искать полезные минералы и руды. Именно
на этих признаках руд и зарождалась наука —минералогия, но в XVII—
XIX вв. она была в значительной мере описательной, хотя изучение ми-
ндальных ассоциаций всегда считалось чрезвычайно важным. Об этом
свидетельствует, например, специальный научный термин «смежность
минералов», впервые примененный русским минералогом академиком
В. М. Севергиным {1765—1826) в книге «Первые основания минерало-
гии, или естественная история ископаемых тел» (1798). Под смеж-
ностью он понимал «совокупное пребывание двух или многих минера-
лов в каком-либо месте, которое заслуживает особенного примечания»,
т. е. совместное нахождение минералов или минеральные ассоциации.
Далее В. М. Севергин указывает на необходимость понимания законо-
мерностей сонахождения минералов, обязанное общностью генезиса.
Много позже А. Брейтгаупт обобщил все ранее известные в Западной
Европе (Саксонии, Чехии, Моравии) сведения о совместном нахожде-
нии минералов в природе и ввел близкое к «смежности» понятие «пара-
генезис» минералов. В дальнейшем термин «парагенезис» укоренился в
специальной минералогической (и петрологической) литературе.
Итак, природные минеральные ассоциации -— совместное нахож-
дение минералов в природе. Однако термин «парагенезис» включает
слово «генезис», что в переводе означает «происхождение». Отвечая на
вопрос, каково происхождение минерала, обычно указывают на гео-
логический процесс, при котором он образовался, и способ его образо-
вания. Отсюда парагенезис минералов означает совместное образова-
ние и, следовательно, нахождение минералов. Однако в одном и том
же штуфе мы можем встретить минералы, возникшие в результате раз-
ных процессов. В этом случае говорят о разных парагенетических ас-
социациях минералов. Так, встречающиеся совместно халькопирит, пи-
рит, кварц, малахит, хризоколла, гётит относятся к двум парагене-
тическим ассоциациям: к более ранней, образовавшейся, вероятно, в
результате гидротермального процесса (пирит, халькопирит, кварц), и
к более поздней, гипергенной (малахит, хризоколла, гётит).
Понятия «парагенезис минералов» и «парагенетичёские ассоциации
минералов», по сути, одинаковы, и мы их будем употреблять как сино-
нимы. Однако в зависимости от того, что нужно подчеркнуть, следует
236
говорить по-разному: если хотим подчеркнуть совместный генезис (про-
исхождение), то, например, скажем: пентландит встречается в параге-
незисе с пирротином и халькопиритом; если хотим подчеркнуть сов-
местное нахождение (например, в образце), то скажем: пентландит
встречается в парагенетической ассоциации .(или просто в ассоциации)
с пирротином и халькопиритом.
Большое внимание парагенезису минералов уделял академик
В. И. Вернадский. До его работ минералогия в значительной мере была
наукой описательной. В. И. Вернадский в своих трудах дал ряд обоб-
щений по происхождению и условиям существования минералов. Он по
праву считается основоположником генетического направления в мине-
ралогии. В книге «История минералов земной коры» (М., 1923)
В. И. Вернадский писал: «Учение о парагенезисе лежит в основе сов-
ременной минералогии». Под парагенезисом он понимал совместное
нахождение минералов, обусловленное общностью их происхождения,
генетической связью их между собой.
В нашей стране в учение о парагенезисе минералов большой вклад
внесли петрологические, физико-химические и экспериментальные ра-
боты А. Г. Бетехтина, Д. С. Коржинского, В. С. Соболева, В. А. Жари-
кова, А. А. Маракушева и других ученых. Благодаря их исследованиям
в настоящее время разработаны методы парагенетического анализа:
строятся диаграммы состав — парагенезис, химический потенциал —
парагенезис и другие, которые позволяют установить парагенетичёские
ассоциации и выяснить, какие из них могут быть встречены и какие
являются «запрещенными», т. е. не могут быть встречены.
Каждую парагенетическую ассоциацию можно рассматривать как
систему, возникшую при вполне определенных значениях температуры
(Т), давления (Р) и концентрации вещества (С). Эти факторы и опре-
деляют условия образования минеральных ассоциаций, изменение их
ведет к нарушению равновесия в системе и образованию других мине-
ральных ассоциаций.
Согласно принципу Ле-Шателье, при воздействии на систему, нахо-
дящуюся в равновесии, возникает реакция, противодействующая этому
воздействию. Так, повышение температуры ведет к процессам, идущим
с поглощением тепла, и наоборот, при понижении температуры разви-
ваются процессы с выделением тепла. Например, при повышении тем-
пературы повышается растворимость солей в солеродных бассейнах,
сопровождаемая поглощением тепла. Повышение давления приводит к
образованию минералов, имеющих большую плотность. Например, по-
лиморфная модификация БЮг — стишовит — имеет плотность 4,23, она
неустойчива в условиях поверхности, где устойчив кварц Si02 с плот-
ностью 2,65. Однако стишовит характерен для глубинных областей
Земли, где господствуют высокие давления. Другой пример: при увели-
чении давления в глубинных зонах метаморфизма за счет оливина
(плотность 3,2) и анортита (плотность 2,75) образуется гранат (плот-
ность 4,3), т. е. минерал с большой плотностью: (Mg, Fe)2[Si04] +
-f-Ca[Si2Al208]->-(Mg, Fe, Ca)3Al2[Si04]3. Повышение концентрации
вещества способствует выделению его из системы, так, в кислых лавах
выделяются минералы, богатые Si02, в том числе кварц. Все обстоит
гораздо сложнее, когда одновременно изменяются и Р, и Т, и С, и когда
в систему привносятся другие компоненты.
Учение о парагенезисе и парагенетических ассоциациях минералов
имеет чрезвычайно важное значение в минералогии, петрографии и
науке о полезных ископаемых. Знание парагенезиса минералов помо-
гает вести поисковые работы. Например, хромовые руды ищут только-
237
среди участков распространения ультраосновных пород. Найдя в кон-
такте гранитов с известняками пироксеновые и гранатовые породы
(скарны), необходимо внимательно посмотреть, нет ли в них обычных
для подобных пород шеелита или других рудных минералов. Находки
пиропа в шлихах указывают на возможность нахождения алмазонос-
ных кимберлитов; по повеллиту, ферримолибдиту или образовавшимся
по ним пустотам выщелачивания в кварцевых жилах находят на глу-
бине молибденит; по присутствию в пегматитах полихромных турма-
линов предполагают возможность нахождения ценных минералов ли-
тия, бериллия, цезия, тантала и ниобия.
Принято группировать парагенетичёские ассоциации минералов по
главным типам генезиса. Так, выделяют ассоциации минералов магма-
тического происхождения (для кислых, основных и щелочных пород),
пегматитов (кислых и щелочных), скарнов, продуктов гидротермаль-
ной деятельности, а также ассоциации минералов морских химических
-осадков, продуктов выветривания, метаморфизма.
ТИПОМОРФНЫЕ МИНЕРАЛЫ,
ТИПОМОРФНЫЕ ПРИЗНАКИ
И ГЕНЕРАЦИИ МИНЕРАЛОВ
Признаки, по которым можно судить о происхождении минерала,
называются генетическими. Они отображают происхождение минера-
лов и минеральной ассоциации, в которой находятся. Изучая образцы
горных пород и руд, прежде всего нужно отмечать цвет, форму, разме-
ры минералов и характер их срастаний в агрегатах.
Очень важно правильно интерпретировать структуру (строение) ми-
неральных агрегатов. Структуры минеральных агрегатов разнообразны:
зернистые (крупно-, средне-, мелкозернистые), например для интрузив-
ных пород, пегматитов, песчаников; кристаллобластические, характер-
ные для метаморфических пород; для метасоматических пород обычны
структуры замещения и т. д. Некоторые структуры типичны для како-
го-либо процесса, например графическая структура — для пегматитов,
нодулярная — для магматических хромитовых руд и т. д.
Генетические признаки минералов многочисленны, однако некото-
рые из них настолько характерны, что точно указывают на принад-
лежность минерала к тому или иному типу геологического процесса, к
той или иной стадии процесса или парагенетической ассоциации и на
температуру его образования. Эти признаки называются типоморфными,
а минералы, характерные для определенного геологического процесса
минералообразования, — типоморфными минералами. Примером типо-
морфных минералов может служить поллуцит, который образуется
только в пегматитах на конечной стадии их развития. Согласно
А. Е. Ферсману, типоморфные признаки проявляются «в изменении хи-
мического состава, в содержании изоморфных примесей, в кристалли-
ческом облике или полиморфной модификации, точнее во всем комплек-
се морфологических особенностей...». Типоморфными признаками мине-
ралов являются кристаллографические особенности минералов, их га-
битус, огранка, кристаллографические формы, скульптура граней, ха-
рактер двойникования и др. К ним относятся также физические свой-
ства и химический состав минералов (включая и элементы-примеси),
изменчивость которых зависит от условий их образования.
Изменение физико-химических условий, при которых образуются
минералы, например состава среды, приводит к изменению состава ми-
238
нералов, что отражается на их цвете. В качестве примера можно при-
вести сфалерит. Наблюдения показывают, что более высокот^шгюра^
турный сфалерит содержит^^келезо, и имеет черный цвет. Обычно сфа-
лерит имеет коричневый цвет, а бесцветные или светло-желтые разности
(безжелезистые, иногда с кадмием) являются низкотемпературными.
Таким образом, по цвету сфалерита можно судить не только о его со-
ставе (например, содержании железа), но приближенно и о температуре
его образования.
Другим примером того, как зависит цвет минерала от его состава,
а следовательно, и от условий образования, могут служить гранаты.
Пироп (магнезиально-глиноземистый гранат ярко-красного цвета) ха-
рактерен для кимберлитов, альмандин (железисто-глиноземистый гра-
нат 'малиново-красного цвета) обычен ^т~^
(шерл) — встречается во многих пег-
матитовых жилах, в том числе и в рис. l37. Кристаллы касситерита:
мусковитовых пегматитах. •Сравнитель- а — из пегматитовых месторожде-
чю редкие разновидности литиевого ний: 6 — из гидротермальных место-
турмалина розового цвета или поли- рождении
хромные характерны только для редко-
метальных пегматитов, содержащих минералы лития и нередко цезия,
тантала и ниобия.
Типоморфным признаком может быть и облик минералов. Так,
кристаллы ^касситерита из пегматитовых жил обычно имеют дипира-
мидальный вид^ в то время как касситерит из гидг^отегжальных жил —
призматИ?е1!кии (рис. 137). Высокотемпературный кварц из магмати-
ческих пород имеет дипирамидальный облик без призмы или с очень
незначительным развитием призмы, в то время как кварц из друз в
жилах «альпийского» типа, — длиннопризматический (см. рис. 87).
По мере снижения температуры происходит закономерное изменение
габитуса кристаллов кальцита (см. рис. 16).
Каждый минерал образуется в определенном температурном интер-
вале. В одних случаях этот интервал составляет сотни градусов, в дру-
гих — температура более или менее определенна. Это позволяет гра-
дуировать процессы минералообразования. Так, низкотемпературный
кварц (р-кварц) кристаллизуется при температуре ниже 575°. Следо-
вательно, и другие минералы, образовавшиеся одновременно с ним или
после него, также кристаллизуются ниже 575°. Минералы, по которым
примерно можно судить о температуре их образования, называются
минералами-термометрами.
По взаимоотношениям минералов между собой, т. е. по пересече-
нию одних минералов другими, в ряде случаев удается установить по-
рядок их выделения. Нередко один и тот же минерал выделяется не-
сколько раз в процессе минералообразования, т. е. имеет несколько
генераций (рис. 138).
Минералы различных генераций обычно отличаются друг от друга
по химическому составу и внешним признакам — цвету, величине зерг
для кристаллических сланцев и гней-
сов, уваровит (изумрудно-зеленый
хромовый гранат) встречается исклю-
чительно с хромитом среди ультраос-
новных пород.
239
Рис. 138. Две генерации кварца.
Тызылское месторождение (Сев. Кавказ): 1 — .кварц первой
генерации; 2 — кварц второй генерации
на, огранке и т. д. Так, .кварц более ранних генераций часто имеет серый
цвет, а более поздних — белый, причемн'ерёдТш отличается ясной
огранкой и прозрачностью (горный хрусталь).
В результате детального минералогического изучения на место-
рождениях обычно выявляется несколько генераций кварца, сульфидов
и других минералов. Такое изучение позволяет установить генерацию,
наиболее промышленно-ценную для данного минерала, что имеет боль-
шое значение для поисковых и разведочных работ.
Порядок выделения минералов, их генерации и парагенетичёские
ассоциации для того или иного месторождения или рудного поля отоб-
ражают на специальных схемах или диаграммах. На них же, по воз-
можности, показывают типоморфные признаки минералов. На рис. 139
отображен порядок выделения минералов, их типоморфные признаки и
парагенетичёские ассоциации минералов в пегматитовых жилах одного
из районов Средней Азии. Видно, например, что сподумен встречается
совместно с полихромными турмалинами, пластинчатым альбитом
(клевеландитом), лепидолитом и не встречается с биотитом. Последо-
вательность образования минералов устанавливают на основании пе-
ресечения жил (рис. 140), по реликтам замещенного минерала в более
позднем; по нарастанию корок одного минерала на другом, по образо-
ванию псевдоморфоз и другим признакам.
Особенно' важный признак установления последовательности обра-
зования минералов — степень огранки их зерен (степень идиоморфиз-
ма), которую рассмотрим на примере кристаллизации минералов магма-
тических пород. При медленном охлаждении магмы на глубине из нее
начинают кристаллизоваться минералы. Вначале кристаллизуются ми-
нералы, температура образования которых велика. Они свободно
растут в еще жидкой магме и поэтому имеют хорошо выраженные
кристаллографические очертания, т. е. являются [идиоморфными. Затем
начинает кристаллизоваться основная масса магмы, когда сразу возни-
кает множество центров кристаллизации. Кристаллы растут, заполняя
240
геофазы, по
А.Е. Ферсману
В
700°
С
D
£
F
в
Н
I
600°
500°
400°
К
Плагиоклаз
Микроклин
Кбарц
Биотит
МускоВит
Лепидолит
Турмалин
Берилл
Сподумен
Касситерит
Белый
^^~^~^^лкочеш1/*чатьщ
Bj^^S^, бесцветный
^1\\^ш^зещнь1ц зеЦ^Ш^а^ Бесцветный
щпные щста/мы
ТрутштпшшлШ
Рис. 189. Порядок выделения и типоморфные признаки минералов
одного из пегматитовых полей в Средней Азии
свободное пространство и образуя зернистую породу. Минералы в ней
имеют частично собственную форму и частично обусловленную други-
ми минералами; их называют гипидиоморфными. Минералы, заполня-
ющие промежутки между ранее образованными минералами и не име-
■ • ющие собственных кристаллогра-
фических очертаний, относят к
ксеноморфным.
Степень идиоморфизма мине-
ралов в породе может быть раз-
лична. На рис. 141 видно, что
наиболее идиоморфными минера-
лами являются апатит и биотит.
Амфибол имеет четкие линии ог-
раничения, т. е. он более идио-
морфен, чем плагиоклаз, а по-
следний более идиоморфен, чем
ортоклаз. Кварц же — ксено-
морфный минерал, так как он не
имеет собственных линий огра-
ничения.
Рис. 140. Взаимоотношение жил в биотито-
вом роговике. Масштаб 1 : 3. Тырныаузское
месторождение (Сев. Кавказ):
/ — биотитовый роговик; 2 — кварц; 3 —
плагиоклаз; 4 — молибдошеелит; 5 — мо-
либденит; 6 — шеелит
Рис. 141. Степень вдиоморфизма ми-
нералов (по В. Н. Лодочникову):
ап — апатит; б — биотит; а — ам-
фибол; пл •— плагиоклаз; ор — ор-
токлаз; кв — кварц
Происхождение минеральных индивидов и их агрегатов, возрастные
отношения между ними составляют содержание научного направления
в минералогии — онтогении минералов, основоположником которого
является проф. Д. П. Григорьев. Подробно эти вопросы изложены в
книгах Д. П. Григорьева «Онтогения минералов» (1961), Д. П. Гри-
горьева и А. Г. Жабина «Онтогения минералов. Индивиды» (1975) и
А. Г. Жабина «Онтогения минералов. Агрегаты» (1979).
КЛАССИФИКАЦИЯ ПРОЦЕССОВ
МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ
Геологические процессы, в результате которых образуются мине-
ралы, разделяются по источнику энергии на две большие группы: эн-
догенные (внутренние), связанные с внутренней энергией Земли, глав-
ным образом с энергией радиоактивного распада, и экзогенные (внеш-
ние), связанные с действием атмосферы, гидросферы и биосферы на
литосферу под влиянием энергии Солнца,
242
Эндогенные, (или гипогенные, глубинные) процессы происходят в
недрах Земли и связаны с магматической деятельностью или метасома-
тическими преобразованиями пород. Процессы застывания магмы ве-
дут к образованию различных магматических горных пород, а отде-
ляющиеся от магмы газовые и водные растворы переносят различные
вещества, которые при соответствующих условиях среды, например в
трещинах, выделяются в виде минералов.
Эндогенные процессы протекают при высоких температурах и дав-
лениях. Температура кристаллизации магматических пород в зависи-
мости от состава расплава колеблется от [1200 до_ 700° Гли давление
примерно от 5500 до 500 бар (или от^550 до 50~~МПа). Связанное с
магматическим процессом образование пегматитов, метасоматических
пород — скарнов и грейзенов, гидротермальных рудных жил и др. —
происходит при значительно меньших значениях Г и Р.
Экзогенные (или гипергенные, поверхностные) процессы происхо-
дят на поверхности или близ поверхности земли, а также в атмосфере
и гидросфере. Эти процессы выражаются в физическом и химическом
разрушении горных пород, руд и минералов и образовании минералов,
устойчивых в условиях поверхности земли. Сюда же относятся биоген-
ные процессы минералообразования, т. е. связанные с деятельностью
организмов. Экзогенные процессы весьма разнообразны. Среди них
следует отметить два главнейших — процессы выветривания и процес-
сы осадкообразования.
Минералы и горные породы, возникшие в результате эндогенных и
экзогенных процессов, при. изменении физико-химических условий ис-
пытывают преобразования — метаморфизм. При этом возникают .но-
вые минералы и горные породы, которые называют метаморфическими.
Ниже мы рассмотрим важнейшие эндогенные, экзогенные и мета-
морфические процессы и связанные с ними природные ассоциации ми-
нералов, а также дадим краткую общую характеристику космогенным
минералам — минералам лунных пород и метеоритов.
МАГМАТИЧЕСКИЙ ПРОЦЕСС
И АССОЦИАЦИИ МИНЕРАЛОВ
В МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОДАХ
И МЕСТОРОЖДЕНИЯХ
К собственно магматическим процессам образования минералов
относятся те, при которых минералы возникают непосредственно при
кристаллизации магмы. Сюда относятся все минералы, слагающие маг-
матические горные породы. Так, гранит состоит из полевого шпата,
кварца и слюды; происхождение этих минералов в данном случае маг-
матическое. Второстепенные (акцессорные) минералы изверженных
горных пород — апатит, циркон, ортит и др. — также имеют магма-
тическое происхождение.
Магма представляет собой огненно-жидкий силикатный расплав,
содержащий различные элементы, окислы и летучие компоненты (фтор,
хлор, воду, углекислоту и др.). Магма может застывать в глубине зем-
ной коры под покровом вышележащих пород и на поверхности или
близ поверхности земли. В первом случае процесс остывания проте-
кает медленно, вся магма успевает закристаллизоваться — образуются
полнокристаллические зернистые породы. При быстром поднятии маг-
мы на поверхность земли температура ее быстро падает, давление по-
нижается до нормального и от магмы отделяются летучие компоненты.
243
В этом случае породы иногда имеют стекловатую структуру, т. е. не
являются полностью закристаллизованными.
Как известно из курса общей геологии, магматические породы, об-
разовавшиеся в глубоких недрах Земли, носят название интрузивных,
или глубинных, пород. Бели застывание магмы происходит на поверх-
ности земли, то образуются эффузивные, или излившиеся, породы. Ис-
ходя из условий образования, интрузивные и эффузивные породы раз-
личают по условиям залегания и сложению (структуре и текстуре).
В результате охлаждения магмы происходит кристаллизация ми-
нералов из магматического расплава. Разнообразие пород объясняется
процессами дифференциации магмы, ассимиляцией вмещающих пород
и зависит от геологических условий, при которых происходило обра-
зование магматических пород.
Дифференциация (разделение) магмы — совокупность различных
физико-химических процессов, в результате которых из одной материн-
ской магмы возникают вторичные магмы, дающие различные по хими-
ческому и минеральному составам магматические породы. Дифферен-
циация магмы происходит на значительных глубинах и ведет к обога-
щению разных частей единого магматического резервуара различными
компонентами. Дифференциация происходит благодаря процессам
кристаллизации. Минералы, образовавшиеся в первую фазу кристал-
лизации, плавают в расплаве. Если их плотность больше плотности
расплава, они тонут, опускаются на дно магматического резервуара.
Подобная дифференциация происходит в том случае, если вязкость
магмы не особенно велика. Обычно первыми выпадают тяжелые же-
лезомагнезиальные минералы, например оливин. Кристаллы оливина
постепенно погружаются к основанию магматической камеры. Однако
образовавшиеся в первую фазу кристаллы не всегда скапливаются в
нижней части магматической камеры, они могут долгое время нахо-
диться во взвешенном состоянии и реагировать с расплавом. Так, оли-
вин в результате подобных реакций переходит в пироксен. В том слу-
чае, если образовавшиеся кристаллы легче расплава, они всплывают
и накапливаются в верхних частях камеры.
Из сказанного видно, что в процессе кристаллизации магмы про-
исходит перераспределение различных компонентов. Если образующие-
ся кристаллы удаляются из магматического очага, например опуска-
ются в более глубокие горизонты или всплывают в верхние, состав
магмы будет постепенно меняться и из нее будут кристаллизоваться
различные горные породы. Порядок кристаллизации и взаимоотноше-
ние главных породообразующих минералов были установлены амери-
канским петрографом Н. Боуэном в виде следующей схемы:
оливин
анортит"]
ромбические пироксены
моноклинные пироксены
основные плагиоклазы
средние плагиоклазы
i
амфиболы
биотит
кислые плагиоклазы V
калиевый полевой пшат
мусковит
кварц
244
Эта схема показывает главное направление в формировании пород.
Н. Боуэн выделяет два реакционных ряда минералов, согласно их по-
следовательности выпадения из магмы. Каждый вышестоящий минерал
при реакциях с расплавом образует минерал, стоящий по схеме ниже.
Если обособление минералов происходит в начальные фазы кристал-
лизации, образуются основные породы; с последними фазами связаны
кислые породы. При этом происходит усложнение кремнекислородных
построек от силикатов островной структуры к цепочечным, ленточным,
листовым и каркасным; увеличивается также степень замещения крем-
ния алюминием. Процесс кристаллизации магмы сопровождается на-
коплением в расплаве кремнезема, щелочей и воды.
К процессам магматической дифференциации следует отнести лик-
вацию, т. е. разделение одной жидкой магмы на две неомешивающие-
ся жидкости. При длительном охлаждении обеих жидкостей они дают
различные по составу породы. Так образуются, например, шлировые
выделения — минеральные скопления 'несколько иного состава, чем
основная масса. Иногда в результате ликвации расплав, богатый сое-
динениями металлов, обособляется от силикатного, что приводит к об-
разованию важных в промышленном отношении ликвационных мес-
торождений меди, никеля, хрома.
Большую роль при образовании магматических пород играют про-
цессы ассимиляции. Внедряясь в вышележащие толщи, магма захва-
тывает и переплавляет обломки различных пород (ксенолиты), тем
самым изменяя свой состав. Такое изменение состава магмы приводит
к образованию разнообразных гибридных пород. Особенно сильные
изменения, как правило, наблюдаются в приконтактовых частях маг-
матических тел, поскольку там процессы ассимиляции идут наиболее
интенсивно.
Синонимом ассимиляции до известной степени является контами-
нация (загрязнение). В этом случае постороннее вещество обычно бы-
вает не полностью переработанным или ассимилированным.
Все описанные выше процессы и приводят к большому разнооб-
разию минерального состава магматических пород, которые мы и на-
блюдаем в природе.
Минеральный состав магматических пород весьма разнообразен.
Наиболее распространены полевые шпаты, кварц, амфиболы, пиро-
ксены, слюды, в меньшей степени — оливин, нефелин, лейцит, магне-
тит, апатит и другие минералы. Ниже приводится процентное содер-
жание минералов, среднее для 700 магматических пород:
Среди минералов .различают главные породообразующие минера-
лы, слагающие основную маосу породы, и второстепенные минералы,
присутствующие в меньшем количестве (могут отсутствовать). Глав-
ные породообразующие минералы — кварц, калиевые полевые шпаты,
плагиоклазы, лейцит, нефелин, пироксены, амфиболы, слюды, оливин
и некоторые другие. Выделяют также акцессорные минералы, присут-
ствующие в небольшом количестве в виде редкой, но характерной при-
полевые шпаты. . . .
кварц
амфиболы и пироксены
слюды
прочие силикаты . . .
остальные минералы .
60
12
17
4
6
1
Ю0о/0
245
меси, например апатит, циркон, титанит, ортит, магнетит, хромит, пи-
рит, пирротин и др.
Минералы, богатые Si и А1, называются сиалическими (Si, Al):
они имеют светлую окраску. Таковы полевые шпаты, кварц, мусковит
и др. Минералы, содержащие Mg и Fe, называются мафическими (Mg,.
Fe), или фемическими; они темяоокрашенные, к ним принадлежат пи-
роксены, амфиболы, биотит, оливин. При отсутствии цветных минера-
лов или при их малом содержании породу называют лейкократовой,
т. е. светлой. Если цветных минералов много, породу называют мела-
нократовой, т. е. темной.
Минералы магматических пород разделяются по происхождению
на первичные (магматические) и вторичные. Первичные минералы об-
разуются в результате кристаллизации самой магмы, вторичные, или
послемагматические (эпимагматические), минералы — за счет первич-
ных в последующие этапы существования породы. Например, плагио-
клазы (первичные) при разложении дают серицит, цеолиты (вторич-
ные); пироксены и амфиболы (первичные) замещаются хлоритом и
эпидотом (вторичные). Типичными процессами вторичного минерало-
образования являются серицитизация, каолинизация, хлоритизация,
серпентинизация и т. д. Ко вторичным минералам относят также ми-
нералы, образовавшиеся при выветривании пород.
При характеристике магматических пород главное значение имеет
присутствие или отсутствие таких минералов, как кварц, полевые шпа-
ты, фельдшпатиды и цветные минералы. На основании содержания
Si02 (вес. %) принято условное разделение магматических пород на
следующие группы:
В отдельную группу выделяются щелочные породы, характеризую-
щиеся значительным содержанием щелочей (до 20%) и меньшим, по
сравнению с кислыми породами, количеством Si02 (около 40—55%).
Классификация и главнейшие минеральные ассоциации магмати-
ческих пород приводятся в табл. 7. Так, для интрузивной породы габбро
и его эффузивных аналогов видна четкая минеральная ассоциация —
основные плагиоклазы (лабрадор-битовнит), пироксены (диопсид, дио-
псид-авгит, гиперстен), реже оливин, роговая обманка и биотит. Из-
второстепенных и акцессорных минералов для этих пород характерны
ортоклаз, кварц, апатит, магнетит, титанит, ильменит, пирротин, пент-
ландит, а также сфен, титаномагнетит, рутил, очень редко платина.
Вторичные изменения выражаются в развитии альбита, хлорита, ура-
лита, талька, серицита.
В табл. 7 хорошо видны главнейшие минеральные ассоциации и
для других групп магматических горных пород. Таким образом, уста-
новление минеральных ассоциаций магматических пород помогает рас-
познаванию этих пород.
На рис. 142 показаны три различных случая кристаллизации си-
ликатных и рудных минералов из ультраосновной и основной магм,
что приводит к трем типам магматических месторождений. Они соот-
ветственно называются раннемагмэтическими, когда рудные минералы
кристаллизуются раньше или одновременно с силикатными (I случай),
ликвационными, когда отделение рудного расплава от силикатного-
происходит еще в жидкой стадии (II случай), и позднемагмэтическими
ультраосиовные
основные
средние
кислые
<45,
от 45 до 52,
от 52 до 65,
от 65 до 75.
246
Таблица?
Классификация магматических пород и их главнейшие минеральные ассоциации
Эффузивные (излившиеся)
Минералы первичные
Группа
Интрузивные
(глубинные)
слабо из-
мененные
сильно вмененные
главные
второстепенные и акцессор-
ные
Минералы вторичные
I. Ультраосновные
дунит
перидотит
пироксенит
ОЛИВИН (100—85%),
пироксен (0—15%)
оливин (70—30%),
пироксен (30—70%)'
оливин «10%),
пироксен (100—90%)
магнетит, ильменит, хро-
мит, шпинель, пирро-
тин (1-3%)
серпентин, уралит,
хлорит, тальк
II. Основные
габбро
базальт
диабаз (или базаль-
товый порфирит)
основные плагиоклазы (50—70%),
пироксены (25—50%), реже оли-
вин (5—10%), роговая обманка
и биотит
ортоклаз, кварц, апатит,
магнетит, титанит, иль-
менит, пирротин, пент-
ландит (1—6%)
альбит, хлорит,
уралит, тальк,
серицит
III. Средние
а) с плагиоклазами
б) с калиевыми по-
левыми шпата-
ми
диорит
сиенит
андезит
трахит
порфирит (или ан-
дезитовый пор-
фирит)
ортофир
средние плагиоклазы (50—70%),
роговая обманка (10—20%), ре-
же биотит (10—15%), пироксены
калиевый полевой шпат (50—70%),
кислый плагиоклаз (10—30%)
роговая обманка, реже биотит
(10-20%)
кварц (0—15%), калие-
вый полевой шпат
(0—6%), апатит, тита-
нит, магнетит (1—2%)
кварц (0—5%), циркон,
тиганит, апатит, маг-
нетит (1—2%)
серицит, каолинит,
цоизит, хлорит,
карбонаты
серицит, каолинит,
хлорит
IV. Кислые
гранит
липарит
■<~
кварцевый* порфир
кварц (25—35%), калиевый полевой
шпат (35—40%), кислый плагио-
клаз (15—25%), биотит (5—15%),
реже мусковит (0—3%), роговая
обманка
апатит, циркон, магне-
тит, турмалин (1—2%)
серицит, каолинит,
хлорит
V. Щелочные
нефелиновый
сиенит
—
К-
калиевый полевой шпат (55—65%),
нефелин (15—30%), щелочные
пироксены и амфиболы (10—
25%), реже биотит
циркон, титанит, апатит,
магнетит (^2%)
серицит, каолинит,
хлорит, цеолиты
-{или гистеромагматическими), когда рудный расплав обособляется от
силикатного и кристаллизация рудных минералов происходит позже
силикатов, рудные минералы как бы цементируют силикаты, заполняют
трещины (III случай).
Рудный минерал идиомов- Рудный минерал ксеноморфен по от-
аен по отношению к по- ношению к породообразующим силика-
оодоооразующим силика- там или пересекает их
Раннемагмати-
ческие место-
рождения
/!икВацион-
ные месторож-
дения
Позднемагма -
тические
месторождения
t,'C
-700
-600
-900
1000
1100
-1200
-1300
-1400
WOO
Температура
нуоныемине-
ралы кристал-
/шзиются одно
Временное си-
ликатами или
раньше их
Кристаллиза-
ция рудных
минералов
Кристаллиза-
ция рудных
минералов
Позднемаг-
матическая
стадия
| Отжим
Обособление остаточ-
ного рудного расплава,
богатого летучими
ji соединениями
Кристаллиза-
ция силика-
тов
Кристаллиза-
ция силика-
тов
Силикатньш
расплав
Рудный
расплав
(образование не-
смешивающихся
жидкостей)
I случаи
Ж случай
Раннемагма-
тическая
стадия
Ш случай
Магматический расплав
Стадии
процесса
Рис. 142. Схема обособления рудных компонентов в магме и образование
различных типов магматических месторождений
Примером раннемагматических месторождений являются вкраплен-
ные руды хромита и платиноидов Урала и алмазоносные кимберлиты
Восточной Сибири. Классический пример ликвационных месторожде-
ний — Норильское и Талнахское медно-никелевые месторождения в
Красноярском крае, Мончегорское на Кольском полуострове, Сёдбери
в Канаде и др. К позднемагматическим месторождениям относятся
крупнейшая в СССР Донская группа месторождений хромита в Актю-
248
бинской области, Кусинское, Качканарское и другие месторождения
титаномагнетита и ильменита Урала, Хибинские апатито-нефелиновые
месторождения на Кольском полуострове и др.
Характеризуя минеральные ассоциации, связанные с магматиче-
ским процессом, остановимся на некоторых практически важных ассо-
циациях, таких, как минеральные ассоциации щелочных пород и гене-
тически связанных с ними карбонатитов, ассоциации кимберлитов, мед-
но-никелевых и хромитовых месторождений. Поскольку все вулкани-
ческие процессы тоже являются магматическими, в этом же разделе
будут рассмотрены такие своеобразные минеральные ассоциации, как
возгоны при вулканической деятельности (сублиматы).
Щелочные породы. Щелочные породы характеризуются повышен-
ным содержанием калия и натрия по отношению к алюминию. В их со-
ставе не хватает кремния для образования полевых шпатов, поэтому
для щелочных пород характерно содержание нефелина, а в эффузив-
ных разностях (сравнительно редко) — лейцита. При резкой недостаче
кремния породы должны были бы быть отнесены к ультраосновным,
так как содержание кремнезема в них доходит до 35%! чаще же близко
к 40—50%. Но по своему минеральному составу породы резко отли-
чаются от обычных ультра основных пород ряда перидотитов и дунитов.
В этом сказывается односторонность классификации пород только по
одному признаку — содержанию и количеству кремнезема.
Щелочные породы обычно светлоокрашенные и имеют небольшую
плотность: 2,7—2,8. Распространенность щелочных пород неширока,
примерно 0,4% от всех магматических пород. Практическое же значе-
ние их очень велико, так как с ними связаны важные месторождения
апатита, редкоземельных минералов, циркониевых, титановых и дру-
гих руд.
Нефелиновые сиениты — крупнозернистые глубинные породы, пред-
ставляющие собой крайне щелочные разности сиенитов. От сиенитов
они отличаются более низким содержанием кремнекислоты, полным
отсутствием кварца, присутствием нефелина и большим содержанием
щелочных амфиболов и пироксенов. Главные минералы — калиевые
шпаты (55—65%), нефелин (15—30%), эгирин (10—20%), щелочные
амфиболы, иногда биотит. Нефелиновым сиенитам свойственно присут-
ствие апатита и различных цирконо- и титаносиликатов (эвдиалит, ти-
танит и др.), которые в отдельных случаях становятся породообразую-
щими минералами (2—4%).
Нефелиновые сиениты характеризуются непостоянством химиче-
ского и минерального составов, вследствие чего различают несколько
разновидностей (фойяиты — роговообманковые или пироксеновые не-
фелиновые сиениты, миаскиты — слюдяные нефелиновые сиениты, хи-
биниты — крупнозернистые нефелиновые сиениты пегматоидной структу-
ры и т. д.).
Нефелиновые сиениты образуют небольшие массивы, иногда сло-
истые интрузии. Крупнейшей щелочной провинцией мира являются
Хибинские горы на Кольском полуострове, отличающиеся разнообра-
зием пород. С нефелиновыми сиенитами здесь связаны месторождения
апатита и нефелина.
Кроме нефелиновых сиенитов щелочные породы могут быть пред-
ставлены разностями, не содержащими полевых шпатов и состоящими
только из нефелина и эгирина. По соотношению этих компонентов по-
роды называются уртитами (до 15% эгирина), ийолитами (от 15 до
55% эгирина) и мельтейгитами (до 85% эгирина). Почти чисто эгири-
новые породы называются якупирангитами.
9 А. В. Милоеский, О. В. Кононов
249
Важнейшие ассоциации минералов щелочных пород (нефелиновых
сиенитов, хибинитов, фонолитов и др.) обобщены в табл. 8.
Карбонатиты — редкие магматические (или постмагматические
гидротермально-метасоматические) несиликатные образования, прост-
ранственно и генетически тесно связанные с ультраосновными щелочны-
ми породами. ;и состоящие из кальцита, доломита и, анкерита. На долю
карбонатов приходится от 50 до 99%, обычно более 80%. Все осталь-
ные минералы, количество которых достигает 150, являются более или
менее редкими. Наиболее распространены среди них щелочные пиро-
ксены и амфиболы (эгирин, арфведсонит, рибекит), флогопит, диопсид,
форстерит, магнетит, флюорит, барит и некоторые другие.
Таблица 8 Таблица 9
Минералы щелочных пороЗ Минералы карбонатитов
Главные
Второстепен-
ные и акцес-
сорные
Имеющие
практичес-
кое
значение
Калиевый полевой
титанит
апатит
шпат
Нефелин
апатит
нефелин
Арфведсонит и дру-
циркон
циркон
гие щелочные ам-
эвдиалит
эвдиалит
фиболы
Эгирин и другие
астрофиллит
лопарит
щелочные пиро-
лампрофил-
ксены
лит
Лепидомелан
магнетит
Лейцит
лопарит
Санидин
содалит*
канкринит*
натролит*
• Образованы я (результате гидротермальной
переработки пород.
Второстепен-
Имеющие
Главные
ные и акцес-
практическое
сорные
значение
Кальцит
титаномагие-
пирохлор
тит
Доломит
пирохлор
колумбит
Анкерит
гатчетолит
бастнезит
Сидерит
эшинит
паризит
Диопсид
колумбит
гатчетолит
Гумит
бадделеит
апатит
Форстерит
бастнезит
магнетит
Флогопит
паризит
флогопит
Апатит
моиацит
флюорит
Магнетит
Эгирин
перовскит
Арфведсонит
Барит
Флюорит
Полевые шпа-
ты
Ассоциация минералов в карбонатитах необычна. Для нее харак-
терно большое количество акцессорных минералов, не встречающихся в
других ассоциациях (в других процессах) и содержащих редкие земли,
ниобий, тантал, уран, цирконий, стронций, титан, фтор, фосфор. Не-
которые из минералов карбонатитов имеют важное практическое зна-
чение. К ним относятся: пирохлор, урансодержащий пирохлор — гат-
четтолит, бастнезит, паризит, колумбит, бадделеит и др. С карбонати-
тами связаны также месторождения железных руд, попутно с которыми
обычно добываются апатит, бадделеит, флогопит (вермикулит) и др.
Карбонатиты образуют небольшие штоки, кольцевые и радиальные
дайки, резко контактирующие с концентрически-зональными щелочны-
ми магматическими комплексами пород, среди которых они залегают
и слагают их центральные части. Эти щелочные.зональные комплексы
характеризуются строгой приуроченностью к платформенным областям
и к зонам региональных разломов. Очень характерны и кольцевые дай-
ки, сходящиеся или расходящиеся на глубине.
В СССР исследования по карбонатитам, выяснению их генезиса и
минералогии принадлежат Л. С. Бородину, А. Г. Булаху, А. И. Гинз-
бургу, Л. С. Егорову, Ю. Л. Капустину, А. А. Кухаренко, Л. К. Пожа-
рицкой, А. А. Фролову, Е. М. Эпштейну и другим ученым.
250
Суждения о генезисе карбонатитов противоречивы. Мы рассмат-
риваем здесь карбонатиты как магматические породы, а карбонатито-
вую магму как результат дифференциации щелочной магмы. Однако
следует отметить, что имеются веские
доводы и в пользу постм агм этического
гидротермально - метасоматического
алдшигхрж пения ТсЯ]"
разнообразие минеральных ассоциаций
с зональным характером их размеще-
ния отражает многостадийность про-
цесса формирования карбонатитов,
часто с характерными признаками
метасомэтических процессов замеще-
ния минералов предшествующих ста-
дий более поздними. При этом в пер-
вую стадию формируются крупнозер-
нистые кальцитовые породы с авгит-
диопсидом, форстеритом, биотитом,
апатитом и магнетитом, вместе с ко-
торыми встречаются перовокит, сфен и
др. Обычно эти породы слагают пери-
ферическую часть карбонатитовых
массивов. С более поздней стадией
связано развитие среднезернистых
Рис. 143. Схематическая геологическая карта
и разрез (I—II) кимберлитовой трубки «Мир»
на Сибирской платформе (по А. П. Бобрие-
вичу):
/ — элювиально-делювиальный слой; 2 — из-
мененный кимберлит желтого цвета; 3 — из-
мененный кимберлит зеленого цвета; 4 —
малоизмененный кимберлит; 5 — ксенолит из-
вестняков; 6 — известняки нижнего ордовика;
7 — скважины
кальцитовых пород, содержащих диопсид и флогопит; для них харак-
терны кроме упомянутых выше минералов титанэ и циркония мине-
ралы, содержащие TR, Та,, Nb, Zr, U и Th (циркелит Са, Th, TR) (Ti,
Nb, Fe)207, бадделеит, гатчеттолит, пирохлор). К еще более поздней
стадии относится выделение мелкозернистых кальцит-доломитовых
скоплений с щелочными амфиболэми, серпентином, тальком, с кото-
рыми ассоциируются пирохлор, а также ферсмит, циркон, эшинит. За-
вершающэя стадия знаменует образование мелкозернистых доломит-
анкеритовых обособлений с сидеритом, эгирином, арфведсонитом, а
также с эпидотом, хлоритом, альбитом, бастнезитом, паризитом и суль-
фидами меди, свинца, цинка и др.
Минеральные ассоциации завершающих стадий обычно распола-
гаются в центральной части карбонатитовых тел.
Развитие диатрем. и брекчий указывает на взрывные процессы в
ультраосновной щелочной магме на глубине, что в какой-то мере сбли-
жает карбонатиты с кимберлитами.
В СССР карбонатиты известны на Кольском полуострове, в Вос-
точном Саяне, Туве, на Алдане; за границей — в Норвегии, ЮАР, в
Кении, США и Бразилии.
9*
251
Парагенетичёские ассоциации минералов карбонатитов представ-
лены в табл. 9.
Кимберлиты — своеобразные брекчиевидные горные породы, со-
стоящие из обломков ультраосновных и других магматических пород,
а также обломков вмещающих осадочных пород. Кимберлиты пред-
ставляют собой брекчию, образовавшуюся в результате взрыва (труб-
ки, взрыва, или диатремы) ультраосновной (кимберлитовой) магмы и
Таблица 10 Таблица 11
Минералы кимберлитов Минералы медно-никелевых месторождений
Главные
Акцессор-
ные
Имеющие
практическое
значение
Главные
Второстепенные
и акцессорные
Имеющие
практическое
значение
Оливин
алмаз
алмаз
Пирротин
титаномагнетит
пентландит
Диопсид (хром-
ильменит
пироп
Пентландит
ильменит
халькопирит
диопсид)
магнетит
оливин (хри-
Халькопирит
борнит
кубанит
Флогопит
хромит
золит)
Кубанит
палладистая пла-
борнит
Пироп
шпинель
тина
перовскит
Магнетит
сперрилит
палладистая
циркон
Пирит
платина
целестин
сфалерит
сперрилит
галенит
прорыва (раструб к поверхности) вышележащих пород. Диаметр ким-
берлитовых трубок различный, в среднем 30—100 м. В плане они имеют
округлую или овальную форму (рис. 143). Обломки пород сцементи-
рованы глинистым минералом. Среди обломков различных пород в ким-
берлитах, в том числе и в цементе, встречаются алмаз, оливин, пироп,
ильменит, циркон, шпинель, целестин, хромит, флогопит, хромдиопсид
и др.
Алмаз содержится в количестве от 0,00004 до 0,00009% от массы
кимберлита, в виде зерен (до кристаллов в несколько десятков и даже
сотен каратов).
Оливин — в виде округлых вкрапленников зеленого цвета, разме-
ром в среднем 1—2 мм (до 1,5 см), прозрачный, по составу существенно
магнезиальный.
Пироп — темно-красный магнезиальный гранат, встречается в виде
округлых зерен размером до 0,5—1,0 см. Очень яркий, хорошо замет-
ный в породе и в шлихах минерал. Пироп — самый характерный спут-
ник алмазов. Присутствие пиропа в шлихах прямо указывает на нали-
чие кимберлитовых трубок, а следовательно (возможно), и алмазов.
Ильменит ■— также очень характерный минерал кимберлитов; от-
мечается в виде зерен неправильной формы, черного цвета, размером в
несколько миллиметров.
Другие минералы, характеризующие кимберлиты, приведены в
табл. 10. Пироп и оливин могут иметь практическое значение как дра-
гоценные камни.
Медно-никелевые месторождения ликвационного типа (см. рис. 142,
случай II) принадлежат к типично магматическим месторождениям.
Вмещающими породами для них являются габбро, нориты, перидотиты;
породообразующие минералы представлены пироксеном, плагиоклазом,
оливином. Процесс ликвации предопределил возникновение рудного
расплава, богатого серой, халькофильными и сидерофильными элемен-
тами. При кристаллизации этого расплава возникают мощные скопле-
ния сульфидов железа, меди и никеля, составляющие крупнейшие мед-
252
но-никелевые месторождения мира, такие, как Норильское, Талнахское,
Печенга в СССР, Сёдбери в Канаде и месторождения Южной Африки.
Минеральная ассоциация рудных минералов чрезвычайно харак-
терна: пирротин — пентландит — халькопирит. Можно предполагать,
что, если найдены два из этих минералов, будет найден и третий. Пир-
ротин — главный, наиболее распространенный минерал, образует зер-
нистые агрегаты с размером зерен до 1 см, срастается с пентландитом
и халькопиритом. Пентландит образует идиоморфные, крупные, иногда
в несколько сантиметров зерна; пересекается пирротином и халькопи-
ритом. Халькопирит — наиболее поздний из указанных сульфидов, не-
редко содержит мелкие включения борнита, кубанита, сфалерита и
галенита.
Рис. 144.
Хромит в серпентините (Южный Урал). Нат. вел.
Очень характерно нахождение платиноидов в рудах — паллади-
стой платины (Pt, Pd) и сперрилита Pb[As2]. Ассоциации рудных
минералов медно-никелевых месторождений приведены в табл. 11.
Хромитовые месторождения генетически связаны с ультрабазита-
ми. Они располагаются, как правило, среди серпентинизированных ду-
нитов и дунит-гарцбургитовых пород и имеют форму линз или жил,
образуя массивные или вкрапленные руды. В СССР крупнейшими яв-
ляются месторождения Актюбинской области: Алмаз-Жемчужина,
Миллионное, 20 лет Казахской ССР и др., связанные с Кемпирсайским
ультраосновным массивом. Руды сложены хромшпинелидами и имеют
характерную нодулярную структуру (вкрапленники хромита в серпен-
тините, рис. 144) и своеобразный состав (табл. 12).
В результате процесса серпентинизации и последующего окисления
возникают следующие минералы: серпентин (антигорит, хризотил), маг-
незит, магнетит, брусит, хальцедон, хлориты, в том числе кеммерерит
и кочубеит, нонтронит, арагонит, гипс, гидросиликаты никеля, гидро-
окислы железа, опал.
253
Таблица 12
Минералы хромшповых месторождений
Таблица 13
Минералы вулканических возгонов
Главные
Акцессорные
Имеющие
практичес-
кое значе-
ние
Оливин
уваровит
хромит
Пироксен
сульфиды Fe, Ni, Си
Хромит
Хромдиопсид
платина и др.
Главные
Второстепен-
ные
Имеющие
практическое
значение
Сера
пирит
сера
Нашатырь
ковеллин
сассолин
Сассолин
реальгар
аурипигмент
киноварь
гематит
галит
сильвин
Минералы вулканических возгонов (сублиматы). При извержении
вулканов в процессе кристаллизации магмы происходит отделение га-
зов; в огромном количестве они уходят в атмосферу через жерла вул-
канов и трещины.
Главные газы при извержениях — пары воды, НС1, H2S, SO2, С02,
СО, Н2, 02, хлористые и сернокислые соединения натрия, калия, каль-
ция и алюминия. В газах обнаруживаются также хлористые соедине-
ния Fe, Си, Мп, Pb, соединения бора, фтора, брома, фосфора, мышьяка,
сурьмы, ртути и др.
Количество выделяющихся вулканических газов достигает огром-
ных размеров. В долине Десяти Тысяч Дымов на Аляске фумаролы
выделили за один год 1250000 т НС1 и 200000 т HF. Один из боко-
вых конусов вулкана Этна (о. Сицилия) при извержении выделял столь-
ко водяного пара, что при конденсации его получилось бы около
20 млн. л воды в день.
Из возгонов в трещинах лавовых покровов и кратерах вулканов
происходит выделение минералов. Преимущественно это хлориды и
сульфаты, минералы легко растворимые и поэтому не наблюдаемые в
большом количестве. Минералы, образующиеся при вулканической дея-
тельности, обычно имеют вид налетов, мелкокристаллических корочек,
дают землистые агрегаты.
Процесс образования минералов из газовой фазы называют пнев-
матолизом (греч. «пневма» — газ). Примерами образования минералов
из газов могут служить следующие реакции:
2FeCl„ + ЗН20 = Fe2Os + 6НС1,
гематит
2H2S + 02 = 2Н20 +2S.
сера
В трещинах фумарол вулкана Менделеева на о. Кунашир (Куриль-
ские острова) выделяется самородная сера.
Промышленное значение минералов вулканического происхожде-
ния очень ограничено: это, в первую очередь, самородная сера (иногда
содержащая селен), небольшие месторождения которой известны на
Камчатке и Курильских островах, в Японии, Чили и Италии. В Италии
также добывается природная борная кислота — сассолин Нз[ВОз].
Минералы вулканических возгонов приведены в табл. 13.
254
ПЕГМАТИТОВЫЙ ПРОЦЕСС
И АССОЦИАЦИИ МИНЕРАЛОВ
В ПЕГМАТИТАХ
Пегматиты — крупно- и гигантозернистые жильные тела, близкие
по составу тем интрузиям, с которыми они пространственно связаны и
от которых отличаются формой, строением и иногда наличием редко-
метальных и редкоземельных минералов.
Форма пегматитов преимущественно жильная, линзообразная;
иногда встречаются неправильные, нередко ветвящиеся образования,
а также штоки. Залегают пегматиты как в интрузивных породах, так
и в породах кровли — в гнейсах и кристаллических сланцах. Тесная
пространственная связь пегматитов с интрузивными породами доказы-
вает их генетическое родство. Пегматиты обычно удалены не более
чем на 1—2 км от интрузивных пород.
Подавляющее число пегматитов связано с гранитами (гранитные
пегматиты), реже встречаются пегматиты, связанные со щелочными
магматическими породами (щелочные пегматиты) и основными поро-
дами (габбро-пегматиты).
Минеральный состав гранитных пегматитов сходен с минеральным
составом гранитов. Главные минералы — полевые шпаты (микроклин,
плагиоклазы), кварц и слюды (мусковит, биотит), часто встречается
турмалин. Для пегматитов характерны берилл, касситерит, сподумен,
танталит, колумбит, минералы редких земель и др.
Пегматитовые жилы могут достигать нескольких километров в
длину и нескольких десятков метров мощности. Минералы пегматитов
также достигают больших размеров. Так, в пегматитах в бассейнах
рек Б. Чуй и Мамы (Восточная Сибирь) были встречены кристаллы
мусковита маетой 1 т; пластины биотита могут достигать 7 м2 (Нор-
вегия); кристаллы сподумена достигают иногда 14 м в длину (Южная
Дакота, США). В Карелии, где разрабатываются пегматиты как кера-
мическое сырье, известны кристаллы полевого шпата массой 100 т.
В пегматитах Волыни добыты крупнейшие в мире кристаллы топаза,
масса наибольшего из них 117 кг.
Пегматитовый процесс и сами пегматиты в нашей стране детально
изучались А. Е. Ферсманом, Д. С. Коржинским, А. Н. Заварицким,
К- А. Власовым, В. Д. Никитиным, А. И. Гинзбургом, Н. А. Солодовым,
Б. М. Шмакиным и другими исследователями. Не все из них одина-
ково рассматривают их генезис. Классической сводкой по гранитным
пегматитам является монография академика А. Е. Ферсмана («Пег-
матиты», т. 1. М.—Л., 1940, 712 с), в которой освещены все основные
вопросы, касающиеся их генезиса, минералогии, геохимии и практи-
ческого значения.
В основу представлений А. Е. Ферсмана положена теоретическая
схема Фохта — Ниггли, согласно которой предполагалось отделение
особого остаточного пегматитового расплава-раствора (флюидная фа-
за). По мнению А. Е. Ферсмана, при кристаллизации гранитной магмы
образуется остаточный силикатный расплав, богатый соединениями
редких и редкоземельных элементов и летучими веществами — минера-
лизаторами (соединения хлора, фтора, бора). Этот остаточный расплав
вследствие разности давлений выжимается вверх в вышележащие по-
роды и заполняет в них трещины и полости. Состав этого силикатного
расплава также гранитный, поэтому главные породообразующие мине-
255
>s
о 3
s
к
о
ю
с в
о
ад u
2 ч
=
с
в-я
s к
= я s- я ^ а
н * о 5 о н
га а ю м я
£ g о г а з
си ё га г=: н си
X
X*
со с к
о
о-
и
о.
с
и
"S В
л га
й а
о
к с-
о fe °
о 2 £
-е-
я
s
ю
г-
ю
о
-о -
сп
о
о
^ я га
о га
fe а
га я
s а-
с*
cj со
о с s
о о
оо ч;
с5 д
к
а
га
со
s
О 5
° 5
н
га cj
о. s
>> „ а
f- я к
га о
а в \о
ш « о
с эо
5? о с
so-с
e-eu
s
о) о
к &
си га
ч «
со
гс °
я "
га
а
о
со
га _
а л
vo я
о -
о
я а 5 g S
о s * г w
с ^ я £ "
is S>
ч
- ■ г9 >. ч -
к s a (£ratr
гс ^ m
s я
к
су
е- га а> а со «
га a g я я я
s s га m ан
с_ х со к о в
си н о ч
с
я ..
га
- с
в рее
ж га и .
° к й
ч 5 а
2 о га
с со
" 5
s си
-vo
=f „
ч
га
s
! я
! а
«, s к
га а
a h
ш
ых
я я
;ек
ж „
га й
ов
ш о
(г
о £
я
со я
га
а
га ч
f-
ас
к
«о га
о
о
«
о
s4 га
к да
я га
я
g
а
а
ы
га
а
я
x
g
fe
3
ралы пегматитов (полевые
шпаты, кварц, слюды) те же,
что и в материнской интрузии.
При кристаллизации квар-
ца и полевого шпата возника-
ют характерные образования,
которые носят название пись-
менного гранита, или еврейско-
го камня (рис. 145). Законо-
мерные вростки кварца в поле-
вом шпате напоминают восточ-
ные письмена, иероглифы, от-
куда и произошло это назва-
ние.
Термин «пегматит» перво-
начально, в 1801 г., был пред-
ложен французским ученым
Гаюи для образцов письмен-
ного гранита с Урала («кусоч-
ки материи, воткнутые в дру-
гую материю») и уже впослед-
ствие перешел на все, связан-
ные с ними крупнозернистые и
крупноблоковые жильные тела.
А. Е. Ферсман дает такое
геохимическое и генетическое
определение пегматитов: «Гра-
нитным пегматитом мы назы-
ваем жильное тело, в своей ос-
нове связанное с магмати-
чески гранитным остатком,
главная часть кристаллизации
которого лежит в пределах
700—350° и которое характе-
ризуется значительной величи-
ной кристаллических индиви-
дуумов, большей или меньшей
одновременностью кристалли-.
зации, повышенным содержа-
нием некоторых определенных
летучих и подвижных компо-
нентов, а также накоплением
рассеянных элементов оста-
точного расплава».
Рассматривая процесс пег-
матитообразования достаточно
широко, от кристаллизации
магмы до гипергенных измене-
ний, он выделил 5 этапов и
11 геофаз. Среди этапов выде-
ляются магматический, этти-
магматический, пневматоличе-
окий, гидротермальный и ги-
пергенный. Геофазы А. Е. Ферс-
ман обозначил буквами от А
256
до L; они отображают температуру, глубину (давление), физико-хими-
ческие условия среды и являются «суммарной парагенетической и гео-
химической схемой». А. Е. Ферсман дал температурную градуировку
процессу пегматитообразования, причем только две точки являются
определенными. Первая относится к границе геофаз С и D и характе-
ризует переход а-кварца в В-кварц (г=573°С при нормальном давле-
нии), вторая соответствует границе геофаз G и Н и отвечает критиче-
ской точке воды (г = 374°С). Собственно пегматитовый процесс характе-
ризуют геофазы С—G. Схема пегматитового процесса, по А. Е. Ферсма-
ну, приводится на с. 256.
Для гранитных пегматитов чистой линии А. Е. Ферсман выделил
10 типов, последовательно характеризующих процесс пегматитообразо-
вания. Каждому типу свойственна определенная парагенетическая ас-,
социация минералов:
Геофазы
/ тип. Обычные и церовые пегматиты. Плагиоклаз, микроклин, кварц, В—С
лейсты биотита, монацит, ортит, гранат.
// тип. Пегматиты с редкими элементами. Плагиоклаз, микроклин, С—D
кварц, биотит, еамарскит, колумбит, уранинит.
III тип. Боро-фтористый (шерл-мусковитовый). Микроклин, плагиоклаз, D—Е
кварц, шерл, мусковит, апатит.
IV тип. Фторо-бериллиевый (топазо-бериллиевый). Ортоклаз, амазонит, D—Е
кварц дымчатый, берилл, топаз, черно-синий турмалин.
V тип. Натро-литиевый. Альбит, лепидолит, цветной турмалин, топаз, F—G
розовый берилл, зеленый мусковит, колумбит, сподумен, касси-
терит и др.
VI тип. Литиево-марганцево-фасфат.ный. Альбит, кварц, цеэиевый бе- F—G
рилл, полихромный турмалин, поллуцит, петалит, амблигонит, три-
филин и другие фосфаты.
VII тип. Фторо-алюминиевый. F—G
Характерный минерал: криолит.
VIII тип. Фторо-карбонатный. Н—I—К
Характерные минералы: карбонаты, флюорит, паризит.
IX тип. Сульфидный (мало характерен). Н—I—К
X" тип. Щелочной (с цеолитами). Н—I—К
Наибольшим распространением пользуются I, III и V, VI типы,
причем последние трудноразделимы; II тип редок, IV — касается глав-
ным образом пегматитов с пустотами (занорышами), для которых ха-
рактерны пластинчатый альбит и морион, VIII, X типы условны (отно-
сятся к гидротермальному процессу).
Типоморфными признаками минералов, характеризующими их по-
ложение в процессе пегматитообразования, служат цвет, облик, разме-
ры, кристаллические формы, элементы-примеси.
Если расположить минералы пегматитовых жил с характерными
для них типоморфными признаками по геофазам, то можно получить
достаточно четкие сведения об их ассоциациях (см. рис. 139). Следо-
вательно, по нахождению одних минералов можно предполагать, какие
другие минералы, в том числе и практически интересные, можно обна-
ружить. Так, типичная ассоциация минералов для V — натро-литиево-
го — типа: альбит (клевеландит), лепидолит, рубеллит, сподумен, пол-
луцит, колумбит-танталит и др. Поэтому, если в пегматите установлен
лепидолит или розовый турмалин, можно вправе ожидать находок и
других, парагенетически связанных с ними минералов. Значит нужно
продолжать поиск: этот пегматит представляет интерес на Li, Ta-Nb,
Cs. На рис. 139 показаны порядок выделения и типоморфные признаки
минералов одного из пегматитовых полей в Средней Азии.
257
В 1952 г. К- А. Власов предложил текстурно-парагенетическую клас-
сификацию пегматитов. По текстурным признакам, учитывая парагене-
тичёские ассоциации минералов, он выделяет следующие типы пегма-
титов (рис. 147):
1. Равномернозернжтый —
простые пегматиты, вклю-
чая пегматиты графиче-
ской структуры.
2. Блоковый — состоящий из
блоков микроклина и квар-
ца, отделенных от вме-
щающих пород графиче-
ской и аплитовой отороч-
ками.
3. Полнодифференцир о ван-
ный — микроклиновые
блоки содержат кварцевое
ядро при наличии тех же
оторочек.
4. Редкометально - замещен-
ный — с развитием про-
цессов замещения (альби-
тизации) и образованием
минералов Li, Cs, Be, Та—
Nb и др.
5. Альбит - сподуменовый —
наиболее полно замещен-
ные пегматиты.
Рис. 145. Письменный гранит (Бирюса,
Восточный Саян)
К. А. Власов, как и А. Е. Ферсман, предполагает формирование
пегматитов из особого пегматитового расплава-раствора в условиях
замкнутой системы. Однако для пегматитов характерно интенсивное
проявление процессов замещения, что находится в противоречии с пред-
ставлениями о формирова-
нии пегматитов из магмати-
ческого расплава. Примера-
ми процессов замещения
могут служить развитие аль-
бит-сподуменовой парагене-
тической ассоциации в ред-
коземельных пегматитах и
кварц - мусковитовой — в
слюдоносных за счет калие-
вого полевошпата. Д. С. Кор-
жинский, изучая слюдонос-
ные пегматиты Восточной
Сибири, пришел к заключе-
нию, что они образовались
метасомэтическим путем без Рис- 146. Пегматитовая жила камерного тияа в
участия флюидного пегма- гРаните:
J т / — гранит; 2 — пегматит графической структу-
титовог0 расплава. рЫ («письменный гранит»); 3 — пегматит яег-
Американские геологи матоидной структуры (блоковый агрегат кварца
Р Джонс Е Камерон и и калиевого полевого шпата); 4 — мономине-
другие считают, ЧТО В обра- Раяьиая полевошпатовая зона; 5 - кварцевое
MKJ ' р ядро с занорышем (камерой), в котором нахо-
зовании пегматитов следует дятся кристаллы дымчатого кварца, топаза я
выделять два этапа: на пер- берилла
GO \ЕИ2 О3 В53<
258
вом (полузакрытая или закрытая система) идет кристаллизация из рас-
плава и образуются простые пегматиты, на втором (открытая система)
происходит интенсивная метасоматическая переработка пегматитов
газоводными растворами, поступающими из глубин.
По мнению А. Н. Заварицкого, пегматиты кристаллизуются в ус-
ловиях открытой системы, что хорошо доказывается наличием в пег-
матитах структур замещения. Он показал, что теоретическое представ-
ление о неограниченной растворимости летучих в расплаве (концепция
И. Фохта и П. Ниггли) несостоятельно, и пришел к заключению о не-
избежности отщепления газовых растворов при понижении темпера-
туры магматического расплава. Вывод из его работы таков: особой
пегматитовой магмы и остаточного пегматитового расплава нет. Пег-
матиты образуются в результате перекристаллизации пород под воз-
действием газовых растворов, отделившихся на определенной стадии
от магмы. Газовые растворы при последующем охлаждении могут дать
гидротермальные растворы.
Детальное изучение пегматитов Карелии и Кольского полуострова
позволило В. Д. Никитину следующим образом объяснить генезис пег-
матитов: «Пегматиты, со всеми присущими им особенностями строения,
возникли из жильных тел обычных магматических пород (гранитов,
гранит-аплитов), путем перекристаллизации этих пород и их метасо--
матического преобразования...». Изученные В. Д. Никитиным процессы
замещения в пегматитах доказывают, что процесс пегматитообразо-
вания характеризует открытую систему.
Метаморфогенная концепция образования пегматитов основана на
связи их структурных и химических особенностей со степенью регио-
нального метаморфизма и гранитизацией вмещающих толщ. В соответ-
ствии с этим среди пегматитов выделяются метасоматические, анатек-
тические и интрузивные. Например, образование большинства муско-
витовых пегматитов (тип III, по Ферсману) связано с гранитизацией
вмещающих толщ, а редкометальных пегматитов (тип V, по Ферсма-
ну) — с интрузивными гранитами.
Для гранитных пегматитов характерны следующие признаки:
1) жильная, линзообразная, неправильная, нередко ветвящаяся
форма залегания;
2) залегание среди гранитов и глубокометаморфизованных толщ,
тесная пространственная связь с гранитизированными породами^
3) минеральный состав, отвечающий составу гранитов и гранити-
зированных пород;
4) гигантские или крупные размеры минеральных индивидуумов,
их светлая окраска;
5) присутствие редкометальных и редкоземельных минералов, в
том числе большое количество таких минеральных видов, как
алюмоиттроцеросиликатов, цирконосиликатов и ниоботантала-
тов; практически не встречающихся в других образованиях.
Среди гранитных пегматитов выделяют керамические (крупные
блоки микроклина и кварца), слюдоносные (мусковит), редкометаль-
ные (литий, бериллий, тантал-ниобий, цезий) и хрусталеносные (гор-
ный хрусталь, топаз, берилл). Последние обычно залегают среди гра-
нитов или гранитогнейсов и образуют полости — камеры, поэтому их -
также называют камерными пегматитами. В этих полостях (заноры-
шах) вырастают крупные кристаллы горного хрусталя, дымчатого квар-
ца, мориона, топаза, берилла, фенакита и других минералов (рис. 146).
Все сказанное выше касается гранитных пегматитов, генетически
связанных с гранитами или гранитизированными породами.
259
ID
В результате реакций пегматитового
расплава с вмещающими породами воз-
можны случаи, когда одни компоненты вы-
носятся из расплава, а другие поглощают-
ся. Так образуются, по А. Е. Ферсману,
пегматиты «линии скрещения», в отличие
от обычных пегматитов «чистой линии»,
когда ассимиляции вещества из окружаю-
щих пород не происходит. К ним относятся
десилицированные пегматиты Урала, воз-
никающие при взаимодействии пегматито-
вого расплава с основными и ультраоснов-
10 ными породами. В результате среди сер-
пентинитов образуются тальковая, хлорито-
вая, актинолитовая, флогопитовая (слюди-
ты) и плагиоклазовая зоны; к слюдитовой
и хлоритовой зонам приурочены флюорит,
g берилл, изумруд, хризоберилл, фенакит
и др.
Помимо гранитных пегматитов, связан-
7 ных с гранитной магмой, известны пегма-
титы, связанные с сиенитами, щелочными
породами и габбро. Парагенетичёские ассо-
6 цианин минералов, характерные для гра-
нитных пегматитов, пегматитов «линии
скрещения», сиенитовых и миаскитовых
яцпаово! 5 пегматитов Урала, нефелино-сиенитовых
пегматитов Кольского полуострова и габ-
бро-пегматитов, приведены в табл. 14.
Сравнительно редкие габбро-пегмати-
ты по составу отвечают габбро (основной
плагиоклаз и пироксен). В их состав вхо-
дят, кроме того,» ильменит и магнетит. Жи-
лы габбро-пегматитов характеризуются
крупнозернистым строением.
В пегматитовых жилах концентрируют-
ся ценные полезные ископаемые. Так, в Ка-
релии широко развиты керамические пегма-
титы (полевой шпат, кварц). В Восточной
сТс^
г —
Ж*
Рис. 147. Текстурно-парагенетические типы и зональ-
ность пегматитов (по К. А. Власову):
I —■ равномерноэервистый нли письменный (графиче-
ский) ; II — блоковый; III — полнодифференциро-
ванный; IV — редкометального замещения; V —
альбит-сподуменовый.
/ — граниты; 2 — пегматоидные граниты; 3 — мик-
роклин; 4 — кварц; 5 — контактовые оторочки и
зоны мусковит-кварц-полевошпатового состава; 6 —
пегматиты письменной и гранитной структур; 7 —■
блоковая зона; 8 — мономинеральная микроклино-
вая зона; 9 — кварц-еподуменовая зона; 10 —
комплексы и зоны замещения: альбит, кварц, муско-
вит, реликты, микролина, редкометальные минера-
лы (лепидолит, берилл, часто цезиевый, ниобо-танта-
латы, полихромный турмалин,- сподумен и др.)
260
Таблица 14
Минералы пегматитов
Главные
Второстепен-
Имеющие
Второстепен-
Имеющие
ные н акцес-
практическое
Главные
ные и акцес-
.практическое
сорные
значение
сорные
значение
I. Гранитные пегматиты
(керамические и мусковитовые)
Плагиоклаз (оли-
гоклаз, олиго-
клаз-альбит)
Микроклин-пер-
*» ТИТ
Кварц
Мусковит
Биотит
Апатит
Шерл
гранат
ортит
берилл
монацит
ксенотим
циркон
полевой шпат
и кварц — ке-
рамическое
сырье, мус-
ковит, берилл
II. Гранитные пегматиты
(редкометальные)
Альбит (клеве-
ландит)
Кварц
Микроклин
Сподумен
Лепидолит
мусковит
рубеллит
полихромные
турмалины
берилл
амблигонит
трифилин
колумбит-
танталит
поллуцит
касситерит
сподумен
танталит-
колумбит
паллуцит
берилл
лепидолит
амблигонит
касситерит
турмалин
III. Гранитные пегматиты
(хрусталеносные)
Кварц
Горный хрусталь
Дымчатый кварц
(раухтопаз)
Морион
Калиевый поле-
вой шпат
Альбит (гребен-
чатый)
Топаз
Берилл
мусковит
фенакит
биотит '
горный хрус-
таль
дымчатый
кварц
топаз
берилл
фенакит
изумруд
фенакит .
апатит
магнетит
турмалин
молибденит
V. Миаскитовые пегматиты
Ильменских гор
Ортоклаз
Плагиоклаз
Нефелин
IV. Гранитные пегматиты «линии
скрещения» (в серпентинитах)
Флогопит
Биотит
Тальк
Хлорит
Актинолит
Плагиоклаз
роговая об-
манка
кварц
мусковит
флюорит
берилл
берилл
изумруд
фенакит
лепидомелан
биотит
гастиигсит
канкринит
ильменит
натролит
содалит
апатит
циркон
пирохлор
сфен
мусковит
магнетит
VI. Сиенитовые пегматиты Урала
Микрсклин
Ортоклаз
Олигоклаз
Мусковит
Биотит
Сфен
Эгирин-авгит
Роговая обманка
циркон
эшинит
ортит
монацит
пирохлор
корунд
ильменит
ильменорутил
флюорит
VII. Нефелин-сиенитовые пегматиты
Кольского полуострова
лопарит
пирохлор
Микроклин
сфен
Нефелин
ильменит
Эгирин
циркон
Арфведсонит
эвдиалит
Лепидомелан
астрофиллит
лампрофил-
лит
энигматит
пирохлор
ловчоррит
ринколит
лопарит
261
Сибири «йходятся обширные поля муековитовых пегматитов. Послед-
ние известны также на Кольском полуострове. Редкометальные пегма-
титы известны в Казахстане, на Кольском полуострове, в Средней
Азии, в Забайкалье и в других местах. Хрустадшоеные и другие пег-
матиты камерного типа находятся на Украине, в Казахстане, на Урале.
ПОСТМАГМАТИЧЕСКИЕ МЕТАСОМАТИЧЕСКИЕ
ПРОЦЕССЫ ОБРАЗОВАНИЯ МИНЕРАЛОВ
И МИНЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ В СКАРНАХ,
АЛЬБИТИТАХ И ГРЕЙЗЕНАХ
Метасомэтические явления, связанные с метаморфизмом, магмзти-
ческой и постмагматической деятельностью, в том числе и метасомати-
ческое образование минералов руд, чрезвычайно широко распростране-
ны в природе.
Большие заслуги в разработке теории метасом этических процессов
принадлежат академику Д. С. Коржинскому; его исследования в этой
области геологии являются основополагающими. Согласно Д. С. Кор-
жинскому, под метасоматозом в настоящее время «понимают всякое
замещение горной породы с изменением химического состава, при ко-
тором растворение старых минералов и отложение новых происходят
почти одновременно, так что в течение процесса замещения порода все
время сохраняет твердое состояние» (Коржинский, 1955). Понятие «ме-
тасоматоз» приложимо как к эндогенным, так и к экзогенным процес-
сам; для последних он и был первоначально предложен. Однако мы
будем рассматривать метасоматические процессы применительно только
к эндогенным постмагматическим процессам.
Процессы метасоматоза широко «распространены при формирова-
нии пегматитовых и гидротермальных рудных жил.
Ниже мы остановимся на некоторых практически важных постмаг-
матических, метасоматических процессах, с которыми связаны многие
рудные месторождения: 1) на контактово-метасоматическом, или скар-
новом, процессе; 2) на приконтактовом выщелачивании, приводящем к
образованию апогранитов, грейзенов и вторичных кварцитов. Следует
отметить, что оруденение, например золотое, бывает связано также и
с низкотемпературным околожильным метасоматозом (березитизация,
лиственитизация, хлоритизация).
Метасоматические процессы протекают при обязательном участии
жидких или газообразных растворов, которые приносят одни компо-
ненты и уносят другие, т. е. вызывают метасоматическое замещение.
Такие растворы обычно называют поровыми, поскольку они могут про-
сачиваться через тончайшие поры в породах. Источником этих раство-
ров является остывающий магматический очаг, от которого в зависи-
мости от условий могут отделяться газовая и жидкая фазы, нередко не
обособленные (рис. 148). Постмагматические растворы выносят из маг-
матического очага целый ряд летучих соединений и соединений метал-
лов, которые движутся обычно вверх, в сторону наименьшего давления.
Растворы движутся по трещинам, тектонически ослабленным зонам,
контактам пород или проникают в результате диффузии. В последнее
время высказываются аргументированные соображения, свидетельст-
262
вующие о том, что эти растворы не обязательно должны быть магма-
тогенными, они могут возникать и при ультраметаморфизме осадков.
Однако это не меняет сути метасоматических процессов, приводящих
к замещению одних минералов и пород другими.
Гидротермальный
процесс
Пневматолитовый
процесс
Минеральные
источники
Месторождения
низких
температур
\
Месторождения
средних
температур
\
Месторождения
высоких
температур
Скарны
Грейзены
Примеры
Взаимодействие
с вмещающими
породами
Жидкие растворы (гидротермы)
i
^Жидкость
( Флюид j
При кристалли-
зации силикат-
ных расплавов ле-
тучие компонен-
ты в течение
всего времени кри
сталлизации на-
ходятся в раст-
воренном состоя-
нии
Газовая
и жидкая фазы
не одосоВлены
Упругость пара ле-
тучих компонен-
тов достигает
критического
давления
Обособление
газовой фазы
при ретроград-
ном кипении
Упругость пара
летучих компо -
нентов не дохо-
дит до критичес
кого давления
Внешнее давление высокое
(вскипания нет)
Внешнее давление не исключа-
ет вскипания
М
м
Рис. 148. Схема отделения газовых и жидких растворов от магмы
и связь с ними постмагматических процессов
Растворы служат средой, через которую перемещаются компоненты
в горных породах. Механизм такого перемещения, согласно Д. С. Кор-
жинскому, может быть двух крайних случаев: 1) компоненты диффун-
дируют через неподвижные поровые растворы в сторону падения их
концентрации, т. е. перемещение происходит посредством диффузии, —
263
это диффузионный метасоматоз; 2) компоненты увлекаются течением
раствора, просачивающегося через породы, т. е. перемещение проис-
ходит посредством инфильтрации, — это инфильтрационный метасома-
тоз. Между этими двумя крайними случаями возможны различные ва-
рианты метасомэтического замещения. Можно выделить также биме-
тасоматоз, когда перемещение компонентов происходит в обе стороны
от контакта разнородных пород, путем реакционного обмена. В про-
цессе замещения изменяются состав и характер постмагматических
растворов, что вызывает появление различных по химическому и мине-
ральному составам контактовых зон, т. е. возникает метасоматическая
зональность. Такая зональность характерна в большей или меньшей
степени для всех метасоматических образований.
Явления диффузионного метасоматоза ограничиваются метрами
или первыми десятками метров, в то время как благодаря инфильтра-
ции компоненты раствора могут быть перенесены на значительные рас-
стояния.
Изучая метасоматические процессы, необходимо помнить, что они
неразрывно связаны с магматическими и метаморфическими процессами
и с формированием месторождений полезных ископаемых.
СКАРНОВЫЙ ПРОЦЕСС И АССОЦИАЦИИ
МИНЕРАЛОВ В СКАРНАХ
Скарны1 — метасоматические породы, сложенные известково-же-
лезистыми и магнезиальными силикатами, образовавшиеся в резуль-
тате реакционного взаимодействия карбонатных и алюмосшшкатных
пород при участии постмагматических растворов. Таким образом, скар-
ны образуются в результате взаимодействия трех сред: двух различных
по составу вмещающих пород и постмагматических растворов. Послед-
ние и вызывают явления метасоматоза. Скарны возникают в зоне вы-
сокотемпературного контактового ореола интрузий, поэтому скарновые
месторождения нередко называют также контактово-метасоматически-
ми. Раньше скарновые месторождения называли также контактово-ме-
таморфическими, пирометасомэтическими, в «США для оруденелых скар-
нов употреблялся термин «тектит».
Скарны образуются на контзкте злюмосиликатных (гранитоиды)
и карбонатных (известняки, доломиты) пород в результате их метасо-
мзтического замещения. Скарны, возникшие в результате замещения
алюмосиликзтных пород, назывзют эндоскарнами, з ззмещзющие кар-
бонаты — экзоскарнами (эндо- и экзо- по отношению к интрузиву).
Однако ззмещение тзких химически зктивных пород, как карбонатные,
происходит значительно энергичнее, чем алюмосшшкатных, поэтому
экзоскарны почти всегда развиты в большей степени, чем эндоскарны;
последние иногда представлены узкой зоной околоскарновых пород.
В понимании процесса скарнообразования выдающуюся роль имели
работы Д. С. Коржинского. Исследования в нашей стране успешно
проводили также А. Н. Заварицкий, П. П. Пилипенко, В. С. Мясников,
Ф. Н. Шахов и в настоящее время проводят В. А. Жариков, Л. Н. Ов-
чинников, Л. И. Шабынин и другие специалисты.
Среди скарнов по механизму метасоматического замещения вы-
деляются диффузионные и инфильтрационные скарны. Преобладающая
масса скарнов развивается биметасоматически, однако образование
1 Термин шведских горняков, ранее обозначавший пустую породу, вмещающую маг-
нетитовую руду.
264
большинства рудных скарновых тел связано с инфильтрационным реак-
ционным взаимодействием постмагматических растворов в контактах
карбонатных и алюмосшшкатных пород. Такие скарны называются
контактово-инфильтрационными. При интенсивном биметасоматозе
эндо -и экзоскарны трудно различимы.
Благодаря диффузионному взаимодействию контактирующих пород
в процессе скарнообразования возникает ряд зон от гранитоида к из-
вестнякам. Метасоматиче-
ская зональность для скар-
нов характерна и понятна:
скарновые зоны различны
по минеральному и химиче-
скому составам, возникнове-
ние их отвечает смене хими-
ческих потенциалов компо-
нентов раствора, изменению
температуры, удалению от
исходного контакта и зави-
сит от многих других фак-
торов. Так, для скарнов
Ингичке (Средняя Азия) зо-
нальность в общем виде от
интрузива к известнякам
отображена на рис. 149.
Среди скарнов в зависи-
мости от состава замещае-
мых карбонатных пород раз-
личают две группы: магне-
зиальные, развитые по доло-
митам, и известковые — по
известнякам. Минеральные ассоциации их различны. Для магнезиаль-
ных скарнов характерны такие минералы, как форстерит, шпинель,
диопсид, флогопит, людвигит; для известковых — диопсид-геденбергит,
гроссуляр, андрадит, а также волластонит, везувиан, шеелит и другие-
кальциевые минералы. Минеральные ассоциации магнезиальных и из-
вестковых скарнов представлены в табл. 15 и 16.
Скарны — очень важный генетический тип месторождений метал-
лических полезных ископаемых и слюды-флогопита. Оруденение, как
правило, бывает наложенным по отношению к минералам скарнов. Для
магнезиальных скарнов характерны следующие рудные формации и
типичные месторождения:
• 0 0,5 1м
• _i 1
+ + 1
ЕЭ* ЕЖ> га*
Рис. 149. Зональность скарнов на одном из место-
рождений в Средней Азии:
/ — гранат; 2 — пироксен-плагиоклазовая поро-
да; 3 — мелкозернистый пироксен-гранатовый
скарн; 4 — средне- и крупнозернистый гранат-
пироксеновый скарн; 5 — пироксеновый (геден-
бергитовый) скарн; 6 — волластонитовая ото-
рочка; 7 — мраморизованный известняк
Людвигит-магнетитовая
Флогопитов а я
Для известковых
Шеелитов ая
Молибденит-
шеелитовая
Магнетитовая
- Таежное, Восточная Сибирь
— Слюдянка в Прибайкалье; Алданская
группа месторождений.
скарнов практически важны следующие формации:
— Ингичке, Койташ, Кара-Тюбе в Сред-
ней Азии
- Тырныауз на Северном Кавказе
- Магнитогорское, Высокогорное и дру-
гие на Урале; Соколовско-Сарбайское
в Кустанайской области; Темир-Тау,
Таштагол в Западной Сибири
265
Полиметаллическая
Касситеритовая
Халькопиритовая и —
магнетит-
халькопиритовая
Кобальтин-
магнетитовая
Саффлорит-
глаукодотовая
Гельвин-магнетитовая
Боро-силикатная
(рис. 150)
Таблица 15
Минералы магнезиальных скарнов
Алтын-Топкан и другие в Средней
Азии, а также в Приморском крае и
Казахстане
Питкяранта в Приладожье, Майхура
и Такфонское в Таджикистане
Турьинское на Урале, Саякское в Ка-
захстане
Дашкесан в Закавказье
Ховуаксы в Туве
месторождения Казахстана
Приморье.
Таблица 16
Минералы известковых скарнов
•
Главные
Второстепенные
Имеющие
практическое
значение
h Д -Форстерит»
"•Jl Диопсид»
кварц
плагиоклазы
флогопит
магнетит
Кальцит •
• ФлогоПит *
. П \ Магнетит •
1 Хжаполит *
ч
шпинель
людвигит и дру-
гие бораты
^апатит
титанит
актинолит (тре-
молит)
хондродит
.периклаз
гумит
лазурит
людвигит
и другие
бораты
лазурит
Х>мф_ твичх 'Bi скарнах известно
jir ^Ьму^оарое оруденение.
Практическая ценность скарновых
месторождений заключается в том,
что из них идет вся добыча слюды-
флогопита, около 50% вольфрама,
около 30% свинца и цинка, значи-
тельное количество молибдена, железа, меди
Главные
Второстепен-
ные
Имеющие
практическое
значение
Гроссу ляр-
плагиоклазы
магнетит
андрадит
тремолит
шеелит
Диопсид-ге-
шеелит
молибденит
денбергит
молибденит
кобальтин
Везувиан
датолит
глаукодот
Эпидот
данбурит
шмальтин
Скаполит
аксннит
саффлорит
Магнетит
гельвин
галенит
Волластонит
ильваит
сфалерит
Кварц
флюорит
датолит
касситерит
данбурит
пирит
гельвин
халькопирит
халькопирит
кобальтин
золото
галенит
касситерит
сфалерит
глаукодот
•
золото
саффлорит
висмутин
висмут
шмальтин
и других металлов.
АЛЬБИТИЗАЦИЯ И МИНЕРАЛЬНЫЕ
АССОЦИАЦИИ В АЛЬБИТИТАХ
Альбититы—метасоматические породы, образующиеся в результа-
те переработки гранитоидов постмагматическими растворами, что ведет
к глубокому изменению их состава и структуры. Действие этих рас-
творов приводит к интенсивному развитию в апикальных частях гра-
нитоидов альбита, литиевых слюд и некоторых практически важных
минералов — колумбита, пирохлора, циркона, берилла, редкоземельных
минералов. Процесс альбитизации типичен для пост магм этического
натрового метасоматоза, который проявляется» в разных породах. Так,
266
Рис. 150. Ритмичио-полосчатое строение скарнов (Примор-
ский край). Темное — геденбергит, светлое — волластоннт и
датолит
ранее, при рассмотрении пегматитов, мы отмечали V — натро-литиевый
тип пегматитов, по А. Е. Ферсману, или IV — редкометально-замещен-
ный тип, по К- А. Власову; интенсивное развитие в них альбита ведет
r некоторых случаях к тому, что породы можно назвать альбититами..
Существенно альбитизированные граниты называются апогранита-
ми. Согласно А. А. Беусу, можно выделять апограниты нормального,,
субщелочного и щелочного рядов, минеральные ассоциации и оруде-
нение в них будут различными. В табл. 17 представлены главные, вто-
ростепенные и практически важные минералы апогранитов.
Таблица 17
Минералы апогранитов
Главяше
Второстеиеннне
Имеющие
практическое
значение
Главные
Второстепенные
Имеющие
практическое
значение
Аиогр;
Альбит
Кварц
Мжкроклии
Апогра
Альбит
Амазонит
Кварц
шиты нормальной
нусковнт
берилл
фенакит
бертрандит
вольфрамит
молибденит
питы субщелочно
лепидолит
цнннвальдит
топаз
колумбит-танта-
лит
пирохлор-микро-
лит
о ряда
берилл
фенакит
го ряда
иолумбит-
таиталит
пирохлор
Апогр
Альбит
Микроклин
Кварц
сподумен
амблигонит
касситерит
авяты щелочиог<
биотит
рибекит
эгирни
щшнвальднт
пирохлор
циркон
колумбит
ксенотим
гагаринит
монацит
бастнезит
> ряда
колумбит-
танталит
пирохлор
267
Апограниты имеют вертикальную метасоматическую зональность.
Общая схема зональности, определяемая строением метасоматической
колонки в пределах массивов материнских интрузивных пород, следую-
щая (снизу вверх, по А. А. Беусу):
1) интрузивная порода,
2) интрузивная порода с замет-
ным проявлением процессов
высокотемпературного пост-
магматического метасомато-
за,
3) зона развития высокотемпе-
ратурного окварцевания,
4) зона преимущественной аль-
битизации,
5) зона преимущественной
микроклинизации.
Обобщенные метасоматические ко-
лонки апогранитов показаны на
рис. 151.
Месторождения редких метал-
лов в альбититах известны в Забай-
калье и Казахстане. За рубежом
богатые месторождения ниобия и
тантала связаны с колумбитоносны-
ми альбитизировзнными гранитами
Северной Нигерии.
Рис. 151. Зональность альбититов:
а — типичная колонка альбитизиро-
ванных щелочных пород с ниобиевой и цир-
кониевой минерализацией (по И. П. Тихо-
ненкову) и б — обобщенная метасомати-
ческая колонка месторождений альбитито-
вой формации (по А. А. Беусу):
1 — щелочные породы; 2 — кислые и ще-
лочные интрузивные породы; 3 — альбитит;
4 — кварцевый альбитит; 5 — микро-
клинизации, кварцевые микроклиниты,
микроклиниты; 6 — концентрация темно-
цветных и редкометальных минералов в
альбитите; 7 — метаморфические сланцы
С процессом альбитизации генетически тесно связан и другой пост-
магматический метасоматический процесс—грейзенизация.
ГРЕЙЗЕНИЗАЦИЯ И МИНЕРАЛЬНЫЕ
АССОЦИАЦИИ В ГРЕЙЗЕНАХ
Грейзены1 — метасоматические породы, образовавшиеся в резуль-
тате переработки постмагматическими газовыми и водными растворами
главным образом гранитов, а также эффузивов и некоторых осадочно-
метаморфических пород, богатых кремнеземом и глиноземом. Как пра-
1 Старинный немецкий термин для кварц-слюдяных околожильных пород с кассите-
. ритом.
268
вило, грейзены образуются в куполовидных выступах гранитных интру-
зий, в их экзоконтактных зонах и вдоль рудных жил. По минеральному
составу грейзены — существенно кварц-мусковитовые породы, часто с
литиевыми слюдами, топазом, турмалином, флюоритом и такими цен-
ными минералами, как касситерит, вольфрамит, молибденит и берилл.
В грейзенах Забайкалья встречается прозрачная разновидность берилла
цвета морской воды — аквамарин, являющийся драгоценным камнем.
Грейзены и альбититы возникают благодаря постмагматическим
метасоматическим процессам, развиваются в одинаковых породах, глав-
+ +
+ - +
x x
-L J-
л л
+
• + -
x
L
л
+ +
+ • +
x x
л л
+
• + •
x
_1_
л
+ +-
+ • +
х х
1 _1_
а л
+
• + ■
x
_L-
а
+ • +
x x
J_ 1
а а
+
• + •
x
J-
а
+• +
+ - +
x x
1 _1_
л а
+
x
1
а
л л
x x
+ ■ +
+ +
а
1_
у
• + •
+
а а
1 X
x x
+ • +
+ +
а
J-
x
• + •
л л
J- J.
x x
+ • +
+ +
а
-L.
x
• + •
+
а а
-1- _1_
х х
+ • +
+- +
а
Л.
x
• + ■
+
л а
-1— _|_
у x
+ • +
+ +
а
Л.
x
• + •
+
+ +
+
«1
x x
x
Рис. 152, Схема строения околожильных грейзеновых тел в гранатах Забайкалья (по
Ив. Ф. Григорьеву):
/ — граниты биотитовые; 2 — граниты двуслюдяные; 3 — граниты мусковитовые;
4 — мусковит-кварцевый грейзен; 5 — кварц-мусковитовый грейзен; 6 — мусковнто-
вый грейзен; 7 — топазовый грейзен; 8 — кварцевый грейзен; 9 — рудные жнлы:
касситерит-кварцевые, касситерит-кварц-топазовые, касситерит-вольфрамит-кварцевые
ным образом в апикальных частях гранитоидов и в пегматитах, прост-
ранственно сближены и отвечают, по существу, единому метасомати-
ческому процессу, находящему разное выражение в зависимости от из-
менения кислотности растворов. Процесс грейзенизации несколько
более поздний, чем альбитизация, он связан с образованием кварц-
мусковитовых пород, возникающих при гидролизе полевых шпатов:
ЗК [Si3Al 08] + 2Н20-*- КА12 [Si3Al О10] (ОН)2 + 2КШ + 6Si02.
мусковит кварц
Газовые и водные растворы, вызывающие грейзенизацию, содержат
большое количество летучих компонентов: F, О, В и др., в соединении
с которыми происходит транспортировка редких металлов. В частности,
наиболее вероятной формой переноса олова (по В. Л. Барсукову) яв-
ляется соединение Na2[Sn(OH, F)6], в котором происходит миграция
олова на значительные расстояния и которое объясняет характерный
парагенезис касситерита с топазом, флюоритом, слюдами.
В тех случаях, когда грейзенизация происходит вдоль трещин, об-
разуются грейзены зонального строения (рис. 152).
Редкометальные жильные месторождения, например вольфрамито-
вые месторождения Восточного Забайкалья, и сопровождающие их
грейзеновые зоны имеют одинаковый минеральный состав. Исследова-
ниями В. Ф. Барабанова установлено, что все главнейшие минералы
рудных жил, в том числе и рудные — вольфрамит, шеелит, пирит, кас-
ситерит, «образуются за счет и, что особенно важно, на месте породо-
образующих минералов гранитоидов и других пород, вмещающих руд-
ные жилы». Им показано, что вольфрамит и другие минералы могут
269
отлагаться на слюдяные оторочки до появления в жильной трещине
кварца.
В апикальных частях гранитоидов количество трещин и жил, вдоль
которых происходит грейзенизация, может быть очень велико.
Участки интенсивно грейзенизированных гранитоидов или содер-
жащие обилие различно ориентированных жильных грейзеновых тел
косят название штокверков.
Итак, характерные особенности грейзенов:
1) геологическое положение: развитие в апикальных частях гра-
нитоидов, в пегматитах и вдоль рудных жил,
2) минеральный состав: кварц, мусковит или кварц и циннваль-
дит, а также развитие топаза, берилла, касситерита, вольфра-
мита, арсенопирита, молибденита, турмалина, флюорита.
Главнейшие минеральные ассоциации грейзенов сведены в табл. 18.
Таблица 18
Минералы грейзенов
Таблица 19
Минералы вторичных кварцитов
Главные
Второстепенные
Имеющие
практическое
значение
(касситерит
[турмалин
• берилл (аквама-
1— рин)
вольфрамит
шеелит
арсенопирит
молибденит
пирротин
халькопирит
пирит
висмутин
козалит
касситерит
вольфрамит
шеелит
берилл
Главные
Второстепен-
ные
' Имеющие
практическое
значение
Кварц
диккит
корунд
Серицит
турмалин
диаспор
Алунит
рутил
алунит
Каолинит
дюмортьерит
пирофиллит
Андалузит
пирит
халькопирит
Диаспор
халькопирит
Пирофиллит
молибденит
Корунд
гематит
ОКВАРЦЕВАНИЕ, СЕРИЦИТИЗАЦИЯ И ДРУГИЕ
НИЗКОТЕМПЕРАТУРНЫЕ МЕТАСОМАТИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ
И ИХ МИНЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ
омимо рассмотренных метасоматических процессов — скарнооб-
•разования, альбитизации и грейзенизации — следует упомянуть оквар-
цевание, серицитизацию и некоторые другие.
Окварцевание — метасоматическое замещение пород кварцем.
Окварцевание имеет различный размах в зависимости от состава пород
и интенсивности процесса, иногда очень мощного. Особенно характер-
ны вторичные кварциты, образующиеся при гидротермально-метасома-
тической переработке кислых и средних, главным образом вулканиче-
ских изверженных пород.
Главные и второстепенные минералы вторичных кварцитов пока-
заны в табл. 19.
Серицитизация — метасоматическое замещение алюмосиликатов
(главным образом плагиоклазов) тонкочешуйчатой, иногда волокни-
стой слюдой — серицитом. Процесс серицитизации широко распростра-
нен в горных породах и особенно характерен для колчеданных, медно-
молибденовых (медно-порфировых) и кварц-золоторудных месторожде-
270
ний. Серицитизация в последних случаях проявляется весьма интен-
сивно, образуются кварц-серицитовые породы, часто содержащие пирит.
Кварц-серицитовые породы с пиритом, развитые на Березовском золо-
торудном месторождении на Урале, были названы Г. Розе березитом;
А. П. Карпинский установил их метасоматическое происхождение: они
возникают за счет гидротермально-метасоматического околожильного
изменения гранит-порфиров. Образование серицита и кварца за счет
разложения полевых шпатов происходит одновременно с пиритизацией
пород. С березитами связаны золотоносные кварцевые жилы. Листве-
ниты — продукты гидротермального изменения основных пород и сер-
пентинитов. Они представляют собой зернистые породы светло- или
ярко-зеленого цвета, состоящие из кварца, карбоната, ярко-зеленого
фуксита (хромсодержащая разновидность мусковита) и хлорита. Бере-
зиты и листвениты развиты на Березовском золоторудном месторож-
дении на Урале и на некоторых других месторождениях золота.
Для метасоматических пород с серицитом характерны следующие
минералы:
главные
второстепенные
кварц
турмалин
серицит
рутил
хлориты
флюорит
доломит
барит
кальцит
сульфиды Fe, Си, Pb, Zn
анкерит
сидерит
пирит
К региональным метасоматическим процессам относится пропили-
тизация — зеленокаменное метасоматическое изменение вулканических
толщ под влиянием восходящих постмагматических растворов. Этот
процесс происходит на небольших глубинах. Пропилитизация приуро-
чена к полям распространения вулканогенных пород (андезитов, ба-
зальтов и др.) в тектонически ослабленных зонах и сопровождает не-
которые рудные жилы.
Для пропилитов характерны следующие минералы:
альбит анкерит
хлорит кальцит
эпидот пирит
актинолит адуляр
серицит кварц
К низкотемпературным околожильным метасоматическим процес-
сам относятся эпидотизация, хлоритизация, карбонатизация, цеолити-
зация и некоторые другие процессы, нередко сопровождающие гидро-
термальные рудные жилы.
ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЙ ПРОЦЕСС
И АССОЦИАЦИИ МИНЕРАЛОВ
В РУДНЫХ ЖИЛАХ
Гидротермальные растворы — горячие водные растворы, отделяю-
щиеся от магмы или образующиеся в результате сжижения газов (см.
рис. 148). Гидротермальные растворы выносят из магматического очага
целый ряд соединений металлов. Кроме того, гидротермы могут заим-
ствовать различные вещества из боковых пород, по которым они дви-
271
жутся. Большинство металлов, вероятно, находится в растворах в виде
сложных комплексных (с галоидами) соединений.
Причина движения гидротерм — разность давлений. Когда внут-
реннее давление растворов больше внешнего, растворы движутся в сто-
рону наименьшего давления, обычно вверх, к поверхности земли. При
движении они используют различные тектонические нарушения, тре-
щины, зоны контактов. По мере удаления растворов от магматического
очага температура их падает. Су-
ществуют различные причины
выпадения минералов из гидро-
термальных растворов. Это и
падение температуры, и снижение-
давления, и смена химических
условий среды, например встреча
с подземными водами, и реакции
с вмещающими породами. В ре-
зультате всех этих причин или
некоторых из них гидротермы от-
лагают свой груз в виде .минера-
лов. Выделение минералов из
водных растворов (иногда кол-
лоидных) и представляет сущ-
ность гидротермального процесса.
Поскольку гидротермы обыч-
но движутся по трещинам, фор-
ма большинства гидротермаль-
ных минеральных тел жильная..
Главнейший жильный минерал —
кварц (кварцевые жилы, рис. 153).
Гидротермы могут быть вы-
соко-, средне- и .низкотемператур-
ные, и по температуре образова-
ния»условно выделяют следующие
гидротерм ал ьные месторождени я:
высокотемпературные (450—
300°), среднетемпературные
(300—200°), низкотемпеоатурныо-
(ииже 200°).
Как правило, высокотемпе-
ратурные гидротермальные мине-
ральные тела располагаются
ближе к материнскому магматическому очагу, в то время как низко-
температурные — наиболее удалены. Это ведет в известной степени к
зональному расположению продуктов гидротермального процесса по
отношению к тому магматическому очагу, которому они обязаны своим
происхождением. Так, ближе к гранитным интрузиям и в самих интру-
зивах располагаются гидротермальные жилы с вольфрамитом, кассите-
ритом, 'молибденитом, далее — жилы с сульфидами меди, золота, свин-
ца, цинка, серебра, затем сурьмы и ртути. Однако подобная зональность
ие является строго концентрической, отмечается не всегда и характерна
лишь для сравнительно небольших (до 10 км в поперечнике) гранитных
штоков.
Гидротермальный процесс не ограничивается отложением минера-
лов в трещинах с образованием различных жильных тел. Гидротермы
так же, как и газы, просачиваются сквозь боковые породы, химически
Рис. 153. Молибденит в зальбандах
цевой жилы
квар-
272
реагируют с ними, замещая их, привнося новые соединения. Так обра-
зуются метасоматические тела, имеющие часто трубчатую или непра-
вильную форму и залегающие большей частью среди карбонатных
пород.
При гидротермальной переработке вмещающих горных пород по-
следние могут быть сильно изменены. Так образуются некоторые таль-
ковые сланцы. При действии гидротермальных растворов на богатые
магнием ультраосновные породы и доломиты образуются асбест, тальк,
магнезит, а при действии низкотемпературных сернокислых гидротерм
на богатые щелочами породы — алунит.
Гидротермальное происхождение имеет большинство руд цветных,
редких и радиоактивных металлов, золото, а также различные неме-
таллические полезные ископаемые.
В настоящее время высказываются соображения о том, что гид-
ротермальные растворы, несущие оруденение, не обязательно должны
быть магматогенными. Это основывается на следующем. Вместе с оса-
дочными породами в глубокие горизонты литосферы попадают огром-
ные количества воды и газов как в свободном виде (подземные, пле-
ночные и волосные воды), так и в связанном (кристаллизационная,
коллоидная вода). Вся литосфера как бы пропитывается водой и га-
зами. Известно, что слабоминерализованные близ поверхности подзем-
ные воды на глубине превращаются в рассолы с минерализацией до
300 г/л и более. Температура этих вод на глубине 4—5 км возрастает
до 150°. Многие воды обогащены (за счет выщелачивания из вмещаю-
щих пород) типичными элементами рудных месторождений — Си, Pb,
Zn, летучими соединениями — S, F, В, CI, As и многими другими. Эти
высококонцентрированные термальные водные растворы по существу
и могут быть теми растворами, которые мы называем гидротермаль-
ными. Они могут переносить элементы в ионной и коллоидной формах,
в форме различных сложных комплексов и при изменении условий от-
лагать их в виде труднорастворимых соединений — минеральных тел.
Эти же растворы могут вызывать и метасоматические изменения гор-
ных пород и руд.
Применительно к гидротермальным месторождениям В. И. Смирнов
(1976) показал, что признаки температуры и глубины образования не
могут быть положены в основу их генетической классификации. Среди
гидротермальных месторождений им выделены три класса: плутоно-
генный, вулканогенный и амагматогенный или телетермальный (стра-
тиформный). Такая классификация проста и удобна для гидротермаль-
ных месторождений и, следовательно, для рудных минеральных ассо-
циаций.
Плутоногенные гидротермальные минеральные ассоциации связа-
ны с кислыми и умеренно кислыми магматическими породами. Они рас-
полагаются в кровле интрузивов или на незначительном удалении от
них в осадочно-метаморфических породах и образуются в результате
выпадения минералов из постмагматических гидротермальных раство-
ров. Температура процесса от 450 до 50° С. Форма минеральных тел
разнообразна, главным образом жильная.
Характерны кварцевые жилы и ассоциации рудных минералов с
кварцем, иногда с обильными сульфидами, иногда с карбонатами без
кварца. К плутоногенным гидротермальным парагенезисам принадле-
жат минеральные ассоциации оловянных и оловянно-вольфрамовых
жил, золото-кварцевых, кобальт-никель-мышьяковых, полиметалличе-
ских (свинцово-цинковых), кобальт-никель-серебро-висмут-урановых
жил и др. Эти минеральные ассоциации приведены в табл. 20.
273
Таблица 20
Минералы плутоногенных гидротермальных рудных жил
Жильные
Имеющие
Имеющие
Рудные
практическое
Жильные
Рудные
практическое
значение
значение
Оловянные, вольфрамовые
и молибденовые жилы
Кварц
касситерит
касситерит
Адуляр
вольфрамит
вольфрамит
Мусковит
висмутин
молибденит
Циннвальдит
арсенопирит
берилл
Топаз
молибденит
висмутин
Флюорит
берилл
золото
Анкерит
пирит
Родохрозит
пирротин
Кальцит
халькопирит
шеелит
золото
магнетит
Околожильные изменения: грейзенизация.
Золото-кварцевые жилы
Кварц
Анкерит
Барит
пирит золото
халькопирит
арсенопирит
галенит
золото
блеклые руды
шеелит
айкинит
Околожильные изменения: березитизация,
лиственитизация.
Кобальт-никель-мышьяковые жилы
Кальцит
Доломит
Кварц
никелин
раммельсбергит
шмальтин
саффлорит
лёллингит
скуттерудит
блеклая руда
халькопирит
арсениды ни-
келя и ко-
бальта
Околожильные изменения:
бонатизация.
хлоритизация, кар-
Кобальт-никель-серебро-висмут-
урановые жилы
(пятиэлементная формация)
арсениды ни-
келя н ко-
бальта
настуран
висмут
прустит
пираргирит
серебро
Кварц кобальтин
Кальцит шмальтин
Анкерит иикелин
Барит раммельсбергит
саффлорит
герсдорфит
пираргирит
прустит
серебро
блеклые руды
настуран
гематит
висмут
Околожильные изменения: карбонатизация,
гематитизация, хлоритизация.
Полиметаллические и свинцово-цинковые
жилы
Кварц
Кальцит
Барит
Сидерит
Анкерит
Флюорит
халькопирит
сфалерит
галенит
пирит
пирротин
золото
арсенопирит
блеклые руды
борнит
халькопирит
сфалерит
галенит
золото
блеклые руды
борнит
Околожильные изменения: серицитизация,
хлоритизация, карбонатизация.
Примерами месторождений указанных рудных минеральных ассо-
циаций, главным жильным минералом которых является кварц, могут
служить Ононское касситеритовое, Чикойское молибденитовое и Бу-
кукинское вольфрамитовое месторождения Забайкалья, Березовское
золотое с пиритом и Кочкарское золотое с арсенопиритом месторож-
дения Урала, халькопиритовые месторождения Алмалык в Узбекистане
и Каджаран в Армении, висмутовое месторождение Адрасман в Узбе-
кистане, Садонская группа (Садон, Згид, Холст) полиметаллических
месторождений Северного Кавказа, кобальт-никелъ-мышьяковое место-
рождение Ховуаксы в Туве, золотые месторождения Северо-Востока
СССР и многие другие.
274
Вулканогенные гидротермальные минеральные ассоциации генети-
чески связаны главным образом с наземным андезит-дацитовым вул-
канизмом. Месторождения находятся либо среди самих вулканитов,
либо в перекрывающих их породах, иногда приурочены к жерлам вул-
канических аппаратов. Глубина формирования вулканогенных ассоциа-
ций гораздо меньшая, чем плутоногенных — обычно не более 1—2 км.
К вулканогенным рудным минеральным ассоциациям принадлежат зо-
лото-серебряные, сульфидно-касситеритовые, полиметаллические мед-
ные (халькопирит-энаргит-халькозиновые),. медно-молибденовые (про-
жилково-вкрапленные), ртутные с мышьяком руды и некоторые другие.
Примеры вулканогенных гидротермальных минеральных ассоциаций
приведены в табл. 21.
Таблица 21
Минералы вулканогенных гидротермальных рудных жил
Жильиые
Рудные
Имеющие
практическое
значение
Жильные
Рудные
Имеющие
практическое
значение
Золото-кварце
Кварц (опало-
видный)
Халцедон
Адуляр
■Флюорит
Барит
Антимонит
Кварц
Халцедон
Квар
и сульфидно
Кварц
Топаз
Хлорит
Турмалин
вые и золото-)
жилы
золото
алтаит
пирит
марказит
халькопирит
сфалерит
пираргирит
антимонит
-ферберитовые
антимонит
ферберит
арсенопирит
реальгар
киноварь
(аурипиг-
мент)
ц-касситерито!
-касситеритов!
касситерит
деревянистое
олово
пирротин
пирит
халькопирит
арсенопирит
:еребряные
золото
теллуриды
золота
пираргирит
»
жилы
ферберит
|ые
ле жилы
касситерит
деревянистое
олово
Мед|
(мед
Вмещающие по-
роды:
кварц-серицито-
вые, вторич-
ные кварциты
по гранодио-
рит-порфирам
Колч
Кварц
Барит
Карбонаты
Околорудные
хлоритизация, пр
ю-молибденов
ио-порфировы«
руды
пирит
халькопирит
молибденит
энаргит
борнит
блеклая руда
галенит
сфалерит
\
еданные зале
пирит
халькопирит
сфалерит
блеклые руды
борнит
халькозин
золото
изменения: <
опилитизация,
ые
)
халькопирит
энаргит
борнит
молибденит
ми
халькопирит
галенит
сфалерит
блеклые руды
золото
:ерицитизация,
алунитизация.
С подводными вулканическими извержениями основной, средней,
кислой магмы (базальтами, андезитами, липаритами) генетически свя-
заны колчеданные залежи, сложенные в основном пиритом, иногда
халькопиритом, сфалеритом, галенитом и реже другими сульфидами.
Колчеданные залежи формируются на путях восходящих постмагмати-
ческих растворов, т. е. их связь с вулканизмом устанавливается доста-
точно четко. Иногда колчеданные залежи относят к вулканогенно-оса-
дочным образованиям, подчеркивая, что рудные минералы могли об-
разоваться на дне моря, но обязательно в генетической связи с вулка-
нической деятельностью. Минералы ассоциации колчеданных залежей
приведены в табл. 21.
275
Амагматогенные (немагматогенные) гидротермальные ассоциации
не имеют видимой связи с плутоническими (глубинными) или вулка-
ническими породами. Эту связь можно лишь предполагать, что раньше
и делали, называя эти месторождения телетермальными. Впоследствии
оказалось, что многие свинцово-цинковые и медные месторождения,
относимые к этой группе, имеют строгий стратиграфический контроль,
т. е. приурочены к определенным стратиграфическим горизонтам, явля-
ются стратиформными.
К амагматогенным месторождениям принадлежат крупнейшие мед-
ные месторождения типа медистых песчаников (Джезказган в Казах-
стане, Удоканское в Читинской области, за рубежом — месторождения
Замбии и Заира) и свинцово-цинковые месторождения хр. Каратау в
Казахстане (Миргалимсайское и др.), Жайрем в Центральном Казах-
стане и месторождения Три-Стейт (США). Медное оруденение при-
урочено к песчаникам, свинцово-цинковое — к карбонатным породам.
Минеральное вещество руд имеет, по-видимому, первично-осадочное
происхождение, а затем претерпевает различные преобразования, в том
числе и под влиянием растворов, не связанных с магматической дея-
тельностью.
Минеральный состав медных и свинцово-цинковых месторождений
довольно прост (табл. 22).
Если для отмеченных выше медных и свинцово-цинковых место-
рождений видимой связи с магматизмом не устанавливается, то для
Таблица 22
Минералы амагматогенных (телетермальных) гидротермальных рудных тел
Имеющие
Имеющие
Жильные
Рудные
практическое
Жильные
Рудные
практическое
значение
значение
Месторождения типа медистых песчаников
Оруденение при-
урочено к пес-
чаникам с кар-
бонатным це-
ментом
борнит
халькозин
халькопирит
галенит
пирит
сфалерит
блеклые руды
борнит
халькозин
халькопирит
галенит
блеклые ру
ды
Свинцово-цинковые месторождения
(стратиформные)
Оруденение при- галенит галенит
урочено к кар- сфалерит сфалерит
бонатным по- халькопирит
родам пирит
Барит марказит
Халцедон
Кварц
Ртутные месторождения
Кальцит
Доломит
Кварц
Опал
Диккит
Барит
киноварь
киноварь
антимонит
киноварь
антимонит
марказит
Сурьмяные месторождения
Кварц
Карбонаты
Барит»
Ртутно-сурьмяные месторождения
Карбонаты
Кварц
Халцедон
Флюорит
Барит
Ртутно-мышьяковые месторождения
Кальцит киноварь
Доломит антимонит
Кварц марказит
Опал реальгар
Флюорит
Барит
аурипигмент
антимонит
киноварь
антимонит
киноварь
антимонит
Флюоритовые месторождения
Кварц
Халцедон
Кальцит
Опал
Барит
флюорит
флюорит
Кварц
Кальцит
Флюорит
Баритовые месторождения
барит
барит
276
Амагматогенные (немагматогенные) гидротермальные ассоциации
не имеют видимой связи с плутоническими (глубинными) или вулка-
ническими породами. Эту связь можно лишь предполагать, что раньше
и делали, называя эти месторождения телетермальными. Впоследствии
оказалось, что многие свинцово-цинковые и медные месторождения,
относимые к этой группе, имеют строгий стратиграфический контроль,
т. е. приурочены к определенным стратиграфическим горизонтам, явля-
ются стратиформными.
К амагматогенным месторождениям принадлежат крупнейшие мед-
ные месторождения типа медистых песчаников (Джезказган в Казах-
стане, Удоканское в Читинской области, за рубежом — месторождения
Замбии и Заира) и свинцово-цинковые месторождения хр. Каратау в
Казахстане (Миргалимсайское и др.), Жайрем в Центральном Казах-
стане и месторождения Три-Стейт (США). Медное оруденение при-
урочено к песчаникам, свинцово-цинковое — к карбонатным породам.
Минеральное вещество руд имеет, по-видимому, первично-осадочное
происхождение, а затем претерпевает различные преобразования, в том
числе и под влиянием растворов, не связанных с магматической дея-
тельностью.
Минеральный состав медных и свинцово-цинковых месторождений
довольно прост (табл. 22).
Если для отмеченных выше медных и свинцово-цинковых место-
рождений видимой связи с магматизмом не устанавливается, то для
Таблица 22
Минералы амагматогенных (телетермальных) гидротермальных рудных тел
Жильные
Имеющие
Имеющие
Рудные
практическое
значение
Жильные
Рудные
практическое
значение
Месторождения типа медистых песчаников
Сурьмяные месторождения
Кварц
антимонит
антимонит
Оруденение при-
борнит
борнит
Карбонаты
урочено к пес-
халькозин
халькозин
Барит
чаникам с кар-
бонатным це-
халькопирит
галенит
халькопирит
галенит
Ртутно-сурьмяные месторождения
ментом
пирит
блеклые ру-
Карбонаты
киноварь
киноварь
сфалерит
ды
Кварц
антимонит
антимонит
блеклые руды
Халцедон
марказит
Флюорит
Свинцово-цинковые месторождения
Барит
(стратиформные)
Ртутно-мышьяковые месторождения
Оруденение при-
галенит
галенит
Кальцит
Доломит
Кварц
Опал
Флюорит
урочено к кар-
бонатным по-
родам
Барит
Халцедон
сфалерит
халькопирит
пирит
марказит
сфалерит
киноварь
антимонит
марказит
реальгар
аурипигмент
киноварь
антимонит
Кварц
Барит
Флюоритовые месторождения
Ртутные месторождения
Кварц
флюорит
флюорит
Кальцит
Халцедон
киноварь
киноварь
Кальцит
Доломит
Опал
Кварц
Барит
Опал
Диккит
Барнт
Баритовые месторождения
Кварц
Кальцит
Флюорит
барит
барит
276
месторождений сурьмы и ртути, также относимых к амагматическим,
такую связь можно предполагать с большей вероятностью. Это пред-
положение исходит из того, что соединения ртути, сурьмы и мышьяка
очень летучи, могут возгоняться из больших глубин, и, кроме того,
минералы мышьяка и ртути находятся часто среди вулканических по-
род и обнаружены при современной вулканической деятельности (на-
пример, киноварь в возгонах вулкана Менделеева на о. Кунашир).
Источником рудного вещества сурьмяно-ртутных месторождений
являются, по-видимому, глубинные очаги. Об этом говорит приурочен-
ность минерализации к глубинным разломам.
Месторождения сурьмы и ртути имеют большое практическое зна-
чение. Среди них можно отметить ртутные месторождения — Хайдар-
кан в южной Фергане, Акташ на Алтае, Никитовка в Донбассе, Аль-
маден в Испании и др.; месторождения сурьмы — Кадамджайское в
предгорьях Алайского хребта, Абшир и другие в Средней Азии, Тур-
гайское в Казахстане, Си-Гуаньшань в Китае и др.
Телетермальные месторождения дают более 95% добычи ртути и
около 80% сурьмы. К телетермальным принадлежат также крупные
месторождения флюорита — Такоб, Аурахмат в Средней Азии, Амдерма
на побережье Карского моря и др.; месторождения барита — Кутаис-
ское в Грузии, Арпакленская группа месторождений в Туркмении и др.;
оптического сырья (исландского шпата, флюорита, барита) и относи-
тельно небольшие месторождения оловянно-вольфрамовых и золото-се-
ребряных руд. Как правило, телетермальные месторождения сложены
небольшим числом как рудных, так и жильных минералов. Это обстоя-
тельство объясняется В. ГГ. Федорчуком «высокой степенью» отсепа-
рированности «рудообразующих растворов, прошедших к местам лока-
лизации весьма длительный путь...».
Минеральные ассоциации амагматогенных месторождений приве-
дены в табл. 22.
ПРОЦЕССЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ
И МИНЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ
В КОРАХ ВЫВЕТРИВАНИЯ
Казалось бы, можно полагать, что геохимия процессов гипергенеза
проста. Здесь, на поверхности земли, видно, как образуются коры вы-
ветривания, возникают осадки и затем осадочные минералы и горные
породы. Все как будто ясно и понятно. Другое дело минералообразо-
вание в эндогенных условиях, где нам ничего не видно, все малопонят-
но, и мы привлекаем для объяснения генезиса пород и руд гипотезы,,
некоторые экспериментальные данные и уравнения термодинамики.
Однако это не совсем так. Наибольшее разнообразие факторов и боль-
шую сложность представляют именно процессы выветривания и осад-
конакопления, так как только в условиях поверхности земли мы наблю-
даем максимально возможные качественные и количественные разно-
образия сочетаний химических элементов и, следовательно, пород, руд
и минералов.
Экзогенные процессы обязаны солнечной энергии. Все разнообра-
зие их может быть сведено к выветриванию горных пород и руд и осад-
кообразованию — двум главным процессам, которые тесно связаны
между собой (рис. 154).
277
Выветривание — совокупность процессов, приводящих к механи-
ческому разрушению и химическому разложению горных пород и ми-
нералов, не устойчивых в условиях поверхности земли. Агентами вы-
ветривания являются вода и ветер, колебания температуры, кислород
и углекислота воздуха, жизнедеятельность организмов. Интенсивность
выветривания зависит от климата и рельефа местности, химического
состава пород, гидрохимических условий. При преобладании тех или
иных агентов выветривания различают физическое (или механическое),
Сортировка
Перенос
ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ
ВЫВЕТРИВАНИЕ
Осаждение из
коллвис""
/хотев)
Физическое и химическое разложение
минеральных тел и образование новых
минера/100, устойчивых в у1ловиях
поверхности земли
БИОГЕННЫЕ
ПРОЦЕССЫ
Образование минералов
в результате сложных
.биохимических пронес
под жизнедеятельнос-
ти организмов
L
Органические
осадки
Химические
осадки
Механические
осадки
Механическое
разрушение
\
Химическое
разложение
(новые минералы не возникают)
2~\
аьщетчи-
Same и
вынос
Накопление
остаточных
продуктов
ДИАГЕНЕЗ
Осадочные
породы
Метаморфические
породы
Изверженные
породы
Рис. 154. Схема экзогенных процессов
химическое и биохимическое выветривание. Первое заключается в ме-
ханическом раздроблении горных пород, их дезинтеграции, второе —
в химическом разложении минералов (растворении, окислении, карбо-
натизации, гидратации) и образовании новых продуктов, устойчивых
в зоне выветривания. В биохимическом выветривании участвуют рас-
тения и живые организмы (например, бактерии). Процессы физическо-
го, химического и биохимического выветривания взаимосвязаны, про-
текают одновременно, но в зависимости от физико-географических ус-
ловий может резко преобладать одно из них. Процессы выветривания
происходят не только на суше, но и в гидросфере — на дне океанов и
морей. Здесь вследствие солености морской воды, ее температуры, дав-
ления и газового режима также идет разложение минералов и горных
пород. Совокупность всех этих сложных процессов разложения и из-
менения носит название подводного выветривания или гальмиролиза
Устойчивость главных породообразующих минералов к выветрива-
нию различна и примерно обратная той последовательности, при кото-
рой эти минералы выделяются из расплава. Так, наиболее устойчивым
минералом является кварц, менее устойчив микроклин, плагиоклазы,
мусковит, еще менее устойчив биотит, амфиболы, пироксены и наиме-
нее устойчив оливин. Основные плагиоклазы гораздо легче подверга-
ются выветриванию по сравнению с кислыми. Соответственно ультра-
юсновные и основные породы гораздо в большей степени подвержены
278
выветриванию, чем, например, граниты. Другими, весьма устойчивыми1
к выветриванию, являются минералы из группы окислов — шпинель,
рутил, анатаз, корунд, силикаты — турмалин, топаз, циркон, самород-
ные— алмаз, платиноиды. Устойчивы многие минералы метаморфиче-
ских толщ — гранаты, дистен, силлиманит, сфен и др. Следовательно,,
устойчивыми при выветривании являются кислородсодержащие мине-
ралы, это и понятно, поскольку они возникли в кислородной среде.
Сульфиды — неустойчивые минералы в коре выветривания, они легко
разлагаются и образуют многочисленные вторичные минералы.
При химическом выветривании происходит химическое разложение
минералов и образуются новые минералы, устойчивые в поверхностных
условиях. Химическое разложение пород и минералов обязано совокуп-
ному действию многих химических реакций, важнейшие из которых
гидролиз, окисление (а в некоторых случаях и восстановление), кар-
бонатизация и гидратация.
Гидролиз заключается в реакциях ионов Н+ и ОН- воды с ионами
минералов. При этом силикаты медленно растворяются, образуя вто-
ричные продукты, например при гидролизе калиевого полевого шпата
образуется каолинит (гидролиз часто сопровождается действием угле-
кислоты) :
К [Si8AlOs] + Н20 + С02 Al4[Si4O10] (ОН), + К2СОа +Si02.
калиевый каолинит
полевой
шпат
Окисление протекает в водной и воздушной среде при наличии
свободного кислорода и касается прежде всего такого распространен-
ного элемента, как железо. Разложение железосодержащих минералов
и переход железа из двухвалентного в трехвалентное, обычно совместно-
с процессом гидратации, — характернейший процесс зоны гипергенеза.
На выветрелых поверхностях горных пород и руд всюду видно скоп-
ление бурых гидроокислов железа. В рудных сульфидных месторож-
дениях они образуют мощные «железные шляпы» — хороший поиско-
вый признак на руду.
Восстановление — процесс, обратный окислению, происходит бла-
годаря наличию захороненного органического вещества (Сорг) и дея-
тельности микроорганизмов в почвенных горизонтах и некоторых во-
доемах, лишенных свободного кислорода. Примером образования ми-
нералов в восстановительных условиях может служить образование
сидерита при восстановлении гидроокислов железа органическим ве-
ществом:
Fe2Oa • «Н20 + C->-FeCOa.
Карбонатизация — процесс взаимодействия в водной среде карбо-
натных и бикарбонатных ионов с минералами горных пород, в резуль-
тате чего последние разрушаются с образованием карбонатов. Обычно
карбонатизация сопровождает гидролитическое разложение силикатов
(см. выше реакцию образования каолинита — процесс каолинизации).
Аналогичное действие гидролиза и карбонатизации применительно к
ультраосновным породам приводит их к серпентизации:
4Mg2 [SiOJ + 4Н20 + 2ГО2 Mge [Si4 О10] (ОН)8 + 2MgCOs.
оливин серпентин магнезит
(форстерит)
279
Гидратация — добавление (различного количества) воды, напри-
мер:
Fe2Os + пН2От>рег08 • nH20.
Образование гидроокислов железа и марганца, гипса, опала и многих
других водных минералов весьма характерно для коры выветривания.
Все указанные выше процессы нередко сопровождают друг друга
:и широко распространены в зоне гипергенеза, они происходят с уве-
личением объема вещества. Характеризуя процессы выветривания, сле-
дует отметить большую роль, которую играют микроорганизмы, усили-
вающие и иногда изменяющие окислительно-восстановительные усло-
вия существования минералов. Их роль столь велика, что ставятся
вопросы биологического обогащения полезных ископаемых. В резуль-
тате механического, химического и биохимического выветривания
разлагаются силикаты и алюмосиликаты — главные породообразующие
минералы земной коры. При этом происходит вынос растворимых про-
дуктов реакций — солей К, Na, Са, Mg, Fe2+ и накопление труднорас-
творимых продуктов — А120з, Fe203, ТЮ2, Si02. Растворимые продукты
выносятся из зоны выветривания и могут мигрировать на значительные
расстояния, некоторые из них достигают океанов и морей. При благо-
приятных условиях среды растворимые продукты выпадают в виде ми-
нералов.
Труднорастворимые продукты выветривания остаются на месте
разрушения пород и руд или незначительно перемещаются. Так обра-
зуются коры выветривания, в виде плащей покрывающие иногда зна-
чительные площади или приуроченные к линейным зонам тектониче-
ских нарушений, вдоль которых происходит механическое разрушение
пород, способствующее проникновению вод и газов, а тем самым и
выветриванию.
В составе кор выветривания в зависимости от интенсивности про-
цесса можно выделить вторичные (гицергенные) минералы, обязанные
выветриванию, и сохранившиеся остатки первичных невыветрелых ми-
нералов. Количество тех и других может быть различным. Переходы
.между корой выветривания и первичной породой, как правило, посте-
пенные.
Изучением кор выветривания и связанных с ними полезных иско-
паемых занимались многие русские и советские геологи — П. А. Земят-
ченский, К. Д. Глинка, В. И. Вернадский, И. И. Гинзбург, И. Д. Сед-
лецкий, Б. Б. Полынов, Б. П. Кротов, И. А. Рукавишникова, К. К. Ни-
китин, Г. И. Бушинский и в настоящее время проводят исследования
А. И. Перельман, В. П. Петров, Л. К. Яхонтова, А. Г. Коссовская и др.
Физико-химические условия образования кор выветривания, их
стадийность, зональность, миграция элементов достаточно хорошо изу-
чены. Направление выветривания и состав гипергенных минералов
зависят от многих факторов — минерального состава и структуры по-
род, климатических, морфологических и гидрохимических условий райо-
на. Различают несколько типов кор выветривания. Главнейший из
них — латеритный. Латеритное выветривание алюмосшшкатных магма-
тических пород происходит в условиях жаркого и влажного^ климата и,
что особенно характерно, при чередовании засушливых и дождливых
сезонов (Африка, Южная Америка, Юго-Восточная Азия). Эти усло-
вия необходимы для мощного химического разложения магматических
.пород. Химизм процесса латеритизации заключается в выносе кремне-
280
кислоты и щелочных элементов с образованием гидратов окислов алю-
миния и железа.
Латериты — остаточные (элювиальные) образования при вывет-
ривании кислых, щелочных и ультраосновных пород. Они богаты гли-
ноземом и состоят в основном из диаспора, бёмита, гидраргиллита и
гидроокислов железа, которые представлены как аморфными, так и
кристаллическими разностями. Цвет латеритов красный (от гидроокис-
лов железа, отсюда и происходит название: лат. «латер» — кирпич).
Латериты могут быть мягкими или плотными (твердость от 2 до 6),
обычно землистые, часто имеют бобовое сложение. Мощность их до-
стигает десятков метров, иногда свыше 100 м. Изучение латеритов и
вертикальной зональности пород при латеритном выветривании имеет
большое значение для поисков и разведки бокситов.
Бокситами называются осадочные или остаточные горные породы,
являющиеся рудой на алюминий. Они состоят из гидратов окислов
алюминия—диаспора, бёмита, гидраргиллита, с примесью гидратов
окислов железа, железистых хлоритов, каолинита, Si02 и ТЮ2. По ми-
неральному составу выделяют диаспоровый, бёмитовый (моногидрат-
ный) и гидраргиллитовый (тригидратный) бокситы.
Макроскопически бокситы представляют собой тонкодисперсную
мягкую или плотную породу. Твердость их обычно 2—4; плотность око-
ло 2,5. Цвет белый, серый, желтый, красный, особенно характерны
белые и красные цвета (в зависимости от содержания железа). Бок-
ситы часто имеют хорошо выраженную оолитовую структуру; нередко
они похожи на глинистые щзроды; мало гигроскопичны, в отличие от
каолина они тощие.
. Бокситы имеют большое практическое значение как важнейшая
руда на алюминий. Содержание А120з в них должно быть при этом
не меньше 45%, содержание окиси железа не играет большой роли и
допускается до 20—25%. Главная вредная примесь — кремнекислота;
АШ3 -
кремниевый модуль —-г— в промышленных рудах должен быть
Si О2
не меньше 2,6.
При метаморфизме бокситовых пород образуются корундовые по-
роды и наждаки.
При выветривании серпентинизированных ультрабазитов возника-
ют нонтронит — минерал непостоянного химического состава (иногда
содержащий никель, изоморфно замещающий магний), монтморилло-
нит, галлуазит, гидроокислы железа и марганца (иногда с кобальтом),
халцедон, опал, магнезит, кальцит, кварц. Никельсодержащие нонтро-
ниты Южного Урала и Западного Казахстана являются хорошей рудой
на никель (Буруктау, Новая Бурановка, Чугуевское и др.; рис. 155).
Помимо силикатных никелевых руд при выветривании серпентинитов
происходит концентрация железа, марганца и кобальта, что приводит
к образованию месторождений бурых железняков — природно-легиро-
ванных руд. Ценным минеральным сырьем при выветривании серпен-
тинитов является также магнезит. Он образуется при гидролитическом
действии воды, богатой углекислотой, на серпентиниты. Растворы, со-
держащие магний, отлагают в более глубоких горизонтах (слабо из-
мененных серпентинитах) магнезит:
Mgfi [Si4 О101 (ОН) „ + Н20 + С02 Mg С03 + Si02 • п Н20.
серпентин магнезит
Минералы остаточных бокситовых месторождений, образующиеся
при латеритном выветривании ультраосновных и щелочных пород в
Ю А. В. Мидовский. О. В. Кононов
281
условиях жаркого и влажного климата, и минералы силикатно-никеле-
вых месторождений по серпентинизированным ультраосновным породам»
приведены в табл. 23.
Если для латеритного выветривания с образованием гидратов окис-
лов алюминия (бокситов) и железа (бурых железняков) необходим
жаркий тропический климат и щелочная среда, то в умеренном кли-
ЮЗ
Рис. 155. Никельсодержащие коктрониты, возникшие при выветривании
ультрабазитов. Месторождение Новая Бурановка в Актюбинской области
(Западный Казахстан):
/ — почвенный слой; 2 — зона охр; 3 — никельсодержащие нонтрониты;
4 — серпентиниты; 5 — дайки габбро-диабазов
мате в слабокислой или нейтральной среде выветривание гранитов и
гнейсов идет с образованием каолинита. Минералогия этих образований
проста: главным минералом является каолинит, иногда в смеси с гал-
луазитом и халцедоном, встречаются реликтовые минералы пород (см.
табл. 23). Остаточные каолинитовые месторождения известны на Ук-
раине, они приурочены к длительно образовывавшейся коре выветри-
вания докембрийских гранитов и гнейсов (Глуховецкое и Турбинское
в Киевской области, Просянское в Днепропетровской и др., а также
в других регионах — на Урале, в Западной Сибири и др.).
(\ у- Своеобразные коры выветривания возникают на рудных, особенно
д^/ сульфидных, месторождениях. Они обычно фигурируют в учебной к
научной литературе как зоны окисления рудных месторождений. Во
вскрытых эрозией рудных жилах первичные (гидротермальные и др.)
рудные минералы, в особенности сульфиды, легко разрушаются и пе-
реходят в многочисленные, иногда очень яркие, вторичные, окисленные
минералы — сульфаты, окислы, карбонаты, фосфаты и другие соедине-
ния. В результате образуются зоны окисления сульфидных месторож-
дений, или «железные шляпы». Такое название эти зоны получили
благодаря бурым окислам железа, которые концентрируются в верх-
ней, окисленной части месторождения. «Железные шляпы» имеют боль-
шое поисковое значение, они указывают на наличие на некоторой глу-
бине сульфидного месторождения. Изучением минералогии зоны окис-
ления рудных месторождений занимались С. С. Смирнов, П. П. Пили-
пенко, Ф. Н. Чухров, Л. К. Яхонтова и другие ученые.
2S2
Таблица 23
Минералы кор выветривания горных пород
Тип выветривания
Главные и второстепенные
Имеющие практическое значение
Латериткое выветривание
в условиях жаркого и
влажного климата ульт-
раосновных, щелочных и
кислых пород (щелочная
среда)
А. Бокситовые месторождения
диаспор
бёмит
гидраргиллит
гидроокислы Fe
каолинит
диаспор
бёмит
гидраргиллит
бокситы
Б- Силикатно-никелевые месторождения
(иногда никель-кобальтовые)
серпентин (хризотил, антнгорит)
нонтронит
никелевый нонтронит
галлуазит
никельсодержащие железистые
монтмориллонит и бейделлит
гидрогематит
гётит
гидрогётит
гидроокислы Мп и Со
гарниерит
ревдинскит
магнетит
магнезит
кальцит
хромит
хлорит
халцедон
опал
гипс
Ni-содержащий
нонтронит
ревдинскит
гарниерит
гидроокнслы Со
железные и другие охры как
минеральные краски
В. Месторождения бурых железняков
гидроокислы Fe (а также гид-
роокислы Мп, Ni, Со —
природно-легированные ру-
ды)
гидрогематит
гётит
гидрогётит н другие гидроокис
лы Fe
гидроокнслы Мп, Со и Ni
гидроокислы А1
нонтронит
каолинит
силикаты Ni
хлорит
Каолинитовое выветрива-
ние кислых пород в ус-
ловиях умеренного кли-
мата (слабокислая или
нейтральная среда)
каолинит
галлуазит
монтмориллонит
халцедон
опал
гидроокислы Fe
аллофан
гидрослюды
каолинит
Окисляющиеся сульфидные месторождения нередко имеют зональ-
ное строение (рис. 156). Согласно С. С. Смирнову, верхнюю часть
занимает зона окисления, или зона «железной шляпы», которая в свою
очередь подразделяется на верхнюю выщелоченную зону и нижнюю
богатую окисленную зону.
10*
283
В самой верхней части зоны окисления, богатой кислородом, суль-
фиды окисляются в сульфаты, например:
CuFeSa + 402 ---- Fe S04 + CuS04
халькопирит
или
\ ZnS + 202 = Zn S04.
сфалерит
Сульфаты легко растворимы, они просачиваются в нижнюю часть зоны
окисления, где образуются новые минералы — малахит, азурит, смит-
сонит, церуссит, хризоколла, гипс, опал и др.:
2CuS04 + 2СаС03 + 5Н20 =Cu2 [С03] (ОН)2 + 2Ca[SOj • 2Н20 + С02;
малахит гипс т-
Zn S04 + С02 + Н20 = Zn [С03] + н2 so4.
смитсонит
Зона окисления сложена в основном лимонитом, или бурым желез-
няком. Схема превращений соединений железа в зоне окисления суль-
фидов, согласно С. С. Смир-
нову, может быть представ-
лена в виде
FeS2 -»- FeS04^ Fe2 (SO^ ->
Fe (OH), -*- Fe203 • n H2 O.
Ниже уровня грунтовых
вод следует зона цемента"
ции, или вторичного суль-
фидного обогащения, ниже
которой находятся первич-
ные неокисленные руды.
В зоне цементации вновь
образующиеся минералы как
бы цементируют рудную за-
лежь, выполняя трещины и
поры. Воды содержат здесь
сероводород и серную кис-
лоту; в них отсутствует сво-
бодный кислород. Сульфаты
металлов (главным образом меди) реагируют с первичными рудами,
в результате чего образуются вторичные сульфиды:
FeS2 + CuS04 + Н20 —>-Cu2S + CuS + FeS04 + H2S04.
халькозин ковеллин
В зоне цементации образуются руды меди, серебра, золота, свинца
и цинка. Наиболее мощные зоны цементации формируются в тех слу-
чаях, когда первичные руды представлены пиритом и халькопиритом,
поэтому особенно большое значение эта зона имеет для медных мес-
торождений, где халькозин Cu2S, ковеллин Cu2+Cu2+S[S2] и борнит
Cu5FeS4 образуют иногда значительные скопления. Минеральные ас-
социации зоны окисления медных и полиметаллических месторождений
приведены в табл. 24.
Рис. 156. Строение зоны окисления сульфидных
месторождений (схема):
/ — выщелоченная зона; 2 — богатая окислен-
ная зона; 3 — зона цементации (зона вторичного
сульфидного обогащения), 4 — зона первичных
(неокисленных) руд
284
Таблица 24
Минералы зоны окисления сульфидных месторождений
Главные
Второстепен-
ные
Имеющие
практическое
значение
Главные
Второстепен-
ные
Имеющие
практическое
значение
Медны
Гипс
Арагонит
Гидроокислы Fe
Халцедон
Ярозит
Хризоколла
Малахит
Азурит
Самородная медь
Куприт
Золото
Ковеллин
Борнит
Халькозин
е месторождеь
мелантерит
халькантит
брошантит
диоптаз
либетенит
фосфаты, ар-
сенаты
Си
1ИЯ
борнит
халькозин
ковеллин
золото
малахит
самородная
медь
куприт
Свинцово-ци
Гипс
Арагонит
Гидроокислы Fe
Церуссит
Англезит
Плюмбоярозит
Вульфенит
Смитсонит
Каламин
нковые место]
пироморфит
миметезит
ванадинит
крокоит
железистый
смитсонит
виллемит
гидроцинкит
аурихальцит
юждения
церуссит
англезит
смитсонит
каламин
Окисление арсенопирита ведет к появлению гидроокислов железа
и скородита; арсениды никеля и кобальта в зоне окисления образуют
яркие аннабергит и эритрин, для кобальта характерна связь с гидро-
окислами марганца — асболановые руды. Обширная группа трудно-
диагностируемых минералов возникает при окислении антимонита Sb2S3
и других минералов сурьмы — валентинит, сенармонтит, стибиконит и
др.; их часто называют обобщающим термином, «сурьмяная охра». При
окислении висмутина возникает висмутовая охра — бисмит, молибде-
нита — ярко-желтая молибденовая охра — ферримолибдит. Для зоны
окисления молибденита характерен также поведдих_ Прустит и пирар-
гирит в зоне окисления переходят. в самородное серебро, электрум,
кераргирит и аргентит — все они при значительных скоплениях могут
иметь практическое значение.
Для зоны железной шляпы характерно накопление золота не толь-
ко на золоторудных месторождениях, но и на месторождениях других
типов, например колчеданных. Многочисленные вторичные минералы
возникают в зоне окисления урановых месторождений: уранофан, ка-
золит, отунит, торбернит, цейнерит, сульфаты и карбонаты урана.
Как мы видим, в коре выветривания (зоне окисления) сульфидных
месторождений образуется много новых вторичных минералов. Они
отображают химический и минеральный состав первичных руд, слу-
жат хорошим признаком оруденения на глубине и сами иногда весьма
важны в практическом отношении (руды меди, золота и др.).
По аналогии с зоной окисления, или зоной железной шляпы, суль-
фидных месторождений при выветривании осадочных и карбонатных
марганцевых руд образуются скопления черных окислов и гидроокис-
лов марганца (псиломелан и др.), переходящие на глубине в марга-
нецсодержащие породы. Такие скопления называют марганцевыми шля-
пами. Кроме того, существуют еще гипсовые шляпы. При выветривании
соляных месторождений хлориды и сульфаты Na, К и Mg как легко-
растворимые соли вымываются, а труднорастворимые гипс и ангидрит
остаются на месте, образуя, таким образом, гипсовые или гипсово-ан-
гидритовые шляпы. Для некоторых гипсовых шляп характерна кон-
285
центрация труднорастворимых боратов — гидроборацита, иньоита, ко-
.леманита, пандермита, улексита и других, имеющих иногда практиче-
ское значение (Западный Казахстан).
ОСАДКООБРАЗОВАНИЕ
И МИНЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ
НЕКОТОРЫХ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД И РУД
Продукты выветривания могут оставаться на месте разрушения
или перемещаться на различные расстояния. Если продукты выветри-
вания остаются на месте разрушения пород и руд, возникают коры вы-
ветривания (элювий в результате физического и остаточные образо-
вания в результате химического выветривания). Однако на месте раз-
рушения обычно остается небольшая часть продуктов выветривания.
Основная масса их переносится текучими водами, ветром, льдом, орга-
низмами. Особенно велика в этом отношении транспортирующая роль
водных потоков, переносящих огромное количество материала.
Продукты выветривания переносятся водными потоками либо в
виде твердых частиц (при отложении их образуются механические
осадки), либо в растворенном состоянии (химические и биохимические
осадки). Так формируются многочисленные и разнообразные осадочные
ассоциации минералов.
Механические частицы и растворенные вещества в процессе осад-
кообразования выпадают в определенной последовательности — проис-
ходит осадочная дифференциация продуктов выветривания. Различают
механическую и химическую осадочную дифференциацию.
Механическая дифференциация — разделение и последовательное
выпадение частиц разрушенных пород в процессе осадкообразования'
по величине частиц, форме и плотности.»
Химическая дифференциация — последовательное выпадение ве-
ществ, находящихся в растворенном состоянии. Эта последовательность
зависит от степени растворимости веществ и физико-химических усло-
вий растворов (концентрации, температуры, давления, кислотности или
щелочности среды и др.).
Механическая и химическая дифференциация тесно сочетается
друг с другом (рис. 157). Обычно механическая дифференциация на-
чинается несколько раньше химической, а затем они идут одновременно.
В настоящее время выделяют также биогенную дифференциацию —
превращение растворенных компонентов и газов в минеральные ске-
летные образования или органические ткани благодаря жизнедеятель-
ности организмов (накопление органогенных известняков, фосфоритов).
Образовавшиеся осадки могут быть механическими, химическими,
биохимическими и органогенными. Они проходят стадию уплотнения и
цементации — диагенеза, что обусловлено изменением физико-химиче-
ского равновесия между осадком и окружающей средой и между раз-
личными частями самого осадка. Диагенез выражается в перекристал-
лизации осадка, образовании конкреций и устойчивых полиморфных
модификаций. Осадки, прошедшие стадию диагенеза, превращаются в
осадочные горные породы.
По генетическим признакам, т. е. по условиям образования, все
осадочные горные породы можно разделить на три группы:
1) обломочные (кластические) породы,
2) химические (хемогенные) породы,
286
- 3) органогенные породы.
Обломочные породы образуются из механических осадков; таковы
галечники, гравий, пески и др. Новые минералы при механическом раз-
рушении пород и руд не образуются, однако в результате раздробле-
ния пород, переноса обломочного материала водными потоками и их
Механическая дифференциация
Глыбы, валуны
Галечник
-*■Последовательность осаждения в зависимости от гидродинамических''
условий
Химическая дифференциация
Окислы железа ^^ггггттттгггттт-^^
Окислы марганца
■z3ZZZZ&ZZZZ2ZZZZ7z
Кремнезем
Силикаты железа
Фосфориты
Сидерит
Битуминозные осадки
Карбонат кальция
Доломит, флюорит, целестин
Гипс
Каменная соль
—
Калийные и др. соли
-**Последовательность осаждения в зависимости от гидрохимическихусловий^*
Рис. 157. Схемы осадочной дифференциации (по Л. В. Пустовалову)
последующего отложения возникают различные обломочные породы и
россыпи многих ценных минералов. Из россыпей широко ведется до-
быча алмазов, золота, платины, касситерита, шеелита, циркона, мона-
цита, граната, рубина и сапфира, рутила, ильменита, магнетита.
Поскольку генезис минералов россыпей различен, все вместе они
практически не встречаются. Так, для россыпей с алмазами характерны
287
пироп, ильменит, оливин, диопсид, гроссуляр, для золотоносных — маг-
нетит, ильменит, циркон, апатит, сфен, гранат, кордиерит и другие
обычные минералы кислых и средних интрузивных, а также метамор-
фических пород и т. д. Для платиноносных россыпей набор минералов,
-естественно, другой, чем для (россыпей с каооитеримш или монаци-
том и т. д.
Вполне понятно, что вместе с тяжелыми практически ценными ми-
нералами в россыпях широко распространены стойкие к выветриванию
главные породообразующие и акцессорные минералы магматических,
осадочных и метаморфических пород (кварц, полевые шпаты, гранаты,
титанит, турмалин, андалузит, силлиманит, дистен, пироксены, амфи-
болы, шпинель, эпидот, флюорит, апатит и многие другие). Все эти
минералы и составляют саму россыпь. В табл. 25 приводится список
характерных минералов россыпей.
Россыпь — это промышленное скопление минералов в песках. Рос-
сыпные месторождения бывают во много раз богаче коренных и явля-
ются для многих полезных ископаемых важнейшим источником добычи.
По происхождению пески могут быть речными, морскими, озерны-
ми, дюнными. Степень окатанности зерен различная: от угловатых до
хорошо окатанных (морские пески). В зависимости от того, сколько
минералов входит в состав песка, различают: мономинеральные пески,
состоящие из одного минерала; олигомиктовые пески, состоящие из
двух минералов; полимиктовые пески, состоящие из нескольких мине-
ралов. Наиболее распространенным минералом песков является кварц,
причем нередко встречаются чисто кварцевые пески. Пески, содержа-
щие полевой шпат, носят название аркозовых. В том или ином коли-
честве в песках могут быть встречены также глауконит, слюда, кар-
бонаты и другие минералы.
Химические породы образуются из химических осадков истинных
или коллоидных растворов. Выпадение осадка из растворов зависит
главным образом от концентрации растворенных солей и температуры
раствора. К химическим породам относятся соли, некоторые известняки,
доломиты, бокситы, кремнистые породы.
Соли представляют собой типичные химические осадки, выпадаю-
щие из истинных водных растворов. Выпадение происходит в замкну-
тых водных бассейнах, мелководных заливах и соляных лагунах, где
благодаря интенсивному испарению образуются насыщенные растворы,
что и ведет к последовательной кристаллизации солей. Отложения
солей характерны для аридных областей земного шара, где испарение
превышает приток и сконцентрированные растворы не могут уходить
из бассейна концентрации. Процесс отложения солей называется гало-
генезом.
Характерная особенность всех территорий, где идет процесс отло-
жения солей, — интенсивное, обычно неравномерное прогибание. В об-
ласти наиболее интенсивного прогибания идет сток наиболее концен-
трированных рассолов, где они затем испаряются, в результате чего
происходит отложение солей в порядке понижения температуры их
кристаллизации.
В некоторые периоды развития нашей планеты солеродные бассей-
ны достигали грандиозных размеров. Так, в пермский период солерод-
ный бассейн занимал обширную область от Северного Урала до Кас-
пийского моря, захватывая восточную часть Восточно-Европейской
платформы. В Европе солеродный бассейн также покрывал значитель-
ную территорию. Колоссальных размеров солеродный бассейн сущест-
вовал в нижнем кембрии на территории Восточной Сибири.
288
Таблица 25
Минералы россыпей
Таблица 26
Минералы химических осадков
Имеющие практи-
ческое значение
ири-
Золото
Платина
Осмистый
дий
Поликсен
Алмаз
Монацит
Циркон
Магнетит
Ильменит
Рутил
Касситерит
Вольфрамит
Шеелит
Рубин и сапфир
Топаз
Шпинель
Гранат (драго-
ценные камни,
абразивы)
Кварц (кварце-
вые пескн)
Прочие
Главные
Второстепен-
ные
Имеющие
практическое
значение
кварц, гранаты, поле-
вые шпаты, магне-
тит, турмалин, тита-
нит, ильменит, ру-
тил, циркон
магнетит, ильменит,
хлорит, шпинель,
оливин, пироксены
пироп, ильменит, тнта-
номагнетит, оливин,
диопсид, гроссуляр,
перовскит
различные, стойкие к
выветриванию мине-
ралы вмещающих
магматических н ме-
таморфических пород,
пегматитов и рудных
жил
Континентальные осадки
Мирабилит тенардит мирабилит
Трона астрахаиит троиа
Галит эпсомит галит
Гипс бишофит гнпс
беркеит
тахигидрид
глауберит
Морские осадки
Бишофит
леонит
галит
Карналлит
шёнит
гнпс
Сильвнн
астрахаиит
бишофит
Каинит
лёвеит
карналлит
Лаигбейнит
вантгоффит
сильвин
Кизерит
глазерит
каинит
Галит
эпсом нт
лангбейиит
Гипс
полигалит
полигалит
Ангидрат
глаубернт
глауберит
Карбонаты Са и
сннгеннт
Mg
гергейит
Группа боратов
Бораты галоген-
ных толщ
Еораты коры
выветривания
галогенных
толщ
Имеющие
практическое
значение
Борацит
гидроборацит
борацит
Преображенскит
ашарит
преображен-
Калиборит
колеманит
скит
Ашарит
иньонт
калиборит
Сульфоборит
пандермит
ашарит
Пинноит
улексит
гидроборацит
Гидроборацит
бура
колеманит
нньоит
пандермит
улексит
бура
Континентальный галогенез,
хотя и более разнообразен по со-
ставу, но меньше по масштабам.
Он приурочен к озерам, реже
лагунам. Обычно соляные осадки
представлены гипсом Ca[S04]Xi
:Х2Н20, ангидритом Ca[S04], га-
литом NaCl, сильвином КО а
карналлитом КМ^СЬ-бНгО. Важ-
ными в практическом отношении химическими осадками являются
также мирабилит, бишофит MgCb• 6Н20 и бораты.
Состав соляных пород определяется составом исходного раствора.
Поэтому для понимания условий образования солей важно знать фи-
зико-химические равновесия, которые возникают в соляных растворах
в процессе их испарения, охлаждения и т. д. Расшифровка парагене-
тических ассоциаций минералов в соляных месторождениях стала воз-
можной только после того, как в лабораториях в сложных равновес-
ных системах были изучены физико-химические условия солеобразо-
вания.
Исследованиями Я. Г. Вант-Гоффа, Н. С. Курнакова и М. Г. Ва-
ляшко установлен порядок выпадения солей. Этот порядок зависит
исключительно от физико-химических условий: растворимости солей,
289
их концентрации, присутствия других солей, температуры раствора и
времени кристаллизации. Первыми выпадают в осадок труднораство-
римые карбонат кальция и магния — кальцит и доломит, сульфаты —
гипс и ангидрит, затем каменная соль, а при дальнейшей концентра-
ции растворов — наиболее легкорастворимые галоидные и сернокислые
соли калия и магния — полигалит, кизерит, астрахаиит, эпсомит, силь-
вин, каинит, карналлит и бишофит. В конечную стадию галогенеза
выпадают бораты. Минералы, выпадающие как химические морские
осадки, представлены в табл. 26.
Среди соляных озер различают содовые (сода, трона, термонат-
рит), сульфатные (эпсомит, мирабилит, тенардит), хлоридные (галит
и другие минералы), борные (бура, улексит, колеманит, пандермит).
Органогенные породы образуются благодаря жизнедеятельности
организмов; примером их могут служить мел, известняк, диатомит и
каустобиолиты (уголь, нефть).
Химические осадки часто выпадают при прямом или косвенном
участии организмов; многие органогенные осадки связаны с химизмом
среды и зависят от него. Таким образом, обширная группа осадков, а
следовательно, и пород связана одновременно с химическими и био-
генными процессами. Такие породы называются биохимическими.
Среди осадочных пород химического и биохимического происхож-
дения наиболее распространены карбонатные породы. Они представ-
лены известняками,. доломитами, мергелями. Известняки состоят из
одного минерала — кальцита Са[С03]. В' чистом виде они содержат
56% СаО и 44% С02. Доломит — распространенная осадочная порода,
состоящая из минерала доломита CaMg[C03]2. В доломитах часто
содержится примесь кальцита ,и глинистого материала, иногда встре-
чаются гипс, флюорит, целестин, опал. Между доломитами и известня-
ками имеются промежуточные разности, которые обычно называют
доломитизированными известняками.
Большое практическое значение среди пород химического, а точ-
нее биохимического происхождения принадлежит железистым и мар-
ганцевым осадочным породам. Железистые Чюроды образуются в мор-
ских и озерных бассейнах за счет переноса и осаждения соединений
железа. Осаждение происходит из коллоидных растворов в связи со
сменой физико-химических условий, например в тех случаях, когда
континентальные речные воды соприкасаются с солоноватыми морски-
ми, или благодаря действию гумусовых кислот и жизнедеятельности
бактерий.
Большое значение при осаждении железистых пород и руд имеет
кислородный режим среды. В зависимости от количества свободного
кислорода выпадают окисные (гидрогётит, гематит), карбонатные (си-
дерит) и силикатные (железистые хлориты) руды. Наиболее распро-
странены различные лимониты, представляющие собой механическую
смесь гидроокислов железа с глинистым и частично песчанистым ма-
териалом.
По внешнему виду железистые породы и руды разнообразны. Цвет
их обычно бурый различных оттенков, нередко они имеют оолитовую
структуру (бобовые руды), часто охристые, ячеистые, иногда в натеч-
ных формах и конкрециях. Сидериты образуют сплошные мелкозер-
нистые массы или желваки и конкреции в глинистых породах. Формами
залегания железистых пород и руд являются пласты и линзы, приуро-
ченные к синклинальным прогибам и мульдам. По месту образования
различают континентальные (озерные, болотные) и морские желези-
стые породы и руды.
290
На долю осадочных месторождений железа приходится около 30%
мировой добычи железных руд. В СССР примером может служить
крупное Керченское месторождение в Крыму, а также более мелкие —
Тульское, Липецкое (каменноугольного возраста) и Хоперское (мело-
вого возраста). За границей крупнейшими являются месторождения
Лотарингии (Франция, Люксембург), значительные месторождения
известны в Канаде (Вабана) и США (Клинтон).
Осадочные руды содержат 30—40% железа, примесь марганца,
десятые доли процента фосфора, ванадия и мышьяка. При метамор-
физме осадочные железные руды обезвоживаются и переходят в ге-
матит и магнетит. Такие богатые
железом метаморфические поро-
ды особенно распространены в
докембрии (Кривой Рог, место-
рождения КМА, за границей —
в Индии, Бразилии, США).
Марганцевые осадочные по-
роды имеют меньшее распростра-
нение по сравнению с железисты-
ми породами, но также чрезвы-
чайно важны в промышленном
отношении.
Марганец переносится в виде
коллоидных соединений, которые
осаждаются на больших глуби-
нах по сравнению с коллоидными
соединениями железа. Возможно,
что в образовании марганцевых
пород и руд участвуют микро-
организмы (бактерии). Руды мар-
ганца представлены либо черны-
ми пиролюзитовыми и другими
©киоными соединениями марган-
ца, либо серо-розовым родохро-
зитом. Они нередко имеют оолитовое строение, часто мягкие, сажистые.
Залегают сплошными пластами или в виде линз и конкреций.
Б СССР к числу главнейших месторождений марганца относятся
Чиатурское в Грузии и Никопольское на Украине.
Скопления пород, содержащих марганец, широко распространены
в глубоководных океанических осадках. Накопление марганца проис-
ходит в результате коагуляции коллоидных соединений марганца, при-
несенных с континента. Так образуются марганцевые конкреции и кор-
ки. Иногда они имеют повышенные содержания кобальта, никеля, тал-
лия и других элементов и в будущем могут служить своеобразной рудой
на эти элементы.
Характерные минералы осадочных руд железа и марганца приве-
дены в табл. 27.
К биохимическим осадочным породам принадлежат фосфориты, в
составе которых преобладает карбонат-апатит.
По внешнему виду фосфориты очень разнообразны. Цвет их серый
до черного. Встречаются сплошные пластовые фосфориты, похожие на
известняк, песчаник, кремень, и желваковые — в виде конкреций (см.
рис. 35).
Существует несколько гипотез происхождения фосфоритов (био-
литная, химическая), согласно которым бесспорно одно — фосфориты
Таблица 27
Минералы осадочных железных
и марганцевых руд
Главные
Второстепен-
ные
Имеющие
практическое
значение
Осадочные железные руды
Гидрогётит
Гётит
Шамозит
Тюрингит
Глауконит
Сидерит
пирит
вивианит
барит
гидротроилит
псиломелан
родохрозит
апатит
гематит
халцедон
гидрогётит
гётит
шамозит
тюрингит
сидерит
Осадочные марганцевые руды
Псиломелан
Пиролюзит
Манганит
Родохрозит
Маиганокальцит
Опал
Гидрогётит
глауконит
шамозит
барит
марказит
пирит
апатит
псиломелан
пиролюзит
манганит
родохрозит
291
являются отложениями сравнительно мелководных морей с нормальной
Л соленостью, а фосфор имеет органическое происхождение. Вместе с
фосфоритами встречаются глауконит, гидроокислы железа, карбонаты,
глинистые минералы, халцедон, марказит, в конкрециях некоторых фос-
форитов Украины иногда встречаются галенит и сфалерит.
Биохимическим путем — в результате жизнедеятельности анаэроб-
ных бактерий — образуются скопления самородной серы. Бактерии
разлагают органические вещества, а также сульфаты и сульфиды. Об-
разующийся сероводород мигрирует вверх и, попадая в кислородную
среду, окисляется с образованием серы:
2H2S + 02 = 2Н20 + S2.
В парагенезисе с серой встречаются гипс, кальцит, целестин, битумы.
Также биохимическим способом образуются осадочные месторож-
дения ванадия, урана и некоторых сульфидов Мо, Pb, Zn. Месторож-
дения приурочены к углистым прослоям в породах, углистым (черным)
сланцам, битуминозным породам. Органическое вещество обладает
адсорбционными свойствами, избирательно аккумулирует ванадий и
уран, в результате чего образуются крупные промышленные месторож-
дения этих руд. Главными рудными минералами являются роскоэлит
KV2[AlSi30,o] (ОН)2, карнотит KHUOghfVsAs] -ЗН20 и тюямунит
Ca(UQ2)2:[V208]-8H20.
В заключение ко всему сказанному о минералах осадочных пород
следует добавить, что для карбонатных пород (известняков, доломи-
тов и мергелей) очень характерны такие минералы, как халцедон (и
кремень), сферосидерит, гидроокислы Fe, псиломелан, ратовкит, для
гипсоносных толщ—гипс, палыгорскит, целестин, барит, сера, араго-
нит, кальцит, для глинистых и песчаных пород — глауконит, фосфорит,
вивианит и др.
МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ
МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ И АССОЦИАЦИИ
МИНЕРАЛОВ
В МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОДАХ
Осадочные и магматические горные породы вследствие движений
земной коры могут подвергаться воздействию высокой температуры,
большого давления, газовых и водных растворов. Естественно, что при
этом они изменяются. Совокупность процессов, приводящих к измене-
нию горных пород, называется метаморфизмом.
Источниками тепла служат: 1) процессы радиоактивного распада
элементов; 2) высокие температуры в связи с геотермическим градиен-
том и 3) близость расплавленных пород. Вероятно, второй и третий
источники тепла также являются следствием радиоактивного распада.
Давление вызывается тяжестью вышележащих пород и горообразова-
тельными процессами.
Метаморфические процессы выражаются в основном в обезвожи-
вании и перекристаллизации пород.
Количество Н20 и С02 в процессе метаморфизма пород может
существенно меняться. Если при этом содержание других компонентов
породы не изменяется, то метаморфизм называется изохимическим, т. е.
происходит обезвоживание и простая перекристаллизация пород. Если
292
содержание химических элементов в процессе метаморфизма изменяет-
ся, то мы имеем дело с метасоматическими явлениями, с привносом
одних и выносом других элементов. Последнее особенно отчетливо про-
является при контактово-метасоматическом образовании скарнов, а
также при ультраметаморфизме, в частности при гранитизации пород.
Метаморфические горные породы очень широко распространены.
Ими практически полностью сложены фундаменты платформ и их об-
нажающиеся части — щиты. Можно уверенно сказать, что в строении
земной коры на континентах самыми распространенными являются ме-
таморфические породы.
Виды метаморфизма. В зависимости от преобладания того или
иного фактора различают несколько видов метаморфизма.
Термальный метаморфизм связан с изменением горных пород под
влиянием температуры (обжиг, закалка, частичное изменение мине-
рального состава и структуры -■- перекристаллизация).
Динамо мет аморфизм, или дислокационный метаморфизм, возника-
ет при погружении горных пород на значительные глубины и при про-
цессах складкообразования. В первом случае он связан с общим гид-
ростатическим давлением вышележащих пород, во втором — с направ-
ленным давлением (стрессом). В результате динамоморфизма проис-
ходит изменение структуры и частично минерального состава.
Контактовый метаморфизм связан с воздействием внедряющихся
магматических масс на вмещающие породы (температура, растворы).
Если газовые и водные растворы действуют не только в зоне контакта,
но и за ее пределами, иногда говорят о пневматолитовом или гидро-
термальном метаморфизме. В этом случае метаморфические явления
заключаются в метасоматической переработке горных пород с изме-
нением их химического и минерального состава. Если растворы дейст-
вуют вдоль трещин или жил — наиболее ослабленных и удобных для
проникновения направлений, то метаморфизм иногда называют около-
трещинным, или околожильным.
Региональный, или динамотермальный, метаморфизм происходит
на больших глубинах в результате совместного воздействия на горные
породы высокой температуры и давления. Региональный метаморфизм
•охватывает обширные участки земной коры и особенно распространен
в древних и наиболее глубоко погруженных породах. Так, глубокомета-
морфизованные породы известны среди древних континентальных щи-
тов (Фенноскандия, Алдан, Украинская плита, Канада, Индия, Авст-
ралия, Центральная Африка, Южная Америка и др.). Региональному
метаморфизму подвержены и осевые части более молодых (например,
палеозойских) горных хребтов, где обнажаются наиболее глубокие
зоны геосинклиналей.
Представителями глубокометаморфизованных пород являются
тнейсы и мигматиты. Строение последних обусловлено послойным
внедрением гранитного или пегматитового материала — инъекцией.
Процесс, связанный с этим явлением, называют инъекционным мета-
морфизмом, или мигматизацией.
Крайняя степень метаморфизма заключается в частичном или
полном расплавлении горных пород с образованием вторичной магмы.
Эти процессы носят название анатексиса или палингенеза.
Среди процессов глубинной метаморфической переработки боль-
шое значение имеют поднимающиеся газовые и жидкие растворы, при-
вносящие щелочи и кремнезем, вызывающие метасоматоз и перекри-
сталлизацию. Совокупность всех этих процессов ведет, в конце концов,
ж образованию пород типа гранита и называется гранитизацией.
293
Минералогическая характеристика метаморфических пород. Исход-
ным материалом для образования метаморфических пород являются
осадочные и магматические породы. Поэтому формы залегания мета-
морфических пород похожи на формы залегания этих пород.
Химический состав метаморфических пород разнообразен и зави-
сит в первую очередь от состава исходных пород. Однако состав ме-
таморфизованной породы может существенно измениться по сравнению
с исходной под влиянием привносимых растворами веществ и метасо-
матических процессов.
Минеральный состав метаморфических пород также разнообразен,,
они могут состоять из одного минерала, например кварца (кварцит),
кальцита (мрамор), или из многих сложных силикатов. Главные по-
родообразующие минералы представлены кварцем, полевыми шпатами,
слюдами, пироксенами и амфиболами. Наряду с ними присутствуют
типично метаморфические минералы: гранаты, андалузит, дистен, сил-
лиманит, кордиерит, скаполит и некоторые другие. Характерны, осо-
бенно для слабометаморфизованиых пород, тальк, хлориты, актинблит,
эпидот, цоизит, карбонаты.
Большинство минералов метаморфических пород не имеет собст-
венных кристаллографических форм, однако некоторые минералы яв-
ляются идиоморфными, например гранат, турмалин и некоторые дру-
гие.
Среди минералов особенно распространены листоватые, чешуйча-
тые и пластинчатые, что связано с приспособлением их к условиям
кристаллизации при сильном давлении. Это выражается прежде всего
в развитии сланцеватости метаморфических пород. Сланцеватая тек-
стура характеризуется тем, что породы распадаются на тонкие плитки
или пластинки. Она является следствием расположения минералов
плоскими поверхностями параллельно друг другу.
В процессе регионального метаморфизма породы приобретают по-
лосчатость, выражающуюся в чередовании прослоев или полос пород,
отличающихся содержанием главных породообразующих минералов, и
кристаллизационную сланцеватость, обусловленную закономерной па-
раллельной ориентировкой слюд — биотита и мусковита, реже других
минералов.
Продукты метаморфизма можно выделять по его видам, различая
породы термального, дислокационного, контактового и регионального
метаморфизма.
Термальный метаморфизм как изменение пород только под влия-
нием высокой температуры проявляется локально. Он вызывает в кон-
тактах интрузий мраморизацию известняков, ороговикование песчано-
глинистых пород, а также изменение в ксенолитах внутри интрузивных
тел. Продукты термального метаморфизма, по существу, совпадают с
продуктами контактового метаморфизма без привноса вещества. Это в
основном роговики — породы, представляющие собой измененные в кон-
такте с интрузией глинистые сланцы, перешедшие в плотные мелко-
зернистые породы роговиковой структуры. Перекристаллизация пород
происходит в твердом состоянии. Распознаются роговики по близкому
соседству с магматическими породами (поэтому их часто называют
контактовыми роговиками) и по переходам по мере удаления от кон-
тактов в пятнистые и узловатые сланцы. Последние представляют со-
бой частично перекристаллизованные глинистые породы, у которых
углистое вещество и некоторые минералы скапливаются в отдельных
местах, образуя пятна. Среди роговиков распространены биотитовые,
андалузитовые, андалузит-плагиоклаз-кордиеритоьые и др. Исходными
294
нюродами помимо глинистых могут быть также кварц-полевошпатовые,
карбонатные, основные и магнезиальные и другие породы.
В табл. 28 привадятся минеральные ассоциации контактовых ро-
говиков в зависимости от состава исходных пород.
Таблица 28 Таблица 29
Минералы контактовых роговиков Минералы жил альпийского типа
(в зависимости от состава исходных пород)
Исходные породы
Глинистые
Карбонатные
Основные и
магнезиальные
Андалузит
кальцит
основной пла-
Кордиерит
волластонит
гиоклаз
Биотит
гроссуляр
диопсид
Плагиоклаз
везувиан
гиперстен
■Ортоклаз
скаполит
кордиерит
Микроклин
кварц
биотит
Кварц
тремолит
эпидот
Корунд
диопсид
акта ио лит
Шпинель
В контактах с
антофиллит
доломитами:
форстерит
доломит
шпинель
диопсид
геденбергит
форстерит
актинолит
•
брусит
тальк
шпинель
периклаз
Главные
Второсте-
пенные
Имеющие
практическое
значение
Кварц
анатаз
горный хрус-
Горный хрусталь
сфен
таль
Карбонаты
турмалин
адуляр
Хлориты (про-
актинолит
хлорит)
тальк
Адуляр
аксинит
Альбит
данбурит
Рутил
датолит
Брукит
апатит
Гематит
пирит
-
Эпидот
Цеолиты
Пренит
Продукты динамометаморфизма, или дислокационного метамор-
физма, вызывают появление катаклазитов и при полном перетирании
пород — милонитов. Эти породы возникают в зонах разрывных текто-
нических нарушений и в зонах дробления. Катаклазиты представляют
собой раздробленные вследствие стресса породы. Дроблению и дефор-
мациям подвержены не только участки породы, но и слагающие ее
минералы. При разрывных нарушениях горные породы помимо раздроб-
ления перетираются при перемещении вдоль нарушений и при этом
уплотняются. В результате образуются тонкоперетертые плотные поро-
ды — милониты. В отличие от катаклазитов для милонитов характерна
большая степень дробления материала. Милониты встречаются в зонах
разломов, сбросов, надвигов и других дизъюнктивных нарушений. Зо-
ны меланжа, т. е. раздробленных смешанных пород, очень характерны
для контактов ультрабазитов (например, на Южном Урале). Раздроб-
ленные породы нередко залечиваются новообразованными минералами,
происходит окварцевание пород и другие изменения.
С дислокационным метаморфизмом связано образование в по-
перечных к сланцеватости трещинах разрыва жил альпийского типа,
сложенных в основном кварцем. Название этих жил происходит от
Альп, где они были впервые описаны. Жилы альпийского типа отли-
чаются красивыми кристаллами различных минералов, встречаемых в
друзах. Особенно интересны и практически важны кристаллы горного
хрусталя. Эффектны игольчатые и волосовидные кристаллы рутила в
хрустале («волосы Венеры»).
295
Состав жил однообразен для разных регионов. Главные минералы:
кварц, кальцит, адуляр, альбит, рутил, брукит, хлорит, эпидот, гема-
тит, цеолиты; характерно почти полное отсутствие сульфидов, халько-
фильных элементов, золота, минералов олова, вольфрама и многих
других типичных для рудных жил.
С другой стороны, устанавливается сходство минерального состава
альпийских жил и вмещающих их пород, обычно гнейсов или кристал-
лических сланцев. Предполагается, что формирование жил альпийско-
го типа связано с действием
на породы выделяющейся при
метаморфизме воды и воз-
никновением метаморфиче-
ских гидротермальных раст-
воров, которые в трещинах
разрыва отлагают минералы,
по составу тождественные ми-
нералами вмещающих пород.
Следовательно, жилы альпий-
ского типа — образования ме-
таморфогенные, они генети-
чески не связаны с каким-либо
глубинным магматическим
очагом.
Минеральные ассоциации
жил альпийского типа своеоб-
разны (табл. 29). В практиче-
ском отношении они очень ин-
тересны как .источник пьезо-
кварца (гарного хрусталя), а
иногда и адуляра, который употребляется в ювелирных изделиях. Ме-
сторождения горного хрусталя в образованиях типа .альпийских жил
известны на Полярном Урале.
Продуктами простого контактового метаморфизма являются отме-
ченные выше роговики. В результате более сложных контактово-мета-
соматических процессов образуются скарны, грейзены и другие породы,
охарактеризованные ранее.
Породы, образованные в результате регионального метаморфизма,
наиболее распространены. Они представлены глинистыми сланцами,
филлитами, различными кристаллическими сланцами, амфиболита-
ми, кварцитами, мраморами, гнейсами, мигматитами и многими дру-
гими.
В настоящее время большинство геологов придерживается клас-
сификации метаморфических пород по метаморфическим фациям, ис-
следование которых проведено П. Эскола, Д. С. Коржинским, В. С. Со-
болевым, А. А. Маракушевым и другими учеными. Метаморфические
фации выделяются на основании изучения парагенезисов минералов,
которые представляют собой системы, достигшие равновесия при опре-
деленных Р—Г-условиях. Таким образом, метаморфическая фация—-
группа пород, минеральные парагенезисы которых отображают более
или менее сходные Р—7-условия метаморфизма (рис 158).
По мере изменения Р—Г-условий выделяются следующие главней-
шие фации: 1) зеленых сланцев; 2) эпидот-амфиболитовая; 3) амфибо-
литовая; 4) гранулитовая.
Фации различаются по нахождению «критических» минералов
или минеральных ассоциаций, возможных только в одной определенной
неэа/
2000—-'
^60С
I
to
200
Область]
шаге-}
Температура, "С
400 600 800
—I 1
Фация
зеленых
шцео
Зпцдот-
i амфиболита-
\бая фация
Амфиболито-Vs анатек-
1 бая фация £§ сиса
Гранулитовая
фация
/ООО
I
15 Область
fS-магмоти
>ткой
\ъ кристал-
ле. 158. Основные метаморфические фации
в зависимости от температуры и давления
296
фации и не характерных для других. Так, фация зеленых сланцев ох-
ватывает низкотемпературную область регионального метаморфизма,
для нее обычны следующие парагенезисы: хлорит — кальцит — кварц;
кварц — альбит — мусковит — хлорит; мусковит — хлорит — актино-
лит и др. Типичные породы — различные зеленые сланцы, метапесча-
ники, метаэффузивы и др. Породы зеленосланцевой фации широко рас-
пространены в фанерозойских склад-
чатых областях Кавказа, Карпат, г™
Тянь-Шаня, Урала и других районов. !
Эпидот-амфиболитовая фация от- t
вечает более высоким температурам,
для которых хлорит является «запре-
щенным» минералом. Здесь появляет-
ся биотит. Обычные минералы этой
фации: роговая обманка, эпидот, био-
тит, мусковит, кварц, ставролит, хло-
ритоид. Нижняя граница эпидот-амфи-
болитовой фации, возможно, отвечает
температуре ~ 400°С (образование
биотита). Типичные породы — анда-
лузитовые, мусковитовые, слюдяные,
слюдяно-гранатовые, етавролитовые
сланцы и многие гнейсы. Они типичны
для тех же областей, что и породы фа-
ции зеленых сланцев, но широко ассо-
циируют и с породами амфиболитовой
фации.
Амфиболитовая фация охватывает
большую область температур и давле
ний и характеризуется критическими
минералами — обыкновенной роговой
обманкой и плагиоклазом. Обычные
минералы: биотит, амфиболы, плагио-
клазы, альмандин, силлиманит, калиевый полевой шпат, кварц.
Породы амфиболитовой фации распространены очень широко: в
антиклинальных зонах и поднятиях складчатых областей и срединных
массивов палеозойских структур, а также на всех древних щитах. Ти-
пичные породы — разнообразные гнейсы (биотитовые, силлиманитовые
и др.), амфиболиты, кварциты, в том числе железистые кварциты
(рис. 159), мраморы.
Гранулитовая фация соответствует более высоким давлению и
температуре. Она является «сухой» фацией (среди пород этой фации
нет гидроксилсодержащих минералов — роговой обманки, мусковита,
биотита). Обычные минералы: пироксены ромбические и моноклинные,
гранат, плагиоклаз, ортоклаз, кварц, силлиманит. «Запрещены» кроме
роговой обманки и слюд также эпидот, андалузит, ставролит. Типич-
ные породы — пироксеновые, двупироксеновые гнейсы, гранулиты. По-
добные породы распространены в областях докембрийских щитов (Ук-
раинский, Балтийский, Алданский, Анабарский) и фундаменте Восточ-
но-Европейской платформы.
Парагенетичёские ассоциации минералов различных фаций мета-
морфических пород приведены в табл. 30. Среди метаморфических фа-
ций выделяются субфации (мы их не рассматриваем).
Кроме отмеченных выше фаций, характерных для регионального
метаморфизма, В. С. Соболевым и Н. Л. Добрецовым выделяются
Рис. 159. Железистый кварцит (тем-
ное — гематит). Кривой Рог. Умен,
в 2 раза
297
Таблица 30
Парагенетичёские ассоциации минералов различных фаций
регионально-метаморфизованных пород
Фация зеленых
сланцев
Эпидот-амфиболитовая
фация
Амфиболитовая фация
Гранулитовая фация
Хлорит
роговая обманка
роговая обманка
ромбические и моноклинные
Кальцит
эпидот
средние плагиоклазы
пироксены (диопсид, гипер-
Кварц
биотит
биотит
стен)
Альбит
мусковит
кварц
гранат
Мусковит
кварц
гранат (альмандин)
основные плагиоклазы
Серицит
кислые плагиоклазы
силлиманит
ортоклаз
Актинолит
ставролит
кианит
кварц
Тремолит
хлоритоид
магнетит
силлиманит
Глаукофан
гранат
форстерит
Тальк
андалузит
рутил
Серпентин
антофиллит
Магнетит
магнетит
Гематит
Графит
Асбест
Акцессорные минералы: магнетит, гематит, ильменит, графит, турмалин, циркон, рутил,
сфен, пирит, апатит.
Минералы, имеющие практическое значение: магнетит и гематит (железистые кварциты),
графит, тальк, асбест, андалузит, дистен, силлиманит, гранаты, рутил, мрамор и квар-
циты (как горные породы) и др.
также метаморфические фации высоких давлений. К ним относятся,
например, фация дистеновых гнейсов и сланцев и фация эклогитов.
.Первая образует как узкие зоны, связанные с глубинными разломами,
так и широкие поля высокотемпературного метаморфизма, сложенные
дистеновыми сланцами и гнейсами (например, по южному обрамлению
Сибирской платформы). Эклогитовая фация характеризуется параге-
незисом граната, пироксена (и рутила) и отвечает наиболее высоко-
температурной области высоких давлений. Эклогитовые породы типич-
ны для наиболее глубоких зон метаморфизма и известны на Северном
и Южном Урале, в Казахстане и Якутии. Полагают, что эклогитовые
породы, или эклогитовый слой, характерны для оболочки, подстилаю-
щей земную кору (для верхних частей мантии).
Минеральный состав метаморфических пород зависит, как это впол-
не понятно, не только от степени метаморфизма, но и от состава ис-
ходных пород, что и отображено в табл. 31. В качестве главного ми-
нерала в эту таблицу следует добавить графит, образующийся при
метаморфизме органического вещества (Сорг). Графитсодержащие слан-
цы, гнейсы, кварциты, мраморы широко распространены. Содержание
графита может достигать практически важных значений (Завальевское
месторождение в гнейсах Побужья на Украине). Происхождение гра-
фита — за счет метаморфизма находившегося в осадочных породах
органического вещества, что доказывается изотопными исследования-
ми углерода графита.
В заключение следует отметить, что установление минера^ных
парагенезисов метаморфических пород на строго физико-химической
■основе — важнейшая задача специальной геологической науки — пет-
рологии.
298
Таблица 31
Исходные породы
Метаморфические породы
Главные минералы
Глины
Мергели, известковые ту-
фы, граувакки, основные
эффузивы и их туфы,
габброиды
Кислые эффузивы, грани-
тоиды, аркозовые песча-
ники
Кварцевые песчаники -
Язвестнякл, доломиты,
магкезиты
1ервдотиты
Келезистые и марганцови-
стые кремнистые осадки
юкситы, латериты
роговики
гнейсы
слюдяные сланцы
филлиты н глинистые
сланцы
пироксеновые роговики
амфиболиты, пироксен-пла-
гиоклазовые основные н
кристаллические сланцы
эпидотовые амфиболиты
хлоритовые (зеленые) слан-
цы, порфиритоиды, спи-
литы
глаукофановые (голубые)
сланцы, жадеитовые ме-
таграувакки
эклогиты
серицитовые сланцы, пор-
фироиды, альбитофиры
гнейсы
кварциты
мраморы
амфиболовые, хлоритовые,
тальковые сланцы, таль-
киты, серпентиниты
магнетитовые, гематитовые
и марганцово-рудные
кварциты, гондиты
наждаки
кварц, полевые ; шпаты, андалузит,
кордиерит, магиетит, биотит
кварк, полевке шпаты, биотит, мус-
ковит, ставролит, силлиманит, ан-
далузит, кордиерит, гранат
кварц, мусковит, биотит,, хлорит,
андалузит, силлиманит, дистен,
ставролит, альмандин, хлоритоид,
альбит
кварц, слюда, хлорит, хлоритоид,
альмандин, пирофиллит, стильпно-
мелан
полевые шпаты, пироксены, кварц,
• амфиболы
плагиоклаз, роговая обманка, диоп-
сид (гиперстен), гранат
плагиоклаз, эпидот, роговая обман-
ка, кварц
альбит, эпидот, хлорит, актинолит,
кварц, пренит, пумпеллиит,
.кальцит
глаукофан, хлормеланит, эгирин,
рибекит, альмандин, эпидот, хло-
рит, альбит, лавсонит, жадеит,
.арагонит, кварц
гранат, пироксены, амфиболы, пла-
гиоклаз, дистен, цоизит
серицит, альбит, кварц, хлорит
кварц, полевые шпаты, биотит
кварц и акцессорные: слюды, поле-
вые шпаты, силлиманит, дистен,
Мп-андалузит, спессартин, диоп-
сид, тремолит, апатит и др.
кальцит, доломит, магиезит, диоп-
сид, форстерит, шпинель, флого-
пит, тремолит, тальк, гидроталькит
оливин, пироксены, амфиболы, хло-
рит, магнетит, тальк, брусит,
магнезит, доломит, серпентин
кварц, магнетит, гематит, окислы
марганца, спессартин, пьемонтит,
амфиболы
корунд, диаспор, шпинель, гематит,
магнетит
299
Главные минералы метаморфических пород
(в зависимости от состава исходных пород, но А, А. М а р а к у ш е в у)
МИНЕРАЛЫ ЛУННЫХ ПОРОД
И МЕТЕОРИТОВ
Детальная характеристика минералов Луны и метеоритов не вхо-
дит в программу курса, однако знание их имеет большое научно-по-
знавательное значение. Поэтому краткое ознакомление с ними весьма
желательно. Ниже приводится перечень важнейших по распространен-
ности минералов Луны и метеоритов, а также некоторых редких и
характерных только для этих .небесных тел.
Луна — твердое тело, состоящее из силикатов и лишенное атмо-
сферы и гидросферы. На Луне нет жизни и отсутствуют окисные фор-
мы металлов, например нет Fe3+. На Луне можно выделить понижен-
ные темные поверхности — лунные «моря» и светлые возвышенности —
лунные горы. Конечно, никакой воды в лунных «морях» нет, их так
называл еще Галилей, и с тех пор называют по традиции. На видимой
стороне Луны «моря» и материки занимают примерно одинаковые пло-
щади, на обратной стороне Луны мало «морей» и много гор. Поверх-
ность Луны покрыта рыхлым материалом — реголитом — мощностью в
несколько сантиметров, метров или десятков метров. Реголит — сыпу-
чий грунт, негомогенная смесь различных по составу и форме облом-
ков горных пород и минералов с преобладающим размером зерен около
0,1 мм. По составу реголит несколько отличается от кристаллических
пород Луны, на которых он залегает.
Лунные «моря» сложены магматическими породами типа земных
базальтов, а лунные горы — породами, близкими к габбро-анортозитам.
Таблица 32
Минералы лунных пород
Главные
Второстепенные
Акцессорные
Имеющие практичес-
(>ю%)
(1-10%)
«1%)
кое значение
Пироксен
оливин
железо
в настоящее время
Плагиоклаз
кристобалит
медь
иет
Ильменит
п ироксферроит*
тридимит
никелистое железо**
'когенит**
шрейберзит**
троилит
хромит
шпинель
ульвит
перовскит
рутил
бадделеит
циркон
апатит
транквилитит*
армалколит*
калиевый полевой шпат
кварц
* Минералы, открытые в лунных породах:
пироксферроит CaFeg [Si03b,
армалколит (Fe, Mg) Ti206,
транквилитит (Fe, Y, Са, Mn) (Ti, Si, Zr, Cr) 03.
m Минералы, ранее установленные в метеоритах:
когенит Fe3C,
шрейберзит (Fe, Ni, Со)3Р,
никелистое железо (Ni, Fe).
300
Минеральный состав морских базальтов Луны таков: пироксен, бога-
тый железом, ~50%, основной плагиоклаз (анортит) ~30%, ильменит
до 18%, в подчиненном количестве (от 1 до 10%) находятся оливин,
кристобалит, тридимит, в количестве <1% известны калиевый полевой
шпат, апатит, циркон, шпинель, хромит, а также самородные железо
и медь, троилит (FeS) и такие «неземные» минералы, как когенит Fe3C
и шрейберзит (Fe, Ni, Со)3Р (табл. 32).
По сравнению с базальтами Земли лунные породы обогащены же-
лезом, никелем, титаном, ванадием, цирконием, гафнием, иттрием, скан-
дием и обеднены щелочами, особенно натрием, калием, рубидием,
цезием.
В породах Луны относительно пониженное содержание элемента
европия по сравнению с другими редкими землями, а также понижен-
ное на порядок по сравнению с земными базальтами содержание
урана.
Метеориты — обломки космических тел, падающие на Землю.
Имеются доказательства того, что они представляют обломки косми-
ческих тел нашей Солнечной системы, а не являются пришельцами из
далеких миров. Размеры метеоритов различны: от долей миллиметра
до нескольких метров в поперечнике. Крупные метеориты падают на
Землю редко. Для метеоритов характерна угловатая форма с как бы
сглаженными выступами и вмятинами — результат пребывания в кос-
мосе и плавления при входе в атмосферу. По химическому и минераль-
ному составам все метеориты можно разделить на три класса: 1) же-
лезные (сидериты), 2) железокаменные (сидеролиты) и 3) каменные
(аэролиты). Согласно Д. Буду, частота падения метеоритов разных
классов такова (%) "•
железные метеориты 5,7,
железокаменные • 1,5,
каменные:
а) хондриты 85,7,
б) ахондриты 7,1,
т. е. более 90% метеоритов каменные и только 7,2 железные и желе-
зокаменные.
В веществе метеоритов А. П. Виноградов выделяет несколько фаз,
главнейшими из которых являются металлическая, или железонике-
левая, сульфидная, или троилитовая, и каменная, или силикатная. Все
метеориты представляют сочетание железоникелевой и силикатной фаз,
к которым в разной степени присоединяется сульфидная фаза.
Железные метеориты почти целиком состоят из никелистого же-
леза (Ni, Fe) с редкими акцессорными минералами — троилитом FeS,
шрейберзитом (Fe, Ni, Со)3Р, когенитом Fe3C, графитом С, добреели-
том FeCr2S4, ольдгамитом CaS, лоуренситом FeGb и др. Содержание
никеля в (Ni, Fe) обычно от 4 до 20%, редко более. При травлении
полированной поверхности никелистого железа спиртовым раствором
HN03 проявляются характерные видманштеттовы фигуры. Эти фигу-
ры представляют структуры распада охладившегося железоникелевого
сплава и состоят из пластинчатого камасита (Ni~6%), окруженного
сильнее отражающим тенитом (Ni~30—40%). По фигурам травления
железные метеориты, сложенные камаситом, называются гексаэдрита-
ми, камаситом и тэнитом — октаэдритами и тэнитом — атакситами.
Шрейберзит имеет переменное отношение Fe: (Ni + Co), это магнитный
минерал. Лоуренсит содержит не только Fe 20—50 %, но часто и Ni
15—35%, хлора в нем 30—40%. Добреелит обычно присутствует в ас-
301
социации с троилитом. Когенит — характерный второстепенный мине-
рал железных метеоритов.
Железокаменные метеориты представляют собой губчатые образо-
вания никелистого железа, сцементированного силикатами. Количество
никелистого железа и силикатов примерно одинаковое, может присут-
ствовать также троилит. Палласиты состоят из никелистого железа и
вкрапленного в него оливина (до 40%), мезосидериты — из смеси ни-
келистого железа, анортита, ортопироксена и оливина (1,5—2,5%).
Каменные метеориты разделяются по структуре на две группы —
хондриты и ахондриты. Хондры — небольшие (1 мм в диаметре и ме-
нее) округлые или каплевидные тела, состоящие из оливина и ромби-
ческого пироксена. По присутствию ховдр такие метеориты названы
хондритами. Они состоят из оливина (40—45%), ромбического пиро-
ксена (30%), никелистого железа (10—15%), плагиоклаза (10%) и
троилита (5—6%). Ахондриты не имеют хондр (хондры перекристал-
лизованы), более грубозернисты, значительно меньше содержат нике-
листого железа. Они состоят из оливина (12—13%), ромбического пи-
роксена (~50%), диопсида (12%), плагиоклаза (25%) и никелистого-
железа (~1%). Среди хондритов, в свою очередь, выделяют несколько
типов: энстатитовые хондриты, обычные хондриты, богатые, бедные и
очень бедные железом, и углистые хондриты. Последние встречаются
редко, но уникальны, так как являются наиболее окисленными, все
железо в них находится в составе окислов или силикатов. Они состоят
из серпентина или хлорита, содержат до 10% сложных органических
Таблица 33
Минералы метеоритов
Железные
Железокаменные
Каменные
Главные
второстепенные
главные
второстепенные
главные
второстепенные
Камасит
шрейберзит
никелистое
шрейберзит
Хондриты
Тэнит
троилит
железо
троилит
оливин
анортит
когенит
оливин
когенит
энстатит
калиевый полевой
графит
пироксен
хромит
бронзит
шпат
добреелит
(ортопи-
добреелит
гиперстен
троилит
ольдгамит
роксен)
никелистое же-
}хромит
лоуренсит
плагиоклаз
лезо
апатит
(анортит)
альбит
Углистые хондриты
серпентин
пироксен
■
хлорит
астрахаиит
оливин
гипс
органическое
ярозит
вещество
эпсомит
Ахо
ндриты
энстатит
калиевый полевой
гиперстен
шпат
ОЛИВИИ
никелистое железо
ДИОПСИД
шрейберзит
анортит
авгит
альбит
хромит
алмаз
302
соединений и много серы в виде сульфатов. В табл. 33 приводятся
главные и некоторые второстепенные минералы трех основных классов
метеоритов. Состав метеоритов (кроме углистых хондритов) указывает
на сильно восстановительную обстановку их образования: железо на-
ходится в металлическом состоянии. Для минералов метеоритов в от-
личие от земных минералов характерны самородные элементы — кама-
сит, тэнит, аваруит (Ni3Fe), лонсдейлит, алмаз, графит, золото, медь,
сера, а также карбиды, силициды, нитриды, фосфиды, хлориды. Пред-
ставителями последних являются когенит Fe3C, хексонит (Fe, №)23Сб,
перриит (Ni, Fe)„(Si, P)m, карлебергит CrNi, осборнвт TIN, бариндже-
рит (Fe, Ni)2P и упомянутые выше шрейберзит (Fe, Ni, Со)зР и лоу-
ренсит FeCl2. Все они найдены только в метеоритах. Многие сульфиды,
редко встречаемые на Земле, обычны для метеоритов — троилит FeS,
алабандин MnS, но особенно интересны не известные на Земле суль-
фиды кальция, хрома и. сульфиды, содержащие щелочные металлы, —
ольдгамит CaS, ■бржезииаит Сг35>4, добреелит FeCr2S4, дирфошерит
K$(Na, Си) (Fe, Ni)i2Sn и др. Из минералов класса окислов ib метео-
ритах встречаются тридимит, кристобалит, рутил, шпинель, хромит,
ильменит, магнетит, перовскит и прочие земные минералы. В метео-
ритах встречены многие фосфаты, не известные на Земле, например
фаррингтонит Mg3[P04]2, брианит Na2CaMg[P04]2 и др. Среда си-
ликатов также найдены необычные для земной коры силикаты хро-
ма — юриит NaCr[Si206] и кривовит NaMg2[Si3CrOi0] и некоторые
другие.
К минералам космического происхождения (точнее смешанного,
космического и земного) следует относить образования, возникшие в
результате ударного воздействия метеоритов на земные горные породы.
Это прежде всего своеобразные небольшие по размерам богатые крем-
неземом стекла, содержащие в среднем 70—75% SiCb- Их называют
тектитами. Они встречаются в виде небольших по массе (до 200—
300 г) камней, по составу и структуре не похожих ни на какие земные
минералы и породы, в том числе и на обсидианы. В природе находят
тектиты в виде ореолов, рассеянных иногда на значительной площади.
Раньше полагали их космическое (метеоритное) происхождение, однако
падения их никто никогда не наблюдал. По месту находок их называли
молдавитами, тасманитами, австралитами, филиппинитами и т. д. По-
скольку в настоящее время доказано их ударное происхождение и по-
скольку возникающие образования от ударного воздействия метеорита
на земные породы называют импактитами, эти стекла следует также
относить к импактитам. Недавно обнаруженный в Западном Казах-
стане крупный метеоритный кратер Жаманшин содержит стеклянные
образования — тектиты, которые по месту нахождения, близ р.' Иргиз,
названы иргизитами.
Литература
Балакирев В. Г. и др. Минералогия и кристаллофизика ювелирных разновидно-
стей кремнезема. М., 1979.
Балицкий В. С. Синтетические аналоги и имитация природных драгоценных кам-
ней. М., 1981.
Барабанов В. Ф. Генетическая минералогия. Л., 1977.
Барсанов Г. П. Развитие наук о Земле в СССР. Минералогия. М., 1967.
Белов Н. В. Структура ионных кристаллов и металлических фаз. М., 1947.
Белов Н. В. Очерки по структурной минералогии. М., 1976.
Берлинский А. И. Разделение минералов. М., 1975.
Бетехтин А. Г. Минералогия. М., 1950.
Бетехтии А. Г. Курс минералогии. М, 1961.
Б е у с А. А. Альбититовые месторождения.— В кн.: Генезис эндогенных рудных ме-
сторождений. М., 1968.
Бокий Г. Б. Логические основы систематики минералов. Новосибирск, 1978.
Боришанская С. С, Виноградова Р. А., Крутов Г. А. Минералы никеля
н кобальта. М., 1981. •
Борнеман-Старынкевич И. Д. Руководство по расчету формул минералов.
М., 1964.
Брэгг У., Клариибулл Г. Кристаллическая структура минералов.-М., 1967.
Булах А. Г. Расчет формул минералов. Л., 1971.
Вернадский В. И. Избранные сочинения. Т. I—V. М., 1954—1960.
Вертушков Г. Н., Авдонин В. Н. Таблицы для определения минералов по фи-
зическим и химическим свойствам. М., 1980.
Геохимия, минералогия и генетические типы месторождений редких элементов. Ред.
К. А. Власов. Т. II. М., 1964.
Гинзбург А. И., Кузьмин В. И., Сидоренко Г. А. Минералогические иссле-
дования в практике геологоразведочных работ. М., 1981.
Гинзбург А. И., Эпштейн Е. М. Карбонатитовые месторождения.— В кн.: Ге-
незис эндогенных рудных месторождений. М., 1967.
Г и н з б у р г А. И. и др. Основы геологии пегматитов. М., 1979.
Годовиков А. А. Введение в минералогию. Новосибирск, 1973.
Годовиков А. А. Минералогия. М., 1975.
Годовиков А. А. Химические основы систематики минералов. М., 1979.
Григорьев Д. П. Онтогения минералов. Львов, 1961.
Григорьев Д. П. Основы конституции минералов. М., 1966.
Григорьев Д. П., Жабин А. Г. Онтогения минералов. Индивиды. М., 1975.
Г у м и л е в с к и й С. А., К и р ш о н В. М., Луговской Г. П. Кристаллография и
минералогия. М., 1972.
Д и р У. А., Хуан Р. А., 3 у с м а н Д. Ж. Породообразующие минералы. Т. 1—5.
М., 1965—1966.
Дымков Ю. М. Природа урановой смоляной руды. Генетическая минералогия. М.,
1973.
Дэна Дж. и др. Система минералогии. Минералы кремнезема. М., 1966.
Жабин А. Г. Онтогения минералов. Агрегаты. М., 1979.
304
Жариков В. А. Скарновые месторождения.— В кн.: Генезис эндогенных рудных
месторождений. М., 1968.
Захарова Е. М. Шлиховые поиски и анализ шлихов. М., 1974;
Ильинский Г. А. Определение плотности минералов. Л., 1975.
Капустин Ю. Л. Минералогия карбонатитов. М., 1971.
Костов И. Кристаллография. М., 1965.
К о сто в И. Минералогия. М., 1971.
Коржинский Д. С. Очерки метасоматических процессов.— В кн.: Основные проб-
лемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. Изд. 2-е. М., 1955.
Коржинский Д. С. Теоретические основы анализа парагенезиса минералов. М.,
1973.
Краткий справочник по геохимии. М., 1977.
Кузьмин В. И. и др. Турмалин и его .иыюльзовамие при поисково-оценочных рабо-
тах. М, 1979.
Курс минералогии. Ред. А. К- Болдырев, Н. К. Разумовский, В. В. Черных. Л.—М.,
1936.
Лабораторные методы исследования минералов, руд и пород. Под ред. В. И. Смир-
нова. М, 1975.
Лазаренко Е. К. Основы генетической минералогии. Львов, 1963.
Лазаренко Е. К. Курс минералогии. М., 1971.
Лазаренко Е. К., Винар О. М. Минералогический словник. Киев, 1975.
Лебедева С. И. Микротвердость минералов. М., 1977.
Ляхович В. В. Акцессорные минералы горных пород. М., 1979.
Марфу нин А. С. Введение в физику минералов. М., 1974.
М а р ф у н и н А. С. Спектроскопия, люминесценция и радиационные центры в минера-
лах. М., 1975.
Миловский А. В. Минералогия и петрография. М., 1979.
Минералогические таблицы. Справочник. Под ред. Е. И. Семенова. М, 1981.
Минералы. Под ред. Ф. В. Чухрова, Э. М. Бонштедт-Куплетской. М., 1960, т. I,
т. И/1 — 1963, т. II/2— 1965, т. И/3—1967, т. Ш/1 — 1972, т. IV—1981.
Минералого-геохимическне и генетические особенности редкометальных месторожде-
ний. М, 1965.
Петровская Н. В. Самородное золото. М., 1973.
Платонов А. Н. Природа окраски минералов. Киев, 1976.
Поваренных А. С. Кристаллохимическая классификация минеральных видов.
Киев, 1966.
Попов Г. М., Шафрановский И. И. Кристаллография. М., 1972.
РундквистД. В., Денисенко В. К-. Павлова И. Г. Грейзеновые месторож-
дения. М., 1971.
Семенов Е. И. Минералогия редких земель. М., 1967.
Сергеева Н. Е. Введение в электронную микроскопию минералов. М., 1977.
Смирнов В. И. Геология полезных ископаемых. Изд. 3-е. М., 1976.
Смит X. Химия сульфидов. М., 1981.
Смольянинов Н. А. Практическое руководство по минералогии. М., 1972.
Соболев В. С. Введение в минералогию силикатов. Львов, 1949.
Современные методы минералогического исследования. Под ред. Е. В. Рожковой. М.,
1969.
Таращан А. Н. Люминесценция минералов. Киев, 1978.
Типоморфизм минералов. Ред. Ф. Л. Чухров. М., 1972.
Урусов В. С. Теория изоморфной смесимости. М., 1977.
Фекличев В. Г. Диагностические спектры минералов. М., 1977.
Ферсман А. Е. Избранные труды. Т. I—VI. М., 1975.
Ферхуген Дж. и др. Земля. Введение в общую геологию. М., 1974.
•Фрондел Дж. Минералогия Луны. М., 1978.
X а р ь к и в А. Д. Минералогические основы поисков алмазных месторождений. М,
1978.
Челищев Н. Ф. Ионообменные свойства минералов. М., 1972.
Чухров Ф. В. Коллоиды в земной коре. М., 1955.
Шафрановский И. И. Кристаллы минералов. Л., 1965.
Шафрановский И. И. Лекции по кристалломорфологии. М., 1968.
Шафрановский И. И. Очерки по минералогической кристаллографии. Л., 1974.
Штрунц X. Минералогические таблицы. М., 1962.
Шуи Р. Т. Полупроводниковые рудные минералы. М., 1981.
Юбельт Р. Определитель минералов. М., 1978.
Юшкин Н. П. Теория и методы минералогии. Л., 1977.
Яхонтова Л. К., Груд ев А. П. Зона гипергеиеза рудных месторождений. М.,
1978.
305
Список минералов
А
Авантюрин 148
Аварумт ЗОЭ
Авгит 156, 173
Авогаирит 125
Агальматолит 183
Агат 149
Ад амин 224
Адуляр 195
Азурит 208, 214 ч
Айкннит 107
Аквамарин 168
Акмит 174
Аксинит 159
Актинолит 156, 176
Актинолит-асбест 176
Алабандин 106 \
Аллемонит 97
Аллофан 157
Алмаз 97, 100
Алтаит 106 -j
Алунит 216, 219
Альбит 158, 195
Альмандин 154, 162
Амазонит 195
Амальгама золота 96
Амблигонит 224
Аметист 148
Амфиболы '156, 175
Анаггаз 131
Ангидрит 216, 217
Анальцим 158, 192
Англезит 216, 219 i-r"
Андалузит 155, 164
Андезин 195 f
Андрадит 154, 162
Аннабергит 224, 228
Анортит 158, 195
Антигормт 181
Антимонит 107, 119
Антлерат 216
Антофиллит 156
Апатит 224, 225
Арагонит 208, 211 ,
Аргентит 106
Армаколит 300
Арсенопирит 106, 116'
Арфведсонит 156, 178
Асболан 141
Астрахаиит 217, 222
Астрофиллит 157.
Аурихальцит 208
Аурипигмент 107, 121
Ахроит 170
Ашарит 202, 205
Аширит. см. диоптаз
Б
Бадделеит 131
Базальтическая роговая об-
манка 1<7В
Байкалит 173
Барит 216, 219
Барринджерит 303
Бастит 181
Бастнезит 208
Бейделлит 157
Беломорит 196
Берилл 156, 168
Беркаит 216
Бертраидит 155
Бертьерит 107
Бетафит 132
Бёмит 132, 144
Биотит 157, 185
Бирюза 225, 229
Битовнит 195
Бишофит 126, 128
Благородная шпинель 136
Блёдит, см. астрахаиит
Блёклые руды 119 -
Бобовая руда, см. лимонит
Борацит 203i, 205
Борнит 106, 113
Бржсзвнаят 303
Брианит 303
Бронзит 172
Брошантит 216
Брукит 131
Брункит 110
Брусигг 132, 143
Буланжерит 107, 121;
Бура 202, 205
Бурнонит 107
Бутит 21.7'
В
Вад 141
Ванадинит 224
Вантгоффит 216
Варисцит 224.
Везувиан 195, 166
Верделит 170
Вермикулит 157, 186'
Вивианит 224, 227
Виллеаит 154
Виилиомит 125
Валуит 166'
Висмут 97
Висмутин 107, 120
Висмутовый блеск, см. вис-
мутин
Витерит 208
Вишневит 190
Волластонит 156, 174
Вольфрамит 142
Воробьевит 1,68
Вульфенит 231, 233'
Вюртцит 106
Г
Гагариннт 125
Гакманит 19,1
Галенит 106, 108
Га;'ит 125, 127
Галлит 106
Галлуазит 157, 182
Галмей, см. каламин?
306
Ганит 131-
Гарниерит 181
Геяенбергит 156, 173
Гейкилит 131
Гейландит 159, 199
Гексагидрят 217'
Гелиодор 168
Гелъвин 158, 191
Гематит 131, 134
Гентгельвин 158
Гергейит 217
Гердерит 224
Германлт 106
Герсдорфит 106
Герщшит 131
Гетерозит 224
Гётит 132, 144
Гиацинт 160
Гидденит 174
Гддраргиллит 132, 143
Гидроборацит 202, 204
Гидрогётит 132
Гидроксилапатит 226
Гидромусковит 157
Гидрослюды 157. 185
Гидроталькит 208
Глдроциикит 208
Гиперстен 156, 172
Гипс 216, 220
Глазернт 216 •
Глауберит 216
Глауберова соль, см. мира-
билит
Глауколит 196
Глауконит 157, 186 -
Глаукофан 156, 178
Горный хрусталь 148
Госларит 217, 222
Гранат 154, 161 •
Графит 97, 102
Гроссуляр 154. 161
Гумит 155
Гюбнерит 131, 142
д
Давеонит 208
Даналит 158
Данбурит 159
Датолит 159
Демантоид 162
Деревянистое олово 139
Десмин 159, 199
Джемсонит 107, 121
Диаллаг 173
Диаспор 132, 144
Дизаналит 150
Диккит 157
Диопсад 156, 173
Диоптаз 156, 171
Дирфошерит 303
Дистен 155, 164
Добреелит 301
Доломит 208, 212
Дошатый шпат, см. волла-
стонит
Дравит 155, 169
Дымчатый кварц 148
Дюмортьерит 155
Б
Еремеевит 202
Ж .
Жадеит 156
Жедрит 156
Железный блеск 134
Железо метеоритное 96
Железо теллурическое 96
Жировик, см. тальк
Жозеит А 107
3
Зейригит 23Й
Змеевик, см. серпентин
Золото 96, 97
И
Изумрзю 168
Ильваит 156
Ильменит 131, 135
Ильменорутил 131
Индерит 202
Индиалит 155
Индвголит 170
Иньомт 202
Иогансенит 156
Иодаргирит 125
Иригинит 231
Иридий 96
Исландский шпат 209
Иттрофлюорит 125
К
Каинит 217
Каламин 155, 165
Калиевые квасцы 217
Кальциборит 202
Кальцит 208
Камасит 96
Каменная соль, см. галит
Каикриаит 158, 190
Каолинит 15,7, 181
Карлебергит 303
Карналигг 125, 129
Карнотит 224, 22S
Касситерит 131, 139
Кварц 132, 146
Кеммерерит 187 •
Кераргирит 125>
Кианит, см. дистен
Кизерит 21(7
Киноварь 106, 111
Клевеландит 196
Клейофаи ПО
Клинопирокоены 173
Клиноптилолит, см. гейлан-
дит
Клинохлор 158, 188
Кнопит 160
Кобальтин 106, 116
Кобальтовый блеск, см. ко-
бальтин
Ковеллин 107, 123
Когенит 97
Козалит 107.
Колеманит 202„ 205
Колумбит 131, 141
Конгсбергит 96
Кордероит 125
Кордяерит 155, 169
Корунд 131, 133
Котоит 201, 203
Кочубеигг 187
Красная серебряная руда
11»
Красный железняк 134
Кремень 149
Криновит 303
Криолит 125
Кристобалит 132
Крокидолит 178
Крокоит 95
Кроссит 178
Ксенотим 224
Кубаиит 106
Кунцит 174
Куприт 131, 132
Купроаурит 96
Куиротунгстит 231.
Л
Лабрадор 195
Лавровит 173
Лазулит 224
Лазурит 158, 191
Лал, см. благородная шпи-
нель
Лампрофиллит 155
Лаисбейнит 216
Левеит 217
Лейцит 158, 191
Леонит 217
Лепидокрокит 13Й, 145
Лепидолит 157, 186
Лепидомелан 185
Лёд 131
Лёлленгат 106
Лнбетенит 224
Лимонит 145
Линдгренит 231
Ловчоррит, см. ринколит
Ломонтит 159, 199
Лоисдейлмт 97
Лопарит 132'
Лоуренсит 303
Лунный камень 195
Людвигит 202, 203
М
Магвезиоферрит 131
Магнезит 208, 209
Магнетит 131, 137
307
Магнитный железняк, см.
магнетит
Магнитный колчедан, см.
пирротин
Магномагнетит 13?
Магурмолит 231'
Малайяит 154
Малакон 160
Малахит 208, 213
Маигангеденбергит 173
Манганит 131, 140
Маргарит 157
Мариалит 159, 196
Марказит 106, 116
Марматит МО
Маргит 134
Медная зелень 213
Медная синь 214
Медное индиго, см. ковел-
лин
Медный блеск, см. халько-
зин
Медный колчедан, см. халь-
копирит
Медь самородная 96, 99
Менонит 159, 196
Мелинит 162
Мелантерит 217, 2221
Метаборит 20Э
Метавдиннабарит 106
Микроклин 158, 194
Микролит 132, 150
Миялерит 107
Миметезит 2241
Мирабилит 216, 222
Молибденит 107, 122
Молибденовый блеск, см.
молибденит
Молибдошеелит 232;
Монацит 224, 225
Монтебразит 224
Монтмориллонит 157, 187
Мордевит 169, 199
Марион 14в
Муассанит 97
Мусковит 157„ 184
Мышьяк 97
Мышьяковый колчедан, см.
арсенопирит
Н
Наждак 134
Накрит 157
Настуран 13Э
Натриевая селитра 214
Натролит 159, 198
Нашатырь 125
Невяискит 96
Нем ал ит 143
Нефелин 158, 189
Нефрит 177
Никелин 106, 112
Никель теллурический 96
Нонтронит 157, 187
О
Обыкновенная роговая об-
манка 178
Оксиаиатит 226
Олнвенит 224
Оливин 159
Олигоклаз 195
Оловянный камень, см. кас-
ситерит
Оловянный колчедан, см.
стан нин
Ольдганит 303
Опал 132, 149
Орлец, см. родонит
Ортит 15Б, 167
Ортоклаз 158, 194
Ортопироксены 172
Оеборнит 97
Осмий 96
Отунит 224, 228
Офит 180
П
Палыгорскит 157
Пандермит 202, 205
Паризит 208
Пенни» 158, 188
Пентапидрит 217
Пентагидроборит 202i
Пентландит 106, 114
Периклаз 131-
Перовскит 132v 150
Перрит 30® •
Пинноит 202'
ПирарпИ'рит 107, 118
Пирит 106„ 115
Пирокоеноиды 156, 174
Пироксены 156, 171
Пироксферроит 300
Пиролюзит 131, 140
Пироп 154, 162
Пирофиллит 157, 182
Пирохлор 132, 150
■Пирротин 106, 111
Плавиковый шпат, см. флю-
орит
Плагиоклазы 158, 195
Платина 96, 100
Поваренная соль, см. галит
Повеллит 230, 233
Полевые шпаты 158, 193
'Полигалит 217
Поликсен 96, 100
Пол лущит 158, 193
Празем 148
Преображенскмт 202
Прохлорит 158, 188
Прустит 107, 118
Псевдомалахит 224
Псиломелан 131, 141
ПтиЛ'Олит, см. морденит
Пьемонтит 155/
Р
Раммельсбергит 106
Ратовкит 126
Раухтопаз, см. дымчат»...
кварц
Реальгар 106, 117
Ревдинскит 181
Рибекит 156, 178
Ринколит 1515
Рипидолит, см. прохлорит
Роговая обманка 156, 17Т
Родонит 156, 175
Родохрозит 208, 210
Родусит 178
Ртуть 96
Рубеллит 170
Рубин 174
Рутений 961
Рутил 131, 138
С
Сагенит 138
Самарскит 131
Санидин 158, 194
Сапфир 136
Сассолин 203
Сафлорит 106
Свинцовый блеск, см. гале-
нит
Селен 97
Селенит 220
Селлаит 125
Сепиолит 157.
Сера 97, 103
Сердолик 149
Серебро 96, 98
Серицнт 184
Серный колчедан, см. пирит
Серпентин 157, 180
Сидеразот 97
Сидерит 208, 210
Силлиманит 155, 165
Сильвин 125, 128
Оиягенит 217
Синхалит 201
Скаполиты 159, 196
Сколецит 159, 198
Скородит 224, 228
Скуттерудит 106, 117'
Слюды 157, 183
Смитсонит 208, 211
Сода 208
Содалит 158, 190
Соссюрит 167
Сиессартнн 154, 162
Сподумен 156, 174
Ставролит 155, 165
Станнит 106, 113
Стеатит, см. тальк
Стибнит, см. антимонит
Стильбит, см. десмин
Стильпномелан 167
Стишовит 132
Стронцианит 208
Суанит 202
Сульфоборит 202
308
Сурьма 97
Сурьмяный блеск, см. анти-
монит
Суэзит 96
Сфалерит 106, 109
Сфец, см. титанит
Т
Талнахит 112
Тальк 157, 182
Танталит 131, 141
Тахигидрит 125
Теллуровисмутит 107
Тенардит 216, 217
Теннантит 107, 119
Термонатрит 208
Тетрадимит 107
Тетраэдрит 107, 119
Титанистый железняк, см.
ильменит
Титанит 154, 162
Титаноматнетит 1317'
Толаз 154, 163
Торбернит 224, 228
Торианиг 131
Торит 154
Транквилитит 300
Тремолит 156, 176
Тридимит 132
Триплит 224
Трифилин 224
Троилит 106, 11 li
Трона 208
Тулит 16?
Тунгомелан 141
Тунгстенит 10?
Турмалин 155, 169
Тэиит 96
Тюрингит 158, 188
Тюямунит 224, 228
Тяжелый шпат, см. барит
У
Уваровит 154, 162
Улексит 202, 205
Ульвит 131
Умохоиг 231
Уралит 178
Уранинит 131, 133
Урановая смолка 133
Урановая смоляная руда
133
Урановая чернь 133
Урановые слюдки 224, 228
Ф
Фаррингтонит 303
Фатерит 208
Фаялит 154, 159
Фельдшпатиды 158, 188
Фенакит 154
Ферберит 131, 142
Ферримолибдит 231, 233
Феррит 96
Ферритунгстит 231
Феррогастивгсит 156
Ферроеилит 156
Ферсилицат 97
Ферсммт 131
Фибролит 165
Флогопит 157, 184
Флюоборит 202
Флюорит 125, 126
Форстерит 154. 159
Фосфорит 226
Франклинит 131
Фрейбергит 119
Фторапатит 226
Фуксит 184
X
*
Халцедон 148
Халькантит 217, 222
Халькозин 106, 108
Халькопирит 106, 112
Хексовит 303i
Хиастолаит 164
Хлоантит 106, 117
Хлорапатит 226
Хлоритоид 155
Хлориты 158, 187
Хондродит 155
Хризоколла 157, 187
Хризолит 159
Хризотил-асбест 181
Хромдиопсид 173
Хромистый железняк,
хромит
Хромит 131, 136
Ц
Цейнерит 224
Целестин 216, 218
Целлерит 208
Цельзиан 158
Цеолиты 159,, 197
Церуссит 208, 212
Цинковая обманка, см. с»
лерит
Циркон 154, 160
Цоизит 155, 167
Ч
Чароит 157
Черная стеклянная голова
см. гётит
Чёрчит 224
Чилийская селитра, см. иат
риевая селитра
Чшшагит 231
Ш
Шабазит 159, 199
Шамозит 158, 188
Швацит 119
Шеелит 230, 231
Шенит 217
Шерл 155, 169
Шмальтин 106, 117
Шпинель 131, 136
Шрейберзит 97
Штольцит 231
Шунгат 102
Э
Эвдиалит 156
Эгирин 156, 174
Электрум 96, 97
Элеолит 18&
Эльбаит 155, 169
Энаргит 107, 118
Энигматит 157
Энстатит 156, 172
Эосфорит 225
Эпидот 155„ 166
Эпсомит 217, 222
Эритрин 224, 227
Эшинит 132
Ю
Юриит 303'
Я
Ярозит"216, 220
Яшма 149
Оглавление
Предисловие 3
Введение 5
Развитие представлений о минералах. История минера-
логии 5
Современные представления о минералах 13
Значение и основные задачи минералогии 15
ЧАСТЬ I
ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О МИНЕРАЛАХ
Крнсталлохимическая характеристика минералов .... 17
Межатомная связь и координация атомов в минералах . 17
Структура минералов, 24
Структурные несовершенства минералов 26
Тонкодисперсное состояние минералов 29
Химический состав минералов 30
Особенности химического состава минералов .... 30
Изоморфизм 31
Роль воды н других водородно-кислородных группировок
в минералах .. 34
Кристаллохимические формулы минералов 36
Морфология минералов 38
Внешний облик минеральных индивидов 38
Закономерные срастания минералов 45
Минеральные агрегаты 50
Включения и другие неоднородности в минералах ... 52
•Физические свойства минералов 53
Плотность 54
Механические свойства 55
Кристаллооптические свойства 59
Спектроскопические свойства 63
Электрические свойства .......... 73
Магнитные свойства 76
Радиоактивность н радиационные свойства 78
Термические свойства 80
Физико-химические свойства и устойчивость минералов . 82
Поверхностные свойства 83
Методы минералогических исследований 85
Методы изучения минералов при проведении полевых работ 85
Методы изучения шлихов 87
Лабораторные методы изучения минералов 90
310
ЧАСТЬ II
СИСТЕМА ТИКА И ОПИСАНИЕ МИНЕРАЛОВ
Самородные элементы 95
Сульфиды и их аналоги 104
Галоиды 124
Окислы и гидроокислы 129
Силикаты и алюмосиликаты 151
Бораты 200
Карбонаты 204
Нитраты 214
Сульфаты 215
Фосфаты, арсенаты и ванадаты 223
Молибдаты и вольфраматы 229
ЧАСТЬ III
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ
МИНЕРА Л00БРА30ВАНИЯ
И МИНЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ
Способы образования минералов 235
Понятия о природных ассоциациях минералов . . . 236
Типоморфные минералы, типоморфные признаки и ге-
нерации минералов 238
Классификация процессов минералообразования . . 242
Магматический процесс и ассоциации минералов в магма-
тических породах и месторождениях 243-
Пегматитовый процесс и ассоциации минералов в пегма-
титах 255
Постмагматические метасоматические процессы образования
минералов и минеральные ассоциации в скарнах, альбити-
тах и грейзенах 262'
Скарновый процесс и ассоциации минералов в скарнах 264
Альбитизация и минеральные ассоциации в альбититах 266
Грейзеннзация и минеральные ассоциации в грейзенах 268'
Окварцевание, серицитизация и другие низкотемпера-
турные метасоматические процессы и их минеральные
ассоциации 270'
Гидротермальный процесс и ассоциации минералов в руд-
ных жила« 271
Процессы выветривания в минеральные ассоциации в корах
выветривания 277
Осадкообразование и минеральные ассоциации некоторых
осадочных пород и руд 286
Метаморфические процессы минералообразования и ассо-
циации минералов в метаморфических породах .... 292
Минералы лунных пород и метеоритов 300
Литература 304
Список минералов 306
АЛЕКСЕЙ ВИКТОРОВИЧ М.ИЛОВСКИИ.
ОЛЕГ ВАСИЛЬЕВИЧ КОНОНОВ
МИНЕРАЛОГИЯ
Заведующая редакцией
И. ,И. Щеху ра
Редактор Н. В. Б .а р и н о в а
Художественный редактор
Ю. М. Добря некая
Переплет художника
Н. И. Терехова
Технический редактор
3. С. Кондрашова
Корректоры И. А. М у ш и .и к,о в а,
С. Ф. Б у д а е в а,
Т. С. Милякова
Тематический план 19S2 г. Л* 169
ИЕ № 1365
Сдано в набор 22.01.82. Подписано
к печати 25.06.82. Л-80716. Формат
70XI00'/ie. Бумага тип. tfft 1. Гарни-
тура Люггер аггурна'Я. Высокая пе-
чать Усл. печ. л. 25,35. Уч.тиэд. л.
25,07. Тираж 6.000 экз. Заж. 334
Цена 1 ,р,. 40 к. Иш № 1866.
Ордена «Знак Почета» издательство
Московского университета.
103009, Москва, ул. Герцена, 5/7.
Тшкидаафия ордена «Знак Почета»
изд-ва МГУ.
Москва!, Ленинские горы