/
Текст
Е. К. ЛЛЗАР1НКО
ПРЕДИСЛОВИЕ К ПЕРВОМУ ИЗДАНИЮ
Предлагаемая книга написана в соответствии с программами геологи-
ческих факультетов государственных университетов и состоит из трех частей:
1) общей минералогии; 2) описания минералов; 3) заключительной части.
В основу всех трех частей положены генетический и кристаллохими-
ческий принципы.
Кристаллохимический принцип позволяет понять связь, которая
существует между составом и структурой минералов и их химическими
и физическими свойствами. Генетический же принцип дает возможность
связывать эти свойства с условиями образования минералов, а также выяв-
лять общие закономерности возникновения отдельных минералов и целых
месторождений.
Большое внимание уделяется в книге характеристике отдельных
минералов, которая необходима для их точного определения.
В первом варианте книга была издана в 1951 г. Гостехиздатом Украины
как учебник для высших учебных заведений УССР.
Общая часть книги была переведена на китайский язык как учебник
для вузов Китая.
По поводу этого учебника сделан ряд замечаний как в печати, так
и в личных письмах, адресованных автору.
С учетом всех замечаний в 1961 г. в издательстве Львовского универ-
ситета этот учебник был издан (в трех частях) на украинском языке.
Предлагаемая книга является несколько переработанным изданием
учебника, вышедшего в 1961 г.
Автор считает своей приятной обязанностью повторить благодарность
лицам, уже упоминавшимся в предисловии к украинскому изданию, а имен-
но: академикам Н. В. Белову и В. С. Соболеву, профессорам Г. Н. Вертуш-
кову, Г. В. Гвахария, Д. П. Григорьеву, Г. С. Грицаенко, И. Костову,
С. М. Курбатову, К. И. Куриленко, Ф. Махачки, А. С. Поваренных, К. Ху-
добе, Т. Н. Шадлун, Г. Штруицу и доцентам К. М. Малковой и Г. А. Мача-
бели, оказавшим автору помощь советами при подготовке рукописи к пе-
чати.
Кроме того, автор благодарит коллектив кафедры минералогии Львов-
ского государственного университета имени Ивана Франко, который прини-
мал активное участие в обсуждении и улучшении этой книги при ее подго-
товке к изданию.
Ценность каждого учебника может быть установлена только в процессе
пользования им, поэтому автор будет очень благодарен товарищам по рабо-
те, а также студентам за все замечания, касающиеся книги.
Проф. Е. /<. Лазаренко
При подготовке настоящего курса к второму изданию в него были
внесены дополнения и исправления в соответствии с новыми материалами,
появившимися в литературе. Были учтены замечания и советы, получен-
ные от ряда лиц как в письменной, так и устной форме, исправлены разделы
общей минералогии, в частности, разделы, касающиеся конституции и кри-
сталломорфологии минералов, и дополнены новыми кристаллохимическими
данными другие разделы.
В качестве выводов из основных разделов рассматривается взаимосвязь
между составом, строением, свойствами и морфологией минералов, а также
признаки, позволяющие устанавливать генетические особенности минералов.
В конце книги рассматриваются основные проблемы современной
минералогии и приводится список наиболее важных минералов по главней-
шим химическим элементам так же, как это сделано в «Курсе минералогии»
А. Г. Бетехтина.
При подготовке второго издания автор пользовался советами и помощью
акад. Н. В. Белова, проф. Д. П. Григорьева, проф. В. П. Петрова, проф.
Л. О. Станкевича, проф. И. И. Шафрановского, проф. В. В. Щербины,
доц. М. М. Сливко, П. К. Вовка и И. С. Квитко.
Всем указанным лицам автор выражает свою искреннюю благодарность.
Кроме того, автор выражает благодарность коллективу кафедры минера-
логии Московского университета и, в особенности, проф. Г. П. Барсакову
и проф. Г. А. Крутову за ряд ценных замечаний, высказанных при
рецензировании и обсуждении рукописи данной книги.
Проф. Е. К- Лазаренко
Сканировано благодаря
Минералогическому порталу
www.mineral.su
С вопросами и пожеланиями обращайтесь:
Ми^йлогичёснйО
Минералогия — наука о минералах, их составе, строении, свойствах,
условиях образования и изменения. Зародилась эта наука в глубокой древ-
ности в процессе практической деятельности человека. О тесной связи
минералогии и практики говорит само название науки: латинское слово
«minera» в переводе означает руда, рудник, рудная жила.
В зависимости от уровня науки и техники менялись взгляды на поня-
тие о минерале, на задачи и объекты минералогических исследований,
но сущность минералогии — всестороннее изучение минералов — остава-
лась незыблемой.
До недавнего времени к минералам относили лишь продукты природ-
ных процессов, возникшие в земной коре и входящие в ее состав. Изучение
космического пространства, сведения о котором мы получаем в виде
метеоритов и образцов пород Луны, и мантии Земли позволило расширить
понятие о минерале и объектах исследования минералогии. В настоящее
время под минералом понимаются продукты природных процессов, физи-
чески и химически индивидуализированные в виде простых веществ или
соединений, образующих минеральные индивиды и минеральные виды. Это зна-
чит, что минералы могут возникать не только в земной коре, но, будучи
природными продуктами, могут образоваться и в космическом пространстве,
и во внутренних оболочках земного шара.
Предметом минералогии являются не только продукты природных
процессов — минералы, а и сами процессы, при которых возникают или
претерпевают различные изменения эти продукты. Следовательно, мине-
ралогия является наукой, восстанавливающей историю минералов. Она рас-
сматривает и изучает минерал в его развитии и принадлежит к числу геоло-
гических наук, которые с разных сторон изучают неорганическое тело Земли.
Связь минералогии с геологическими науками может быть представлена
следующей схемой:
Учение
о полезных
>ископаемых<-
Геохимия «->-
Минералогия
Г еология
-> Петрография <
Все эти науки роднит с минералогией определенное отношение к мине-
ралу. Геохимия изучает распространение химических элементов в минера-
лах, в петрографии минералы исследуются как составные части горных
пород, учение о полезных ископаемых рассматривает минералы как природ-
ные вещества, являющиеся носителями конкретных химических элементов,
или как природные тела, индивиды которых могут быть использованы в про-
мышленности. Таким образом, для этих наук изучение минералов является
частью более широких проблем, и минералогия занимает среди родствен-
ных наук вполне определенное место с четко выраженным предметом иссле-
дования и задачами.
Положение минералогии среди основных естественных наук можно
представить в центре равностороннего треугольника, в вершинах которого
размещаются геология, химия и физика. Через эти науки происходит
сближение минералогии с техническими науками.
Дальнейшее развитие минералогии невозможно без широкой подготов-
ки специалистов минералогов, вооруженных глубокими знаниями не только
своего предмета, но и смежных наук. Непосредственное участие минералогов
в поисковых, разведочных и эксплуатационных работах повысит качество
этих работ и будет способствовать решению важнейших задач и самой науки
и народного хозяйства.
КРАТКАЯ ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ МИНЕРАЛОГИИ
С минералами человек освоился на первых ступенях развития обще-
ственных отношений. Минералы —«камни» в то время привлекали внимание
человека как орудие труда, а также как надежное оружие нападения
и защиты.
Период в истории культуры от появления первых каменных орудий
до распространения орудий из меди и бронзы носит название каменного
века. Первые находки древнейшей культуры каменного века относятся
к четвертичному (современному) периоду, который начался приблизительно
около одного миллиона лет назад. В зависимости от степени обработки кам-
ня каменный век делят на палеолит и неолит. Археологические исследо-
вания показывают, что первобытному человеку в палеолите было известно
не более 20 минералов. В неолите количество известных минералов увели-
чилось до 40. Знакомство человека с металлом обусловливает переход
к культуре меди, бронзы и железа.
Вековые памятники, оставленные египтянами, и древнейшие письмен-
ные источники финикиян, индийцев и китайцев, свидетельствуют о том,
что эти народы были знакомы со многими свойствами минералов еще 3000—
2000 лет назад.
Науку и культуру Востока заимствовали греки, объединив разрознен-
ные знания в стройные научные системы и создав античную философию.
К греческому периоду истории культуры относится самый древний из ныне
существующих трактатов о минералах, принадлежащий Феофрасту (371—
286 г. до н. э.). В этом трактате сообщается о различных свойствах мине-
ралов. Описаны их месторождения, способы извлечения и обработки и прак-
тическое применение. По свойствам и употреблению Феофраст разделяет
камни на добываемые в блоках, драгоценные, плавкие, горючие, негорючие,
легко разрезаемые и т. п. Им описано 59 естественных и искусственных
минеральных веществ, в том числе 32 минеральных вида и разности.
После Феофраста минералогические сведения мы встречаем у римского
писателя и ученого Плиния-старшего, погибшего в 79 г. при извержении
Везувия. Плиний-старший в четырех своих трактатах собрал все сведения,
известные к тому времени о минералах. Его трактаты, в которых описыва-
ются минералы и их свойства, изобилуют большим количеством фантасти-
ческих сведений. Так, например, он приводит мнение, что киноварь обра-
зуется путем смешения крови дракона и слона при кровопролитной их битве.
Дальнейшее свое развитие минералогические знания получили в эпоху
феодализма, когда поиски и добыча различных полезных ископаемых при-
вели к накоплению новых знаний и фактов о минералах. В начале этой
эпохи особого внимания заслуживают великий среднеазиатский ученый
Абу Али Ибн-Сина (980—1037 гг.), известный под именем Авиценны, и уро-
женец Хорезма (ныне входящего в состав Узбекской ССР) — Ал-Бируни
(972—1048 гг.).
6
Ибн-Сина в сочинении «Книга ис-
целения», излагая основы естествозна-
ния, делит все минералы на четыре
группы: 1) камни и земли, 2) серные
минералы, 3) металлы, 4) соли. При
характеристике минералов Ибн-Сина
отмечает также их происхождение.
Классификация Ибн-Сины с небольши-
ми изменениями продолжала существо-
вать почти до конца XVIII столетия.
Ал-Бируни в «Собрании сводок для
познания драгоценностей» * описал 36
минералов, к которым также отнес
органические соединения (камни му-
скусных животных, жемчуг) и искусст-
венные образования (стекло, эмаль, фар-
фор) и 12 металлов, в том числе 4
сплава.
За весь период от Ал-Бируни и до
XVIII столетия в истории развития
минералогии наибольшего внимания
заслуживают труды Георгия Бауэра Георгий Бауэр (Агрикола)
(1494—1555 гг.), известного под именем
Агриколы. Агрикола, врач из Яхимова
(Чехословакия), на основании знаний, полученных из горной практи-
ки, дал обширную минералогическую сводку знаний в книге под названием
«О происхождении минералов» (1546 г.). Минералогические сведения встре-
чаются также и в других сочинениях Агриколы, например «О природе
ископаемых» (1546 г.), «О горном деле» (1550 г.) и др. Агрикола отмечает
резкую границу между горными породами и минералами. Он делит мине-
ралы на две группы: 1) гомогенные и 2) гетерогенные смеси минералов. Гете-
рогенные смеси минералов по существу отвечают горным породам. Гомо-
генные минералы, в свою очередь, он разделяет на: а) земли, б) соли, в) дра-
гоценные камни, г) металлы, д) прочие минералы. Агрикола подробно опи-
сывает физические свойства минералов: спайность, твердость, относитель-
ный вес, цвет, блеск и пр., а также их внешнюю форму.
Дальнейшие работы по минералогии вплоть до XVIII столетия носили
явное влияние воззрений Агриколы.
Возникновение и развитие капиталистического способа производства
(15—16 вв.) вызывает резкое увеличение добычи различных полезных иско-
паемых, что, в свою очередь, оказывает влияние на развитие минералоги-
ческих знаний наряду с общим бурным развитием естествознания. С этого
времени начинается, как его принято называть, период новой науки. К нему
относится возникновение минералогии, определяется предмет ее изучения —
руда (minera) или (более общее понятие) — ископаемое. Впервые слово
«минералогия» было применено к науке об ископаемых в 1636 г. итальянским
ученым Бернардом Цезием из Модены.
В конце XVII в. датчанин Эразм Бартолин (1625—1698 гг.) открывает
двойное лучепреломление в исландском шпате (кальците), датчанин Нильс
Стеной (1636—1687 гг.) устанавливает на кристаллах кварца и гематита
закон постоянства углов между гранями и ребрами кристаллов — чем
кладет начало кристаллографии.
Естествознание в этот период (до XVIII столетия) носит по преиму-
ществу описательный характер. Основой естествознания являлась «Система
природы» выдающегося шведского естествоиспытателя и натуралиста
* Книга написана в 1048 г. и опубликована в 1937 г. в Хайдарабаде (Индия).
Имеется русский перевод. Изд-во АН СССР, 1963 г.
7
А. Г. Вернер
го для систематики растений, живот-
ных и минералов двойную номенкла-
туру (род и вид). Несколько позже
шведский химик А. Кронштедт
(1722—1765 гг.) дает классификацию
минералов как химических соедине-
ний; для изучения рудных минералов
он применяет метод паяльной трубки.
В России это время характери-
зуется ярко выраженным прогрессом
в развитии горнозаводской промыш-
ленности, который тесно связан с
именем Петра I. Основой, обусловив-
шей развитие горнозаводской про-
мышленности, были труды русских
рудознатцев и горщиков, как имено-
вали в старину исследователей мине-
ральных богатств.
Бурное развитие горнозаводской
промышленности в России обусловило
развитие минералогии, основополож-
ником которой в России был вели-
кий русский ученый М. В. Ломоно-
сов (1711—1765 гг.).
Помимо научных достижений, которыми Ломоносов опередил почти
на столетие своих современников, следует отметить его большие заслуги
перед русской наукой и русским горным делом. Он по праву должен счи-
таться создателем русской научной терминологии и организатором подъема
горнозаводского дела, учителем русских «горщиков и рудознатцев». Ломо-
носовский каталог минералогических коллекций Академии наук (1745 г.)
является первым русским изданием по
Развитие промышленного капита-
лизма, особенно проявившееся с кон-
ца XVIII столетия, обусловило быст-
рый рост различных отраслей про-
мышленности и науки. Развитие
науки вообще, и в особенности химии
и физики, резко сказывается на со-
держании и методах минералогии.
Расширяется объем минералогических
работ в Российской академии наук, в
Московском университете (основанном
по мысли и настоянию М. В. Ломоно-
сова в 1755 г.) и созданном в 1819 г.
Петербургском университете. Особен-
но должны быть отмечены большие
заслуги в развитии минералогии ака-
демика К. Г. Лаксмана (1737 —
1796 гг.) и его ученика Ф. П. Мои-
сеенко (1754—1781 гг.). Эти исследо-
ватели, развив идеи М. В. Ломоносо-
ва, прочно закрепили в русской мине-
ралогии динамический подход к изу-
чению минералогических объектов.
В Западной Европе в этот период
наибольшего расцвета достигла так
минералогии.
В. М. Севергин
того времени, профессора Фрейберг-
ской горной академии Авраама Гот-
либа Вернера (1750 —4817 гг.). Это
время характеризуется детальным
изучением физических свойств и’мор-
фологии минералов, что особенно наш-
ло отражение в классификации ми-
нералов Вернера, в основу которой
были положены их внешние призна-
ки, и работе его ученика Фр. Мооса
(1773—1839 гг.), предложившего деся-
тибалльную шкалу твердости мине-
ралов. С именем А. Г. Вернера связано
начало дифференциации минерало-
гии, как общей науки об ископаемых.
Из нее выделяется в самостоятель-
ную отрасль знаний геология (имено-
вавшаяся тогда геогнозией), кристал-
лография, а несколько позже —па-
леонтология и петрография.
С критикой классификации Вер-
нера и его подхода К исследованию д. и. Соколов
минералов выступил академик
В. М. Севергин (1765—1826 гг.), по-
пытавшийся применить к классификации минералов химические прин-
ципы. Севергин является создателем первых крупных сводок по мине-
ралогии России.
Бурное развитие горной промышленности в России в конце XVIII сто-
летия, вызванное общими достижениями во всех областях культуры и науки,
привело к созданию в 1773 г. по инициативе группы уральских горных
деятелей во главе с башкиром Измаилом Тасимовым Горного училища
Р. Ж. Гагой
в Петербурге (ныне Горный инсти-
тут). В Горном училище минералогия
являлась основной, а первое время
единственной геологической дисцип-
линой. Преподавание минералогии в
Горном училище имело практическую
направленность, сохранившуюся и
до настоящего времени. Создателем
минералогической школы Горного
училища был Д. И. Соколов (1788—
1852 гг.), который, продолжая в мине-
ралогии направление В. М. Северги-
,на, считал химический состав мине-
ралов самым основным их атрибутом,
определяющим все их свойства.
В 1817 г. в Петербурге было
основано «Минералогическое общест-
во», имевшее огромное значение для
развития минералогии.
В начале XIX столетия мине-
ралогия уже окончательно становит-
ся наукой о минералах. В это время
в минералогии развиваются два нап-
равления: 1) кристаллографическое,
основанное на изучении геометриче-
11. И. Кокшаров
П. Грот
ских форм кристаллов, и 2) хими-
ческое, стремящееся возможно пол-
нее изучить состав минерала.
Представителями кр исталлогр а-
фического направления, получивше-
го свое начало от Роме де Лиля
(1736—4790 гг.) и Рене Жюста Гаюи
(1743—1822 гг.), в нашей стране были
академики Н. И. Кокшаров (1818—
1892 гг.), А. В. Гадолип (1828 —
1892 гг.) и П. В. Еремеев (1830—
1899 гг.).
Наиболее известными представи-
телями химического направления бы-
ли шведский ученый Иоганн Якоб
Берцелиус (1779—1848 гг.), рассмат-
ривавший минералогию как часть
химии и определявший ее как химию
земной коры, и немецкий ученый
Эйльхард Митчерлих (1794—1863 гг.),
установивший в 1819 г. явление
изоморфизма и в 1821 г.— явление
полиморфизма.
Позже химическое направление
в минералогии развивали профессор
Мюнхенского университета Пауль Грот (1843—1927 гг.) и профессор Вен-
ского университета Густав Чермак (1836—1927 гг.).
С химическим направлением в минералогии связано установление точ-
ного химического состава многих минералов и разработка методов хими-
ческого анализа.
Ко второй половине XIX столетия относится упрочение в минералогии
микроскопического метода исследования благодаря работам А. А. Ино-
странцева (1843—1919 гг.), А. П. Карпинского (1847—1936 гг.), Генри
Сорби (1826—1908 гг.), Фердинанда
Циркеля (1838 — 1912 гг.) и Карла
Розенбуша (1836—7914 гг.).
С переходом капитализма в его
высшую стадию — империализм (ко-
нец XIX и начало XX столетия), с
все увеличивающимся спросом па раз-
личные виды минерального сырья
старые методы минералогии и подхо-
ды к исследованию минералов уже
не могли удовлетворить возросшие
требования к минеральному сырью
со стороны техники и промышленно-
сти. Это время характеризуется по-
явлением новых методов исследования
кристаллического вещества и выде-
лением из минералогии как самосто-
ятельных наук учения о полезных
ископаемых и геохимии.
Для минералогии это был пери-
од синтетического направления, ос-
нованного на кристаллохимическом
и генетическом принципах.
Кристаллохимический принцип,
создателем которого является Е. С. Фе-
10
Г. Чермак
доров (1853—1919), позволяет раск-
рыть закономерности химического со-
става минералов, их кристаллической
структуры и свойств, а также взаи-
мосвязи и взаимозависимости между
ними.
Генетический принцип, создан-
ный В. И. Вернадским (1863 —
1945 гг.), позволяет рассматривать
эти закономерности в зависимости
от условий образования как отдель-
ных минералов, так и их взаимных
ассоциаций, образующихся в опреде-
ленных термодинамических условиях
и изменяющихся как во времени, так
и в пространстве.
Крупнейшими представител ями
нового направления в минералогии,
кроме Е. С. Федорова и В. И. Вер-
надского, были также Д. И. Менде-
леев (1834—1907 гг.), В. М. Гольд-
шмидт (1888—1947 гг.), А. Е. Ферсман
Л 883—1945 гг.) и др.
Работы Д. И. Менделеева,
Е. С. Федорова, В. И. Вернадского,
А. Е. Ферсмана и В. М. Гольдшмидта следует считать началом новейшего
периода в истории современной минералогии. С этим периодом связана
деятельность П. А. Земятченского (1856—1942гг.) и Я. В. Самойлова (1870—
1925 гг.), А. К- Болдырева (1883—1946 гг.), С. С. Смирнова (1895—1947 гг.),
П. П. Пилипенко (1877—1940) и многих других.
минералогии оказали большое влияние так-
(работы Ф. Корню, Ван-Беммелена и др.),
физической химии (работы Н. С. Кур-
накова, Д. Гиббса, Д. П. Коновалова,
На развитие современной
же успехи коллоидной химии
Вант-Гоффа и др.) и кристаллохи-
мии, целиком базирующейся на тео-
рии структуры и учении о 230 прост-
ранственных группах симметрии, вы-
веденных в 1890 г. Е. С. Федоровым.
Непосредственное установление струк-
туры стало возможным после открытий
В. Рентгеном в 1895 г. рентгеновых
лучей и М. Лауэ в 1912 г. явлений
дифракции этих лучей при прохожде-
нии их через кристалл. Это явилось
основой нового рентгеновского мето-
да исследования минералов. С по-
мощью рентгеновского метода выяс-
нена внутренняя структура многих
минералов и установлено, что пре-
обладающее их большинство имеет
атомное, а не молекулярное строе-
ние.
Здесь особо должны быть отмече-
ны исследования Н. В. Белова, разра-
ботавшего общую теорию кристалли-
Е. С. Федоров
ческих структур, основанную на прин-
ципе плотнейшей упаковки атомов
11
В. И. Вернадский
или ионов. Проведенные Н. В. Беловым
многочисленные расшифровки структур
минералов, в частности силикатов с
крупными катионами, позволили ему
создать вторую главу кристаллохимии
силикатов.
В применении законов физической
химии к минералогическим проблемам
особые заслуги имеют советские ученые
А. Н. Заварицкий, Д. С. Белянкин,
А. Г. Бетехтин, Д. С. Коржинский,
Н. В. Белов, В. А. Николаев и др.
Важную роль в развитии учения о
превращениях химических элементов
играли открытия А. Беккерелем радио-
активного излучения урана (1896 г.)
и нового химического элемента — ра-
дия М. Кюри-Склодовской и П. Кюри
(1899 г.).
Развитие техники, усилившее спрос
па технические камни, и необходимость
выяснения условий образования мно-
гих минералов обусловили развитие
экспериментальной минералогии. Основ-
ная задача этой особой ветви минералогии — воспроизведение минералов
в лабораторных условиях для обеспечения промышленности искусствен-
ными техническими камнями (корунд, рубин и др.), а также определе-
ние возможных условий образования минералов. Кроме того, экспери-
ментальная минералогия преследует цель выяснения структуры и состава
минералов при высокой температуре, что имеет существенное значение
для некоторых видов промышленного сырья (например, керамическое,
химическое сырье).
В области экспериментальной минералогии большое значение имели
работы русских и советских ученых: К- Д. Хрущева, Н. С. Курнакова,
Д. С. Белянкина и его школы
(А И. Цветков, В. П. Иванова,
К-М. Феодотьев) и др.
Работы по освоению космоса и
глубинных зон земли, особенно раз-
вившиеся в последние годы, послу-
жили толчком для создания особых
отделов минералогии: космической
минералогии и минералогии мантии.
Большую роль в развитии ми-
нералогии сыграла минералогиче-
ская школа Ленинградского горного
института во главе с выдающимися
советскими минералогами А. К- Бол-
дыревым (1883—1946 гг.) и С. С. Смир-
новым (1895—1947 гг.).
Исключительное значение имела
деятельность минералогических об-
ществ таких стран, как СССР, США,
Англия и Франция, издающих свои
широкоизвестные журналы: «Запи-
ски Всесоюзного Минералогическо-
го Общества» (СССР, с 1866 г.);
«American Mineralogist» (США, с
А. Е. Ферсман
12
К. Гинтце
К. Дельтер
1916 г.); «Mineralogical Magazine» (Англия, с 1877 г.); «Bulletin de la Societe
Mineralogique de France» (Франция, c 1878 г.), а также издание таких
широкоизвестных справочников и руководств по минералогии, как «Систе-
ма минералогии» Д. Д. Дэна; «Handbuch der Mineralogie» К. Гинтце;
«Handbuch der Mineralchemie» К. Дельтера и др.
ЛИТЕРАТУРА
Барсанов Г. П. Значение минералогической школы В. И. Вернадского
в Московском университете (1890—1911) для развития современной минералогии.
Тр. Минералог, музея АН СССР, № 10, 1959.
Барсанов Г. П. К истории развития русской минералогии конца XVIII ве-
ка. Тр. Минералог, музея АН СССР, № 2, 1950.
Барсанов Г. П. Материалы к биографии академика В. М. Севергипа. Тр.
Минералог, музея АН СССР, № 10, 1950.
Бернштейн А. К-Ф. Моос во Фрейберге (эпизод из истории минералогии).
Минералог, сб. Львов, ун-та, № 19, вып. 1, 1965.
Бетехтин А. Г. и Вольфсон Ф. И. К истории развития учения о руд-
ных месторождениях в нашей стране. В кн.: «Основные проблемы в учении о магма-
тогенных рудных месторождениях». Изд-во АН СССР, 1953.
Григорьев Д. П., III а ф р а и о в с к и й И. И. Выдающиеся русские ми-
нералоги. Изд-во АН СССР, 1949.
Григорьев Д. П. иШафрановский И. И. Взгляды А. Г. Вернера
на кристаллогепезис и онтогению минералов. Зап. Всесоюзн. минералог. Об-ва, ч. 96,
вып. 6, 1967.
И о ф ф е - С м и р н о в а П. Я- и Ш а ф р а н о в с к и й И. И. Забытые опы-
ты В. Н. Каразина по «алмазотворению». Минералог, сб. Львов, геолог, общ-ва, № 8,
1954.
Крук Т. История учения о рудных месторождениях с главой о развитии
петрологии. ГОНТИ, 1933.
Лазаренко Е. К. Вступ до питания про утворення рудних родовищ. Наук,
зап. Льв1вск. утверситету, сер!я геолог., т. 2, вып. 4, 1946.
Лазаренко Е. К- Успехи минералогии в СССР за 50 лет Советской власти.
Зап. Всесоюзн. минералог, общ-ва, ч. 96, вып. 5, 1967.
Лазаренко Е. К-, Матковский О. И., С л и в к о М. М. Развитие
минералогии на Украине за годы Советской власти. Минералог, сб. Львов, ун-та,
№ 21, вып. 1, 1967.
Левинсон-Лессинг Ф. Ю. Введение в историю петрографии. ОНТИ,
1936.
Материалы Ф. П. Моисеенко в Архиве Академии наук СССР, Тр. Архива, вып. 12.
Изд-во АН СССР, 1955.
13
Раскин Н. М. и Шафрановски й И. И. Забытый отечественный мине-
ралог Федор Петрович Моисеенко (1754—1781). Минералог, сб. Львов, геолог, общ-ва,
№ 7, 1953.
Теряев А. История минералогии или краткое изображение основания, при-
ращения и усовершенствования опой науки, особливо в последнее двадцатилетие
СПб, 1819.
Тихо м иров В. В., X а и н В. Е. Краткий очерк истории геологии. Гос-
геолтехиздат, 1956.
Шафрановский И. И. История кристаллографии в России. Изд-во АН
СССР, 1962.
Шафрановский И. И. Николай Иванович Кокшаров. «Наука», 1964.
У э в е л л В. История индуктивных наук, т. 1—3. СПб, 1867.
Ф е р с м а и А. Е. Успехи минералогии и геохимии за 25 лет советской науки
(1917—1942 гг.). Избр. соч., т. V. Изд-во АН СССР, 1959.
Adams F. D. The birth and development of the geological sciences. Baltimore
1938.
Groth P. Entwicklungsgeschichte der mineralogischen Wissenschaften. Ber-
lin, 1926.
Ko^ell F. Geschichte der Mineralogie. Munchen, 1864.
ЗНАЧЕНИЕ МИНЕРАЛОВ И РОЛЬ МИНЕРАЛОГИИ
В ПРОМЫШЛЕННОСТИ И СЕЛЬСКОМ
ХОЗЯЙСТВЕ
Минералогия способствует развитию промышленности и сельского
хозяйства, которые нуждаются в огромном количестве минерального сырья.
В настоящее время нет ни одной отрасли народного хозяйства, где бы в том
или илом виде пе использовались минералы. Можно сказать, что современ-
ная промышленность использует все химические элементы таблицы Менде-
леева. Развитие металлургической промышленности тесно связано с исполь-
зованием минералов, содержащих в своем составе металлы, а развитие
сельского хозяйства требует применения различных минеральных удобре-
ний. На использовании минерального сырья в значительной степени бази-
руется современная химическая промышленность. Многие минералы нахо-
дят применение в различных видах техники благодаря своим особым физи-
ческим свойствам. Так, например, горный хрусталь идет на изготовление
пьезокварцевых пластинок, используемых в качестве источника пьезо-
электричества и ультразвуковых волн. Без применения ультразвуковой
локации невозможно было бы развитие подводного флота, так как пьезо-
кварцевые пластинки — это «глаза и уши» подводных лодок.
В оптической промышленности применяются такие минералы, как каль-
цит— Са[СО31, флюорит — CaF2 и др. Прозрачная разность кальцита —
исландский шпат — используется для изготовления пиколей в поляриза-
ционных микроскопах.
Оптический флюорит применяют для изготовления специальных опти-
ческих линз, прозрачных для инфракрасных и ультрафиолетовых лучей.
Аппаратом с такой оптикой можно фотографировать ночью и в любом тумане
Самолеты, снабженные соответствующим оборудованием, могут летать в лю-
бую погоду.
Рубин (разновидность корунда — А12О3 красного цвета), флюорит
(CaF2), шеелит (Ca[WO]4) и некоторые другие минералы применяются в так
называемых мазерах (по начальным буквам Microwave Amplification by
Stimulated Emission of Radiation) и лазерах (по начальным буквам Light
Amplification by Stimulated Emission of Radiation) — квантовых усили-
телях и генераторах микроволнового и оптического диапазонов.
Минералогия имеет большое значение при проведении поисковых и раз-
ведочных работ, так как помогает разобраться в условиях образования
минеральных месторождений, что весьма важно при установлении их про-
мышленного значения. Кроме того, минералогия точно определяет свой-
14
стваи состав минералов для использования их в промышленности. При помо-
щи минералогических знаний устанавливаются естественные ассоциации
химических элементов и минералов; этим облегчаются поиски и разведка.,
а также выясняется возможность комплексного использования сырья.
Ряд минералов содержит в качестве примесей элементы, которые имеют
большое промышленное значение и могут быть извлечены только попутно
с основным материалом. Так, в сфалеритах (ZnS) содержатся кадмий, индий
и другие элементы, которые добываются попутно с цинком, причем сфале-
риты являются почти единственной рудой этих элементов. В таком же поло-
жении по отношению к гафнию находится минерал циркон (ZrlSiOJ).
Кроме того, одновременно могут извлекаться различные минералы, нахо-
дящиеся в определенных ассоциациях, примером чего может служить анда-
лузит— AIAlojSiOJ и корунд — А12О3, добывающиеся из одних и тех
же месторождений. Совместное нахождение минералов имеет большое’
значение при поисках. Например, галенит (PbS) и сфалерит (ZnS) обычно
встречаются вместе. Совместное нахождение этих минералов привело
к установлению поискового правила: если в верхних горизонтах свинцово-
цинковых месторождений мало англезита (PbSO4 — продукт изменения
галенита — PbS) или оп совсем отсутствует, то па глубине (в зоне корен-
ного оруденения) очень мало галенита и сфалерита.
При поисках большое значение имеют вторичные бурые железняки,
слагающие верхние части многих коренных рудных месторождений. По бу-
рым железнякам геологу часто приходится решать вопрос не только о ми-
неральном составе неизмененных руд, но и о количественных соотношениях
между отдельными минералами, а также делать заключение о благонадеж-
ности самого месторождения на глубине.
В настоящее время на действующих рудниках учреждена специальная
должность рудничного геолога, одной из главных задач которого является
определение качественной характеристики разрабатываемого сырья.
Всестороннее изучение состава минералов является основным усло-
вием пе только для наиболее правильного комплексного использования
их, но и для установления рационального метода обогащения и техноло-
гического процесса переработки минерального сырья. Так, для обогащения
очень важно знать размеры и характер срастания зерен минералов, а также
их физические свойства, из которых наибольшее значение имеют плотность,
магпитность, электропроводность и отношение к флотационным реагентам.
Знание этих свойств позволяет разделять минералы между собой. Но было
бы неправильно считать, что минералогия должна заниматься изучением
только минералов, применяющихся в промышленности и сельском хозяй-
стве. В этом случае полезные минералы были бы выхвачены из общей систе-
мы и многие важные свойства.их, а также условия образования не могли
бы быть объяснены и правильно поняты, тем более, что практика показы-
вает, что полезными делаются все больше и больше минералов, которые
прежде были «бесполезными». Минералы, которые в настоящее время еще
не используются промышленностью, имеют значение для понимания осо-
бенностей полезных минералов, а также как поисковый критерий. К этому
следует добавить, что правильная постановка поисков и разведки место-
рождений не может быть достигнута изучением только одних полезных
минералов. Здесь уместно привести слова известного английского исследо-
вателя Джона Плейфера, сказанные им еще в 1802 г.: «Мы очень любим
подсчитывать богатства рудников, но Природа вообще не знает, что такое
богатство. Шпаты и другие жильные минералы нами выбрасываются в руд-
ничные отвалы, но самой Природе они, возможно, кажутся драгоценными
и чрезвычайно важными для своего устройства. Во всяком случае, безруд-
ные минералы имеют для рудных жил не меньшее значение, чем серебро
и золото, которые мы столь высоко ценим»Л
Нет сомнения, что для того, чтобы найти минералы, а затем их исполь-
зовать, необходимо знать, что они"' собой представляют, как выглядят,
15
какими обладают свойствами и в каких условиях образуются и находятся.
‘Следовательно, каждому работающему в горном и геолого-разведочном деле,
на обогатительных предприятиях и в металлургической промышленности
необходимо знать минералогию.
Особо следует подчеркнуть значение минералогии при геологических
исследованиях, в частности при геологической съемке. Здесь минерал,
являясь основной природной единицей, слагающей горные породы, играет
такую же роль, как и ископаемые организмы. Поэтому в задачу каждого
геологического исследования входит, кроме точного и полного изучения
всех минералов, выяснение закономерностей их сочетания и восстановление
по минералам тех условий, в которых происходило их образование.
Исходя из того, что основой почти всей индустрии служат материалы,
добываемые из недр земли, можно смело сказать, что минералогия является
одной из основ, на которой создается материально-техническая база, обеспе-
чивающая технический прогресс человечества.
ЛИТЕРАТУРА
Альбов М. Н. Опробование месторождений полезных ископаемых. «Недра»,
1965.
Бетехтин А. Г. Курс минералогии. Госгеолтехиздат, 1961.
Б э т м а н А. М. Краткая история применения минералов и развития при-
кладной геологии. В кн.: «Промышленные минеральные месторождения». ИЛ, 1949.
Вернадский В. И. Задачи минералогии в нашей стране. Избр. соч., т. IV.
Изд-во АН СССР, 1959.
Генкин В. Н., X а к и н А. И. Лазеры. Изв. высш, учебн. заведений, радио-
физика, т. 5, № 3, 1962.
Крейтер В. М. Поиски и разведка месторождений полезных ископаемых.
«Недра», 1964.
Курс месторождений полезных ископаемых, под ред. П. М. Татаринова и А. Г. Бе-
техтипа. «Недра», 1964.
Оценка месторождений при разведке. Справочник для геологов. Вып. 1—17.
Госгеолиздат, 1948—1961.
Роненсон Б. М. Опыт применения парагенетического анализа при геоло-
гической съемке. «Минеральное сырье», вып. 14. «Недра», 1966.
Требования промышленности к качеству минерального сырья. Справочник для
геологов. Вып. 1—73. Госгеолиздат, 1961—1962.
Фишман М. А. Технология полезных ископаемых. ГОНТИ, 1955.
Шавлов А., Фогель С., Дальберднер Л. Оптические квантовые
генераторы (лазеры). ИЛ, 1962.
РАЗДЕЛЕНИЕ МИНЕРАЛОГИИ
Минералогия занимается всесторонним изучением минералов и про-
цессов, при которых они возникают или претерпевают различные изме-
нения.
Долгое время существовало представление о минералогии только как
об описательной науке. Такие тенденции некоторых ученых, как и сам
термин «описательная минералогия», являются отражением статического
описательного направления, господствующего в минералогии Западной
Европы и прививавшегося в нашей стране до работ Е. С. Федорова
и В. И. Вернадского. Точно так же неправильным является разделение
минералогии на описательную и теоретическую, так как любой вопрос
в минералогии подлежит обязательному тщательному описанию на конкрет-
ном природном материале и теоретическому осмысливанию. Долгое время
минералогия ограничивалась только изучением земной коры, но в настоя-
щее время она изучает также космос и глубинные зоны Земли, в соответ-
ствии с чем в ней наметились три главных отдела: 1) минералогия земной
коры; 2) минералогия мантии и 3) космическая минералогия.
В минералогии земной коры в свою очередь могут выделяться минера-
логия изверженных горных пород, минералогия метаморфических горных
16
пород, минералогия осадочных горных пород, минералогия пегматитов,
минералогия зоны окисления и т. д.
В зависимости от подходов к минералам в минералогии выделяются
такие разделы: 1) физическая минералогия, или физика минералов; 2) хими-
ческая минералогия, или химия минералов; 3) структурная минералогия;
4) минералогическая кристаллография; 5) генетическая минералогия;
6) экспериментальная минералогия; 7) прикладная минералогия; 8) регио-
нальная минералогия; 9) систематическая минералогия.
Химическая минералогия изучает химический состав минералов и все
связанные с химическим составом их особенности.
Структурная минералогия изучает внутреннее строение минералов.
физическая минералогия изучает физические свойства минералов, а так-
же другие их свойства, которые поддаются исследованию физическими
методами.
Минералогическая кристаллография изучает кристалломорфологию,
зарождение, рост и развитие минеральных индивидов и их закономерных
срастаний.
Генетическая минералогия изучает образование и происхождение мине-
ралов и минеральных комплексов, возникающих в результате процессов
минералообразования. Генетические вопросы обычно рассматриваются
с химической, физической, физико-химичебкой и геологической точек
зрения.
Экспериментальная минералогия занимается искусственным получе-
нием минералов, а также моделированием процессов образования минералов
в различных физико-химических условиях. Последнее дает возможность
экспериментально проверить представления о магматических, метаморфи-
ческих и экзогенных процессах. Эксперимент вместе с тем является важней-
шим критерием, позволяющим проверить наши теоретические представления
относительно кристаллохимических особенностей минералов, их индиви-
дуализированное™ и, следовательно, облегчает решение вопросов номенкла-
туры и классификации минералов.
Прикладная минералогия занимается изучением минералов с целью
использования их в промышленности и сельском хозяйстве.
Региональная минералогия изучает распределение минералов и мине-
ральных ассоциаций в пределах отдельных геологических территорий.
Региональные минералогические исследования дают ключ к расшифровке
геологической истории и тех физических и химических изменений минера-
лов и минеральных ассоциаций, по которым в значительной степени эта
история восстанавливается. Они служат одной из главных предпосылок
для прогнозов и поисков минеральных месторождений.
Систематическая минералогия преследует цель систематизации всех
сведений, полученных при описании отдельных минеральных видов и мине-
ральных индивидов, выполненных всеми рассмотренными выше ее раздела-
ми. В систематической минералогии все свойства минералов, их конститу-
ция и условия образования рассматриваются как взаимосвязанные факторы,
определяющие самостоятельность минерального вида. Как результат систе-
матизации всех характеристик минеральных видов дается их классифика-
ция. Таким образом, систематическая минералогия, занимаясь детальным
описанием минеральных видов, классифицирует их и определяет положение
каждого из них в общей систематике минерального мира. Наряду с этим
систематическая минералогия использует данные генетической и региональ-
ной минералогии, касающиеся нахождения, распространения и образова-
ния конкретных минералов в отдельных участках земной коры. В основе
систематической минералогии, как и минералогии вообще, лежат кристал-
лохимический и генетический принципы, позволяющие наиболее полно
и объективно подойти к минералогическому исследованию. Для проверки
правильности представлений, рассматриваемых в систематической мине-
ралогии, привлекаются результаты экспериментальной минералогии, и как
[азарепко Е. К.
17
вывод из систематизации следует заключение о практическом значении
каждого минерала, т. е. используются данные прикладной минералогии.
Из всего сказанного о разделении минералогии следует, что все разде-
лы минералогии являются органически связанными между собой, соста-
вляют единое целое.
При преподавании минералогии ее удобнее всего делить на три части:
1) общую минералогию (которая по существу является введением в минера-
логию), 2) систематическую минералогию и 3) минералогию горных пород
и минеральных месторождений.
Различие между этими частями заключается лишь в том, что в общей
минералогии рассматриваются закономерности и факты, относящиеся либо
ко всем минералам, либо к их крупным систематическим единицам, в то
время как во второй части эти закономерности и факты рассматриваются
в отношении каждого отдельного минерала, а в третьей части — в отноше-
нии определенных минеральных комплексов —- горных пород и минераль-
ных месторождений,
ЛИТЕРАТУРА
Болдырев А. К. Курс описательной минералогии, вып. 1. Изд-во КУБУЧ,
1926.
Вернадский В. И. История минералов земной коры, т. I. Избр. соч.,
т. IV. Изд-во АН СССР, 1959.
Григорьев Д- П. Развитие представлений об объектах минералогии и поня-
тие о минералах по А. К- Болдыреву. Зап. Всесоюзн. минералог, общ-ва, ч. 85, вып. 4,
1956.
Лазаренко Е. К. Значение экспериментальной минералогии для общей
систематики минералов. Минералог, сб. Львов, ун-та, № 18, вып. 3, 1964.
Лазаренко Е. К., С л и в к о М. М. Пути развития минералогии, ж.
«Советская геология», 1967, № 4.
Ферсман А. Е. Предмет геохимии и история геохимических идей. Геохимия,
т. I. Избр. тр., т. III. Изд-во АН СССР, 1955.
Часть I
ОБЩАЯ МИНЕРАЛОГИЯ
Как уже говорилось выше, в общей минералогии мы изучаем законо-
мерности и факты, которые относятся либо ко всему минеральному миру,
либо к его крупным систематическим единицам. Здесь мы рассматриваем
конституцию минералов, т. е. объекты, изучаемые химической и структур-
ной минералогией, морфологию минералов, изучаемую минералогической
кристаллографией, свойства минералов, исследованием которых занимается
физическая и химическая минералогия, условия нахождения и образова-
ния минералов в природе, которые изучаются генетической минералогией
и закономерности распространения минералов, являющиеся предметом
региональной минералогии.
После рассмотрения конституции минералов, их свойств и морфологии
в качестве вывода приведены сведения о взаимосвязи и взаимозависимости,
существующих между ними, а после рассмотрения условий нахождения
и образования минералов в природе — признаки, позволяющие устанавли-
вать генетические особенности минералов.
В заключение общей минералогии дан общий обзор методик минерало-
гических исследований (как полевых, так и лабораторных), которые по раз-
личным причинам не рассматриваются в соответствующих разделах.
КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ (ХИМИЧЕСКИЙ
СОСТАВ И СТРОЕНИЕ)
Под конституцией минералов (от лат. constitutio — строение, состоя-
ние, организация) понимают химический состав и внутреннее строение
(структуру), которые взаимосвязаны между собой и являются одной из важ-
нейших характеристик минералов.
Конституция минералов определяется составляющими минералы
структурными единицами (атомами, ионами и в меньшей степени молеку-
лами).
При образовании минералов его структурные единицы стремятся к сим-
метричному расположению и определенной координации, что приводит
к формированию трехмерных периодических структур, выраженных в виде
пространственных кристаллических решеток. Пространственная решетка
состоит из элементарных ячеек со свойственными им «постоянными» решет-
ки— п0, Ьо, Со, а, |3, у. Элементарная ячейка для каждого минерала
является типичной и из нее закономерно путем периодического повторения
можно построить весь кристалл минерала с его внешними формами и свой-
ствами.
Кроме структурных единиц для конституции минералов являются
определяющими также характер связи между ними, их размеры и коорди-
нация и поляризационные свойства.
2* 19
Характеристика структурных единиц кристаллической решетки мине-
ралов. Как уже было отмечено, структурными единицами минералов являют-
ся атомы, ионы и молекулы, количество которых в минералах может
быть самым различным: от простых соединений (S, С и др.) и бинарных
(NaCl, MgO и др.) до весьма сложных (например, турмалин —
Na(Mg, Fe, Мп, Li, Al)3Al6(OH,F)4(BO3)3[Si6O18]).
Для конституции минералов важное значение имеет состав и структура
атомов. Они подробно рассматриваются в курсах физики и химии и здесь
мы лишь подчеркнем те их свойства, которые особенно отражаются на кон-
ституции минералов, а также укажем те характеристики, которые будут
необходимы в дальнейшем изложении. Среди них прежде всего следует
Рис. 1. Условное изображение особенностей электронов, обозна-
чаемых квантовыми числами:
п — электронная оболочка, к которой принадлежит электрон (здесь элект-
рон принадлежит второй оболочке 2 или L); I — орбитальный момент коли-
чества движения электрона по орбите и прецессия электронной орбиты; —
орбитальный магнитный момент; т& — спиновый магнитный момент, или спин
отметить роль электронов, вращающихся вокруг атомного ядра, свойства
и энергетическое состояние которых обусловливают способность атомов
вступать в соединение, т. е. образовывать минералы. Каждое состояние
электрона в атоме определяется четырьмя квантовыми числами n, /, mt, ms,
для которых мы лишь укажем их значения: п — имеет значения 1, 2, 3,
4, 5, 6, 7, которые отвечают семи электронным оболочкам (они также обозна-
чаются буквами: К, L, М, N, О, Р, Q). В каждой оболочке возможное число
электронов определяется простым выражением 2п2 (где п — номер оболоч-
ки); I — при разных п будет иметь значение от 0 до 6, т. е. в атомной обо-
лочке может быть до 6 подгрупп электронов; обычно наблюдаемые подгруп-
пы электронов обозначаются буквами: s-электроны (при I — 0), p-электро-
ны (при I = 1), d-электроны (при I = 2) и /-электроны (при I — 3); mi —
определяет магнитный момент, возникающий при движении электрона
по орбите. Его значение изменяется от —I до 4-/ и при разных I будет таким:
1) / —0 (s-электроны) =
2) 1—\ (р-электроны) — 1, 0, 4-1;
3) 1 = 2 (d-электропы) тг = — 2, —1, 0, 4-1, *4-2;
4) 1 = 3 (/-электроны) тг= — 3, —2, —1, 0, 4-1, 4-2, 4-3.
Приведенные значения показывают, что в подгруппах электроны рас-
пределяются по разному числу ячеек (в подгруппе s — в одной, в р — трех,
d — пяти и / — семи), которые обозначаются их цифровыми знаками.
ms — магнитное спиновое число, или спин, характеризует вращение
электрона вокруг собственной оси. Это число имеет только два значения:
4- 4- Ъ. и — — ft, где ft= a h—постоянная Планка. Следовательно, в каж-
2 2 2л
дой ячейке может быть либо один электрон (его называют неспаренным, или
холостым), либо два со спинами разного знака + у и —~ Tij . Их назы-
вают спаренными и обозначают || (неспаренные электроны обозначают |
или f).
20
Для облегчения запоминания квантовых чисел Д. П. Григорьев при-
водит их условное изображение, воспроизведенное на рис. 1.
Число электронов в разных оболочках и подгруппах может быть пока-
зано либо буквенными обозначениями, либо графически. Например, для
углерода
*wF! I *
Рис. 2. Диаграмма энергетических уров-
ней атомов Si и О и их расщепление на
зоны (/) и распределение зон в кристал-
лах (II):
Зоны: а — заполненная: б — запрещенная;
в — проводимости; Е — оси возрастания энер-
гии электронов; п — уровень энергии слоя
электронов
Для минералогии наибольшее значение имеют внешние подгруппы
электронов.
Образуя соединения, атомы могут изменять свое электронное строение,
приобретая при этом валентное состояние.
Особенности электронного состава и строения атомов химических эле-
ментов полностью определяют их роль в составе минералов.
Электроны в атомах имеют определенную величину, а электронные обо-
лочки являются энергетическими уровнями атомов. При образовании ми-
нералов происходит расщепление отдельных энергетических уровней атома
с образованием энергетических зон. Для каждого атома и для каждого мине-
рала существует периодическое потенциальное поле, в котором разрешенные
уровни и зоны чередуются с запрещенными зонами. Вместе с тем на разре-
шенных уровнях в минералах может находиться ограниченное количество
электронов. Нижние уровни, располо-
женные ближе к ядру, целиком запол-
нены электронами, а внешняя зона
заполнена частично, либо вообще сво-
бодна от них. В этой зоне возможны
различные перемещения электронов
и она получила название зоны про-
водимости. Упрощенная схема рас-
смотренных явлений для атомов Si и
О, по В. Ю. Эшкину и А. Н. Лука-
шову, приведена на рис. 2.
Орбиты, по которым движутся
электроны, называются стационарны-
ми. Если электрон находится на
стационарной орбите, то атом не
излучает и не поглощает энергии.
Это может происходить при переходе
электрона с одного стационарного
состояния на другое или с одного
энергетического уровня на другой.
Поглощение атомом энергии проис-
ходит при переходе электронов с низших на более высокие уровни, а из-
лучение — при переходе с вышележащих на нижележащие энергетические
уровни.
Размеры структурных единиц (атомов, ионов) определяются так назы-
ваемым эффективным радиусом, т. е. радиусом сферы действия данного
структурного компонента на окружающих его соседей. Так как большин-
ство природных минеральных соединений является соединениями ионного
характера, то для нас особо важным становится понятие ионного радиуса.
* Цифра обозначает номер оболочки, буква — подгруппу, на месте показателя
степени — число электронов в подгруппе.
21
Величина радиуса иона (аниона или катиона) зависит от величины и знака
заряда данного иона. Это можно сформулировать в виде следующего пра-
вила: чем больше положительный заряд, тем меньше его радиус; чем больше
отрицательный заряд иона, тем больше его радиус. Следовательно, ионные
радиусы катионов, как правило, будут меньше радиусов анионов, а радиус
одного и того же элемента в различных степенях окисления будет также
различным. Эти закономерности отчетливо прослеживаются на периодиче-
ской таблице элементов Менделеева (табл. I). Прослеживая период слева
направо, мы видим, что с увеличением положительной валентности радиус
ионов уменьшается, например (в ангстремах): Na+ — 0,98; Mg2+ — 0,74;
Al3+ —0,57; Si4+ — 0,39 и т. д. Эта закономерность наблюдается до тех
пор, пока мы не встретим элементы, которые уже легче образуют отрица-
тельные ионы (анионы). С образованием анионов ионные радиусы резко
увеличиваются. Например, фосфор, который стоит сразу за кремнием,
в том случае, когда он является пятивалентным — Р5+, имеет радиус, рав-
ный 0,35 А; сера, которая стоит рядом, имеет радиус иона S2-, равный 1,82 А,
далее радиус С1“ равен 1,81 А. Изменение радиуса иона при разных степе-
нях окисления можно проследить на примере серы. Так, RS2- = 1,82 А;
Rso = 1,04 A; jRS6+ = 0,29 А. Резко меняется радиус ионов в вертикаль-
ном направлении по группам таблицы Менделеева. С увеличением поряд-
кового номера, т. е. с увеличением заряда ядра и количества электронных
оболочек, радиусы ионов увеличиваются. Рассмотрим ряд щелочных одно-
валентных металлов от Li+ до Cs+: Мы = 0,68; jRNa = 0,98; Мк = 1,33;
jRnb = 1,49; jRcs = 1,65 А. Ряд галоидов: Mr- = 1,33; Ra- = 1,81;
₽вг- = 1,96; R3- = 2,20 А. Кроме того, на периодической таблице уста-
навливаются так называемые диагональные ряды, в которых размещаются
ионы разной валентности, но близкого радиуса. Например: одновалентный
литий и двухвалентный магний имеют радиус 0,68 А и 0,74 А; двухвалентный
кальций и трехвалентный иттрий имеют радиусы 1,04 А. и 0,97 А
и т. д.
Размер радиуса одного и того же атома или иона может колебаться
в определенных пределах в зависимости от ряда причин, главнейшей из ко-
торых является природа химической связи. Экспериментальным путем
было установлено, что при переходе от ионного типа связи к ковалентному
межатомное расстояние сокращается за счет уменьшения радиуса аниона
и увеличения радиуса катиона. Размер нейтрального атома занимает про-
межуточное положение.
Типы химической связи. По современным представлениям, химическая
связь является результатом движения электронов внешних (валентных)
оболочек в пространстве между ядрами взаимодействующих атомов. Возник-
новение связи обусловливается тем, что электроны, которые принадлежат
двум различным атомам, становятся для них общими. Главнейшими типами
связи, развитыми в минералах, являются: ионная, ковалентная, металли-
ческая, молекулярная и донорно-акцепторная.
Ионная (полярная, гетероатомная, электровалентная) связь возникает
в результате того, что при взаимодействии атомов один из них притягивает
в сферу своего ядра один или несколько электронов и становится отрицатель-
но заряженным ионом — анионом, а другой, отдавая электроны, становит-
ся положительно заряженным ионом — катионом. Между разнозаряжен-
ными ионами появляется электростатическое взаимодействие. При ионной
связи атомы стремятся приобрести наиболее устойчивую оболочку с полным
числом электронов во внешнем слое. Ионная связь не имеет пространствен-
ной направленности. Связи иона в пространстве распределяются равномер-
но, благодаря чему ион стремится окружить себя максимальным количе-
ством противоположно заряженных ионов. Ионная связь наблюдается лишь
в тех минералах, ко юрые представляют собой соединения атомов, имеющих
22
Периоды
1,00797
3
ia
7 |~^
ш
на
П
I ma
___о
ivaT
va
д
via I vug
VIII
р
6,939
ii~
Is2 2 sf
0150 0
*10,68'
65
4
1s2~2s2
5
6
3 Na
~3sf
9,0122
12
I ~3s2
10,811
73
1s2~2s2pf
0 09/
_^pl (
-3s2pf
27989$
19
o $J£
+j °Лш|
* к
~3d°-4s1
\20
-3d°~4s2
39.102
37
1 1 Порядковый номер
1 1 символ
ЭЛЕМЕНТА
1 1 1 1 АТОМНЫЙ ВЕС П : 1
CfPpOBHUQ ёнвШИИ)
Koop*.
12,01115
/4
1s2~2s2p2
0 Q77 2,3/
+4 0/5 1000
~3s2pz
0 117 4
4 Р 276000
KflL
1ГЖ1Д|
-3de-4s2 27 -зз1-^2 28 Ni 58,71 -3ds-
0 1,26 *2Q80 *30,67 4/ 51000
Co 58,9332 (25 ^30 064 JU 01,24 20,74
-4dJf-5s} 46 ~4d
01,32 40,62 - 0,005 \ 102,905 4 1,34 065^^ Rd 1064 11,37
~5dsfc-6s2 7 -5d5 78 Й 71W 5dsf-l (38 '^0,1
0 (33 4Q65 6 0,05 - lr0 II 4 192.2 135 8 ^0,001
\21
44,956
39
-3d^4s2
0 164 6
*3 083 6
-^d’fSs2
0 1,81 6
*3 с Ц31 28
91,22
47,90
23 -3d3~4s2 P4 -3d5-4sf \25 -3d5-4s* \26
V IRCrlP-Mn w^Fe
>-40,61 150 9-^200 ”1а-У4Й2 900 l__У_
50,942 *5|04 7 51,996 ТП 54,9381 55,847
4/ -№f-5si 42 ~4d*fo-5s< 43 44
NbS^MoSFTc -Ru
12ЖЭД Г 9^94760,65 [97] fflral
\23
-3d2~4s2
Р ду|да|Щ
^^26000-
-4tty°-5sf'
0 2,^2
^300 -
I 40,08
38
toes
*3
4Q64f
\-4d°f~5s2
s Rb
JMJ____________________________
35 -4f-5s2pld‘f-6^ 56 -4Гр552р^-б5\57 \
85,47
6000
~4d2f°-5s2
>01,58 638
40,82 2DQ
~5d2f-6s2\
50,942
4/
\-4d*f°-5si
, 51,996
\~4dr-5^\
54,938f
, 55,847
44
73
Ж
-5d3f-6s2
та
74
»
\-5dY-6s2
T97T
75
~5dsf°-6$2
ЭД7
76
Рс1оЙ Raltfdl а1»Ы2_И''»И^TaflZ]W?p° t3r,g Iiq
UO*1(S5~ Ua»?(38~LU’3tW I I ‘Ц8 ,, I U»5W ? » i ggg/ Uw
132.9051 I 2 137,3^1 I (38,9tfWV^ 178.4Г] I3’2 ИЗО.МП | 1183.85 fWl 186,2 гВД' 1190,2
?7*^ '-» •» «I
132,905
87^ -5^6$2p6dB-7sf\88 -5f-6ppsd°-7sl\89 ' -5f6s2pfdf-7s2\
вдет
[223]
(2261
\Ш
10
TWl I I
8
’Лантаноиды
58 ^5sW/-6s2\59 -4-f2-5s2pfdf/-6s2\60 ^5s2pWsi6f 4p5s2oWf°-6s2\62
140,12 Г4|°Я^ I 140,9071 7 l~W~l V5 iWTl |'150,35 Z ЦЩГ_
1ШЙ
01,79
J
144,2
[1471
150,35
1C
Актиноиды
90 -5f-6fpW-7s2
91 -5f-6s2psd4s2
J , -----
92 -5f3’6s2psd2-7s2
0
*3
Th ° w — Pa ° — 11
11*31,08 6 »_ Ц*31.0б7 <л.д V
232.038HM ° П231] RM7'238.0~ ^|0,^|
и
1,53
1,04
6,8
3
93 -5f4s2pW
94 -5p-6szped4s2
95 '5f-6s№pj3
W -bf'-bsyd'-w UP- -bf-osy^"^ 7 ----7
[237] pW [242] PR QZ43T.LLJ-
р
VIII
У
16 1
fl в
П П
bl
\коКыи
\iep
им вол
EMEHTA
МНЫИ ВЕС
Р
-3de~4s2
75(847
° t2£
+2 51000
+30,6731
4
?u
nw~
'0(32
Строение ^неиних электронных орбит
Координационные
наела
кларк (г/т)
\27
58,9332
-3d7~4s2
0 1,25 3
0,78
0,64
л
*3
30
45
\-4dgf-5sf
28
Ni
58,71
46
~3ds’4s2
01,24 J_
*20,74
30
~4d10
29
63,54
47
-3d'° -4 sf
0127^4
№ 100
6,12
-4р-5з'
190.2
106,4
ЮТ
’-6s2
01,33 3
065
0,05
17
lr
192.2
~5(H
01,35 B
•40,«5
0,001
78
-6s1
-5pf'
0(38£
0,64
0,005
79
~5d10f-6s1
AuP^
w
№{o,005
зо
65,37
48
80
200,59
-3d®-4?
(38 0,83 4,6 50
-4p-5s2
I; (48 0,59 0,5
~5f-6s2
1» r* 1.12 8 0,07
1118 IV6
1 1
31 Ga 69,72 -зо^Ш 32 j9 72/9 -3dw-4ep2
11,22 30,62 4/ /5 0(22 *20,65 *40,44 4/ 7
49 In TOT -4rc-5s2p1 50 'Ft '5s2p2
31,62 1(30 30,92 6 0,1 Sn 118 69 0(40 *2(02 *40,67 6 40
81 1 204 -5f°-6s2p1 82 -5<- 6згрг
I m 11,71 1(36 3(05 0,8 3 Pb 207,19 01,75 *2(26 *40,76 6,8,10 16
V8
I
7 1s2'2s2p?
R 14.0067 3148 0t),71 50,15 3 100
15 -3s!p3
£ 30.9738 3(86 0(08 50,35 4 800
33 •3dw-4s2p
As 74,9216 31,91 01.25 здез 5!0,4 3,4 p
51 4f°-5s2p3
Sb 121.75 + 32,08 0(44 30,90 50,62 4/ 674
85 op- 6s2p3
Bl 208,980+ 3213 0(55 3(20 5(0,74 0,8 op
vie VII8 0
(Hl 2 de Is2
— 0 (22 0,01
8 IL- 15.9994 1s2- 2(3f 0 061 2s2p* am 9 г 1 189984 Is2- 1(33 3 0,64 2s2ps 210 10 Ng' 20,183 !s2-2s2p' 1,60 0,005
16 -3s2p< 1T -3 S2ps 18 -3s2ps
s. 32.064 * 2$ D 1,04 40,35 60,29 4 500 CL 35453 1^1 7 0,95 7026 450 AH 39.948 (92 4
34 -3d,0-4sY 35 3d1B-4sy 36 ~4p 6
Se 78,96 * 21,33 3(16 40,69 60,35 4 0,6 Dr 79,909 + 11,96 I,i4 'И 4 Krt 83,80 (58 0,0002
52 5s2p4 53 5s2p5 54 H,-5s2pt
le 127,60 + 22,11 516,51 \O,O1 JJ 126,9044 12,26 (35 7(0,50 J_1 4 Izp Xe 13(30 2,18 9,00003
84 Ha- 6s2pi 85 Sf- 6s2ps 86 - 5f°~6s2pB
^Ol [210 J I (41 5 0,67 6 210~K Ati 12107 Rd 12221 7-fO-'1
\|Y1° I I ° J 01,79 6,8 |L о (77 № ||vf 0 (77 6,8 Цл 0 (76 6,8 C •> о (75 || I 0174 6,8 VLfflU 6/ .
MIHW LU*Z(12 UU3D94— I D>30,89—U ¥^8~~ ПО>3 0^“ L Г ^ЗзГ'-Д* ^,85~ I F-
Г150.35 I ' j 151,96 HH/FCWSI I I 158.9241 I "162,50 | | m3 (1Ш I I 167,26 | Г168.9341 | iW4~f | j 3 pf^gy-f | | 1
150,35
J4-5p-_6s^^l 95 -5/g-pe^^]96-5f-6syd1-7s!\97 -5f4s2ped4s2\98 *5^7^ -5^jg«j/Z22
гоИвд™ r'v-;r’xrrfdr VFi
94 -5p-6s2p6d1-7s2
[2421
[2431 j
(00
0,85
68
1.0247]
[2541
m 1 Mv No
0253]
№
6255]
внешние электроны со спинами разного знака. Например, электронные
оболочки нейтральных атомов натрия и хлора имеют такой вид:
И и и и
1 f и и
75г 23г 2р6 35г Зр5
При образовании минерала галита (NaCl) хлор перетягивает электрон
от натрия к себе и оба атома ионизируются, приобретая устойчивую вось-
миэлектронную оболочку (внешних подгрупп электронов, участвующих
в связи):
Na+
|и||и|н|н
25 2 2р°
1SZ 2S2 2р6 33г Зр6
75 2
Ковалентная (гомоатомная, атомная, неполярная) связь возникает при
образовании пар электронов, которые движутся в поле ядер двух взаимо-
действующих атомов, причем в состав каждой пары входит по одному элект-
роду от каждого атома. Связь эта осуществляется, когда взаимодействующие
атомы имеют неспаренные электроны с противоположно ориентированными
спинами. Происходит спаривание электронов и они получают возможность
находиться одновременно в поле одного и другого атомов.
Причиной ковалентной связи также является стремление к устойчивой
восьмиэлектронной оболочке путем заполнения до полного числа s и р-
электронов на внешних орбитах.
Ковалентный тип связи особенно характерен для гомоатомных мине-
ралов, но распространен также и среди гетероатомных. Количество кова-
лентных связей равняется количеству неспаренных электронов атома в сво-
бодном состоянии или в возбужденном валентном состоянии. Имеется в виду,
что атомы при взаимодействии могут возбуждать друг друга и производить
распаривание электронов, т. е. переводить один из спаренных электронов
в свободную ячейку на незанятый энергетический уровень. Так, например
электронная оболочка атомов углерода имеет такой вид:
752 2S2 2рг
При взаимовозбуждении атомов один из 2а-электронов переходит в сво-
бодную 2р-ячейку и уже у углерода на внешних оболочках получается
четыре неспаренных электрона:
В результате взаимного возбуждения все четыре электрона сместились
со своих орбит и находятся на смешанных или гибридных орбитах. Это явле-
ние называют гибридизацией s и р-электронов.
Ковалентные связи характеризуются определенной направленностью
в пространстве.
Металлическая связь в наиболее чистом виде наблюдается между ато-
мами одного и того же элемента — металла (кристаллы самородной меди,
золота и серебра), рассматриваемого как совокупность положительно заря-
женных ионов —«атомных остовов», между которыми свободно перемещают-
ся электроны в виде «электронного газа».
23
Притяжение между положительно заряженными ионами и электронным
газом не имеет направленности и количественного ограничения связей,
поэтому каждый ион стремится окружить себя максимальным числом
соседей.
В минералах с металлической связью для электронов имеются широкие
энергетические зоны, образованные расщеплением электронных уровней
соединившихся атомов. Многочисленность уровней и близость их друг к дру-
гу обусловливает подвижность электронов, которая выражается в том, что
они имеют возможность легко переходить с одного уровня на другой.
При металлической связи ионы каждого из элементов, отдавая по од-
ному электрону, получают устойчивую 18-электронную оболочку.
Молекулярная (остаточная, ван-дер-ваальсовская) связь проявляется
в результате взаимодействия между собой нейтральных молекул, внутри
которых характер связи уже другой. Она определяется тремя эффектами,
которые свойственны молекулам: 1) дисперсионным', 2) ориентационным
и 3) наведенным, или индукционным.
Дисперсионный эффект является результатом движения электронов,
которое создает мгновенные диполи, вызывающие притяжение между моле-
кулами. Направление мгновенных диполей в связи с движением электронов
все время меняется (дипольный момент диспергируется — рассеивается).
Ориентационный эффект является результатом полярности молекул, кото-
рые могут иметь различный собственный дипольный момент. Наведенный
эффект связан с поляризующим действием электрических полей соседних
молекул. В различных соединениях значение указанных эффектов сильно
колеблется.
Молекулярная связь наиболее характерна для органических соедине-
ний, но наблюдается также в некоторых самородных элементах (сера, селен
и теллур), окислах (лед, брусит), силикатах (каолинит, пирофиллит) и др.
Донорно-акцепторная связь (от лат. dono — дарить, доставлять, давать
и accept© — получать, брать, принимать) возникает в результате того, что
два спаренных электрона одного атома используются в свободной ячейке
другого атома, становясь общими для того и другого.
Атом, дающий пару электронов, называется донором, а занимающий
свободную ячейку — акцептором.
В отличие от ионной связи в этом типе передача электронов совершается
на время, в результате чего электроны часть времени находятся в оболочке
одного из соединяющихся атомов, а часть времени -— в оболочке другого,
осуществляя связь между атомами.
Донорно-акцепторная связь особенно характерна для некоторых суль-
фидов и их аналогов. Рассмотрим ее на примере пирита —Fe[S2L
Железо и сера, образующие пирит, имеют такое строение внешних
оболочек своих нейтральных атомов:
Ге Н И И | И i I I I I I И
3SZ Зр6 зиБ us2
5|м11и11 ।
3S2 зр*
При образовании пирита железо отдает двум неспаренным атомам серы
оба внешних 4$2-электрона и остается с шестью электронами на внешней
орбите (3d6) в виде Fe2+. Два атома серы, присоединив по одному электрону,
ковалентно связываются в анион [S2]2-, который схематически можно изоб-
разить так:
24
У такого аниона имеется 2 раздельных пары s и 4 пары р-электронов, кото-
рые не принимают участия в связи и могут временно переходить в сферу
действия атома железа. Таким образом, каждый ион Fe2+ получит по паре
электронов от каждого из шести [S212-, которые его окружают, и создаст
необходимую 18-электронную (6 -ф 12) оболочку 3dlf)ds2pe>, т. е. в пирите
анионы [S2]2- выполняют роль донора, a Fe2+ является акцептором.
Такая же картина наблюдается в минералах, в которых ион [S2]2-,
замещен группой [AsS]3~; например, в кобальтине — ColAsS], где кобальт,
обладающий в наружной оболочке девятью электронами, сохраняет шесть,
атри отдает аниону и нужным гантельным радикалом становится ['As.'Asl]3“.
В спер иллите — Pt[As2] 10-электронная платина отдает четыре электрона
в гантельный радикал [As2]4“ = [.’AslAs".]4-, от которого получает шесть
пар электронов и приобретает 18-электронную конфигурацию.
В скуттерудите — CoJAs 4]3 около каждого As образуется по две внутри-
радикальных пары вдоль ребер квадратного радикала с валентностью 4—
[As4]4- =
:As: As;
;As; As:
Смешанные связи. Кроме рассмотренных типов, в минералах имеют
место так называемые смешанные связи, сущность которых лучше всего'
показать на примере
натриевой селитры —
Na[NO3l. В этом мине-
рале центральный атом
радикала — азот — имеет
внешний электронный
слой 2s2p2. С кислородом
он соединяется при по-
мощи всех пяти валент-
ных электронов, но ха-
рактер связи оказыва-
ется различным: три
гибридизированных sp2
электрона создают так
Рис. 3. Кривая зависимости между разностью элект-
роотрицательности атомов в бинарном соединении к
соотношением ионной и ковалентной связи
называемые сигма-связи
(о), четвертый образует так называемую /ш-связь (л) * и одна связь име-
ет ионный характер. Такие соотношения приводят к приобретению и кис-
лородом (состояние внешней электронной оболочки 2s2p4) и азотом устой-
чивой конфигурации 8-электронной оболочки типа благородного газа.
Промежуточные связи. Рассмотренные пять типов связи в минералах
в чистом виде почти не встречаются. Преобладающая масса минералов
характеризуется связями с взаимными переходами от одного типа к другому
(промежуточные или переходные связи) или одновременным присутствием
различных типов связи между разными составляющими кристаллической
структуры. Этот случай рассмотрен на примере натриевой селитры. В мине-
ралах наиболее распространен промежуточный ионно-ковалентный тип
связи. За меру степени ионности -— ковалентности связи в первом прибли-
жении может приниматься величина разницы электроотрицательности
соединяющихся ионов, на основании чего Л. Полингом составлен для бинар-
ных соединений график зависимости между разностью электроотрицатель-
ности атомов и соотношения ионной и ковалентной связи (рис. 3). График
* Сигма-связи (сг-связи) действуют между центрами атомов за счет взаимодей-
ствия электронных облаков по линии связи. В ней участвуют s-электроны. При пи-
связях (л-связи) взаимодействие электронных облаков происходит не между центрами
атомов по линии связи, а параллельно в плоскости связи. Она бывает часто у р-элек-
тровов.
25
показывает, что при разности электроотрицательностей менее 1,7 связь
имеет преимущественно ковалентный характер, а при разности более 1,7—
ионный. Так, например, для галита (NaCl) разница электроотрицательно-
стей натрия и хлора равна 3,0 — 0,9 = 2,1; для сфалерита (ZnS) 2,5 —
— 1,5 = 1,0, что по графику соответствует в первом случае соотношению
между ионной и ковалентной связью 0,6 (60%) и 0,4 (40%), а во втором —
0,2 (20%) и 0,8 (80%).
Понятие о координационном числе. Свободные ионы, создавая кристал-
лическую решетку, попадают в окружение других ионов противоположного
знака. Число ионов, находящихся на одинаковом или близком расстоянии
от данного иона, называется координационным числом. В минералогии
мы будем говорить о координационном числе катиона по отношению к ани-
онам, которыми в большинстве случаев являются О2-, S2- и Г1- (галогены —
F, Cl, Br, I). При соединении ,
прямыми линиями центров окру- жающих (координированных) ато- Зависимость от соотношения мов или ионов образуется геомет- координационного числа радиусов катиона и аниона
рическая фигура, получившая наз- вание координационного полиэдра. пап^соТ/Г1^ к Координационное число зави- к' а Коорди- национное число Форма координа- ционного полиэдра
сит от природы атомов и ионов, особенностей кристаллического со- > 0 155 единения, условий его образования >0*225 и типа химической связи. >0,415 В минералах с существенно ионной связью величина коорди- ’ национного числа определяется соотношением размеров ионов и необходимостью 3 4 6 8 12 взаимной Треугольник Тетраэдр Октаэдр Куб Кубооктаэдр компенсации
зарядов катионов и анионов.
Принимая во внимание, что наиболее устойчивой будет такая структура,
когда все ионы касаются один одного, геометрически рассчитаны опти-
мальные отношения радиуса катиона (RK) к радиусу аниона (Ra) Для раз-
личных координационных чисел (табл. 2).
Зная радиусы катиона и аниона и их отношения, можно предвидеть
координацию катиона по отношению к аниону для большинства минералов
с преобладающей ионной связью.
Однако для ряда минералов рассмотренные геометрические соотноше-
ния не выдерживаются. Так, например, в сфалерите — ZnS (RK *• Ra =
= 0,46), в гриноките — CdS(RK : = 0,54) вместо геометрически возмож-
ного координационного числа 6, мы имеем координационное число 4.
Понижение или повышение координационного числа по сравнению
с геометрическим соотношением объясняется влиянием на координационное
число ковалентной связи (табл. 3), определяемое индивидуальными особен-
ностями, связанными с строением валентных электронных орбит.
ТАБЛИЦА 3
Характеристика координационных взаимоотношений атомов при ковалентной связи
Использованные орбиты Количе- ство связей Размещение связей Коорди- национное число Форма координацион- ного полиэдра
р2 ИЛИ Sp 2 Угловое или линейное 2 Угол или гантель
Sp2 3 Треугольное плоское 3 Треугольник
Р3 3 Т реу го льно-пирамидальное 3 Пирамида
dsp2 4 Квадратное 4 Квадрат
sp3 или d3s 4 Тетраэдрическое 4 Тетраэдр
cftspZ 6 Октаэдрическое 6 Октаэдр
d‘lsp или d$p 6 Т ригонально-призматиче- 6 Тригональная
ское призма
26
Выше мы отметили, что координационное число зависит от особенно-
стей состава и строения минералов, в которые входит химический элемент.
Как пример приведем изменение координационного числа кальция в раз-
личных кислородных соединениях: в кальците Са[СО3] — 6, в титаните
CaTiO[SiO4] — 7, в анортите Ca[Al2Si2Os] — 8, в арагоните Са[СО3] — 9,
в перовските CaTiO3— 12. В данном случае особенности структуры, усло-
вия электростатической нейтральности и условия кристаллизации каждого
минерала наложили свой отпечаток на координационные числа кальция.
Координационное число находится также в зависимости от условий
образования минералов, в частности от температуры, давления и концентра-
ции компонентов в минералообразующей среде. Координационные числа
различных атомов в структурах минералов находятся в пределах от 2 до 12.
Главными среди них являются 3, 4, 6, 8 и 12. Для них в структурах минера-
лов известны такие координационные полиэдры: для координационного
числа 3 — треугольник и тригональная пирамида; для числа 4 — тетраэдр,
тетрагональная пирамида и квадрат; для числа 6 — октаэдр, тригональная
призма, тригональная пирамида и шестиугольник; для числа 8 — куб; для
числа 12 — додекаэдр. Из указанных координационных полиэдров главны-
ми являются: треугольник, тетраэдр, октаэдр, куб и додекаэдр. Координа-
ционные полиэдры могут соединяться друг с другом гранями, ребрами
и вершинами. В форме треугольника координационные полиэдры встре-
чаются в некоторых боратах (например, в сассолине — Н3[ВО31). В форме
тетраэдров они развиты в структурах многих минералов, например в поли-
морфных модификациях ZnS — сфалерита и вюртците, кристобалите
(SiO2) и др.
Распространенными в структурах многих минералов являются коор-
динационные полиэдры в виде октаэдров. Они встречаются в галите (NaCl),
никелине (NiAs), корунде (А12О3), рутиле (TiO2), брусите (Mg(OH)2) и др.
В виде куба координационные полиэдры развиты в минералах, имеющих
структуру хлористого цезия (CsCl), флюорита (CaF2) и др. Додекаэдриче-
ские координационные полиэдры известны в структуре многих самородных
металлов.
Л. Полинг в 1932 г. обратил внимание на то, что по мере уменьшения
координационного числа катиона число общих граней, ребер и вершин
в координационных полиэдрах постепенно уменьшается и на смену граней
связующими элементами становятся ребра, а затем вершины (сначала четы-
ре, затем три и, наконец, две).
Уменьшение числа общих граней, ребер и вершин координационных
полиэдров, имеющих форму тетраэдров или октаэдров, приводит к смене
координационных структур каркасными. В первых общими являются грани,
ребра и вершины, а во вторых — преимущественно вершины. Если же коор-
динационные полиэдры имеют форму тригональных пирамид или они рас-
полагаются в плоскости, координационные структуры сменяются слоистыми
и цепочечными.
Поляризационные свойства. Катионы, создавая вокруг себя координа-
ционные полиэдры, не остаются пассивными, а активно воздействуют
на окружающие их анионы, нарушая их сферическую форму. Это часто
приводит к тому, что реальные межионные расстояния оказываются мень-
шими, чем суммы соответствующих ионных радиусов. Деформация иона
соседними с ним ионами, в результате которой он теряет симметричное
строение и образует электрический диполь, называется поляризацией.
Выделяют поляризацию пассивную, т. е. способность иона к деформации
в электрическом поле, и активную —- способность иона деформировать
другие ионы, которые его окружают. Поляризационные свойства иона
зависят от положения его в таблице Менделеева (табл. 4). Поляризуемость
ионов совпадает с увеличением размеров ионных радиусов, а поляризующее
действие ионов одинакового заряда увеличивается с уменьшением поряд-
кового номера. Поляризуемость анионов значительно большая, чем поля-
27
ризуемость катионов, и, наоборот, активное поляризующее действие кати-
онов резко превышает активную поляризацию анионов. Следовательног
в структуре минералов катион играет роль поляризатора, а анион подвер-
гается его поляризующему действию.
ТАБЛИЦА 4
Относительная величина пассивной (а) и активной (р) поляризации
(по Борну и Фаянсу)
а Р Li 0,06 1,7 Na Be 0,03 16,0 Mg В 0,01 Al Si Cu Zn Ga Ge О 3,1 1,1 s F 0,91 0,6 Cl
я W сор 0,19 1,0 К 0,11 3,3 Ca 0,07 9,2 Sc 0,04 26,0 Ti 10,0 Ag 33,0 Cd In ? Sn (7,25) 0,7 Se 3,06 0,3 Br
S к о Е а ₽ 0,91 0,6 Rb 0,57 1,8 Sr 0,38 4,4 Y 0,27 9,8 Zr 6,0 Au 18,0 Hg Tl Pb 6,4 0,5 Те 4,84 0,3 J
сор 1,90 0,5 1,38 1,2 1,04 2,7 0,80 5,3 5,0 12,0 ? 9,6 0,5 6,08 0,2
Cs Ba La Ce Th
а Р 2,85 0,4 2,08 1,4 1,56 2,0 1,20 3,8 3,3
При рассмотрении координационного числа мы говорим об ионах
(атомах), как об упругих соприкасающихся сферах. Из кристаллографии
известно, что существует два основных способа укладки упругих сфер,.
Рис. 4. Три типа
моделирования кристаллической структуры
сфалерита (ZnS):
а — разреженные модели, б — полингопские модели (внутри каждого тет-
раэдра располагаются центры ионов серы), 6 — плотнейшая упаковка. Чер-
ные шарики — цинк, белые — сера
получивших название плотнейшей кубической и плотнейшей гексагональной
упаковок. При укладке упругих сфер возникают пустоты, имеющие октаэдри-
ческую и тетраэдрическую конфигурации. На каждую сферу приходится
одна октаэдрическая и две тетраэдрические пустоты. При выполнении
пространства сферами равного диаметра выполненным оказывается только
74,05% пространства, а 25,95% остается незаполненным, в виде пустот.
Так как анионы имеют значительно большие размеры, чем основная масса
катионов, то первые создают плотнейшую упаковку, в пустотах которой
помещаются катионы. Плоскости плотнейшей упаковки из анионов играют
весьма большую роль в морфологии кристаллов. Это основные плоскости
28
срастания двойников, плоскости отдельности, плоскости спайности, сколь-
жения. Они же являются плоскостями наружного ограничения.
Изображение или моделирование структур может быть произведено
тремя способами (рис. 4). Мы можем изобразить структуру в виде плотней-
шей упаковки, соответственно изменяя размеры анионов и катионов (рис. 4, в).
Этот способ неудобен, так как мы будем видеть только одну плоскую сетку
(один слой шаров). Можно вместо шаров плотнейшей упаковки изображать
только их центры, это так называемые разреженные модели (рис. 4, а).
Они наглядны, но не дают представления о степени выполнения простран-
ства. Третий способ, предложенный Полингом, заключается в изображении
структуры в виде тетраэдров, октаэдров и других полиэдров, вырезанных
из плотнейшей упаковки анионов и заполненных катионами (рис. 4, б).
КРИСТАЛЛОВ ИМИ ЧЕСКИЕ ТИША МИНЕРАЛОВ
В процессе минералообразования происходит формирование минералов,
характеризующихся определенным химическим составом и соответствующей
структурой. Состав и структура являются взаимно связанными, так как
каждое сочетание атомов при данных условиях образования минералов
Рис. 5. Координационный тип структуры (галенит):
а — положение центров ионов (черные кружочки — РЬ, белые — S), б — расположение
сфер атомов, в — структура галенита в полинговских октаэдрах
может иметь лишь определенную структуру. Соединяясь в кристаллическую
структуру, атомы химических элементов используют присущие им связи,
типы которых были рассмотрены выше.
По степени однородности связей в структурах все минералы могут
быть разделены на два типа: гомодесмические и гетеродесмические.
Гомодесмические (изодесмические) минералы (от греч. гомос — одина-
ковый и десмос —• связка) характеризуются структурами, в которых при-
сутствуют связи только одного типа и они одинаковы по всем направлениям,
присущим каждой из них. В гомодесмических минералах атомы или ионы
равномерно распределены в структуре. Построенные подобным образом
структуры получили название координационных. Характерной их чертой
является равномерное распределение связей в трех измерениях, в резуль-
тате чего координационные полиэдры имеют значительное число общих
граней, ребер и вершин.
Среди минералов с существенно ионной связью к ним принадлежат:
галит (NaCl), галенит (PbS), периклаз (MgO), флюорит (CaF2) и др. Из дан-
ных рис. 5, на котором представлена структура галенита, видно, что каждый
ион свинца окружен шестью ионами серы, а каждый ион серы окружен
шестью же ионами свинца, причем расстояния между центрами ионов
свинца до каждого из ионов серы и наоборот одинаковы (2,97 А).
Из минералов с существенно ковалентной связью к гомодесмическим
принадлежат алмаз, сфалерит (ZnS), алабандин (MnS) и др. Из данных
29
рис. 4 видно, что в структуре сфалерита каждый ион цинка с тетраэдриче-
ски расположенными связями окружен четырьмя ионами серы и наоборот
на одинаковом расстоянии, равном 2,35 А.
В самородных металлах мы встречаемся с высоким координационным
числом. Здесь (см. рис. 20) каждый атом металла (в данном случае меди)
окружен двенадцатью такими же соседями, центры которых отстоят один
от другого на 2,55 А.
Гетеродесмические (анизодесмические) минералы (от греч. гетерос —
другой, различный) характеризуются тем, что в разных частях и по разным
Рис. 6. Островной тип структуры (форстерит):
а —< плотнейшая упаковка, б — общая структура» в — в полинговских ок-
таэдрах
направлениям в них связи неодинаковые; одни группы атомов соединены
друг с другом при помощи одних связей, а соединения между группами
осуществляются при помощи других.
В гетеродесмических минералах наблюдается обособление групп атомов.
По этим обособленным группам они подразделяются на островные, цепочеч-
ные, слоистые и каркасные.
Островные минералы характеризуются обособленными группами атомов
(радикалами), связи внутри которых более прочные, чем связи с окружа-
ющими их атомами. Радикалы могут быть простыми и иметь линейную,
треугольную, пирамидальную, тетраэдрическую и октаэдрическую форму
и сложными, состоящими из двух полиэдров.
30
Рис. 7. Кристаллическая структура берилла
Среди минералов с ионной связью к островным принадлежат многие
комплексные соединения с обособленными в структуре радикалами (карбо-
наты, сульфаты, нитраты, некоторые силикаты и др.). На рис. 6 приведена
структура форстерита —
Mg2[SiO4], показывающая
наличие в ней обособлен-
ных (островных) тетраэд-
ров [SiO4], играющих роль
комплексных анионов, со-
единение которых в общую
структуру минерала про-
исходит при помощи кати-
онов, с которыми они со-
единяются ионной связью.
К островным минера-
лам с молекулярной связью
принадлежат сенармон-
тит — Sb4O6, реальгар
As4S4 (см. рис. 119) и др.
Отдельные изолиро-
ванные группы атомов в
структуре минерала могут соединяться в кольца, как, например, в са-
мородной сере или берилле (рис. 7). Поэтому среди островных гетеро-
десмических минералов как разновидность выделяются кольцевые.
Цепочечные минералы характеризуются наличием «бесконечных» групп
атомов, расположенных в виде цепочки с существенно ковалентной связью
внутри цепочек и преимущественно ионной связью между ними.
Цепочечный характер структуры определяется четко выраженной
линейной направленностью наиболее прочных связей, которые реализуются
для атомов через сг-связи, а для полиэд-
ров, имеющих форму треугольников,
тригональных пирамид, тетраэдров и
октаэдров, через общие вершины, реб-
ра и грани.
К минералам с существенной ионной
связью принадлежит весьма важная
группа пироксенов (рис. 8).
К цепочечным минералам с суще-
ственно ковалентной связью принадле-
жит киноварь — HgS, миллерит—NiS,
джемсонит — Pb4Fe[Sb3S7]2 и др.
Наряду с рассмотренными цепочка-
ми, называемыми одиночными, часто
развиты также сдвоенные, которые полу-
чаются путем отражения одиночных це-
почек в плоскости симметрии. К ним
из минералов с ионной связью принад-
лежат очень важная группа амфибо-
лов, гётит — FeO(OH) и др., а из ми-
нералов с существенно ковалентной
связью — антимонит — Sb2S3, структу-
ра которого изображена на рис. 9.
Сдвоенные цепочки также называ-
Рис. 8. Цепочечный тип структуры
(диопсид — CaMg[Si2O6])
ются лентами, а структуры, для кото-
рых они характерны — ленточными.
Слоистые минералы характеризуются наличием группировок атомов,
составляющих «бесконечные» слои, внутри которых связи одни, а между
слоями другие. Они характеризуются двумерным распределением наиболее
31
прочных связей, т. е. расположением структурных единиц и координацион-
ных полиэдров (треугольной, пирамидальной, тетраэдрической, октаэдри-
ческой и призматической формы) в плоскости.
К слоистым минералам с существенной ионной связью относятся бру-
сит — Mg(OH)2, гидраргиллит — А1(ОН)3, каолинит — Al4(OH)8[Si4O10],
@Sb
Рис. 9. Ленточный тип структуры (анти-
монит)
Рис. 10. Слоистый тип
структуры (ковеллин)
слюды и др. В них внутри слоя связи ионные, а между слоями молеку-
лярные. Типичным примером подобных минералов является калиевая
слюда мусковит — KAl2(OH)2[AlSi3O10L
В слоистых силикатах мы встречаемся с дополнительным структурным
элементом пакетом, который представляет собой объединение между собой
нескольких слоев, выполненных тетраэдрами и октаэдрами.
В структуре мусковита трехслойные пакеты, состоящие из двух тетра-
эдрических слоев и одного лежащего между ними октаэдрического, ионом
калия объединяются при помощи ионной связи в общую структуру. Двух-
слойные пакеты каолинита соединяются между собой молекулярной связью.
К слоистым минералам с существенно ковалентной связью принадлежат:
аурипигмент — As?S3, ковеллин — Cu2S-CuS2 (рис. 10) и др., а с существен-
но молекулярной связью — сассолин — Н3[ВО3], молибденит — MoS2, гра-
фит и др. В графите (рис. 11) атомы внутри слоев связаны ковалентной
связью, а слои между собой увязываются в структуру минерала при помощи
молекулярных связей.
Каркасные минералы характеризуются наличием трехмерного каркаса,
получающегося за счет равномерного пространственного распределения
ковалентных и ионных связей между атомами. Между координационными
полиэдрами в минералах каркасной структуры (тетраэдры и октаэдры)
связь осуществляется через общие вершины, которых должно быть не более
двух.
К каркасным минералам с существенно ионной связью принадлежат
многие алюмосиликаты, в частности полевые шпаты.
Трехмерный каркас вообще, а в алюмосиликатах в частности, имеет
полости значительной величины (см. рис. 192). Каркас, выступая, по суще-
ству, как крупный анион, для компенсации отрицательных зарядов прини-
мает в свди полости крупные катионы — К+, Na*, Са2+, а также Ва2*.
Рассматривая кристаллохимические типы минералов в отношении сте-
пени однородности химической связи, мы отнесли все минералы с коорди-
32
национными группами к гомодесмическому типу, а с островными, цепочеч-
ными, слоистыми и каркасными —- к гетеродесмическому. Однако, если это
справедливо для большинства минералов, то для некоторых наблюдаются
Рис. 11. Структура графита {а, б) и алмаза (в, а)
исключения. Так, некоторые минералы с координационными группами
имеют решетки гетеродесмического типа. К ним относятся некоторые метал-
лы: цинк, ртуть, олово и др.
К гомодесмическому типу принадлежат некоторые минералы с каркас-
ными группами. К ним принадлежат с существенно ионной связью куп-
Рис. 12. Каркасный тип структуры (кварц):
а — в аксонометрической проекции на плоскость (0001), б — в виде
тетраэдров SiO4
рит — СпО, кварц — SiO2 (рис. 12) и др., а с существенно ковалентной
связью — аргентит — Ag2S, науманит Ag2Se и др.
Важнейшие структурные типы минералов. Структурное исследование
минералов показало, что в основе многих из них находятся структуры одно- *
го и того же типа. Такие структуры получили название типических. Они
играют большую роль в минеральном мире. Их мы рассмотрим исходя
из общих формул АХ, А2Х, АХ2, А2Х3 и т. д., где А — сумма катионов
в формуле, а X — сумма анионов.
3 Лазаренко Е. К.
33
Приведенные формулы показывают определенное соотношение между
анионами и катионами. Первые, как это было показано выше, образуют
плотнейшие упаковки, а вторые — выполняют пустоты в них. Способ выпол-
нения пустот в плотнейшей упаковке принято называть мотивом. Исходя
из общих формул мине-
ралов выделяют мотивы
АХ, АХ2, А2Х3, АХ4
и др.
Мотивы рассматри-
ваются по следующему
плану.
1) мотив из октаэдров:
а) кубическая плот-
нейшая упаковка;
б) гексагональная
плотнейшая упаковка;
2) мотив из тетраэдров:
а) кубическая плот-
нейшая упаковка;
б) гексагональная
Рис. 13. Кристаллическая структура галита:
а — разреженная модель, б — плотнейшая упаковка
плотнейшая упаковка.
В соединениях с общей формулой АХ число анионов равно числу кати-
онов. А число октаэдрических пустот в плотнейшей упаковке, равное числу
анионов, в данном случае равно числу катионов. Значит, в мотиве АХ
из октаэдров катионами будут заполнены все октаэдрические пустоты как
в кубической, так и в гексагональной плотнейших упаковках. При куби-
ческой плотнейшей упаковке получается структура, названная типом гали-
0 1 2 .3 4 5А О Nr
“ L ’ о
а
Рис. 14. Структура никелина:
а — положение центров ионов, б — плотнейшая упаковка, в — в полинговских окта-
эдрах
та (NaCl). Плотнейшую упаковку создают ионы С1", а катионы Na+ запол-
няют все октаэдрические пустоты (рис. 13). Тетраэдрические пустоты в такой
структуре остаются незаполненными.
При гексагональной плотнейшей упаковке получается структура типа
никелина (NiAs) (рис. 14).
В структуре типа Шлита и типа никелина Na и Ni окружены шестью
атомами С1 и As и наоборот. Октаэдрические полиэдры NaCl6 соединяются
между собой через общие ребра, a NiAs6 —- противоположными гранями
и шестью ребрами.
Структура типа NaCl более устойчива и поэтому распространена шире,
чем структура типа NiAs.
При более мелких катионах или более крупных анионах (например,
при переходе от окислов к сульфидам) для катионов уже достаточно места
в тетраэдрических пустотах. Так как в формуле АХ тетраэдрических пустот
в два раза больше, чем катионов, они выполняют только половину тетраэд-
34
ров. Отобрать эту половину можно по-разному, следовательно, можно
получить несколько мотивов выполнения. Тетраэдры в плотнейшей упаков-
Рис. 15. Структура вюрцита:
а — разреженная модель, б — в полинговских тетраэдрах
ке ориентированы двояко: половина обращена своими остриями вверх
половина — вниз.
Если заполнить катионами только одинаково ориентированные тетраэд-
ры, то придем к очень распространенному типу структуры сфалерита ZnS
Рис. 16. Структурный тип хлористого
кадмия CdCl2:
а — разреженная модель, б — в полиэдрах
Рис. 17. Структурный тип брусита:
а — разреженная модель, б — в полиэдрах
при кубической плотнейшей упаковке и к структуре другой полиморфной
модификации (ZnS) — вюртцита при гексагональной плотнейшей упаков-
ке (рис. 15).
В структуре типа сфалерита и типа вюртцита тетраэдрические полиэд-
ры ZnS4 соединяются между собой общими вершинами.
3* 35
В соединениях типа АХ2 анионов вдвое больше, чем катионов. Значит,
катионы могут выполнить только половину октаэдрических пустот. Следо-
вательно, в таких соединениях теоретически возможно бесконечное количе-
ство способов выполнения октаэдров катионами. Однако среди минералов
распространены структуры нескольких наиболее простых мотивов АХ2
из октаэдров.
Отбор половины октаэдров производится очень просто: слои 1, 3, 5, 7
и т. д. заполнены; слои 2, 4, 6, 8 и т.д. пустуют.
Если в основе такого мотива лежит гексагональная плотнейшая упа-
ковка, получается очень распространенная сложная структура типа бру-
Рис. 18. Структура рутила:
а — положение центров ионов, б — в полинговских октаэдрах
сита (Mg(OH)2). При кубической плотнейшей упаковке получается струк-
тура типа хлористого кадмия — CdCl2 (рис. 16).
В структуре типа брусита октаэдры Mg(OH)6 ориентированы тройной
своей осью симметрии вдоль оси с и соединяются общими ребрами в сплош-
ные сетки (рис. 17).
В структуре хлористого кадмия координационные полиэдры CdClc
соединяются общими ребрами в сплошные сетки, но с иным периодом повто-
ряемости, чем у брусита.
Выделение цепочек из октаэдров, перпендикулярных тройной оси плот-
нейшей упаковки, получается вследствие чередования заселенных и неза-
селенных слоев октаэдров как в вертикальном, так и в горизонтальном
направлениях. Связь таких цепочек наиболее легко осуществляется в гек-
сагональной плотнейшей упаковке, где каждый октаэдр одного слоя ложит-
ся на октаэдр другого слоя.
Цепочки могут быть прямые, зигзагообразные с различной длиной
звена, спаренные, которые можно назвать полосами, и др.
При ширине прямолинейной цепочки в один октаэдр образуется струк-
тура типа рутила (TiO2) (рис. 18).
В структуре типа рутила атомы титана находятся в шестерной коорди-
нации атомов кислорода, а они окружены тремя атомами титана.
Координационные полиэдры TiOc имеют форму несколько искаженных
октаэдров. Они соединяются между собой противоположными ребрами,
образуя колонки параллельно оси с. Колонки связаны между собой вер-
шинами.
Мотивы АХ3 и А2Х3 из октаэдров тесно связаны друг с другом и явля-
ются дополнительными, поскольку при выполнении 1/3 октаэдров в мотиве
АХ3 остаются незаполненными 2/3 октаэдров, которые образуют мотив А2Х3.
36
Рис. 19. Структура корунда (по Н. В. Белову):
Д133 по^едоватсльиых слоя, перпендикулярных к тройной оси; в — ромбиче-
ская элементарная ячейка, изображенная в виде координационных полиэдров Справа:
структура корунда в виде групп А12О3
Рис. 20. Основные типы кристаллических структур про-
стых веществ:
а — меди, б — металлического магния, в — металлического тантала
Рис. 21. Структурный тип хлористого цезия
CsCl:
а — разреженная модель, б — в полиэдрах
Весьма просто получить мотив А2Х3 (и АХ3), если чередовать два заполнен-
ных слоя и один пустой.
В минералах типа А2Х3 наиболее распространена структура типа
корунда (А12О3). В основе этого мотива лежит гексагональная плотнейшая
упаковка, причем заполненные октаэдры образуют в каждом слое шести-
членные кольца, в центре которых находится пустой октаэдр (рис. 19).
При наложении таких слоев
друг на друга в колонках
вдоль £3 упаковки происхо-
дит чередование двух запол-
ненных и одного пустого ок-
таэдра.
В структуре корунда
атомы алюминия окружены
шестью атомами кислорода,
а атомы кислорода — четырь-
мя атомами алюминия. Ок-
таэдрические полиэдры АЮ6
соединяются между собой
ребрами.
Из других структур, построенных по принципу плотнейшей упаковки,
типическими являются структура типа меди (рис. 20, а) и структура типа
металлического магния (рис. 20, б). Первая является кубической, а вторая —
Рис. 22. Кристаллическая структура флюорита. Слева—
разреженная модель, справа — в виде кубов
гексагональной. В них атомы имеют координационное число 12 и образуют
координационные полиэдры в форме додекаэдров, соединяющихся между
собой гранями, ребрами и вершинами.
Типическими также являются некоторые структуры, не имеющие плот-
нейшей упаковки. Среди них мы рассмотрим тип металлического тантала,
тип хлористого цезия и тип флюорита.
Тип металлического тантала характеризуется пространственной решет-
кой в виде центрированного куба (рис. 20, в), в котором атомы тантала
имеют координационное число 8.
Тип хлористого цезия (CsCl) характеризуется тем, что в его структуре
ионы цезия окружены восемью ионами хлора и наоборот. Координацион-
ные полиэдры в форме куба соединяются друг с другом общими гранями
(рис. 21).
Тип флюорита (CaF2). В структуре каждый Са окружен восемью иона-
ми фтора, а каждый ион фтора — четырьмя ионами кальция, образуя
полиэдры в форме куба, которые соединяются между собой через общие
ребра (рис. 22).
Наряду с флюоритовым типом среди минералов пользуется развитием
также так называемый антифлюоритовый тип. К нему относятся структу-
38
ры, геометрически идентичные флюоритовой, но в них места катионов зани-
мают анионы, а места анионов — катионы. По антифлюоритовому типу
построены аргентит — Ag2S, халькозин — Cu2S и др.
ИЗОМОРФИЗМ
Уже давно исследователи обратили внимание на то, что многие подоб-
ные по составу и внешней форме вещества могут образовывать кристаллы
переменного состава. Эти наблюдения были обобщены в 1819 г. немецким
химиком Э. Митчерлихом. Исследуя соли фосфорной и мышьяковой кис-
лот — Na2[HAsO4] -12Н2О и Na2[HPO4] -12Н2О, он установил, что они обла-
дают почти тождественной кристаллической формой, образуя смешанные
кристаллы. Это явление было названо им изоморфизмом (от греч. исос —
равный, одинаковый и морфэ — форма). Позже, по аналогии с жидкими
системами, их стали называть твердыми растворами. В минералогии они
получили название смешанных кристаллов или изоморфных смесей. Кроме
того, было установлено, что многие минералы часто содержат незначитель-
ные примеси различных химических элементов, которые обусловлены зако-
номерным вхождением их в кристаллическую решетку минерала — хозя-
ина. Такие примеси получили название изоморфных.
Наблюдения и эксперименты позволили дать современное определение
изоморфизму, под которым следует понимать явление взаимного замещения
атомов и ионов в узлах кристаллической решетки без нарушения ее стро-
ения. Результатом изоморфизма являются изоморфные смеси и изоморфные
примеси химических элементов в минералах.
Одной из общих причин вхождения в минералы незначительных изо-
морфных примесей является, вероятно, низкая концентрация элементов
в минералообразующей среде. Значительная недосыщенность среды такими
элементами, их рассеяние не позволяет им образовывать кристаллические
решетки своих собственных минералов и они вынуждены при соответст-
вующих термодинамических условиях входить в кристаллические решетки
других минералов.
Минералы в виде изоморфных смесей весьма распространены в природе.
Часто они образуют непрерывные изоморфные ряды от одного конечного
члена к другому. Такой изоморфизм
называется совершенным, или неограни-
ченным. Он характерен для изоморфных
смесей, которые возникают при любых
соотношениях компонентов. В тех слу-
чаях когда изоморфный ряд при опре-
деленных соотношениях компонентов
разрывается с образованием новых ми-
нералов, изоморфизм называется несо-
вершенным, или ограниченным.
Наблюдения показали, что услож-
нение химического состава минерала
благоприятствует развитию изоморфных
замещений. Так, например, в кислород-
ных соединениях возможности изоморф-
ных замещений расширяются от простых
окислов через сложные к силикатам: в
корунде (А12О3) и гематите (Fe2O3) вза-
имозамещение такой пары катионов, как
А13+ и Fe3+, определяется только долями
процента, в шпинели (Fe, М§)А12О4и маг-
иетите (FeFe2O4) оно достигает 15—20%,
а в гроссуляре (Ca3Al2[SiO4]3) и анд-
Э. Митчерлих
39
Изоморфный ряд плагиоклазов
ТАБЛИЦА 5
Название минерала Пределы колебаний в составе, % Название минерала Пределы колебаний в составе, %
ОТ ДО ОТ до
Альбит Олигоклаз Андезин АЬюо AbgoAnlo АЬуоАпзо АЬдоАПю АЬ70Ап30 АЬ50Ап50 Лабрадор Битовнит Анортит АЬйоАщо АЬ30Ап70 AbjoAngo АЬ30Ап70. АЬщАпдо Ап100
радите (CasFealSiOJs) они могут давать непрерывный изоморфный
ряд.
Примером совершенного изоморфизма является очень важная группа
полевых шпатов, получившая название плагиоклазов. Плагиоклазы пред-
ставляют собой непрерывный изоморфный ряд, крайними членами которого
являются альбит (Na[AlSi3Os]) и анортит (Ca[Al2Si2O8]). В табл. 5 приведе-
ны чаще всего встречающиеся смеси альбита (АЬ) и анортита (Ап), получив-
шие специальные названия. Приведенные в табл. 6 главнейшие свойства
этих минералов показывают, что каждое из них представляет среднее
из величин, отвечающих крайним членам ряда, и что физические свой-
ства изменяются пропорционально изменению состава.
ТАБЛИЦА 6
Изменение свойств в изоморфном ряду плагиоклазов
Название минерала пр пт ng Плотность
Альбит 1,5282 1,5324 1,5387 2,61
Олигоклаз 1,5388 1,5428 1,5463 2,64
Андезин 1,549 1,553 1,557 2,67
Лабрадор 1,5558 1,5583 1,5632 2,69
Битовнит 1,564 1,569 1,573 2,72
Анортит 1,5756 1,5838 1,5884 2,75
Ограниченные изоморфные смеси при изменении термодинамических
условий (особенно при понижении температуры) могут распадаться на
составные компоненты. Это явление получило название распада твер-
дых растворов. Так, например, щелочные полевые шпаты KJAlSi3Os]
и Na[AlSi3O8] при высоких температурах образуют непрерывный изоморф-
ный ряд, а при охлаждении распадаются на две фазы: одну с преоблада-
ющим содержанием калия и другую с преобладающим содержанием натрия.
В пределах каждой фазы возникают взаимные прорастания, известные под
названием пертитов и антипертитов.
Прежде считалось, что изоморфизм возможен только среди атомов
и ионов одинаковой валентности. Русский химик Р. Ф. Герман (1805—
1879 гг.) впервые обратил внимание на то, что в минералах наблюдаются
изоморфные замещения элементов различной валентности.
В настоящее время в минералах, которые являются ионными соеди-
нениями, выделяют изовалентный и гетеровалентный (от греч. гетерос —
другой, различный) изоморфизм. При изовалентном изоморфизме замеще-
ние происходит как бы «ион за ион» (например, К+ — Rb+; Са2+ — Sr2+;
А13+ — Ga3+ и т. д.). При гетеровалентном изоморфизме замещения совер-
шаются с компенсацией зарядов взаимозамещающихся ионов по таким'
схемам:
40
1. Без изменения количества структурных единиц (пара за пару):
Са2+ + А13+ — Na+ + Si4+; 2Mg2+ — Li+ + Al3+.
2. С изменением количества структурных единиц: 2А12+ — 3Mg2+;
Si4+ — Na+ + Al3+; 2Na+ — Ca2+.
При гетеровалентном изоморфизме взаимозамещаемость, как правило,
совершается только тогда, когда разница зарядов между ионами не более
единицы. Если разница зарядов превышает единицу, границы изоморфизма
весьма суживаются, вплоть до практически полного отсутствия изоморф-
ных замещений.
Трудами геохимиков, главным образом В. М. Гольдшмидта и А. Е. Ферс-
мана было выяснено, что возможность изоморфных замещений определяется
свойствами самих атомов, ионов и типом соединения. В. И. Вернадский
впервые раскрыл зависимость изоморфных замещений от термодинамиче-
ских факторов (температуры и давления).
В типичных ионных структурах с незначительным участием ковалент-
ной связи важное значение принадлежит величине ионных радиусов.
Последнее нашло свое выражение в законе Гримма — Гольдшмидта, гла-
сящем что «изоморфная смесимость (при температурах, лежащих не очень
близко к температурам плавления) в значительной степени проявляется
в том случае, если радиусы соответствующих структурных единиц отли-
чаются один от другого приблизительно не более чем на 15% (в процентах
от меньшего радиуса)».
Наблюдения показывают, что с повышением температуры изоморфные
замещения происходят и при более значительной разнице ионных радиусов,
а в случае незначительных изоморфных примесей соотношение радиусов
может колебаться в довольно широких пределах.
Наблюдения над минералами в некоторых месторождениях показали,
что иногда в минералообразующем расплаве или растворе не хватает эле-
мента, который должен образовать тот или иной минерал. Тогда недоста-
ющий элемент замещается примесями, находящимися в расплаве или
растворе в избытке и способными заместить недостающий элемент. Это ведет
к повышенному содержанию в минералах элементов-примесей. Такое явле-
ние было названо В. В. Щербиной компенсационным изоморфизмом. На при-
мере апатита — Са2Са3(С1, F, ОН) он показал, что недостаток Са2+ в сравнении
с количеством [РО4]3- приводит к тому, что вместо кальция в состав апати-
та изоморфно входит Sr2+ и TR3+ с образованием стронцистой и редкоземель-
ной разности апатита.
Как уже отмечалось выше, явление изоморфизма предполагает прежде
всего взаимозамещаемость атомов и ионов в кристаллической решетке.
Однако в природе мы встречаемся с явлениями, когда один атом или ион
лучше замещает другой атом или ион в его соединениях, чем наоборот.
Так, барий и свинец лучше входит в минералы калия, чем калий в минералы
бария и свинца; магний охотнее входит в минералы кальция, чем кальций
в соединения магния, вместе с тем Са2+ легче замещает натрий в его соеди-
нениях, чем Na+, кальций в соединениях кальция и т. д. А. Е. Ферсман
назвал такой вид изоморфизма направленным или полярным. Он установил
такой ряд характерных пар элементов:
К Са Fe Са Ti TR Sc Mg Fe Ca К
Ba Y Ge Th (Nb, Ta) Th Zr Sc Sc U Pb
В этом ряду каждый элемент, стоящий выше, замещается тем, который
находится под ним, но не наоборот. Явление полярного изоморфизма
А. Е. Ферсман объясняет энергетикой ионов. Так, замещение кальция
каким-нибудь элементом из редких земель, близким к нему по своему
объему, будет энергетически выгодно, тогда как обратный процесс будет
требовать очень высоких концентраций кальция или вообще не будет иметь
места (табл. 7).
41
ТАБЛИЦА 7
Энергетические константы (эк) некоторых элементов
Замещается Замещает ЭК (выигрыш)
ИОН (A) эк ион Z?2 (A) ЭК
Са2+ 1.04 1,75 уз-1- 0,97 3,95 2,20
Mg2+ 0,74 2,10 Sc3+ 0,83 4,65 2,55
Fe2+ 0,80 2,12 Sc3+ 0,83 4,55 2,53
Sc3+ 0,83 4,65 Zr*+(Hf<+) 0,82 7,85 3,20
Ti4+ 0,64 8,40 W+(Ta&+) 0,66 13,60 5,20
K+ 1,33 0,36 Pb2+ 1,26 1,65 1,29
Na+ 0,98 0,45 Ca2+ 1,04 1,75 1,30
Минерал, содержащий изоморфные примеси, в определенных условиях
может освободиться от них. Такие явления наблюдаются под влиянием
изменения валентности, которое влечет за собой изменение многих харак-
теристик элемента. Этот процесс «самоочистки» особенно проявляется при
окислении минералов и приводит к разделению элементов. В оливине
(Mg, Fe)2[SiOJ, например, обычно содержатся такие элементы, как Fes+,
Мп2+, Со2+ и Ni2+, изоморфно замещающие Mg2+; на поверхности Земли
они переходят в высшую степень окисления и перестают быть изоморфными
с двухвалентным магнием. Такую же картину мы наблюдаем с самородной
платиной, обычно содержащей в первичных месторождениях Си, Ni, Fe,
Pb и другие элементы, которые при окислении отделяются от нее. Происхо-
дит своеобразный процесс «очистки» главной составной части. Разделение
изоморфных компонентов в минералах может совершаться также в резуль-
тате их перекристаллизации, растворимости и других причин.
Изоморфизм имеет большое научное и практическое значение, так как
в значительной мере определяет химические и структурные особенности
минералов. Кроме того, знание законов изоморфизма позволяет шире
использовать редкие и рассеянные примеси, носителями и концентраторами
которых являются минералы.
Выше мы видели, что взаимное замещение атомов и ионов благодаря
близости ионных радиусов не приводит к изменению структуры. Но, если
изоморфное замещение будет совершаться атомами и ионами разного размера
в аналогичных по составу структурах, в них может произойти резкое изме-
нение структуры вплоть до перехода катионов в новую координацию.
Такое явление получило название морфотропии,. а ряды минералов, свя-
занных морфотропными переходами, называют изодиморфными рядами.
В табл. 8 приведен изодиморфный ряд карбонатов группы кальцита-ара-
гонита. В этом ряду минералов предел морфотропного преобразования про-
ходит через Са1СО3]: все карбонаты двухвалентных катионов, ионный радиус
которых меньше радиуса Са2+, кристаллизуются в структуре кальцита,
а карбонаты с большими, чем Са2+, катионами — в структуре арагонита.
Морфотропные преобразования сужают пределы изоморфного замеще-
ния и ведут к образованию разрыва в рядах изоморфных смесей. В двух
соединениях с разной структурой явление совершенного изоморфизма
совершаться не может.
Таким образом, взаимозамещаемость атомов и ионов наблюдается чаще
всего в тех случаях, когда они строят сходные по размерам и структурным
мотивам кристаллические решетки. Однако в минералогии часто встречают-
ся явления, когда атомы и ионы образуют близкие кристаллические решет-
ки, но не образуют изоморфных замещений. Например, такие ряды, как
галит (NaCl) — галенит, (PbS) — периклаз (MgO) и кальцит (Са[СО3]) —
натриевая селитра (Na[NO3]), имеют одинаковые структуры в пределах
каждого ряда, но. их ионы не образуют взаимозамещений. Такое явление
42
называется изоструктурностью, или изотипией, а минералы, принадлежа-
щие к одинаковым структурным типам — изоструктурными или изо-
типными.
ТАБЛИЦА 8
Изо диморфный ряд карбонатов'
Название минерала Формула Радиус катиона, A Координаци- онное число Тип структуры
Магнезит Сферокобальтит Сидерит Смитсонит Родохрозит Отавит Кальцит Mg[CO3] Со[СО3] Fe[CO3] Zn[CO3] MnfCO3] Cd[CO3] Са[СО3] 0,74 0,78 0,80 0,83 0,91 0,99 1,04 6 Тригональный, ти- па кальцита
Арагонит Стронцианит Церуссит Витерит Ca[CO3] Sr[CO3] Pb(CO3) Ba[CO3] 1,04 1,20 1,26 1,38 9 Ромбический, типа арагонита
Внешним проявлением изоструктурности видов при различном их хими-
ческом составе является так называемый изогонизм (от греч. гониа — угол),
сущность которого заключается в одинаковой симметрии изоструктурных
минералов, а также в близких геометрических константах и формах.
Изогонизм можно продемонстрировать на примере кристаллов кальцита
(Са[СО3]) и натриевой селитры (Na[NO3]), которые обладают большим геомет-
рическим сходством. Оба эти вещества кристаллизуются в ромбоэдрах
с углами между ребрами, пересекающимися на тройной оси: 10Г55' —для
•кальцита и 102°41,05'—для селитры. Если в раствор одного из таких
веществ поместить ромбоэдр другого, то он начнет как бы дорастать, но из
смешанного раствора оба минерала будут кристаллизоваться раздельно
в виде зернистого агрегата.
ПОЛИМОРФИЗМ И ПОЛИТИПИЯ
При рассмотрении структуры минералов было установлено, что каж-
дое химическое соединение имеет свою собственную структуру — кристал-
лическую решетку с определенной внутренней и внешней симметрией,—
и, следовательно, кристаллизуется в одном из 32 видов симметрии. Однако
в природе одно и то же по составу вещество может иметь и различные струк-
туры, следовательно, кристаллизоваться в различных видах симметрии.
Это явление было установлено Э. Митчерлихом в 1820 г. и получило назва-
ние полиморфизма (от греч. поли — много и морфэ — форма). Примерами
полиморфизма могут быть кубический пирит и ромбический марказит,
имеющие оба состав Fe[S2], кубический алмаз и гексагональный графит,
состоящие из углерода, тригональный кальцит и ромбический арагонит
с составом Са[СО3] и др. Несмотря на одинаковый химический состав, свой-
ства этих минералов оказываются различными (см. табл. 8 и табл. 46).
Это обусловлено полной перестройкой структуры. Наряду с полиморфизмом
среди минералов наблюдаются явления сдвигов или поворотов отдельных
структурных элементов (цепочек, слоев, пакетов) относительно друг друга
при полном сохранении структуры внутри этих элементов. Подобное явле-
ние получило название политипии.
Различные виды кристаллов одного и того же вещества, образовавшиеся
в результате полиморфизма и политипии, называются полиморфными
43
и политипными модификациями. Возможность существования тех или
иных модификаций определяется температурой и давлением. Так, например,
обычная природная ромбическая сера при нагревании ее выше температу-
ры 95,5° С (при нормальном давлении) переходит в серу моноклинную,
а с понижением температуры до 95,5° С моноклинная сера снова переходит
в ромбическую. Обыкновенный кварц, который кристаллизуется в триго-
нальной сингонии при температуре выше 573° С (при нормальном давлении)
переходит в кварц гексагональный, который в свою очередь при понижении
температуры до 573° С переходит в тригональную модификацию. Такие-
превращения называются энантиотропными (от греч. энантиос — обрат-
ный, противоположный и тропос — поворот, перемена), а температура,
при которой они совершаются,— температурой или точкой энантиотроп-
ного превращения. Кроме таких превращений в природе наблюдаются
также монотропные превращения, при которых совершается переход,
одной модификации в другую, но обратного перехода не наблюдается,
т. е. превращения совершаются только в одном направлении. В качестве
примера монотропных полиморфных превращений можно привести углерод:
при нагревании кубической модификации (алмаза) он сравнительно легко
переходит в гексагональную модификацию (графит), но обратный переход
при охлаждении пока неосуществим.
При переходе одной модификации в другую часто сохраняется внешняя
форма первоначальных кристаллов. Кристаллы с внешней формой одной
модификации и внутренней структурой другой называются параморфозами
(от греч. пара — около и морфосис — образование).
В зависимости от температуры среди полиморфных модификаций выде-
ляют низкотемпературные и высокотемпературные *, а по их устойчиво-
сти — устойчивые (стабильные) и неустойчивые (лабильные, инстабильные
или метастабильные). К первым принадлежат модификации, которые при
данной температуре и давлении не могут быть переведены ни в какую дру-
гую из известных модификаций этого вещества. Другие же при данной
температуре и давлении произвольно или после некоторого внешнего влия-
ния переходят в другую модификацию этого вещества.
При полиморфных превращениях всегда меняется в той или иной сте-
пени тип связи, что сказывается на изменении свойств минералов. Особен-
но резко (скачкообразно) свойства меняются в тех случаях, когда одна
из модификаций имеет гомодесмическую структуру, а вторая — гетеро-
десмическую (см. табл. 46). Количество полиморфных модификаций для
одного вещества редко превышает 3—4.
ТАБЛИЦА 9
Пределы электровалентной связи комплексных анионов
Комплексный анион Центральный катион Анион комплекса Валентные усилия
|SiO4]4- Si-1+ 02- 4 К00
[PO/J3- Р5+ 02- -f- = 1.25 4
1СО3]2- С4+ 02- 4 — -- 1,33 О
[SOJ2- S64- 02- 4- = 1,50
[NO3]- N5+ 02- у = 1,66
[СЮ4]- СР+ 02- 2=1,75
* Раньше их обозначали начальными буквами греческого алфавита а, Р, у и т. д.
44
Среди минералов чаще всего наблюдаются случаи диморфизма, т. е. на-
личие только двух полиморфных модификаций. При этом часто каждая
из них представляет свой изоморфный ряд. В таком случае говорят об изо-
диморфизме. Пример изодиморфизма тригональных и ромбических карбо-
натов приведен в табл. 8.
Политипных модификаций одного и того же вещества может быть
довольно много, а в отдельных случаях их количество возрастает до бес-
конечности. Так, например, для гексагонального сульфида цинка (вюртци-
та) и слюд установлено в природе шесть модификаций, для карбида крем-
ния — 19 синтетических модификаций и т. д. Политипные модификации
обозначаются цифрой и буквой, которая стоит возле нее, например 2Н,
15/?, 27И и т. д. Цифра означает количество слоев в элементарной ячейке,
а буквы — тип элементарной ячейки. Так, в приведенных выше примерах
мы имеем модификацию с двухслойной гексагональной элементарной ячей-
кой (2/7), пятнадцатислойной ромбоэдрической элементарной ячейкой (157?)
и двухслойной моноклинной элементарной ячейкой (2Д4).
Рентгено-структурные исследования полиморфных модификаций пока-
зали, что в основе их структурного различия лежат две основные причины:
1) изменение координационного числа и 2) отличие типа плотнейшей '
упаковки.
Роль координационного числа можно продемонстрировать на примере
полиморфных модификаций углерода, координационное число которого
в алмазе 4, а в графите 3.
Полиморфные модификации, в которых координационное число оста-
ется одним и тем же, отличаются типом плотнейшей упаковки. Так, ZnS
в виде сфалерита имеет кубическую плотнейшую упаковку, а в виде вюрт-
цита — гексагональную, и в одной и второй модификации координационное
число остается одинаковым — 4. Три модификации TiO2 — рутил, брукит
и анатаз, имея одно и то же координационное число 6, отличаются друг
от друга типом упаковки: гексагональная у рутила, кубическая у анатаза
и четырехслойная (топазовая) у брукита.
Итак, явления полиморфизма обусловлены изменением строения кри-
сталлической решетки минералов, которое вызывается нагреванием, или
охлаждением, или изменением давления. Температура влияет на размеры
радиусов атомов и ионов и координационное число. В изменении размеров
главным образом отражаются изменения во взаимной поляризации атомов
или ионов, которые удерживаются в кристаллической решетке электроста-
тическими силами. Наглядным примером образования полиморфных моди-
фикаций в зависимости от общих ареолов давления являются полиморфные
модификации SiO2: тригональный кварц и тетрагональный стишовит.
Кварц, образующийся при температурах ниже 573° С и обычном давлении,
имеет для кремния координационное число 4, а стишовит, образующийся
при температурах 1200—1400° С и давлении 100—180 тыс. атм — 6.
Кроме температуры и давления в образовании полиморфных модифи-
каций важную роль играет также изменение химического состава минерало-
образующей среды, отражающейся на координационном числе. Так, напри-
мер, Са[СО3] в виде кальцита кристаллизуется из чистых растворов, а если
в них присутствует в некоторых количествах стронций, то карбонат каль-
ция кристаллизуется в виде арагонита.
ПОРЯДОК II БЕСПОРЯДОК Б МИНЕРАЛАХ
Рассматривая кристаллические структуры, мы исходили из того, что
они представляют собой трехмерные пространственные решетки, в узлах
которых размещены их структурные единицы (атомы, ионы или их группы).
Если элементарные ячейки (параллелепипеды) расположены строго
параллельно и, следовательно, все эквивалентные места в структуре заняты
45
одинаковыми структурными единицами, то положение структурных единиц
называется порядком, а сама структура называется совершенно упорядо-
ченной. Она возникает путем повторных трансляций элементарных парал-
лелепипедов, идентичных по размеру, химическому содержанию и положе-
нию структурных единиц в пределах параллелепипеда. м'Сл
Рентгено-структурные исследования показали, что такие структуры
являются идеальными и что в природе довольно часто наблюдаются откло-
© © © © © © ©
о о о о о о о о
© © • ® © © © ©
о о о о о о о
© © © © © © © ©
о о о о о о о о
© © © © © © © @
о о о о о о о о
© • © © © © @ ©
о о о о о о о о
9 © © © © © © ©
О о о о о о о о
© © © @ © © ©
о о о о о о о о
© © © © @ © ©
о о о о о о о о
7
3 о о о о © о
а о о е © о
о © о © © о ®
о о о © © о ©
© о о © о о
о © © о © о © ©
© © о © © © о ©
© © © о © © © о
о © о о о ©
о © о © о © © о
о © о о о о о о
© о о © о о о
© о © о о © © о
о о о © о © о о
о © © © © о о о
© © о © © о о
5
о о о о о о
© © © © о • о
о о о о о о
© о © о © о
о о © о о © ©
о о о о о
© © © @ ®
о о о о о о о о
© © © © ® ®
о о о о о о
о © о е © © © ©
о © о о о о о
о © о © © © ®
о о © о о о о
о о о 0 ©
о © о © о о о о
Рис. 23. Схема процесса упорядочения в борните:
а — упорядоченный борнит, б — разупорядоченный борнит, в — вновь упорядо-
ченный борнит
нения от них. Эти отклонения называются беспорядком, а структуры, для
которых он характерен,— неупорядоченными. Степень приближения неупо-
рядоченных структур к упорядоченным называется упорядочением.
При упорядочении (отношении «порядок — беспорядок») изменению
подвергается преимущественно мотив распределения катионов в структуре,
а сами упорядочивающиеся структуры характеризуются одним и тем же
типом плотнейшей упаковки.
Наблюдения и эксперименты показали, что отношения «порядок —
беспорядок» зависят, главным образом, от изменения температуры минерало-
образования. Причем единственной упорядоченной формой является низко-
температурная, вто время как все высокотемпературные являются в различ-
ной степени неупорядоченными. А. Дж. Фру произвел опыты с минералом
борнитом Cu5__nCui/2nFeS4. Он переводил его из упорядоченного состо-
яния в неупорядоченное (разупорядоченное) и вновь в упорядоченное.
Обычный упорядоченный борнит (рис. 23) начинает разупорядочиваться
при 170® и при 220° С наступает полный беспорядок. Упорядоченная форма
представляет собой кубическую гранецентрированную упаковку из атомов
серы, тетраэдрические пустоты в которой заняты атомами Си и Fe. Тетраэд-
рическая элементарная ячейка имеет параметры: а — 10,97 А и с — 2а —
= 21,94 А. Неупорядоченный борнит также обладает кубической структу-
рой, ребро куба равно 10,97 А. В течение года все разупорядоченные образцы
вновь перешли в упорядоченное состояние. При восстановлении порядка
атомы (черные и белые кружки на рисунке), в соответствии с требованиями
кубической плотнейшей упаковки атомов серы, располагаются либо в пер-
воначальном направлении, либо в направлении, перпендикулярном перво-
начальной ориентации. Так как упорядочение происходит по всему кристал-
лу, то возникают домены с двумя различными ориентациями (см. рис. 23).
46
Особенно наглядны отношения «порядок — беспорядок» во многих
алюмосиликатах, благодаря меняющимся замещениям внутри каркаса
кремния и алюминия. Именно для этих минералов отмечено большое коли-
чество высоко- и низкотемпературных форм.
Явление упорядочения в некоторой степени близко к явлениям полимор-
физма, в особенности когда упорядочение сопровождается изменением
симметрии. Однако причины полиморфизма, как уже говорилось, иные,
чем причины, вызывающие упорядочение (перераспределение структурных
единиц). Кроме того, полиморфные модификации не связаны постепенными
переходами, характерными для минералов с отношением «порядок — беспо-
рядок». На основании последнего А. С. Марфунин ввел понятие об упоря-
дочивающихся сериях, под которым предлагает понимать «непрерывные
(полностью и частично) серии фаз, отличающихся при постоянном составе
переменным распределением (по одному или нескольким структурным поло-
жениям) атомов, радикалов, субъячеек, а также различным расположе-
нием спинов». Крайними членами этих серий будут минералы с полностью
упорядоченным и полностью неупорядоченным состояниями. Такими сери-
ями будут: низкотемпературный альбит — высокотемпературный альбит —
Na[AlSi3Os], низкотемпературный ортоклаз — высокотемпературный сани-
дин (оба состава — KJAlSi3O8]) и др.
В ряде случаев упорядочивающиеся серии оказываются близкими
к изоморфным рядам. Но, в то время как изоморфные ряды представляют
собой непрерывную функцию состава, основным критерием упорядочи-
вающихся серий является непрерывность изменения свойств в зависимости
от температуры.
Если при упорядочении происходит изменение симметрии, то неупоря-
доченная структура, как правило, обладает более высокой симметрией,
чем упорядоченная.
Явления упорядочения наблюдаются во всех классах минералов и имеют
важное значение. Они позволяют проследить историю минерала, а в ряде
случаев и условия его образования, выступая в качестве минералогического
термометра. Они также имеют большое значение для понимания природы
миметических кристаллов и кристаллов, характеризующихся псевдосим-
метрией.
Особо должна быть отмечена зависимость от степени упорядочения
минералов их физических свойств, в частности оптических, магнитных,
электрических, механических и др.
По вопросу о том, что определяет процесс упорядочения, существуют
только предположения. В основу предположений положены наблюдения,
показывающие, что с приближением к точке превращения под действием
теплового движения в структуре возникает высокосимметричная коорди-
нация атомов и ионов и исчезают структурные характеристики слабых
связей. Следовательно, под влиянием тепловых движений между атомами
и ионами нарушаются обычные силы связи, в результате чего происходит
их перераспределение в структуре.
Ж- Виар и Г. Сабатье причиной перераспределения в структуре поле-
вых шпатов считают каталитическое действие воды, не обнаруживаемой
обычными анализами. При высоких температурах атомы кислорода, общие
для двух тетраэдров [(Al, Si)O4] и поэтому находящиеся под особым напря-
жением, испытывают действие со стороны ионов Н+, образовавшихся при
диффузии воды с поверхности минерала. В результате этого общий кисло-
род превращается в группу ОН-, занимающую вершину одного из тетра-
эдров [(Al, Si)O3OH]. Другой тетраэдр остается неполным с пустой верши-
ной, которая ранее была занята общим кислородом. Атомы А! и Si такого
неполного тетраэдра будут стремиться изменить свое положение для обра-
зования более устойчивой конфигурации. Диффундировавшая вода затем
восстанавливается в результате реакции и выходит из структуры, что
вызывает ее упорядочение.
47
Если допустить, что мы имеем возможность взглянуть вдоль некоторой
цепочки А1 — О — Si — О атомов в структуре этих минералов, то в одних
образцах мы бы нашли
— А1 —О—Si—О—Si—О—Si—О—А1—О —Si—О —Si—,
а в других могли бы обнаружить —
—А1—О—А1—О—Si—О—Si—О—Si —О—Si—О—Si—О—Si—О —Al—О — .
Первые имеют полностью упорядоченное расположение атомов А1 — Si,
тогда как другие неупорядоченное расположение.
В структурах минералов, кроме отмеченных нарушений, наблюдаются
дефекты, связанные с «несовершенствами» распределения структурных
единиц или с их особенностями. Такие «несовершенства» получили название
дефектов Шотки и дефектов
Френкеля, а содержащие их
структуры — дефектных. Де-
фекты Шотки обусловлены
наличием в структуре неза-
нятых позиций, а дефекты
Френкеля смещением струк-
турных единиц из предназ-
наченных им идеальных по-
а б -* ложений и задержкой их в
Рис. 24. Дефекты Шотки (а) и Френкеля (б)
промежуточных положени-
ях— интерстициях (рис. 24).
Дефекты Френкеля обуслов-
ливают в минералах аномальные свойства, в частности аномально высокую
электропроводность, так как ионы легко смещаются под влиянием электриче-
ского поля. Дефекты Шотки в минералах часто связаны с наличием в них ато-
мов, характеризующихся различной степенью окисления. К ним прежде всего
относятся Fe и Си ив меньшей мере Ni, Со, Ag, Au и др. Часть атомов этих
элементов, занимая в структуре минерала определенные положения, ока-
зывается окисленной до высшей валентности, благодаря чему часть их мест
в узлах решетки оказывается незаполненной. Однако возникновение
дефектных структур не нарушает стехиометрических отношений, так как
за счет повышения валентности и происходит компенсация электроположи-
тельных и электроотрицательных атомов. Например, в минерале пирротине,
состав которого должен выражаться формулой FeS, часть атомов Fe2+
превращается в Fe3+ в таком соотношении, что потеря п атомов Fe2+ компен-
сируется появлением 2/Зп Fe3+ и, следовательно, состав пирротина выра-
жается формулой FeiLnFei/3nS.
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ, ХИМИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
И ФОРМУЛЫ МИНЕРАЛОВ
Химический состав и химические свойства минералов. В состав мине-
ралов входят почти все химические элементы таблицы Менделеева, однако
участие их в составе минералов неодинаковое. Наряду с главными элемен-
тами, определяющими самостоятельность минерального вида, имеются эле-
менты, входящие в минерал лишь в качестве примесей. Так, кремний обра-
зует более 400 минералов, в то время как мы еще не знаем минералов,
образованных рубидием и гафнием.
Атомы химических элементов, за счет соединения которых образуются
минералы, в различных условиях минералообразования ведут себя по-раз-
ному. В одних случаях за их счет возникают минералы, состоящие из ато-
мов одного и того же химического элемента (гомоатомные) или минералы,
представляющие собой соединения друг с другом атомов различных хими-
48
ческих элементов (гетер оатомные). В первом случае образуются минералы,
выделяемые под названием простых веществ или самородных элементов,
а во втором — минералы различного состава, среди которых особенно
развиты простые, комплексные и двойные соли.
Простые соли в своем большинстве представлены бинарными соеди-
нениями, т. е. соединениями, в состав которых входят только два элемента
(катион и анион). Катионы в них могут образовывать соединения с различ-
ными анионами. Например, с серой — сульфиды (PbS — галенит, Ag2S —
аргенит, Sb2S3 — антимонит, Fe[S2] — пирит и т. д.), с кислородом — окислы
(СиО — тенорит, Сп2О — куприт, ТЮ2 — рутил, А12О3 — корунд и др.),
с хлором — хлориды (NaCl — галит, РЬС12 -— котунит и др.), фтором —
фториды (CaF2 -— флюорит) и т. д. Среди этих соединений часто встречаются
такие, у которых несколько катионов соединены с определенным анионом
(например, CuFeS2 — халькопирит, CaTiO3 — перовскит и др.). Эти соеди-
нения можно также рассматривать как бинарные, у которых сумма катионов
находится в определенном отношении к аниону.
Наиболее распространенными среди минералов являются комплексные
соединения. Они характеризуются определенными радикалами, т. е. груп-
пами атомов, которые участвуют в химических реакциях как одно целое.
Главными радикалами являются [SiOJ, образующий силикаты (например,
Mg2fSiO4] — форстерит); [РО4], образующий фосфаты (например Y1POJ —
ксенотим); 1СО3], образующий карбонаты (например, Са[СО31 — кальцит);
1SO4], образующий сульфаты (например, CalSOJ -— ангидрит); 1NO3], обра-
зующий нитраты (например, Na[NO3] — натриевая селитра) и др.
Радикалы являются комплексными анионами и присоединяют при
образовании минералов количество катионов, необходимое для компенсации
отрицательной валентности. В комплексных анионах малые высоковалент-
ные катионы окружены большими низковалентными анионами. В приведен-
ных примерах очень мелкие Si4+, Р5+, С4+, S6+, N5+ окружены О2”. Комплекс-
ные анионы представляют собой в кристаллической решетке самостоятель-
ные анионные группы с небольшим координационным числом центрального
катиона. При этом усилие (прочность) валентной связи между центральным
катионом комплекса и окружающими его анионами больше, чем между эти-
ми анионами и катионами, лежащими вне комплекса.
Для кальцита Са[СО3] внутри группы [СО3] заряд углерода равен +4,
а координационное число 3, усилие (прочность) связи между углеродом
и кислордом у, в то время как вне комплекса заряд кальция равен -j-2,
а координационное число 6, т. е. усилие (прочность) связи между Са,
9 1
и О = -|- = у. Внутри комплекса усилие (прочность) связи всегда больше
единицы (см. табл. 9), чем и объясняются прочность комплексного аниона
и сокращение ионных расстояний внутри комплекса. Комплекс [SiOJ1-,
у которого усилие (прочность) связи Si — О равно единице, занимает
промежуточное положение. Внутри комплекса обычно наблюдается сильная
поляризация анионов, что выражается в сокращении межионного рассто-
яния по сравнению с суммой радиусов. Обращаясь к уже приведенному
примеру с кальцитом, мы видим, что расстояние С — О составляет всего
1,25 А, в то время как радиус одного иона кислорода равен 1,32 А. Но как
ни малы расстояния в комплексных анионах, радиус всего комплексного
аннона всегда значительно больше, чем отдельные радиусы входящих в него
ионов.
Комплексные анионы по сравнению с простыми ионами выделяются
большой величиной своих радиусов, что видно из следующих цифр (в А):
1SO4|4- = 2,95; [РО4]3~ = 3,00.
В кристаллической решетке комплексные ионы должны быть выра-
жены изолированными группами, не связанными друг с другом. Следова-
тельно, если в кристаллической решетке такие группы отсутствуют, то
4 Лазаренко Е. 1\.
49
соединение не принадлежит к комплексным. В минералогии в качестве
комплексных ионов встречаются почти исключительно радикалы простых
кислородных кислот.
Двойные соли пользуются широким развитием в минеральном мире.
Они представляют собой соединения, содержащие два или несколько типов
катионов, занимающих в кристаллической решетке особые места. Обычно
кислотный радикал у обеих солей бывает одинаков, например Са[СО3] х
X Mg[CO3] — доломит, Na2[SiO3] -Fe3+[SiO3]3 — эгирин (2NaFe3+[Si3O6]3),
но также бывают двойные соли с различными кислотными радикалами,
например каинит — КС1 -Mg[SO4] -ЗН3О.
Наиболее склонными к образованию двойных солей оказываются кати-
оны, обладающие наибольшей основностью, уменьшающейся с уменьше-
нием размера ионного радиуса и с увеличением заряда. Для характеристики
«основности» катионов В. С. Соболев использовал энергетическую кон-
станту, введенную А. Е. Ферсманом,— вэк. Вэк— средний пай энергии,
вносимый данным ионом в кристаллическую решетку, отнесенный к еди-
нице валентности. По величине вэков он разделил металлы, образующие
двойные соли, на три группы (табл. 10).
ТАБЛИЦА 10
Разделение катионов по величине вэков
Группы Катионы Размер ионного радиуса, A Величина иэка
К+ 1,33 0,34
Na+ 0,98 0,45
I Ag+ 1,13 0,60
Сильные металлы, вэк < 1 Cu+ 0,98 0,70
Са2+ 1,04 0,87
pb2+ 1,26 0,87
Mn3+ 0,91 0,97
Hg2+ 1,12 1,05
CU2+ 0,80 1,05
Fe2+ 0,80 1,07
11 Со2+ 0,78 1,07
Слабые металлы, 1 вэк < < 1,5 Nj2+ 0.74 1,07
Mg2+ 0,74 1.10
Ce3+ 1,02 1,20
Bi3+ 1,20 1,20 (?)
Be2+ 0,34 1,32
Sb3+ 0,90 1,5 (?)
Al3+ 0,57 1,65
III Fe3+ 0,67 1,72
Очень слабые металлы вэк > As3+ 0,69 1,8 (?) ,
Zr4+ 0.82 1,96
sr 0,67 1,98
Ti4+ 0,64 2,1
Nb5+ 0,66 2,72 (?)
На основании анализа фактического материала В. С. Соболев пришел
к таким очень важным выводам:
1. Катионы первой группы имеют склонность к образованию двойных солей
с катионами третьей группы и в меньшей степени с катионами второй
группы, катионы третьей группы — с катионами первой группы и во вто-
рую очередь со второй группой. Катионы второй группы могут образо-
вывать двойные соли как с первой, так и с третьей группами.
2. Сильные катионы входят в двойные соли в порядке их основности.
50
Наиболее активны катионы, обладающие наименьшим вэком (калий,
натрий и т. д.).
3. Порядок вхождения слабых катионов в двойные соли зависит от «кислот-
ности» аниона. Во многих случаях спутником сильного металла является
алюминий.
Природа и причина образования двойных солей определяется природой
самих химических элементов. На это давно обратил внимание Д. И. Менде-
леев, указывавший, что в двойных солях «один из металлов (например, К)
легко дает кислые соли, другой (например, Mg) — основные; в первом слу-
чае преобладают свойства резких основных элементов, во втором они ослаб-
лены, и образуемые ими соли носят на себе характер кислот. Например,
соли алюминия или магния во многих случаях действуют как кислоты.
При взаимном соединении оба эти свойства соединяющихся солей как
бы находят удовлетворение». Подтверждением вывода Д. И. Менделеева
являются минералогические особенности соляных месторождений, в кото-
рых в качестве важных минералов развиты двойные соли калия и магния
(упоминавшийся уже каинит — KMg[Cl/SO4] -ЗН2О, леонит—- K2Mg[SO4]2 х
X 4Н2О, шенит —K2Mg[SO4]2-6H2O, карналлит—KMgCl3-6H2O и др.),
а также минералогия многих силикатов, являющихся двойными
солями магния и алюминия (сапфирин — Mg2Al4[O6/SiO4], кордиерит
(Mg,Fe)zAl3[AlSi5O18l, пироп — Mg3Al2[SiOJ3 и др.
Образованию двойных солей благоприятствуют также увеличение раз-
ности ионных радиусов катионов, увеличение разности в валентности и раз-
личие типа катиона, т. е. те факторы, которые не благоприятствуют усло-
виям изоморфизма.
Роль воды в минералах. Вода — существенная составная часть многих
минералов. Кроме того, она имеет большое значение в минералообразова-
нии, так как большинство процессов минералообразования связано с вод-
ными р аствор ами.
Вода в минералах может быть кристаллизационной и адсорбционной.
Кристаллизационная вода, содержащаяся в минералах
в виде молекулы Н2О, является следствием их гидратации; минералы,
содержащие кристаллизационную воду, принято называть кристаллогид-
ратами. В соответствующих формулах вода фигурирует целыми молекула-
ми Н2О. Прочность связи кристаллизационной воды в отдельных кристал-
логидратах весьма различна. В большинстве случаев выделение кристалли-
зационной воды происходит при температуре до 300° С (табл. 11).
ТАБЛИЦА 11
Примеры кристаллогидратов
Название минерала Формула Температура выделения воды, °C
Сода Гидроборацит Боронатрокальцит . . . Диоптаз Na9[C03].10H20 CaMg[B2BO4(0H)3]23H2O NaCa[B3B2O7(OH)4] -8Н2О Cue[SieO18] -6Н2О При обычной температуре 200—385 115—500 200—600
Выделение кристаллизационной воды сопровождается разрушением
кристаллической решетки с образованием безводного соединения или
кристаллогидрата с меньшим содержанием воды. Последнюю он отдает
при более высокой температуре. Например:
Na2SO4.7H2O Na2SO4-3H2O —> Na2SO4.
К этому же типу должна быть отнесена так называемая цеолитная
вода, названная по имени минералов — цеолитов, для которых она весьма
типична. Цеолитная вода отличается от обычной кристаллизационной посте-
4*
51
пенным выделением в значительном температурном интервале без разру-
шения кристаллической решетки. Характер цеолитной воды объясняется
особенностями структуры минералов: ионы, образующие кристалл цеолита,
располагаются в виде ячеистого каркаса, в пустотах которого и помещаются
молекулы Н2О. Так как молекулы воды не принимают непосредственного
участия в структуре минерала, то удаление ее не сказывается на структуре.
Удаленная цеолитная вода в силу этих же особенностей структуры может
быть легко восстановлена минералом.
Адсорбционная вода представляет собой молекулы Н2О,
которые благодаря влиянию поверхностной энергии механически притяги-
ваются многими минералами. Содержание адсорбционной воды постоянно
изменяется. Она удаляется из минералов, главным образом до температу-
ры 110° С.
Говоря об адсорбционной воде в минералах, необходимо обратить
особое внимание на так называемую межплоскостную воду, которая типична
для силикатов со слоистой структурой. Каждый пакет слоистой структуры
имеет небольшую мощность и значительное протяжение вдоль слоя. Такой
двухмерный слой адсорбирует воду всей поверхностью, и в структуре мине-
рала его слои чередуются со слоями адсорбированной воды. В результате
адсорбции воды или ее потери решетка минерала разбухает или сжимается,
но не разрушается. Типичным примером минералов с межплоскостной
водой является монтмориллонит — (Al, Mg)2(OH)2[Si4Oi0l -пН2О, решетка
которого при поглощении воды разбухает, что приводит к значительному
увеличению объема минерала. Период с0 кристаллической решетки монт-
мориллонита колеблется от 9,6 до 28,4 А.
Необходимо отметить также воду включений, представляющую собой
захороненные остатки минералообразующей среды в различного рода
пустотах. По подсчетам В. И. Вернадского, на долю воды, находящейся
в включениях в минералах, приходится около 0,1 всей массы воды океанов.
Эта вода по существу является механически включенной в минералы,
но в отличие от обычной адсорбционной часто может быть выделена только
при более высоких температурах, так как выполняет она даже ультрамикро-
скоп ические пустоты.
Содержащиеся в минералах водород, гидроксил и гидрооксоний (Н+,
(ОН)"", (Н3О)+ )иногда неправильно рассматривают как конституционную
воду, так как характер воды они приобретают лишь при выделении из мине-
рала в результате нагревания.
Минералы, содержащие гидроксил и водород, с химической точки
зрения представляют собой основные и кислые соли. В основных солях
гидроксил осуществляет так называемую гидроксильную связь, которая
является существенно ионной, а в кислых — водородную, которая является
существенно ковалентной. Выделение гидроксила из основных солей про-
исходит при значительных температурах (табл. 12) и сопровождается их раз-
рушением. Как и выделение молекул воды из кристаллогидратов, выделение
гидроксила имеет эндотермический характер, т. е. происходит с поглоще-
нием тепла.
ТАБЛИЦА 12
Температура дегидратации некоторых минералов
Название минерала Формула Температура дегидратации, °C
Флогопит KMg3(OH, F)2[AlSi3O10] 1090
Тальк Mg3(OH2)[Si4O10] 930
Мусковит KAl2(OH)2[AlSi3O10] 820
Серпентин Мёб(йН)8|514О10] 670
Каолинит Al4(OH)8[Si4O10J 560
52
В гидроокислах и окислах, содержащих водород, дегидратация проис-
ходит при более низких температурах. Так, например, в диаспоре —
АЮ(ОН) она наступает при 510°, в брусите — Mg(OH)2 — при 410°, а в гид-
раргиллите — А1(ОН)3 — при 290е С.
Дегидратация минералов, содержащих гидрооксоний, в достаточной
степени не изучена. Имеющиеся материалы позволяют полагать, что она
имеет здесь переходной характер, который определяется в значительной
степени нестойкостью гидрооксония и отщеплением воды по схеме:
Н3О+ = Н+ + Н2О.
Гидрооксоний присутствует в силикатах слоистого строения, содержа-
щих К+. Последний при выветривании во все увеличивающемся количестве
замещается ионом Н3О+. Подобное замещение имеет место в так называемых
гидрослюдах (например, гидромусковите — ((К, H3O)Al2(OH)3[AlSi3O8l х
X пН2О).
Выделение гидрооксония происходит при температуре до 200° С.
Температура дегидратации минералов зависит от многих факторов,
главными из которых являются:
1. Величина электроотрицательности катионов, связанных с гидрокси-
лом или водородом. С повышением электроотрицательности температура
дегидратации снижается. Например, электроотрицательность Mg в бруси-
те — 174, a AI в гидраргиллите — 220; температура дегидратации их соот-
ветственно равна 490 и 290е С.
2. Положение гидроксила в структуре минерала. Температура дегидра-
тации снижается в тех минералах, где гидроксил находится за пределами
структурных комплексов (например, в виде добавочных слоев (ОН) в сили-
катах).
Поведение в минералах воды, гидроксила и гидрооксония изучается
при помощи термического анализа, о котором будет сказано при рассмотре-
нии термических свойств минералов.
Формулы минералов. Состав каждого минерала обозначается химиче-
ской формулой, которая условно отражает качественную и количественную
характеристику слагающих минерал элементов.
Формулы минералов могут быть эмпирическими и структурными.
Эмпирические формулы выражают количественный состав минералов и обыч-
но не дают представления о сочетаниях и связи составных элементов друг
с другом. Структурные формулы не только дают представление о химическом
составе, но и позволяют судить о типе химического соединения и о взаимных
связях между отдельными элементами. Формулы минералов составляются
ТАБЛИЦА 13
Валовой химический состав некоторых минералов (в процентах)
Компо- ненты Название минерала
халькопирит CuFeSg гетит — FeOOH бурнонит — PbCu[SbS3] ыон гей мит — (Zn, Fe)[CO3] анальцим — Na[AlSi2O6]-H2O
Fe 30,47 21,13
Feo03 — 89,92 —. — -—
Си 34,40 — 12.77 —. —
Zn - — -—. — 29,43 —
Pb -— * — 42,75 .— —
Sb —- — 24,76 —. —
S 35,87 -—. 19,40 .—- —
SiO2 — - — — — 55,12
A12O3 — — —. —- 22,99
Na^O — — — — 13,53
Hob — 10,22 -—— — 8,27
CO2 — — — 49,80 —
Сумма 100,74 100,14 99,68 100,35 99,91
53
по данным (выраженным в процентах) валового химического анализа.
В табл. 13 приводятся примеры валового химического состава для некото-
рых минералов. Для вычисления формулы минерала необходимо цифры
анализа поделить на соответствующий атомный или молекулярный вес для
получения атомных и молекулярных количеств *. Пропорциональные
атомным и молекулярным количествам числа являются коэффициентами
в химической формуле минерала. В табл. 14 приводится пример пересчета
ТАБЛИЦА 14
Пересчет данных химического анализа некоторых минералов
Атомные и молекулярные
Ком- Весовые количества Отношения между Название минерала
полен- ты проценты расчет результат атомными коли- чествами и формула
Fe 30,47 30,47 56 0,544 1 Халькопирит
34 40 CuFeS2
Си S 34,40 35,87 63,5 35,87 0,541 1,120 1 2
32
РЬ 42,75 42,75 207,2 0,204 1 Бурнонит
Си Sb 12,77 24,76 12,77 63,5 24,76 0,201 0,206 1 1 PbCu[SbS3]
121,8
S 19,40 19,40 32 0,606 3
Fe 21,30 21,30 0,380 1
56 29,43 Мопгеймит
Zn 29,43 0,450 1
65.3
СОо 49,80 49,80 ~60~ 0,830 1 (Fe, Zn)[CO3]
SiO2 55,12 55,12 60 0,919 4 Анальцим
А12О3 22,99 22,99 102 13 53 0,225 1 Na2O.Al2O3-4SiO2- • 2Н2О
Na2O 13,53 62 0,218 1 или
Н2О 8,27 8,27 0,459 2 Na[AlSi2OG].H2O
18
данных анализов и установление формулы минерала. Для получения фор-
мул сложных минералов производятся специальные расчеты.
При сокращенном написании структурных формул близко связанные
друг с другом атомы выделяют в группы посредством круглых скобок,
а радикалы — прямых скобок. Например, формула форстерита — Mg2[SiOJ,
каолинита — Al4(OH)s[Si4O10I и т. д.
Молекулы воды в кристаллогидратах пишутся в конце формулы и сое-
диняются с ней через точку (например, гипс-—CalSOJ -2Н2О). В тех слу-
чаях когда в минерале присутствуют дополнительные анионы ОН, F,
* Атомные веса берутся по таблице Менделеева. Молекулярный вес окисла
составляется из суммы атомных весов элементов.
54
О и др., они помещаются перед радикалом (например, кианит — Al2O[SiO4],
топаз — A12(F, OH)2[SiO4] и др.).
Изоморфные группы элементов заключаются вместе в круглые скобки
и отделяются друг от друга запятыми, причем элементы, присутствующие
в большем количестве, пишутся на первом месте. В приведенной табл. 14
монгеймит представляет собой пример изоморфной смеси (Zn замещается Fe).
Формула монгеймита имеет следующий вид: (Zn, Fe)[CO3]. В сфалерите
(ZnS) цинк обычно замещается рядом элементов, которые по их количе-
ственному преобладанию можно расположить таким образом: Fe, Мп, Cd,
Ga, Ge, In, Т1 и др. В соответствии с этим полную формулу сфалерита
•нужно писать так: (Zn, Fe, Мп, Cd, Ga, Ge, In, T1)S.
Если в минерале присутствуют элементы в различной степени окисле-
ния, то они пишутся раздельно с указанием их заряда (например, магнетит —
Fe2+Fe:2+O4, гаусманит — Мп3+Мп®+04 и др.). Недостаток атомов в дефект-
ных структурах отмечается буквой п (например дигенит Cut-nCuit2nS,
пирротин — FeiEnFei/gnS и т. д.).
РАДИОАКТИВНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ В МИНЕРАЛАХ
Некоторые минералы содержат в своем составе радиоактивные элемен-
ты, характеризующиеся самопроизвольным атомным излучением (уран,
торий и др.). Атомы радиоактивных элементов самопроизвольно и бес-
прерывно превращаются в атомы других элементов, независимо от темпе-
ратуры и давления. Этот процесс носит название радиоактивного распада.
Для естественных радиоактивных элементов известны следующие типы или
схемы радиоактивного распада:
1) с выделением электрона 0“,
2) с выделением позитрона р+,
3) с К-захватом,
4) с испусканием сс-частиц.
5) а-распад с одновременным спонтанным делением ядра,
6) распад с одновременным излучением двух электронов (20“).
Интенсивность радиоактивности для различных минералов оказалась
неодинаковой. Было установлено, что такой минерал, как урановая смоля-
ная руда (уранинит), из некоторых месторождений в четыре раза актив-
нее металлического урана. Отмеченные данные привели Пьера и Марию
Кюри к открытию в уранините (U2UO7) из Яхимова (Чехословакия)
новых элементов — полония и радия (1898 г.). Эти элементы содержатся
в урановой руде в чрезвычайно малом количестве и выделить их можно, пере-
работав сотни или тысячи килограммов руды. Самым замечательным свой-
ством радия является его громадная радиоактивность, в несколько мил-
лионов раз превышающая радиоактивность урана *. Позднее были открыты
другие радиоактивные элементы-—актиний и протактиний.
Каждый радиоактивный элемент подвергается превращению, которое
заключается в последовательном распаде всех его атомов. Распад совер-
шается таким образом, что половина атомов, независимо от их числа, пре-
вращается всегда за одно и то же время (Г), характерное для данного эле-
мента и называемое его периодом, или временем полураспада. Скорость,
с которой происходит радиоактивный распад, оказывается различной,
но постоянной (в пределах точности измерений) для данного элемента.
В конечном итоге радиоактивный распад приводит к превращению радиоак-
тивных элементов в устойчивые (стабильные) элементы (табл. 15).
Радиоактивные элементы имеют различную продолжительность суще-
ствования (рис. 25). Имеются элементы с очень большой продолжительностью
* При радиоактивном распаде выделяется громадная энергия — в 470 тысяч
раз большая, чем энергия, выделяемая таким же весовым количеством сжигаемого угля.
55
ТАБЛИЦА 15
Главнейшие естественные радиоактивные элементы
Элемент В естествен- ной смеси изотопов, % Период полураспада, лет Тип распада Энергия излучения, АМе Продукт превращения
частиц V-лучей
]9К4° 20Са48 0,0119 0,179 1,31-10» >2-1016 ₽ (88%) К (12%) Р“ 1,325 1,459 20Са1° 21SC48
27,85 6,15-101° р- 0,275 0,394 38Sr87
g0T11232 100 1,389-101° С4 3,905 (а) (20%) 0,075 88Ra22R
92U235 0,714 7,13-108 а 4,20 (4,2%) 0,094 90Th231'
92U238 99,28 4,498-10» а. 4,132 (а) -(22%) 0,048 90Т112Я4
существования, например уран и торий; они могут сохраняться в содержа-
щих их минералах и горных породах в течение нескольких геологических
периодов. Другие элементы, например радий, актиний, полоний и др.,
Рис. 25. Длительность существования радиоактивных элементов семейст-
ва]£урана_ (направление стрелок показывает наличие а+- и Р--излучепия)
исчезнут в этих минералах, если их распад не будет компенсироваться
новым образованием из урана и тория. Радиоактивные элементы образуют
три ряда распада: ряд урана, ряд тория и ряд актиноурана. В них входят
все остальные радиоактивные элементы, являющиеся их производными.
Исследованиями установлено, что количества производных радиоактивных
элементов в неизменных минералах пропорциональны количествам первич-
ных элементов и периодам производных.
Радиоактивные минералы редко встречаются в значительных скопле-
ниях. Обычно они рассеяны среди других минералов. Отношение радия
к урану в минералах постоянно и равно 3,4 -10' 7, т. е. ни одна руда не может
содержать более 340 мг радия на тонну содержащегося в ней урана. В на-
стоящее время насчитывается более 97 минералов, содержащих уран и то-
рий; тем не менее все эти минералы являются очень редкими.
Радиоактивность минералов определяется по характеру взаимодей-
ствия излучений с веществами: по степени ионизации газов, в частности
воздуха; по воздействию на светочувствительный слой фотопластинки,
по люминисценции твердых веществ 'и жидкостей.
В лабораторных условиях используются методы, с помощью которых
определяется концентрация урана, тория и радия в минералах по интен-
сивности регистрируемого а-, |3- и у-излучения. Для этой цели в настоящее
время применяется множество установок, наиболее эффективными из кото-
рых /являются сцинтилляционные анализаторы, снабженные специальными
устройствами для анализа малых навесок.
В полевой радиометрии исследование радиоактивности ведется в основ-
ном по фиксации общего у-излучения породы с помощью специальных
приборов — радиометров. В последнее время появились радиометры,
позволяющие в полевых условиях непосредственно на месте залегания
проводить раздельное определение содержаний урана, тория и радия.
Для изучения характера распространения радиоактивных минералов
в горных породах и рудах используется метод радиографии, основанный
на способности радиоактивных излучений воздействовать на светочувстви-
тельный слой фотографической пленки или пластинки. Радиоактивные
излучения вызывают общее потемнение эмульсии; причем степень потемне-
ния пропорциональна интенсивности излучения и, следовательно радио-
активность можно оценить при исследовании радиографий визуально или
фотометрически по степени потемнения эмульсии.
Если в породе предполагается наличие урановых минералов в виде
скопления зерен или прожилков, то исследуемый образец породы прикла-
дывается плоской полированной поверхностью к фотопластинке или рент-
гено-безэкранной пленке и экспонируется в течение некоторого времени
(в зависимости от радиоактивности образца). Полученные отпечатки радио-
активных включений сопоставляются визуально с обычным снимком поли-
рованной поверхности.
Модификация этого метода — метод микрорадиографии — использу-
ется при исследовании характера распределения выделения урана и тория
в прозрачном шлифе под микроскопом. Для этой цели шлиф (без покровного
стекла) прикладывается к толстослойной фотопластинке, чувствительной
к а-частицам и заливается сверху жидкой ядерной эмульсией. После экс-
позиции и проявления пластинки под микроскопом изучается характер
распределения треков а-частиц, их длина и количество на 1 см2 площади
пластинки в единицу времени экспозиции, т. е. дается количественная оцен-
ка радиоактивности породы или минерала.
При определении радиоактивности минералов с низким содержанием
урана и тория, используется у-спектрометрический метод Хайра, нейтрон-
но-активационные методы и метод осколкорадиографии. Последний является
модификацией метода радиографии. При этом шлиф породы предварительно
активируется в нейтронном реакторе, а затем исследуется, как в методе мик-
рорадиографии. Для диагностики урановых минералов используется также
способность их люмииесцировать ярким голубовато-зеленым и желтовато-зеле-
ным светом пр и облучении их ультрафиолетовыми лучами. Поскольку, однако,
под воздействием ультрафиолетовых лучей люминисцируют не все урансо-
57
держащие минералы, их предварительно активируют. Для этого крупинку
исследуемого минерала сплавляют с фтористым натрием и получают так
называемый перл. Интенсивность свечения перла пропорциональна концен-
трации в нем урана (в широком диапазоне изменения этой концентрации).
Практическая независимость скорости радиоактивного распада от гео-
логических процессов, а также от процессов минералообразования, проис-
ходивших в земной коре, позволила использовать радиоактивный распад
для определения абсолютного возраста минералов и горных пород.
Существующие методы определения возраста минералов и горных пород
по радиоактивному распаду можно разделить на 4 группы:
1. Возраст устанавливается по отношению между содержанием радио-
активных элементов и содержанием продуктов их распада. К этой группе
относятся свинцовый, гелиевый, стронциевый и аргоновый методы.
2. Возраст устанавливается по изменению во времени количества
радиоактивных элементов, если известно их начальное содержание. К этой
группе принадлежат радиевый и иониевый, а также углеродный методы.
3. Возраст устанавливается по изменениям, происходящим в среде,
содержащей радиоактивные элементы (метод плеохроических ореолов,
кислородный метод).
4. Возраст определяется по изменению изотопного состава в резуль-
тате радиоактивного распада (свинцовый изотопный метод, метод изотопов
радия и др.).
Из всех перечисленных методов наибольшее распространение получили
свинцовый и гелиевый, в основе которых лежит положение, что конечными
продуктами распада уранового и ториевого ряда являются свинец и гелий.
Причем U238 превращается в Pb206, U235— в Pb207, Th232 — в РЬ208. При этом
на каждый атом U238 образуется 8 атомов гелия; на атом U235 — 7 атомов
гелия и на атом Th232 — 6 атомов гелия. Учитывая сказанное, возраст
минералов и горных пород может быть установлен по следующим формулам:
1. По свинцовому методу:
( 1 155РЬ206 \
/ = 15,0.104g + ) лет;
. 9Q7in91Jl L 1,135РЬ207 \
t = 2,37-109 1g 1 4-U-2S5 J лет;
, ийотлЧ! i 1 Л5РЬ208 X
/ = 46,2.109 Ц1+---Th232~ ) лет-
2. По гелиевому методу:
Не* = U23S. 8 (6^238/ -1)4- L’235.7 (^235* _ I ) _|_ Th232.6 (^232/ __ }
В последнее время получил широкое развитие калиевый метод, разра-
ботанный советскими учеными. Он основан на радиоактивном распаде
калия с атомным весом 40. В любом минерале, содержащем калий, находят-
ся три изотопа калия: К39, К40 и К41 в количествах 93,09; 0,012 и 6,9%.
Для К40 характерны два типа радиоактивного распада. При бета-распаде
ядро атома испускает электроны:
19К*0_^р- + 20Са40_
В результате образуется устойчивый (стабильный) изотоп калия с атомным
весом 40. Второй тип превращения идет по схеме так называемого К-захва-
та, при котором один из электронов (е), находящийся на ближайшей к ядру
К-оболочке, захватывается ядром:
19K404-<?j;—>18Аг404-?.
Образующийся при этом типе превращений стабильный изотоп аргона
используется для определения абсолютного возраста минералов и горных
58
пород, содержащих калий, по следующей формуле:
Аг40 _ Мг f С^Кк)1_,1
К40 Xp + U 1 J’
где и Z/г — константы p-распада и К-захвата К40; лр = 4,9-10-10 год-1;
Л/г = 6,1 ДО-11 год-1.
Большое практическое значение аргонового метода заключается в том,
что калий содержится во многих горных породах в значительных количе-
ствах, и, кроме того, аргон значительно лучше удерживается в минералах,
чем гелий. Что же касается свинцового метода, то всегда нужно иметь
в виду наличие в минералах свинца нерадиогенного происхождения, а так-
же переотложенного почти чистого уранового свинца (Pb20G). В табл. 16
(приведены данные подсчета абсолютного возраста для некоторых минералов.
Т АБ ЛИЦА 16
Абсолютный возраст минералов некоторых месторождений
Эры Периоды Минерал, для которого определен возраст Воз- раст, млн. лет
название формула месторождение
Кайнозой- ская Неоген Галенит PbS Монте-Негро (Боливия) 25
Палеоген » PbS Дальневосточ- ный край 60
Мезозойская Верхний мел Галенит PbS Северный Кав- каз 60
Нижний мел PbS Якутия 100
Палеоген-верх- няя юра » PbS Садон (Север- ный Кавказ) 130
Верхняя юра- триас » PbS Забайкалье 180
Палеозой- ская Пермь Г аленит PbS Южная Кирги- зия 200
Пермь-карбон Амазонит K[AlSi3O8l Ильменские 200
Пермь-верхпий карбон Галенит PbS Алтай 220
Верхний карбон » PbS Джоплин (США) 220
Карбон » PbS I Тагольный кряж 260
Пермь-девон » PbS Северный Урал 320
Протерозой- Докембрий Уранинит u2uo7 Бихар (Индия) 885
ская и ар- Монацит (Ce, La)[PO4] То же 960
хейская Самарскит Г аленит Уранинит Y(Fe, U)(Ta, Nb)2O8 PbS U2UO7 Нел лор (Ин- дия) Карелия Катанга 1550 1600 1850
Некоторые минералы, содержащие радиоактивные элементы с течением
времени могут приобретать свойства аморфных тел. Сохраняя первоначаль-
ную внешнюю форму кристаллов и первоначальный состав, они превраща-
ются в стеклоподобные изотропные образования с раковистым изломом.
О том, что эти минералы были когда-то кристаллическими, свидетельствует
наличие внутри некоторых аморфных минералов участков с сохранившимся
59
кристаллическим строением, а так-
же нахождение таких же минералов-
с типичной кристаллической структу-
рой. Такое состояние минералов в
1890 г. В. С. Бреггером было опре-
делено как ^метамиктное» *.
Минералы, которым свойственно-
метамиктное состояние, называются
метамиктными, а сам переход их в
метамиктное состояние — метамик-
тизацией. С явлением метамикти-
зации связано изменение многих
свойств минералов, например плот-
ности, двупреломления и прелом-
ления, твердости, спайности, цвета и
др. Метамиктные минералы можно
рассматривать как своеобразные па-
раморфозы аморфного вещества по
кристаллическому. Переход кристал-
лов в метамиктное состояние обычно
совершается без резкого изменения
их внешней формы. Однако вхождение
в состав метамиктного минерала во-
ды в момент распада его решетки
приводит к резкому увеличению-
объема, в результате чего грани
кристалла становятся выпуклыми и искривленными.
При нагревании метамиктные минералы возвращаются в первоначаль-
ное кристаллическое состояние, а некоторые из них при определенной
температуре воспламеняются. Это явление носит название пирогномичности.
Температура перехода метамиктного минерала в кристаллический является
для каждого минерала величиной примерно постоянной и может служить
своего рода константой, помогающей определять метамиктные труднооп-
ределимые минералы (табл. 17).
Т А Б Л ИЦА 17
Температура перехода некоторых метамиктных минералов
в кристаллическое состояние
Название минерала
Состав
Zr[SiO4]
(Се, Y)NbO4
Y(Fe, U)(Ta, Nb)2O8
YTi(Ta, Nb)O6
(Y, U. Ca. Fc)(Nb. Ta, Ti, Si)9O6
CeTiNbO6
NaCa(OH, F)Nb9O6
FeY9[B2SbO10]
Температура,
°C
Циркон ............
Фергусонит ........
Самарскит .........
Эвксенит ..........
Виикит ............
Эшинит ............
Пирохлор . ........
Гадолинит .........
830—860
510—570
650—700
705—745
695—730
735—850
550—555-
770
Самовоспламенение метамиктного минерала в период его перехода
в кристаллическое состояние говорит о том, что этот процесс совершается
с выделением тепла. Поэтому на кривых нагревания метамиктных минера-
лов наблюдается четко выраженный экзотермический эффект в интервале
500—900° С.
Метамиктное состояние свойственно главным образом силикатам
и окислам.
* От греческого метамиктум — смешивать, т. е. имеется в виду внутренняя
перегруппировка вещества в другую структуру, отличную от первой, кристаллической.
60
В тех случаях когда один и тот же минерал находится в кристалличе-
ском и метамиктном состоянии, его метамиктная разность часто получает
свое собственное название. Так, например, метамиктный циркон ZrfSiOJ
называется обычно циртолитом или малаконом.
В настоящее время большинство исследователей полагает, что метамикт-
ный распад является следствием нарушения связи в кристаллической решет-
ке под влиянием излучения радиоактивных веществ, находящихся в кри-
сталлической решетке. Это объяснение является удовлетворительным для
большинства метамиктных минералов и может быть продемонстрировано
на примере цирконов (табл. 18), из которого видно, что большему содержа-
нию U3O8 отвечает и более глубокий метамиктный распад.
ТАБЛИЦА 18
Метамиктный распад циркона (по Е. Е. Костылевой)
Название минерала
Цвет
Плотность
Содержание
U3O8, %
Цирконоид 1
Циркон
» (нормальный)
Черный
Зеленый
Светлый
От светло-желтого до темно-коричне-
вого
3,9
4,1
4,5
4,68—4,70
1,19
0,61
0,21
1Е. Е. Костылева циркопоидами называет продукты метамиктного распада цирконов, которые
представляют собой уже смесь ZrC>2, SiO-2 и небольших количеств Zr[SiO<].
Наблюдения показали, что минералы, содержащиеся в молодых вул-
канических породах, не обладают метамиктным состоянием и что между
степенью метамиктизации, вызванной радиоактивным излучением, и воз-
растом минералов существует определенная зависимость, позволяющая
вычислить возраст минерала, измерив радиоактивность и степень метамик-
тизации (разрушения кристаллической решетки). Однако имеются случаи,
когда нет основания говорить о влиянии радиоактивных веществ на мета-
миктизацию минералов, тем более, что у таких минералов, как урани-
нит U2UO7 и торианит (ThO2), содержащих наибольшее количество
радиоактивных элементов, метамиктное состояние вообще неизвестно.
Приведенные примеры показывают, что наиболее общей причиной
метамиктизации минералов является нарушение связи в кристалли-
ческой решетке, вызываемое в одних случаях радиоактивным излучением,
а в других — иными причинами (возможно, процессами перехода ионов
в высшую степень окисления).
РАСТВОРИМО С ТБ МИНЕРА. 1ОВ
Растворимость минералов — явление, отвечающее процессу взаимодей-
ствия минералов и раствора или чистой воды. Теория растворимости вообще,
а по отношению к минералам в частности, еще далеко не разработана.
До настоящего времени нельзя четко ответить на вопрос, почему одни
минералы растворяются в большом количестве, а другие мало или даже поч-
ти пе растворяются. Способность минералов растворяться в воде или водном
растворе имеет важное генетическое значение, так как большинство мине-
ралов образовалось путем кристаллизации из различных водных растворов.
Растворимость имеет большое значение при диагностике минералов. Так,
например, кварц (SiO2) мало растворим в воде, а галит (NaCl) — сильно
растворим.
61
Вода может оказывать на минералы или только физическое (физико-
химическое) воздействие или быть химически агрессивной. В первом случае
можно посредством изменения температуры и давления заставить минерал
выделиться обратно без изменения состава. Во втором случае этого сделать
нельзя.
Под воздействием воды минерал может разложиться (если его состав
сложный), образовав новые минералы. Например, растворение полигалита
(K2CaaMg[SOJv2H2O) в воде сопровождается выделением гипса
(Ca[SO4]-2Н2О) и сингенита (KaCa[SO/J2-Н2О). При растворении водой
сингенита наблюдается выделение гипса и т. д.
Ф. В. Сыромятников все минералы по растворимости делит на две
группы: 1) минералы, на которые вода оказывает лишь физическое дей-
ствие и 2) все остальные. В первую группу он включает малорастворимые
и сильнорастворимые, во вторую — почти все нитраты, простые хлориды,
водные сульфаты, многие водные бораты и кислые карбонаты. Часть из них
растворяется довольно легко в холодной воде, а часть — лишь при нагре-
вании.
Преобладающая масса минералов оказывается нерастворимой пли
трудно растворимой в воде. Проведенные Ф. В. Сыромятниковым экспери-
менты над растворимостью минералов при изменении температуры и давле-
ния показали, что с повышением температуры при постоянном давлении
растворимость увеличивается. Давление при низких температурах почти
не влияет на растворимость минералов. Оно начинает оказывать влияние-
при средних температурах (500—700‘ С) и особенно сильно влияние при
высоких температурах (800—1000° С).
Разлагаемость минералов. Многие минералы, которые в воде не раство-
ряются, разлагаются кислотами и в них переходят в раствор. Для целей
диагностики минералов обычно пользуются соляной и азотной кислотой
и реже прибегают к серной и другим кислотам. Растворение совершается
спокойно или сопровождается выделением газов.
К растворимым в соляной кислоте минералам относятся все карбо-
наты, некоторые самородные металлы и сульфиды, а также некоторые
окислы, сульфаты, фосфаты, бораты и силикаты.
При разложении в соляной кислоте карбонатов наблюдается выделение
углекислоты (для кальцита — Са[СО3] это происходит с шипением на холо-
ду), а сульфидов -— сероводорода.
Другие минералы, например пиролюзит — МпО2, браунит —
MnMn6SiO12 при разложении соляной кислотой выделяют хлор.
При растворении некоторых силикатов в соляной кислоте происходит
выделение студнеобразного гидрата кремнекислоты или выпадение кремне-
кислоты в виде порошка.
В азотной кислоте растворяются все сульфиды, некоторые самородные
металлы, а также некоторые окислы, фосфаты и их аналоги. При разло-
жении азотной кислотой самородных металлов, сульфидов и окислов выде-
ляется окись азота, которая на воздухе образует красно-бурые пары Г\Ю2.
Сульфиды часто при разложении их азотной кислотой выделяют серу,
всплывающую на поверхность, а минералы сурьмы дают белый осадок
окиси сурьмы.
К минералам, не растворимым в воде, соляной и азотной кислотах,
относятся многие сложные окислы, большинство силикатов, некоторые
сульфаты и фосфаты, а из самородных металлов -— золото и платина.
Для перевода их в растворимое состояние пользуются либо другими раство-
рителями (например, серной или плавиковой кислотой, царской водкой
и др.), либо сплавляют их с карбонатами щелочей или другими солями
с летучим ангидритом.
Выше мы отметили, что преобладающая масса минералов не растворяет-
ся в воде, а многие из них оказываются также трудно разлагаемыми. Но
в природных условиях с течением времени даже такие труднорастворимые
62
минералы, как силикаты, сравнительно легко разрушаются и переходят
в новые образования. Этому в значительной степени содействует геологиче-
ское время, а также обогащение водных растворов углекислотой или дру-
гими кислотами.
В природных условиях растворение и разложение минералов совершает-
ся в процессе химических реакций окисления, восстановления, гидролиза
и обменного разложения.
Реакции окисления особенно широко распространены на земной поверх-
ности и вблизи нее. Они совершаются в результате воздействия атмосфер-
ных агентов на различные минералы. При этом на их месте образуются
труднорастворимые гидроокислы, карбонаты, сульфаты и другие кисло-
родные соединения (см. стр. 200). Разложение под влиянием окисления
иногда наблюдается также в образованиях эндогенного происхождения.
Так, например, при разложении сульфида свинца и олова — тиллита
(PbSnS2) — образуются тонкие срастания галенита (PbS) и касситерита
(SnO2), а при разложении в окислительных условиях станнина (Cu2FeSnS4) —
касситерита (SnO2) и халькопирита (CuFeS2).
Явления разложения особенно характерны для минералов, содержа-
щих часть ионов в низших степенях валентности.. Так, в результате окисле-
ния Fe2+ ильменита (FeTiO3) образуются срастания гематита (Fe2O3) и рути-
ла (TiO2), в других случаях разложение ильменита приводит к замещению
его магнетитом (FeFe2O4), рутилом и гематитом и т. д.
В результате окисления могут возникать так называемые реакционные
каймы. Так, в медных месторождениях по краям выделений халькопирита
(CuFeS2) наблюдаются каемки борнита—Cu5_nCui)2nFeS4, гетита — FeO(OH),
которые возникли в результате окисления халькопирита, а вокруг пирар-
гирита (Ag3[SbS3] — каемки самородного серебра и т. д.
Реакции восстановления наиболее широко развиты вблизи земной
поверхности, обычно ниже уровня грунтовых вод. Они описаны на стр. 200.
Здесь мы рассмотрим лишь разложение минералов, в результате реакций
восстановления в эндогенных условиях. В качестве примера можно
привести разложение мышьяковистой цинксодержащей блеклой руды
(Cu10(Cu, Zn)2S[AsS3]4), за счет которой образуется арсенопирит (FeAsS),
халькопирит (CuFeS2) и сфалерит (ZnS). В блеклой руде мышьяк находится
в виде Ass+, а в арсенопирите он восстановлен до As-.
При разложении козалита (Pb2Bi2S5) образуются самородный висмут
и галенит (PbS). В этом случае катион Bi3+ восстанавливается до Bi°.
Реакции гидролиза, т. е. разложения минералов и солей металлов
при взаимодействии их с водой, могут приводить к образованию малораство-
римых продуктов. Так возникает, например, лимонит при разложении суль-
фата трех валентного железа, образующегося в зоне окисления сульфид-
ных руд:
Fe2(SO4)3-|- 6Н2О=2Fe(OH)3-F3H2SO4.
Такой же характер в эндогенных условиях имеет реакция гидролиза фто-
ристого олова с образованием касситерита:
SnF4+2Н2О = SnO2+4HF.
Реакции обменного разложения в природных условиях происходят при
смешивании растворов солей различного состава, при взаимодействии рас-
творов с газообразными соединениями (H2S, СО2 и др.) и с химически актив-
ными минералами. Так, например, при взаимодействии хлоридных и суль-
фатных вод в некоторых месторождениях образуется барит (BafSOJ):
ВаС12+MgSO4 = Ba[SO4] + MgCl2,
а при взаимодействии металлоносных растворов с H2S — молибденит (MoS2):
МоС14 + 2H2S = MoS2 + 4НС1.
63
Довольно распространенной в эндогенных условиях является реакция
образования самородной меди и гематита (Fe2O3) при взаимодействии хло-
ридов меди и железа:
2FeCl2 CuC 12 + ЗН2О = Fe2O3+Си -|- 6НС1.
При взаимодействии сульфатов меди и цинка с известняками во многих
месторождениях возникают смитсонит (Zn[CO3]) и малахит (CuCu(OH)2[CO3]):
ZnSO4+Ca[CO3] 7^ Zn[CO3J + CaSO4;
2CuSO4+2Ca[CO3] + H2O CuCu(OH)2[CO3]+2CaSO4-{-CO2.
Растворимость и разлагаемость минералов определяется их химически-
ми и структурными особенностями и прежде всего положением слагающих
их ионов в менделеевской таблице и типом химической связи. Минералы,
содержащие ионы типа купро, более растворимы и разлагаемы. Эти их
свойства снижаются при замене ионов типа купро на катионы переходного
типа и в особенности типа благородных газов. Растворимость и разлагае-
мость минералов снижается также по мере перехода к солям слабых кислот.
Для минералов с ионным типом связи этот переход может быть выражен
таким рядом снижения свойств: нитраты —- хлориды — сульфаты — фто-
риды — карбонаты — фосфаты — бораты — силикаты.
Растворимость и разлагаемость минералов зависит и от ряда других
причин, среди которых укажем: 1) валентность катиона (увеличиваются
с уменьшением валентности катиона); 2) межионные расстояния (увеличи-
ваются с увеличением межионных расстояний); 3) координационное число
(увеличиваются с уменьшением координационного числа); 4) размеры ионов
(увеличиваются с увеличением размеров ионов).
ЛИТЕРАТУРА
Ахматова М. В., Леонова Л. Л. Исследование метамиктного распада
силикатов с помощью ИК-спектроскопии. Тр. Минерал, музея AFI СССР. Вып. 4, 1963.
Белов FI. В. Очерки по структурной минералогии. Минералог, сб. Львов,
ун-та, № 4—21, 1950—1967.
Белов Н. В. Структура ионных кристаллов и металлических фаз. Изд-во
АН СССР, 1947.
Бор нема н- Стар ынкевич И. Д. Руководство по расчету формул
минералов. «Наука», 1964.
Булах А. Г. Руководство и таблицы для расчета формул минералов. «Нед-
ра», 1967.
Вернадский В. И. О капиллярной воде горных пород и минералов. Докл.
АН СССР, 1929.
Григорьев Д. П. Основы конституции минералов. «Недра», 1966.
Д о б р е ц о в Л. Н. Атомная физика. Изд-во физ.-мат. лит., 1960.
Иванова В. П. Термограммы минералов. Зап. Всесоюзн. минералог, об-ва,
ч. 90, вып. 1, 1961.
Костылева Е. Е. Метамиктный распад в группе циркона. В сб. «Проблемы
минералогии, геохимии и петрографии». Изд-во АН СССР, 1951.
Лазаренко Е. К. Генезис минеральных видов и их совокупностей. В кн.:
«Основы генетической минералогии». Изд-во Львов, ун-та, 1963.
М а р ф у н и н А. С. Полевые шпаты — фазовые взаимоотношения, оптические
свойства, геологическое распределение. Тр. ИГЕМ АН СССР, вып. 78, 1962.
П а у л и и г Л. Природа химической связи. Госхимиздат, 1947.
П и л 6 я н Г. О. Введение в теорию термического анализа. «Наука», 1964.
Поваренных А. С. Кристаллохимическая классификация минеральных
видов. «Наукова думка», 1966.
Соболев В. С. Введение в минералогию силикатов. Изд-во Львов, ун-та, 1949.
Соболева С. В. Политипия минералов. В кн. «Итоги науки». Геохимия, мине-
ралогия, петрография. 1962. Ин-т науч, информации, М., 1964.
Сыромятников Ф. В. Экспериментальное исследование явлений раство-
римости минералов и их классификация. Ж- «Минеральное сырье». Вып. 2, 1961.
Файф У. Введение в геохимию твердого тела. «Мир», 1967.
X е й н р и х Э. У. Минералогия и геохимия радиоактивного минерального
сырья. ИЛ, 1962.
64
Цветков А. И., Вальяшихина Е. П., П и л о я н Г. О. Дифферен*
циальпый термический анализ карбонатных минералов. «Наука», 1964.
Э ш к и н В. Ю., Лукашов А. Н. К вопросу о природе дымчатой окраски
кварца. Зап. Ленинград, горн, ин-та, т. 54, вып. 2, 1968.
Bragg L. and Claringbull G. F. Crystal structures of minerals. Lon-
don, 1965. Русский перевод. «Мир», 1967.
Pabst A. The metamict state. Amer. Mineralog. Vol. 37, No. 3, 1952.
P r i m a k N. The metamict state. Phys. Rev. No. 3, 1954.
Smith F. G. Physical geochemistry. Addison-Wesley Publishing Company. 1963.
Struz Hugo. Mineralogische Tabellen. 4. Auflage. Leipzig, 1966. Русский
перевод 3-го изд. 1957 г. ГОИТИ, лит. по горному делу, 1962.
МО Г ФО Л ОГНЯ МИНЕРАЛОВ
Морфология (от греч. морфэ — форма и логос — слово, учение) изучает
формы минералов. В большинстве случаев минералы в природе встречаются
в виде зернистых скоплений, не имеющих правильных кристаллографических
очертаний. Хорошо образованные кристаллы минералов встречаются срав-
нительно редко, но находки их имеют большое значение.
Минералы встречаются в виде отдельных кристаллов, кристаллических
двойников, а также различных агрегатов (сростков, зернистых сплошных
масс, землистых скоплений, налетов, натеков, корочек, в виде выделений
коллоидного характера и т. д.). Поэтому морфологию минералов делят
на морфологию кристаллов и морфологию кристаллических агрегатов
и аморфных минералов.
МОРФОЛОГИЯ КРИСТАЛЛОВ МИНЕРАЛОВ»
КРИСТАЛЛИЧЕСКИ Е ИНДИВИДЫ
Внешняя форма кристаллов детально рассматривается в курсах кри-
сталлографии и изучается минералогией лишь как важное диагностическое
свойство, так как каждому минералу присущи те или иные внешние ограни-
чения. Кроме того, на основании тончайших морфологических деталей пред-
ставляется возможным делать выводы, касающиеся природных процессов
минералообразования. Выявление связи, которая существует между формой
минералов и условиями образования, является важной задачей, поставлен-
ной перед минералогией практикой геологоразведочного дела.
Сравнение внешнего ограничения с тонкой атомной кристаллической
структурой дает возможность расшифровать вопрос о связи внутреннего
строения и внешней формы минерала. Как известно, форма кристалла опре-
деляется его структурой и влиянием окружающей среды. Геометрическая
сторона морфологии кристаллов базируется на законе Бравэ. Сущность
этого закона такова: при образовании кристаллов развитие и частота появле-
ния тех или иных форм зависят от густоты расположения элементарных
частиц (атомов, ионов) на их гранях (ретикулярная плотность). Чем гуще
покрыты частицами грани, тем они важнее, т. е. чаще встречаются на кри-
сталлах.
Статистическая проверка закона Бравэ показала, что у отдельных мине-
ралов проявляется четко выраженная тенденция повторения определенных
форм. Некоторые формы проявляются на всех кристаллах данного минера-
ла, хотя и в разной степени развития. Естественно поэтому, что такие формы
являются важными для характеристики того или иного минерала. Однако
иногда наблюдаются редкие случаи несоответствия реальных форм кристал-
лов закону Бравэ. X. Доннэй и Д. Харкер, учитывая симметрию структуры,
расширили закон Бравэ, предложив следующую его формулировку. «Мор-
фологическая зависимость граней обратно пропорциональна площадям
элементарных параллелограммов соответствующих сеток кубической нецен-
трированной решетки при условии отсутствия винтовых осей и плоскостей
5 Лазаренко Е. К.
65
1 2 3 4 5 6
Рис. 26. Габитусные типы кристаллов минералов кубической сингонии:
1 — куб (100), 2 — октаэдр (111), 3 — ромбический додекаэдр (110), 4 — пентаго-
нальный додекаэдр (210), 5 — тетрагон-триоктаэдр (211), 6 — тетраэдр (111)
Рис. 27. Габитусные типы кристаллов тетрагональной сингонии:
1 — мелилит — Ca2(Mg, Al)[(Si, Al)2SiO7], 2 — скаполит — (Na,Ca).1(Cl, CO3)[Ai
(Si,Al)Si2O8]3, 3 — висмутит — Bi2Oa[CO3], 4 — селаит —MgF2, 5 —7, 12 — кассите-
рит — SnO2, 6, 14 — циркон — Zr[SiO4], 8 — ксенотим — Y[PO4], 9 — анатаз —
TiO2, 10 — рутил — TiO2, 11 — торит — Th[SiO4], 13, 16 — апофиллит —
KCa4[Si4O10]2F-8H2O, 15 — шеелит Ca[WO4]
скользящего отражения, перпендикулярных этим сеткам». В центрирован-
ных решетках и при наличии винтовых осей и плоскостей скользящего
отражения изменяется значение ретикулярных плоскостей и соответ-
ственно меняется порядок важности граней, выводимый только из типа
трансляционной решетки.
Большое влияние на морфологию кристаллов оказывают также направ-
ления (векторы) наиболее интенсивных сил связей в структуре. Все кристал-
Рис. 28. Габитусные типы кристаллов минералов гексагональной синго-
нии:
1 — никелин — NiAs, 2 — миметезит—РЬ2РЬзС1[(Аб,Р)О413, 3—нефелин — KNagCAlSiOj^,
4 •— вюртцит — ZnS, 5 —калиофилит — KtAlSiO.J, 6— цинкит — ZnO, 7 — миларит —
KCa2Be2,Al[Si12O30] nH2O, 8 — канкринит— NaeCa2(OH)a(CO3, SO.i)[AlSiO4le, 9 —апа-
тит Са2Саз(С1,Р, 0Н)[РО4]3, 10—пироморфит—РЬ2РЬзС1[РО.,]3, 11—берилл — Be3Al2[SieO18],
12 — тридимит -— SiO2, 13 — молибденит — MoS2
лические грани в зависимости от их расположения относительно этих век-
торов делятся на три типа: а) плоские — грани, параллельные, по меньшей
мере, двум векторам; б) ступенчатые — грани, параллельные только одному
вектору и в) неровные — грани, непараллельные ни одному из векторов.
Морфологически наиболее важными являются грани первого типа.
В основе учения о морфологии кристаллов лежит понятие о простой
форме, представляющей совокупность граней, связанных между собой
элементами симметрии. Минимум граней на кристалле, образующих зам-
кнутый кристаллический многогранник, определяется понятием габитус
5*
67
Среди минералов наиболее распространены кристаллы, принадлежащие
к ромбической и моноклинной сингониям.
Для реальных кристаллов минералов можно выделить следующие
главнейшие типы габитусов, т. е. группы кристаллов минералов, которые
отличаются друг от друга главнейшей присутствующей формой или
комбинацией форм:
1) призматический и призмообразный габитус,
2) пинакоид ал ьный,
3) бипирамидальный и бипирамидообразный (октаэдрический в кристал-
лах кубической сингонии),
4) ромбоэдрический и ромбоэдрообразный габитус (гексаэдрический
Рис. 31. Габитусные типы кристаллов
минералов моноклинной сингонии:
/ и 5 — сфен — GaTiOtSiOj, 2 — биотит —
K(Mg, Fe)s(OH)2[AlSi3O10], 3 — диопсид —
CaMgt i2Ocl, 4 — ортоклаз — K[AlSi3O8], 6 —
гипс — Ca[S04]-2H2O
5) тетраэдрический и тетраэд-
рообразный,
6) скаленоэдрический и скале-
ноэдрообразный,
7) пирамидальный и пирами-
дообразный,
Рис. 32. Габитусные типы кристаллов
минералов триклинной сингонии:
/—аксинит—Caz(Mn,Fe)AIAl(OH)(B03)[Si4Oi2],
2 и 3 —альбит — Na[AlSi3O8], 4 — дистен —
Al2O[SiO4]
8) трапецоэдрический и трапецоэдрообразный (на природных кристал-
лах встречен не был),
9) смешанный или комбинированный.
Также встречаются пентагондодекаэдрические и ромбододекаэдрические
габитусы, характерные для кристаллов кубической сингонии.
Названия габитусов с окончанием «образный» относятся к кристаллам,
внешне похожим на данную форму. Например, на рис. 33 изображен кристалл
азурита (Си2Сп(ОН)2[СО312) ромбоэдрообразного габитуса (внешне похож
на ромбоэдрический), хотя на кристалле присутствуют только грани пина-
коида и призмы.
Кроме симметрии кристаллов, на их форме сказываются также условия,
в которых происходит развитие кристаллов. При идеальных условиях роста
70
одинаково развиваются все грани кристалла в соответствии с его внутренним
строением. В природе чаще встречаются искаженные формы. Однако, как
показал И. И. Шафраиовский, такие искажения подчиняются определенным
закономерностям и являются отпечатком сим-
метрии кристаллообразующей среды. Сог-
ласно универсальному принципу Кюри, внеш-
няя симметрия реальных кристаллических тел
будет сохранять только те элементы истинной
симметрии кристалла, которые совпадают с
подобными элементами симметрии среды. По-
этому учет внешней симметрии кристалла и
связанных с ней ложных форм дает понятие
Рис. 33. Кристалл азурита
ромбоэдрообразного габитуса
о симметрии питающей среды.
Как показали В. И. Михеев и И. И. Шафраиовский, одна и та же струк-
тура ведет себя динамически в различных физико-химических средах. При
этом основным отличием габитусных граней минералов, образовавшихся
в различных условиях, является качественное строение соответствующих
плоских сеток. В одних случаях эти сетки сложены разноименными ионами
(например, грани куба каменной соли, ромбододекаэдра сфалерита), в дру-
гих — наблюдается чередование плоских сеток, сложенных либо катионами,
либо анионами (октаэдр каменной соли, тетраэдр сфалерита). В условиях,
когда нет сильного взаимодействия между средой и частицами, входящими
в состав кристалла, значимость граней в основном определяется структурно-
геометрическими факторами. Наиболее развитыми в таком случае будут
грани, параллельные плоским сеткам, сложенным разноименными ионами.
В тех средах, где имеет место сильное взаимодействие между ионами одного
сорта, развиваются грани, отвечающие наиболее плотным сеткам, сложен-
ным одноименными ионами.
Существенное значение в изменении форм кристалла имеют пересыще-
ние (переохлаждение) раствора (расплава), химические и механические при-
меси, температура и давление, вязкость среды и т. д.
В результате различной скорости роста кристалла минерала в различ-
ных направлениях, причины которой рассмотрены выше, кристаллы мине-
ралов могут быть или вытянутыми, или сплюснутыми, или, в отдельных
случаях, равномерно раз-
витыми. В отличие от
габитуса общий вид
кристалла минерала
принято называть об-
ликом.
Облик характеризу-
ет развитие индивидов
по трем взаимно перпен-
дикулярным направле-
ниям (а, Ь, с), по от-
ношению к которым
выделяют три типа
(рис. 34): 1) а = b = с—
изометрический облик
(кристалл минерала раз-
вивается в разных направлениях более или менее одинаково); 2) а = b
с — удлиненный (кристалл минерала развивается в одном направлении);
3) а = с — уплощенный облик (кристалл минерала развивается пре-
имущественно в направлениях, лежащих в одной плоскости). Разновидности
изометрического облика — зернистый, а удлиненного — столбчатый, шесто-
ватый, игольчатый, волокнистый и др. Разновидности уплощенного обли-
ка — таблитчатый, пластинчатый, листоватый, чешуйчатый и др. Для
каждого минерала наиболее характерен какой-либо один тип облика. Однако
71
часто мы встречаемся с такими явлениями, когда один и тот же минерал
приобретает все три облика (рис. 35).
Кроме отмеченных основных типов облика минералов, выделяют облики:
боченковидный, топоровидный, клиновидный и т. д. (рис. 36).
Наблюдения над изменчивостью облика минералов и сравнение его
с элементарной ячейкой показали, что в подавляющем большинстве отсут-
0001
4 5
Рис. 35. Типы обликов кристаллов апатита—Са3Саз(С1,Р!ОН)[РО4]з:
1 — изометрический, 2, 3 — удлиненный, 4, 5 уплощенный
ствует однозначная связь между относительными размерами индивидов
и их элементарной ячейкой. Такое расхождение является результатом влия-
ния на облик многообразия условий минералообразования. Важная роль
Рис. 36. Некоторые облики кристаллов ми-
нералов:
1 — боченковидный (корунд — А12О3), 2 — клино-
видный (арагонит — Са[СО3]), 3 — конвертовидный
(сфен — CaTiOtSiO.,]), 4 — копьевидный (паризит —
Ce(CaF2[CO3]s
принадлежит степени различия
подвижности минералообразую-
щих элементов. Одновременно с
ростом кристаллов минералов
происходит растворение их вер-
шин, ребер и граней, усложня-
ющих форму кристаллов и при-
водящих к образованию вер-
шинных, реберных и вранных
форм, изученных И. И. Шафра-
новским. На природных кри-
сталлах они проявляются в виде
наростаний, углублений, штри-
ховок, скелетных форм и т. д.
На рис. 37 изображен октаэдри-
ческий кристалл флюорита
(CaF2), на вершины которого
н ар осли р омбододекаэдр ические
кристаллы в виде пространствен-
ного вершинного куба. В качестве примера реберных форм можно привести
кристалл родохрозита (Мп[СО3]), по ребрам ромбоэдра которого нарастает до»
ломит (рис. 38), образуя две реберные формы. На рис. 39 представлена гран-
ная разновидность октаэдра на кристалле алмаза, проявляющаяся в виде же-
лобков на'ребрах октаэдра. Выражением вершинных, реберных и гранных
72
форм являются скелетные образования (рис. 40), возникающие в результате
неравномерного питания растущего кристалла; ускоренный рост происходит
Рис. 37. Кубический вер-
шинник флюорита CaF2 на
октаэдрическом кристалле
флюорита
Рис. 38. Нарастание доло-
мита — CaMg[CO3]2 по реб-
рам ромбоэдра родохрози-
та — Мп[СО3]
Рис. 39. Гранная разно-
видность кристалла ал-
маза (желобки на реб-
рах октаэдра)
по ребрам и вершинам, а грани отстают в своем развитии. Скелеты являются
монокристальными образованиями и при определенных условиях могут
превратиться в выпуклые многогранники.
Сравнение габитуса ирблика показывает, что габитус является резуль-
татом симметрии, которая присуща тому или иному кристаллу минерала,
а облик — результатом условий роста.
73
Если габитусов может быть много (соответственно количеству простых
-форм), то обликов существует только три. Кроме того, термин «габитус»
применяется только для идиоморфных (от греч. идиос — свой, собственный
и морфэ •—форма), хорошо образованных кристаллов, а термин «облик»—
ко всем кристаллическим индивидам.
Размер кристаллов. Кристаллы минералов имеют самые разнообразные
размеры — от гигантских (рис. 41) до трудно различимых даже под микро-
скопом (рис. 42). По размерам все кристаллы, кроме гигантских, удобнее
Рис. 41. Гигантские кристаллы квар-
ца с Волыни
Рис. 42. Сдвойникованные кристал-
лы рутила (ТЮ2) под микроскопом
(увеличено в 165 раз)
делить на три группы: 1) крупные — свыше 10 лш, 2) средние — от 10 до
1 мм и 3) мелкие — меньше 1 мм. Размеры кристаллов-гигантов некоторых
минералов приведены в табл. 19.
ТАБЛИЦА 19
Размеры кристаллов-гигантов некоторых минералов
Название минералов Формула Размер, м Масса, кг Месторожде- ние
дли- на 1 шири- на
Берилл Топаз Al2Be3[Si6O48] А12(ОН, F)2[SiO4] 5,5 1,2 18 000 69 Копь Бамбус в штате Мэн в США Волынь, УССР
Сподумен LiAl[Si2Oc] 14 1 100 000 Этта Майн в Южной Дакоте
Биотит K(Mg, Fe)3(OH)2[AlSi3O10] 7 — — Копь Эвье в Норвегии
Флогопит KMg3(OH)2[AlSi3O10] KAl2(OH)2[AlSi3O10] 4 м2 — 1 500 Канада
Мусковит 5— 6 м2 — — Индия
Микроклин и ортоклаз K[AISi3O8] 10 10 100 000 Норвегия
Кварц SiO2 2,7 1,5 10 000 УССР
Циркон Zr|SiO4| 0,30 —• 6 Онтарио
Турмалин Na(Mg, Fe, Mn, A1)3A16(OH, F)4(BO3)3 [Si6O18] — 100 Майквилл (Алабама)
1 Для биотита, флогопита и мусковита указана площадь кристаллов.
74
Штриховатость. Грани кристаллов часто не совсем ровные, а покрыты
бороздами или штрихами. Для ряда минералов штриховатость является
важным диагностическим свойством. У одних минералов она наблюдается
в виде параллельных штрихов, у других штрихи пересекаются под опреде-
ленными углами. Так, на гранях призмы кристаллов кварца наблюдается
поперечная штриховка, а на гранях призмы турмалинов и бериллов —
вертикальная и т. д. Главнейшие типы штриховатости приведены на рис. 43.
По своему происхождению штриховатость может быть комбинационной,
обусловленной многократным повторением наросших узких вицинальных
Рис. 43. Главнейшие типы штриховатости на кристал-
лах минералов:
1 — кварц (SiO2), 2 — алмаз (С), 3 — корунд (Л12О2), 4 — пирит
(Fe[S2]), 5 и 6 — халькопирит (CuFeS2), 7 — леллингит (FeAs2)
граней (алмаз, турмалин и др.), и двойниковой, являющейся результатом
двойникового сложения минералов, особенно при образовании полисинте-
тических двойников (сфалерит, халькопирит, плагиоклазы и др.).
Более распространенной является комбинационная штриховка, кото
рую иногда называют ребристостью благодаря ступенчатому чередованию
узких полосок различных граней. Ступенчатость может быть односторонней,
двусторонней и многосторонней. Так, на гранях призмы кристаллов кварца
ступени спускаются в одном направлении — от основания к головке, а на
некоторых кристаллах берилла она оказывается двусторонней, мельчайшие
ступеньки роста спускаются от двух противоположных ребер внутрь грани,
обусловливая ее вогнутость. Штриховатость, вызванная ступенчатым нара-
станием граней, как это показал В. И. Вернадский, зависит от концентрации
раствора, вследствие чего одна и та же плоскость может быть покрыта штри-
хами или свободна от них.
СРОСТКИ КРИСТАЛЛОВ
Кристаллы очень редко бывают одиночными, чаще они образуют сростки.
Различают два вида сростков: закономерные и случайные’, среди первых
выделяются параллельные сростки, двойники и эпитаксические сростки.
Параллельные сростки. Параллельными сростками называются такие
срастания кристаллов минералов, в которых все грани первого кристалла
параллельны соответствующим граням второго. Среди параллельных срост-
ков различают два типа: 1) срастающиеся индивиды равны между собой,
более или менее резко отделяются один от другого и располагаются рядом;
2) сросшиеся индивиды не равны между собой и как бы сливаются друг с дру-
гом, причем один индивид окружает другой.
Примером параллельных сростков первого типа являются сростки
аргентита (Ag2S), примером срастаний второго типа может быть скипетро-
видный кварц, шестиугольные шестоватые кристаллы которого на концах
усажены более толстыми кристаллами кварца, находящимися к первым
в параллельном положении.
Зональные кристаллы, в которых наружный слой полностью повторяет
внутренний, часто являются параллельными сростками второго типа.
Параллельными сростками также являются агрегаты шестоватых кри-
сталлов, которые на концах составлены из тонких кристаллов, расположен-
ных параллельно, причем каждый такой кристалл заканчивается как бы
волокнистым пуком. Такие параллельные сростки часто наблюдаются
у шестоватых кристаллов кварца (SiO2), диопсида — CaMg[Si2O6], эпидота —
Са2(А1, Fe)3(OH)O[Si2O7][SiO4] и др. Такие образования по внешнему виду
можно сравнить с кистью.
Двойники. Двойниками называются закономерные срастания двух кри-
сталлов одного и того же минерала, в которых один индивид может быть
выведен из другого отражением в плоскости, поворотом на 180° вокруг оси
или посредством инверсии. В зависимости от количества сросшихся в двой-
никовом положении индивидов различают тройники, четверники, пятерни-
ки и т. д.
Элементы симметрии, с помощью которых один индивид двойника пере-
водится в положение другого, называются двойниковыми элементами. К ним
относятся двойниковая плоскость, двойниковая ось и двойниковый центр.
Двойниковые элементы не могут совпадать с элементами симметрии
индивида, так как последние переводят индивид в параллельное положение,
а не в двойниковое.
Граница раздела между сросшимися кристаллами двойника называется
плоскостью или поверхностью срастания, а видимый след этой поверхности
при описании микроскопических препаратов — двойниковым швом. Плос-
кость срастания может совпадать с двойниковой плоскостью и тогда она
является плоскостью симметрии всего двойникового сростка, но может ине
совпадать с ней.
Двойники образуются при росте кристалла (двойники роста), под влия-
нием механических воздействий' (механические двойники) и при переходе
из одной модификации в другую.
При образовании двойников роста можно выделить следующие три
случая: а) двойникование происходит одновременно с образованием первых
зародышей кристаллов. В этом случае оба индивида будут иметь примерно
одинаковые размеры; б) образование двойника происходит во время роста
кристалла, который уже достиг определенных размеров; в) формирование
двойника происходит под воздействием ориентированного срастания ранее
образованных кристаллов.
Грань, на которой начинается двойникование (нарастание слоя в двой-
никовом положении), называется плоскостью композиции. Если эта плоско-
кость совпадает с двойниковой плоскостью, то грани, сходящиеся на двойни-
ковой границе, принадлежат одной и той же простой форме и, следовательно,
при росте двойника имеют одинаковые скорости перемещения. В этом случае
образуются двойники срастания.
Если композиционная плоскость не совпадает с двойниковой плоскостью
(в этом случае она не является плоскостью симметрии двойника), то она
не остается параллельной первоначальному направлению и тогда один
индивид получает возможность опережать (обрастать) другого, в результате
чего образуется двойник прорастания.
Наряду с простыми двойниками, когда в срастании участвуют два
индивида, широко распространены так называемые полисинтетические
двойники. В них каждые два соседних индивида находятся в двойниковом
положении, а индивиды, следующие через один, являются взаимно парал-
лельными.
76
Полисинтетическое строение четко выступает в непрозрачных рудных
минералах при протравливании кислотами их полированной поверхности,
а в прозрачных минералах — в тонких шлифах под микроскопом.
Для некоторых минералов двойники настолько характерны, что способы
срастания индивидов получили специальные названия законов (табл. 20).
Иногда несколько индивидов срастается по различным законам, обра-
зуя сложный двойник. Довольно часто полисинтетическое или сложное двой-
никование приводит к образованию форм высшей симметрии. Такие двойни-
ки называются миметическими.
Миметическими можно назвать тройники ромбических карбонатов —
церуссита — РЬ[СО3], витерита — Ва[СО3], которые имеют псевдогексаго-
нальный габитус, а также псевдоромбододекаэдрические кристаллы фил-
липсита— (K2,Ca)[AI2Si6OI6], образованные в результате двойникова-
ния моноклинных кристаллов.
По внешнему виду выделяют двойники коленчатые, клиновидные,
звездчатые и т. п.
Двойники в подавляющем большинстве случаев отличаются от одновре-
менно образовавшихся с ними монокристаллов размерами (двойники имеют
большие размеры), внешним видом и наличием или отсутствием тех или
иных граней.
Входящие углы на двойниковой границе являются источниками слоев
роста. Это приводит к увеличению скорости перемещения соответственных
граней. Поэтому часто двойники уплощены по плоскости срастания или
вытянуты вдоль двойниковой оси. Как следствие увеличения скоростей роста
двойники больше монокристаллов, что, в свою очередь, сказывается и на их
огранении.
Среди причин, влияющих на возникновение двойников, следует отме-
тить структурно-геометрические и физико-химические. Известно, что одни
минералы вообще не образуют двойников, другие почти всегда сдвойникова-
ны, третьи встречаются как в виде двойников, так и монокристаллов. Экспе-
риментально установлено, что двойники образуются только при определен-
ных превышениях параметров кристаллизации. Образованию двойников
благоприятствует наличие примесей.
И. И. Шафраиовский с сотрудниками на основании геометрических вы-
водов установил 1021 закон двойникования, из которых 598 падает на
двойники срастания и 423 на двойники прорастания.
Эпитаксические сростки *. Эпитаксическими сростками в отличие от
двойников и параллельных сростков называются срастания двух различных
минералов, в которых хотя бы некоторые кристаллографические элементы
оказываются параллельными. Сростки возникают таким образом, что на ми-
нерал-основание сверху нарастает другой минерал, образующий с ним сра-
стание. Оба минерала расположены по отношению друг к другу в определен-
ном порядке, который выражается во взаимной параллельности некоторых
граней и ребер. В эпитаксических сростках параллельные грани отдельных
индивидов чаще всего имеют различное кристаллографическое значение,
так как сами срастающиеся минералы часто принадлежат к различным син-
гониям.
По происхождению закономерные сростки разных минералов разделяют
на такие группы: 1) первичные срастания, возникающие при одновременном
росте индивидов или при их последовательном нарастании; 2) срастания,
возникающие при распаде твердых растворов; 3) вторичные срастания,
образующиеся при замещении. Наиболее развиты закономерные срастания
первых двух групп. Примером первичных срастаний является нарастание
кристаллов халькопирита на тетраэдрит: на гекстетраэдрических кристаллах
тетраэдрита кубической сингонии (Cu10Cu2)i2S[SbS3]4 нарастают тетрагональ-
* От двух греческих слов: эпи — на, сверху; таксия — расположение в поряд-
ке, установка.
77
ТАБЛИЦА 20
Главнейшие законы двойникования минералов
Сингония Название закона Плоскость срастания Для каких минералов наиболее характерен
название минерала формула
Триклинная Альбитовый Псриклиновый (010) Ромбическое сечение ПОД УГЛОМ к (001) Плагиоклазы (Na,Ca)[Al(Si,Al)Si2O8]
Моноклин- ная Карлсбадский Манебахский Бавспский Парижский Галльский (ла- сточкина хвоста) Слюдяной Хлоритовый (ОЮ) (001) (021) - (Ю1) 1 (100) 1 1 к(001) Плагиоклазы То же щелочные по- левые шпаты Гипс Хлориты Слюды То же (К, Na)[AlSi3O8] Ca[S04]-2Ho0 (Mg, Fe)5Al(OH)8.[AlSi3OI0]
Ромбическая Арагонитовый Ставролитовый (ПО) (032) (232) Арагонит Ставролит Ca[CO3] Fe2Al9(OH)O7[SiO4]4
Тетрагональ- ная Коленчатые двойники (Ю1) Рутил Касситерит TiO2 SnO2
Гексагональ- ная и три- гональная Дофинейский Бразильский Японский Кальцитовый (Н20) | (Я20) (1122) 1 (0001) Кварц Кальцит SiO2 Ca[CO3]
Кубическая Шпинелевый Пиритовый Алмазный (111) (НО) (Н1) Шпинель Флюорит Магнетит Пирит Алмаз (Mg,Fe)Al2O4 CaF2 FeFe9O4 Fe[S2] C
но-тетраэдрические кристаллы халькопирита (CuFeS2), при этом единствен-
ная четверная ось симметрии халькопирита совпадает с одной из трех четвер-
ных осей тетраэдрита.
Первичные эпитаксические срастания наблюдаются у таких минералов,
как самарскит и колумбит, а также у кварца и полевого шпата, являющихся
типичными для так называемых пегматитовых образований.
В пегматитовых образованиях на друзы кристаллов ортоклаза —
K[AlSi3O8] нарастают кристаллы кварца. В схематическом виде это явление
показано на рис. 44. Кристаллы кварца наросли на грани ортоклаза таким
образом, что в общем создают рисунки правильной диагональной решетки.
Правильность срастания заключается в совпадении призматического ребра
[ООП ортоклаза и ребра [1213] между соседними гранями ромбоэдров кварца.
78
Рис. 44. Схема эпитаксии ортоклаза
и кварца (по А. Е. Ферсману):
Р — 001; Л-1 — 010; 7_— ПО; т — 1010;
г — 1011
на пис. 45. Калиевые полевые
Рис. 45. Пертитовые вростки
альбита в калиевом полевом
шпате
При первичных срастаниях взаимная ориентировка кристаллов отно-
сительно друг друга определяется при их зарождении. При этом для возник-
новения закономерных сростков кристалл-основание должен образоваться
несколько раньше, чем нарастающий на
него кристалл другого минерала.
Срастания, возникающие во время
распада твердых растворов, являются
следствием того, что минералы, обладая
при высоких температурах способностью
растворять значительные количества
различных элементов, с понижением
температуры теряют эту способность и
распадаются. Образующиеся в результа-
те распада минералы часто имеют пла-
стинчатые или дисковидные формы, ко-
торые располагаются параллельно кри-
сталлографическим элементам минерала-
основания. Подобные явления особенно
часты для магнетита из магматических
месторождений, с которым образуют
срастания шпинель, пирротин и другие
минералы.
К элитаксическим срастаниям, воз-
никающим в результате распада твер-
дых растворов, должны быть отнесены
так называемые пертитовые вростки
альбита -— NalAISi3О8] в ортоклазе и
микроклине — K£AlSi3Os], изображенные
шпаты (ортоклаз и микроклин) при высоких температурах (выше 900° С)
растворяют большое количество частиц натриевого шпата (альбита). При
понижении температуры происходит распад этих твердых растворов, в ре-
зультате которого альбит прорастает калиевый полевой шпат. На рис. 45
видно, что срастающиеся между собой минералы имеют параллельную
ориентировку относительно друг друга. Их грани (010), а также оси приз-
матической зоны совпадают.
Примером эпитаксических срастаний, возникающих в результате заме-
щения, могут служить срастания биотита и мусковита с взаимно параллель-
ными пинакоидами. В этих срастаниях био-
тит является минералом-основанием, за счет
которого образуется мусковит (рис. 46).
Причина эпитаксических срастаний раз-
ных минералов обусловлена их структурой.
Как показал Н. В. Белов, правильное сраста-
ние минералов происходит вследствие сходства
параметров некоторых важнейших рядов
ионов в структурах, которые при срастани-
ях совмещаются. Более того, все минералы,
построенные по принципу плотнейшей упа-
ковки, имеют одинаковые по расположению
и сходные по размеру анионные сетки — слои
плотнейшей упаковки, которые и ориенти-
руют минералы при взаимном срастании.
От этого также в значительной степени зави-
сит близость углов между соответствующими
гранями.
Эпитаксические явления имеют большое значение для установления
генетических особенностей и соотношений минералов, а также для опреде-
ления структурных параметров кристаллов минералов с неизвестным строе-
79
Рис. 46. Параллельные срастания био-
тита и мусковита
так и гексагонального типа под угла
вующих полос, образуя сагенитовые
нием. Эпитаксические срастания
не только подчеркивают, но и вы-
являют сходство срастающихся ми-
нералов с минералом-основанием.
Значение эпитаксических сра-
станий на примере рутила (TiO2)
наглядно показал Н. В. Белов, ко-
торый, считая, что кристалличе-
ская решетка этого минерала пост-
роена по принципу плотнейшей
гексагональной упаковки, доказал
что полосы заселенных титаном ок-
таэдров в кристаллической решетке
рутила располагаются вдоль чет-
верной оси. Эти полосы ориенти-
руют иглы рутила таким обра-
зом, что они размещаются своей
главной осью в плоскости плот-
нейшей упаковки как кубического,
I 60° друг к другу, вдоль соответст-
сетки. Таким образом, на примере
рутила мы видим, что минералы эпитаксических срастаний могут быть ис-
пользованы как индикаторы структуры минерала-основания.
МОРФОЛОГИЯ АГРЕГАТОВ
Выше уже было отмечено, что минералы редко наблюдаются в виде
отдельных кристаллов, а чаще образуют различные скопления, которые
называются агрегатами.
По морфологии среди агрегатов могут быть выделены зернистые, плот-
ные, землистые, а также дендриты, друзы, оолиты, натечные формы и др.
Часто форма минеральных скоплений не укладывается в общеизвестные
названия и тогда к ней применяется название по сходству с тем или иным
предметом (например, гроздевидные, почковидные, грушевидные и др.).
Различают также агрегаты по облику и расположению слагающих их кри-
сталлов: чешуйчатые, игольчатые, лучистые и пр. (рис. 47).
Зернистые и плотные, или сплошные, агрегаты являются наиболее
распространенными. Они представляют собой скопления неправильно срос-
шихся зерен одного или нескольких минералов. Примером зернистых агре-
гатов могут служить все полнокристаллические изверженные породы.
По относительной величине кристаллических зерен различают равномерно-
зернистые и неравномернозернистые агрегаты. Размеры зерен различных
минералов обычно значительно различаются между собой.
В зернистых агрегатах зерна минералов могут иметь собственные ограни-
чения, свойственные данному минералу, или же выполнять пространство,
ограниченное соседними зернами. Первые носят название идиоморфных, или
эвгедральных, а вторые —ксеноморфных, или ангедральных *. Один и тот
же минерал может быть идиоморфен по отношению к некоторым минералам
и ксеноморфен по отношению к другим, тогда он называется гипидиоморф-
ным **, или субгедралъным (рис. 48). Эти соотношения между минералами
редко проявляются макроскопически и обычно наблюдаются под микроско-
пом. Когда отдельные индивиды зернистых агрегатов имеют слишком малые
размеры и граница между ними при макроскопическом исследовании нечет-
кая, говорят о микрозернистых агрегатах. Макроскопически они выглядят
как плотные, массивные или сплошные.
* От слов: идиос (греч.)—свой, собственный; ксенос (греч.)—чужой; гедронд
(лат.) —грань лат. эв. соответствует греч. идиос; ан или а— приставка отрицания.
** Гипо (гр.)—под, в подчинении, лат. суб. отвечает греч. гипо.
60
Землистые агрегаты напоминают своим видом куски рыхлой почвы.
Дендриты представляют собой фигуры в виде ветвей дерева, образую-
щиеся благодаря быстрому росту кристаллов по некоторым направлениям.
Рис. 47. Различный вид агрегатов минералов, обусловлен-
ный расположением слагающих их кристаллов:
а — пластинчатый, б — игольчатый, в — лучистый
Возникшие разветвляющиеся фигуры отличаются от скелетных форм моно-
кристаллов тем, что состоят из отдельных кристаллических индивидов,
сросшихся в двойниковом или параллельном положении.
Дендриты особенно характерны для окислов марганца (рис. 49) и для
ряда самородных элементов (медь, серебро).
Под друзами (щетками) принято понимать группу кристаллов того
или иного минерала или разных минералов, имеющих общее основание
(рис. 50). Особенность друз состоит в том, что наиболее выраженными кри-
сталлами в них являются главным образом вытянутые перпендикулярно
к поверхности нарастания. Изучение строения друз и геометрический ана-
лиз процесса их роста показали, что формирование друз обусловлено тремя
причинами: 1) формой кристаллических зародышей, 2) действием на зароды-
ши минералов субстрата, где они располагаются и 3) взаимодействием заро-
дышей во время их последующего роста.
В настоящее время доказано, что форма кристаллических зародышей
влияет на образование друз в том случае, когда зарождение минерала про-
6 Лазаренко Е. К.
81
исходит в растворе над поверхностью субстрата, куда зародыши затем опус-
каются. При этом зародыши ложатся главным образом на максимально раз-
витые грани. В опытах А. В. Шубникова по выращиванию кристаллов квас-
цов, представляющих комбинацию господствующих граней октаэдра, под-
чиненных граней куба и слабо развитых граней ромбододекаэдра, количество
кристаллов, ложащихся на поверхности суб-
страта, для отмеченных выше граней выра-
жается отношением 10000 : 100 : 1.
Следовательно, максимально развитые,
грани определяют ориентировку кристаллов в
друзах. В большинстве случаев они оказыва-
ются параллельными плоскости нарастания.
Влияние субстрата сказывается, главным
образом, во взаимодействии зарождающихся
минералов и минералов, слагающих субст-
рат. При этом наиболее благоприятным слу-
чаем является такой, когда субстрат состоит
из того же минерала, который кристаллизует-
ся. Кристаллы субстрата в этом случае служат
затравками для возникающих кристаллов.
Рис. 48. Степень идиоморфиз-
ма минералов:
Р1, и Р12 — плагиоклазы, Ар —
апатит, Or — ортоклаз, Q — кварц,
Bi, — биотит, Ав — альбит
Взаимодействие между кристаллами в период их дальнейшего роста
определяется так называемым законом геометрического отбора. Сущность
закона заключается в том, что из разноориентированных зародышей кри-
сталлов растут лишь те, которые имеют минимальный угол наклона по отно-
шению к субстрату. Эти кристаллы, постепенно разрастаясь, лишают другие
кристаллы возможности роста. Геометрическая схема роста разноориентиро-
ванных зародышей кристаллов и реализации закона геометрического отбора
приведена на рис. 51.
Выяснение закономерностей образования друз имеет не только теорети-
ческое, но и большое практическое значение, так как друзы часто образуют
Рис. 49. Дендриты окислов марганца
Рис. 50. Друза кристаллов мориона
такие важные для промышленности минералы, как кварц, турмалин, берилл,
топаз, флюорит, барит и др. *.
Среди Друз следует различать два типа: 1) друзы нарастания и 2) друзы
перекристаллизации.
Для друз нарастания характерно наличие определенной поверхности
вмещающей породы, на которую нарастают минералы; каждый из входящих
в друзу кристаллов начинает свой рост от этой поверхности. Образование
* Промышленность использует главным образом верхние части друз, так назы-
ваемые «головки» кристаллов.
82
Рис. 51. Схема реализации закона геомет-
рического отбора (по Д. П. Григорьеву)
друз нарастания происходит при кристаллизации привносимого растворами
вещества в свободном пространстве, когда имеет место совместный, групповой
рост кристаллов и развитие индивидов определяется реализацией геометри-
ческого отбора.
В друзах перекристаллизации нет определенной поверхности, от кото-
рой начинают свой рост все входящие в друзу кристаллы, в таких друзах
наблюдается непрерывный переход от вмещающей породы к друзе череа
зону постепенно укрупняющих-
ся индивидов, представленных
зернами того же минерала, соп-
рикасающихся друг с другом
индукционными повер хностями.
Образование друз перекристал-
лизации происходит под воз-
действием растворов, не прино-
сящих вещество, а лишь вызы-
вающих перекристаллизацию
вещества минералов вмещающей
породы. Последняя происходит
так, что мелкие кристаллы (зер-
на) в породе растворяются, а за
счет их вещества растут круп-
ные. Пространство для свободного роста друз создается по-разному: текто-
ническими движениями, предварительным растворением породы с образо-
ванием в ней полостей, одновременным выносом части кристаллизующегося
вещества.
С развитием друз связано образование так называемых параллельно-
шестоватых агрегатов, которые обычно, как и друзы, возникают в определен-
ных пустотах (трещинах и т. д.). В заполнении трещин наблюдаются три
стадии: 1) стадия роста отдельных кристаллов, 2) стадия друзового роста,
3) стадия параллельно-шестоватого роста.
В первую стадию кристаллы возникают из зародышей, расположенных
в любых положениях, но не соприкасающихся друг с другом. Как только
кристаллы дорастают друг до друга, между ними начинается геометрический
отбор (стадия друзового роста), который приводит к тому, что наступает
момент, когда могут развиваться только кристаллы, зародыши которых
расположены строго перпендикулярно к поверхности нарастания. Тогда
ориентированным кристаллам уже ничто не мешает и они вступают в третью
стадию — параллельно-шестоватого роста.
При кристаллизации в стадию параллельно-шестоватого роста на обеих
стенках жилы развиваются параллельно-шестоватые агрегаты, заполняющие
жилу только отчасти или дорастающие навстречу друг другу до заполнения
жилы нацело. Обычно в разных частях жилы получается разная степень
заполнения ее минералами. Приблизительно так же можно объяснить и обра-
зование параллельно-волокнистых агрегатов. t
Среди параллельно-шестоватых агрегатов Д. П. Григорьев выделяет
два типа: 1) возникающие свободной кристаллизацией в открытой трещине
(они описаны выше) и 2) возникающие в условиях стесненной кристаллиза-
ции в приоткрывающейся трещине.
Параллельно-шестоватые агрегаты второго типа возникают в трещине,
приоткрывающейся постепенно и со скоростью, меньшей возможной скоро-
сти роста кристаллов по любому кристаллографическому направлению.
Рост идет без образования головок кристаллов, так как нет свободного про-
странства, и агрегат вплоть до момента окончания роста заполняет трещину
от стенки до стенки.
Оолиты и сферолиты. Мелкие стяжения, имеющие несколько милли-
метров в диаметре, носят название оолитов и сферолитов. Они бывают иногда-
и более значительных размеров. И те и другие внешне представляют собой
6* 8а
более или менее правильные шарообразные формы. Разница между сфероли-
тами и оолитами заключается в их строении.
Оолиты (икряные камни) чаще всего сцементированы друге другом в гор-
ную породу (рис. 52). Они имеют концентрически-скорлуповатое строение,
Рис. 52. Икряной камень (сцемен-
тированные оолиты)
Рис. 53. Вид сферолитов под микро-
скопом
отдельные слои их нарастают вокруг какого-либо центра (например, пес-
чинки, осколка раковины и др.). Иногда внутри оолитов наблюдаются пусто-
ты; в этих случаях предполагают, что нарастание оолита происходило
вокруг пузырька воздуха.
Сферолиты в отличие от оолитов обладают радиально-волокнистым
строением (рис. 53). Каждое волокно сферолита соответствует вытянутым
кристаллам, которые как бы сходятся в центре сферолита. Радиально-
волокнистое строение сферолитов, как это доказано лабораторными исследо-
ваниями А. В. Шубникова, может возникать двумя путями: 1) из группы
различно ориентированных кристаллов, разрастающихся в результате
Рис. 54. Почковидные агрегаты бурого же-
лезняка
реализации закона геометриче-
ского отбора; 2) при росте оди-
ночного расщепляющегося кри-
сталла.
Чаще всего оолиты и сферо-
литы бывают сложены кальци-
том, арагонитом, доломитом,
кремнеземом, сидеритом и осо-
бенно часто—бурым железняком.
Натечные формы образу-
ются путем постепенного на-
текания нового вещества на уже
отложенное вещество минерала.
При таком процессе возникают
гроздевидные, сосцевидные, поч-
ковидные и другие агрегаты.
Натечные формы иногда имеют
оолитовое сложение.
Среди натечных образований чаще всего наблюдаются почковидные
агрегаты (рис. 54), которые особенно характерны для бурого железняка,
малахита, смитсонита и других минералов, возникающих в поверхностных
условиях. Среди них встречаются также формы, известные под названием
стеклянной головы, сталактитов и выцветов. Стеклянными головами назы-
вают шишкообразные или сосулькообразные натечные формы некоторых
84
минералов, обладающие стеклянным блеском и имеющие двойное сложение:
радиальное и одновременно концентрически-скорлуповато-слоистое попе-
рек радиусов.
Натечные агрегаты могут возникать путем расщепления кристаллов,
подобно сферолитам.
Тонкодисперсные агрегаты. В земной коре широко развиты минераль-
ные агрегаты, размер индивидов которых лежит в пределах 10~5—10~7;
они называются тонкодисперсными (от лат. dispersio — рассеяние). В тех
случаях когда агрегаты таких размеров заключены в какой-либо среде, они
называются коллоидными. Чаще всего дисперсионной средой является вода,
а подобные системы, состоящие из дисперсной фазы, называются коллоидны-
ми растворами.
В природных условиях коллоидные растворы могут образоваться в ре-
зультате механического измельчения вещества (процессы механического
истирания горных пород и минералов), а также в результате химических
реакций, доводящих агрегацию молекулярных частиц до коллоидных раз-
меров. Коллоидные растворы обычно возникают при процессах окисления,
восстановления, гидролиза и обменного разложения.
Как показывают исследования, так называемые коллоидные минералы
представлены в большинстве случаев кристаллическими индивидами и зна-
чительно реже аморфными. Тонкодисперсные агрегаты, полностью сложен-
ные из субмикроскопических индивидов, могут переходить в коллоидные,
поглощая дисперсионную среду между отдельными частичками. Точно так
же коллоидные агрегаты, теряя дисперсионную среду, могут переходить
в обычные тонкодисперсные агрегаты. Коллоидные частицы носят название
мицелл. Для данного коллоида мицеллы несут электрические заряды одного
знака, мешающие им соединяться друг с другом. Заряд мицелл легко обна-
руживается при пропускании через коллоидный раствор электрического
тока: мицеллы перемещаются к электродам и выделяются на них (электрофо-
рез). Оказывается, что знак заряда мицелл бывает неодинаковым в различ-
ных растворителях и может зависеть от реакции среды (в кислой среде знак
заряда обычно бывает противоположным знаку заряда в щелочной среде)
(табл. 21).
ТАБЛИЦА 21
Главнейшие природные коллоиды
Положитель пыс
коллоиды Отрицательные коллоиды
Гидрат Л12О3
» Fe2O3
» СГ2О3
» тю2
» ZrO2
» CdO
» СеО СаСО3 MgCO3 CaF2
SiO2
Г линистые
Г умусовые
МпО2
S
v2o&
SnO2
PbS, CuS, CdS, As2S3
Sb2S3 и другие сульфиды
Золото, серебро, платина
Наличие электрического заряда является следствием того, что на по-
верхности мицелл слагающие их ионы имеют свободные валентности,
тогда как валентности внутренних ионов полностью насыщены. Для насы-
щения добавочной валентности мицеллы поглощают ионы из растворов,
обычно содержащих электролиты. Теряя по той или иной причине заряд,
коллоидные частички приходят в соприкосновение друг с другом и укруп-
няются. Такой процесс носит название коагуляции (свертывания). Потеря
мицеллами заряда может быть вызвана разными причинами, главными
среди которых являются нахождение в золе мицелл с разными зарядами
и ионов противоположного знака. Наблюдения и опыты показали, что коагу-
лирующее влияние ионов оказывается неодинаковым и в общем случае тем
значительнее, чем выше валентность иона. В то же время коагуляция может
быть вызвана самими разнозаряженными коллоидами, если они находятся
в подходящих количественных соотношениях (взаимная коагуляция). Если
к положительно заряженному золю (например, Fe(OH)3) прилить отрица-
тельно заряженный золь (например, SiO2-nH2O) в большем количестве, чем
это нужно для коагуляции, то отрицательно заряженные частицы отдадут
часть своих зарядов положительно заряженным мицеллам, перезарядят
их в отрицательный золь и коагуляции не произойдет. Но если осаждение
двух коллоидно-дисперсных фаз регулируется отношением их зарядов, то
количественный ход коагуляции, как показал А. Е. Ферсман, зависит от кон-
центрации водородных ионов (pH).
Как известно, в зависимости от количества и состава растворенных
веществ природные воды могут иметь нейтральную, щелочную или кислую
реакцию, в соответствии с чем меняется соотношение свободных ионов Н +
и ОН-. Характер реакции находится в следующей зависимости от соотно-
шения ионов Н+ и ОН-: нейтральная реакция —Н+ —ОН-, щелочная
реакция — Н+<ОНд кислая реакция —Н '\> ОН-. Величина pH
выражается в числах от 1 до 13 и указывает на характер реакции водной
среды от максимально кислой (при pH — 1) до максимально щелочной
(при pH = 11—13). Значение pH = 7 указывает на нейтральную реакцию.
Для каждой пары взаимно осаждающихся коллоидов можно установить
опытным путем величину pH, наиболее благоприятную для максимального
выпадения коллоида в осадок.
Коллоидные системы, в которых мицеллы пришли в некоторую опреде-
ленную связь друг с другом, потеряв полную свободу передвижения (коагу-
лировав), называются гелями и в отличие от золей способны сохранять форму.
В отличие от золей, в которых дисперсионная среда преобладает над дисперс-
ной фазой, в гелях дисперсионная среда занимает лишь оставшиеся проме-
жутки между укрупненными дисперсными частичками. Очень важным
свойством гелей является их способность к адсорбции, т. е. к поглощению
своей ^поверхностью из растворов тех или иных растворенных соединений,
а также газов. Следовательно, адсорбцию нужно понимать как увеличение
концентрации на поверхности вещества. Она представляет собой проявление
так называемой поверхностной энергии. Адсорбция тем больше, чем больше
поверхность, которая возрастает с повышением степени дисперсности.
Сущность адсорбции заключается в поглощении из растворов тех веществ,
которые могут вызвать уменьшение поверхностной энергии данного коллои-
да. Адсорбирующее вещество называют адсорбентом, а адсорбируемое —
адсорбтивом. Многим гелям свойственна избирательная адсорбция, сущ-
ность которой заключается в поглощении только определенных веществ.
При этом другие вещества либо совсем не адсорбируются, либо адсорбируют-
ся в значительно меньшей степени. В качестве примера можно привести гели
кремнекислоты (SiO2 -мН2О), адсорбирующие основные красящие вещества
(метилвиолет, фуксин и др.) и не адсорбирующие кислых веществ. Коллоид-
ные частицы глин адсорбируют калий. Гели МпО2 -цН2О адсорбируют катио-
ны бария, лития и калия.
Избирательная адсорбция обусловлена тем, что адсорбируемые ионы
имеют заряд, противоположный поверхностному заряду осадка, и образуют
с ним труднорастворимое или труднодиссоциирующее соединение.
Экспериментальными исследованиями доказано, что с течением времени
коллоиды теряют дисперсионную среду и могут переходить в микро- и макро-
агрегаты, а аморфные разности, кроме того, стремятся перейти в кристалли-
ческое состояние.
Возможность возникновения коллоидных агрегатов минералов зависит
от условий образования, главными среди которых являются температура,
а также структура и состав минерала. Коллоидные агрегаты минералов
86
наиболее распространены в коре выветривания. При высоких температурах
образование коллоидов затруднено, однако, как это выяснилось в последнее
время, коллоидам принадлежит большая роль даже в процессах магматиче-
ского минералообразования.
С течением времени гели теряют воду (кроме химически связанной)
и твердеют. При этом аморфные агрегаты переходят в скрыто-, а затем
и в явнокристаллическое состояние. Кристаллические минералы, образова-
вшиеся из гелей, называются метаколлоидными (табл. 22).
ТАБЛИЦА 22
Коллоидные и метаколлоидные минералы
Коллоиды Метаколлоиды
название минералов формула название минералов формула
Опал Гидротроилит Бурые желез- няки Коршоит SiO2 - пН2О FeS Н2О2 Fe2O3-nH2O | Коллоидный аналог хризо- коллы Халцедон, кварц Марказит, пирит (Гетит (Гематит Хризоколла SiO2 Fe[S2] FeOOH Fe2O3 Cu(OH)2[AlSi3O10] -nH2O
Коллоидные минералы очень характерны по своим внешним формам
и внутреннему строению. Преобладают натечные формы с концентрической
и скорлуповатой внутренней структурой и радиальными трещинами усыха-
ния, а также полосчатые образования. В большинстве случаев эти морфоло-
гические особенности возникают в результате ритмических процессов, сущ-
ность которых сводится к периодическому отложению какого-либо вещества.
Среди ритмических процессов
различают явления внешнего
ритма, когда отложение веще-
ства происходит на внешней
поверхности того или иного
вещества, и явления внутреннего
ритма, связанные с периодиче-
ским выпадением осадков внут-
ри гелей или других сред с
затрудненной диффузией раст-
воров. В результате явлений
внешнего ритма возникают поя-
совые и корковые образования, а
также концентрически скорлупо-
ватые оолиты, конкреции, ста-
лактиты и др. Для явлений
Рис. 55. Полосчатость агата
внутреннего ритма причиной ритмич-
ности являются перерывы в отложении вещества или изменение состава
минералообразующих растворов. При явлениях внутреннего ритма возни-
кает типичная полосчатость, например в агатах (рис. 55). Она обязана диф-
фузии в студенистых гелях, причем выпадение вещества обычно является
следствием образования нерастворимого осадка или коллоидов. Как правило
диффузия происходит за счет молекулярных растворов. У агатов полосча-
тость может быть объяснена диффузией Fe2+ в гель SiO2, насыщенный кисло-
родом, который окисляет Fe2+ в Fe3+. Ритмически перемежающиеся полос-
чатые образования, возникшие в результате периодического отложения
вещества при диффузии, известны под именем колец Лизеганга —- по имени
исследователя, получившего сходные образования в лаборатории. Подоб-
ные кольца широко распространены в коре выветривания песчаников, мерге-
лей и других пород. Следует, однако, отметить, что наличие концентрических
87
и поясовых образований, подобных кольцам Лизеганга, не всегда бывает
следствием коллоидных процессов. Они также могут возникнуть в резуль-
тате фильтрации растворов через тонкопористые образования при диффе-
ренциальной подвижности компонентов. Среди коллоидных минералов осо-
бенно распространены гели кремнекислоты, а также гели гидратов окиси
железа и марганца.
ЛИТЕРАТУРА
Вернадский В. И. О комбинационной штриховке кристаллических гра-
ней. Изв. Акад, наук, 1907, № 10.
Григорьев Д. II. Онтогения минералов. Изд. Львов, ун-та, 1961.
Д о л и в о - Д о б р о в о л ь с к и й В. В. Кристаллы берилла в связи с об-
щими вопросами классификации внешних форм кристаллов минеральных месторож-
дений. ОНТИ. 1936.
Костов И. Кристаллография. «Мир», 1965.
Лазаренко Е. К- Состояние и задачи минералогической кристаллографии.
Минерал, сб. Львов, ун-та, № 21, вып. 2, 1967.
Леммлейн Г. Г. Процесс геометрического отбора в растущем агрегате
кристаллов. Докл. АН СССР, т. 48, № 3, 1945.
Л е м м л е й н Г. Г. Искажение облика кристаллов кварца, обусловленное
их положением во время роста. Докл. АН СССР, т. 33, № 6, 1941.
Михеев В. И. и Шафрановский И. И. О совпадении теоретических
и генетических типов кристаллов цинковой обманки. Зап. Всесоюзн. минералог,
общ-ва, ч. 77, № 4, 1948.
Разумовский Н. К. Характеристика формы кристаллов. В кн. «Кристал-
лография», вып. 4. Изд-во Ленингр. ун-та, № 1, 1955.
Римская-Корсакова О. М. К вопросу о закономерных срастаниях
шпинели с магнетитом. Зап. Всесоюзн. минералог, об-ва, ч. 79, вып. 3, 1950.
Ферсман А. Е. О характере природных плоскостей кристаллов. Дневник
XII съезда русских естествоиспытателей и врачей. М., 1910.
Фере м ан А. Е. Кристаллы-гиганты и монолиты-гиганты. «Природа», 1926,
№ 3, 4.
Ф р а н к - К а м е н е ц к и й В. А. Природа структурных примесей в мине-
ралах. Изд-во Ленинград, ун-та, 1964.
Фран к- Каменецкий В. А. Структурно-морфологическое исследование
кристаллов барита. Вести. Ленингр. ун-та, 1947, № 10.
Шафрановский И. И. Кристаллы минералов, ч. I. Изд-во Ленингр.
ун-та, 1957; ч. II, Госгеолтехиздат, 1961.
Шубников А. В. Как растут кристаллы. Изд-во АН СССР, 1935.
D о n п а у D. Н. and Harker D. A new law of crystal morphology extending
the law of Bravais. Amer. Mineral. Vol. 23, No. 5, 1937.
Goldschmidt V. Atlas der Kristallformen. Bd. I — IX. Heidelberg 1913—
1923.
Kleber W. Bemerkungen zum Problem der Bildung von Kristallskeletten.
Nenes Jahrb. fur Mineralogie etc. Abt. A., Heft 6, 1943.
Kleber W. Einfiihrung in die Kristallographie. Berlin, 1961.
N i g g 1 i P. Beziehungen zwischen Structur and ausserer Morphologic am Quarz.
Zeitschr. fur Kristallogr. 63., 1926.
Royer L., Recherches experimentales sur 1’epitaxie ou orientation mutuelle de
cristaux d’especes differentes. Bull. Soc. Fr. Miner., t. 51, No. 1—2., 1928.
ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИН ЕЕ AHO В И МЕТОДЫ
ИХ ИЗУЧЕНИЯ
Свойства минералов полностью определяются их химическим составом
и структурой, при этом довольно важная роль принадлежит типу химичес-
кой связи между структурными единицами. Так, например, гомодесмические
минералы с металлическим типом связи характеризуются высокой электро-
и теплопроводностью, высокой магнитностыо, высокой плотностью, высокой
отражательной способностью и т. д., а минералы с молекулярным типом
связи, наоборот, являются изоляторами, имеют низкую плотность и твер-
дость, низкую отражательную способность и т. п.
Многие минералы благодаря тем или иным своим свойствам находят
непосредственное применение в промышленности. Так, минералы, отличаю-
88
щиеся высокой твердостью, используют в качестве абразивных материалов^
минералы, обладающие пьезооптическими свойствами — в электро- и радио-
промышленности, тугоплавкие — в огнеупорной промышленности и т. д.
По многим физическим и химическим свойствам производится определе-
ние минералов (их диагностика).
Главные свойства минералов можно объединить в группы: оптические,,
механические, магнитные, электрические, плотность, термические.
ОПТИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
Оптические свойства минералов относятся к числу наиболее важных.
На них основана методика определения минералов под микроскопом, а такие
свойства, как блеск и цвет, для многих минералов определяют их практичес-
кую ценность.
Световой луч, падая на поверхность минерала, частично отражается
от нее, частично преломляется или поглощается минералом. Эти явления
называют светопреломлением, светоотражением и светопоглощением. С ними
связаны цвета минералов и явления люминесценции.
Светопреломление происходит в результате изменения направления све-
тового луча при прохождении его через минерал, обусловленное различными
скоростями распространения света в воздухе и в минерале. Для выражения
особенностей светопреломления минералов пользуются вспомогательной
поверхностью — оптической индикатрисой, имеющей форму эллипсоида.
Размер каждого радиуса-вектора индикатрисы представляет показатель
преломления (и) кристалла для тех волн, колебания которых совершаются
в направлении этого вектора. Для однородноаморфных минералов и мине-
ралов кубической сингонии индикатриса имеет форму шара, так как все ее
радиусы-векторы одинаковы. Такие минералы называются оптически изо-
тропными и для них характерен один показатель преломления.
В минералах других сингоний показатели преломления изменяются
с изменением направления, поэтому такие минералы называются оптически
анизотропными.
Для минералов, кристаллизующихся в тетрагональной, тригональной
и гексагональной сингониях, оптическая индикатриса представляет эллип-
соид вращения, ось которого является оптической осью. Перпендикулярно
к оси располагается круговое сечение, которое означает, что луч, проходя-
щий в направлении оптической оси, не испытывает двойного лучепреломле-
ния, а колебания световой волны, распространяющиеся перпендикулярно
световой нормали, по всем направлениям одинаковы. Оптическая ось совпа-
дает с осями симметрии четвертого, третьего или шестого порядка. Минералы
этих сингоний в оптическом отношении являются одноосными. В них показа-
тели преломления изменяются с изменением направления хода лучей в ми-
нерале от некоторого максимального показателя (ng) до минимального (пр).
Оптически одноосные минералы, у которых в круговом сечении лежит
наименьший показатель преломления, называются положительными.
Если в круговом сечении лежит наибольший показатель преломления, то
они являются отрицательными.
Минералы, кристаллизующиеся в ромбической, моноклинной и три-
клинной сингониях, характеризуются индикатрисой в виде трехосного
эллипсоида. Оси этого эллипсоида отвечают по значению трем показателям
преломления ng, пт, пр. В трехосных эллипсоидах есть два круговых сече-
ния, перпендикулярно к которым проходят две оптические оси. Минералы
ромбической, моноклинной и триклинной сингоний оптически двуосны.
Угол, образуемый двумя оптическими осями, обозначается 2У. В зависи-
мости от того, каким направлениям в оптической индикатрисе отвечают
наибольший (ng), средний (пт) и наименьший (пр) показатели преломления,,
различают оптически полооюительные и оптически отрицательные минералы.
89
б&тяуесА# /шяшя&жяешг 7ЯА7Ж, в которых наибольший пока-
затель преломления (ng) отвечает положению острой биссектрисы, т. е.
биссектрисы острого угла между оптическими осями. Если этом)/ положе-
нию отвечает наименьший показатель, то минералы будут оптически отрица-
тельными.
При определении минерала важное значение имеет также характер
удлинения минерала, или знак зоны. Если с направлением удлинения мине-
рала совпадает больший показатель преломления (ng), то такой минерал
относят к имеющим положительное удлинение (+) и наоборот: если с направ-
лением удлинения совпадает меньший показатель преломления, минерал
имеет отрицательное удлинение (—).
Минералы по характеру удлинения делятся на четыре категории:
1) минерал положительный, удлинение положительное (кварц — SiO2,
циркон — Zr[SiOJ, рутил — TiO2); 2) минерал отрицательный, удлинение
отрицательное (апатит Са2Са3(С1, F, ОН)[РО4]3, доломит — CaMg[CO3]2);
3) минерал положительный, удлинение отрицательное (мелилит—Са2
(Mg, Al) [(Si, Al)2SiO7], брусит—Mg(OH)2); 4) минерал отрицательный, удли-
нение положительное (гематит — Fe2O3, тальк — Mg3(OH)2[Si4O10l).
Как известно, в различных средах скорость распространения света
неодинакова для разных длин волн. Вследствие этого наблюдается различие
в показателях преломления для различных длин волн. Это явление, носящее
название дисперсии показателей преломления, обусловливает дисперсию
силы двупреломления и дисперсию угла оптических осей, т. е. разную величину
угла оптических осей в кристалле для света разных длин волн. Положение
круговых сечений, нормалями к которым являются оптические оси, опреде-
ляется в двуосных кристаллах относительной величиной главных осей инди-
катрисы Ng, Nm, Np. Для света разных длин волн эти величины различны,
следовательно, и индикатриса для каждой длины волны имеет свою величи-
ну. Если форма всех этих индикатрис одна и та же, т. е. если оси Ng, Nm,
Np, увеличиваясь или уменьшаясь, сохраняют отношение своих величин,
то круговые сечения для света всех длин волн занимают одинаковое положе-
ние, и дисперсия оптических осей не имеет места. Чаще всего индикатрисы
для разных длин волн не вполне подобны друг другу, следствием чего
является несколько различное положение круговых сечений и дисперсия
оптических осей. Различают два вида дисперсий угла оптических осей:
1. Угол оптических осей для длинных волн (красных) больше, чем для
коротких (фиолетовых). Такой вид дисперсии обозначается г > v (г —
— rot — красный, v — oiolett — фиолетовый) или р > о (р — розеос —
розовый, v — виакиндинос — фиолетовый).
2. Угол оптических осей для длинных волн меньше, чем для коротких
и обозначается г >< v или р < и.
В некоторых случаях в результате сильной дисперсии меняется поло-
жение плоскости оптических осей. Примером может служить брукит (TiO2,
минерал ромбической сингонии, оптически положительный), у которого оси
индикатрисы с уменьшением длины волны увеличиваются несколько нерав-
номерно: та ось, которая для красных лучей была наименьшей (Np), для
синих становится средней (Nm); в связи с этим положение плоскости опти-
ческих осей меняется на перпендикулярное.
Явления светопреломления изучают при помощи поляризационного
микроскопа в тонких шлифах (толщиной около 0,02 мм) или в порошках,
погружаемых в специальные иммерсионные жидкости. Этот метод получил
название иммерсионного. Поляризационным микроскопом можно сравнитель-
но быстро определять минералы, так как каждому минералу свойственны
характерные для него оптические константы.
Мы не будем здесь излагать методики исследования каждого из свойств,
что детально дается в курсах кристаллооптики, но отметим, что отдельные
явления светопреломления непосредственно связаны друг с другом и являют-
ся функцией химического состава минералов и их структуры, следовательно,
90
определение оптических констант позволяет делать выводы о химическом
составе минерала. Делается это с помощью диаграмм, связывающих хими-
ческий состав и физические свойства минералов. Диаграммы значительно
облегчают работу по определению минералов.
Светоотражение — результат отражения части светового луча, упав-
шего на поверхность минерала.
Свойство минерала отражать то или иное количество падающего на него
света является оптической константой и называется отражательной спо-
собностью. Отражательная способность может быть точно измерена при
помощи фотометрирования. Выражается она отношением интенсивности
света, отраженного зеркальной плоскостью минерала, к интенсивности
света, падающего на эту плоскость. Численное значение отражательной спо-
собности принято называть показателем отражения минерала. Эта величина
всегда меньше единицы. Отражательная способность минерала может быть
выражена формулой:
где R — показатель отражения;
п — средний показатель преломления минерала в воздухе.
Показатель отражения минералов выражается в процентах, причем
интенсивность падающего света принимается за сто. Величина его колеблет-
ся в значительных пределах: от единиц процента до 90 и более процентов.
Самый высокий показатель отражения имеет самородное серебро-—95%.
Наибольшее количество минералов характеризуется показателем отражения
до 10—15%.
На отражательную способность минералов, кроме показателей прелом-
ления, влияет показатель поглощения (К). Следовательно, приведенная
выше формула является действительной для прозрачных и полупрозрачных
минералов с минимальными показателями поглощения и преломления. Это
хорошо видно из приведенной ниже формулы:
(п_1)2 + п2/<-2
К (п+1) + п2/<2 ”
Отражательная способность минералов обычно определяется в желтом
свете.
Одной из форм светоотражения минералов является их блеск, определяе-
мый как показателем отражения, так и показателем преломления. Количест-
венную характеристику блеска в зависимости от этих величин дал Д. П. Гри-
горьев (табл. 23). Выделяют стеклянный, алмазный, полуметаллический
м металлический блеск. Следует различать блеск, принадлежащий индивидам
минералов, и блеск, характерный для их агрегатов. Первый обусловлен
зеркально гладкой поверхностью (гранями кристаллов и плоскостями спай-
ности), а второй -— неровными поверхностями тонкозернистых агрегатов.
Неровный излом у минералов со стеклянным блеском усиливает отражение
и обусловливает жирный (для светлоокрашенных и белых минералов)
и смолистый (для темноокрашенных минералов) блеск.
Сростки и мелкозернистые агрегаты при грубой неровности поверхности
кажутся восковыми, а при тонкой (у тонкодисперсных агрегатов минералов)
— матовыми. Восковая и матовая поверхности возникают в результате явле-
ний рассеяния света — матовости.
Кроме блеска и матовости минералов, различают также «.отлив минера-
лов». Этим термином определяют явление, связанное с блеском минералов,
для поверхности которых характерна явно выраженная ориентировка
слагающих минерал частиц. Так, например, у минералов с параллельно-
волокнистым строением поверхности (асбест —Mg6(OH)g[Si4O10]) наблю-
дается типичный шелковистый отлив, а у минералов с весьма совершенной
спайностью (слюда, пластинчатый гипс и др.) — перламутровый отлив.
91
ТАБЛИЦА 23
Классификация блеска минералов (цифры для Li или Na-света)
Наименование блеска Пределы светопре- ломления Пределы отражатель- ной способ- ности в про- центах Характерные минералы п\ Я
Стеклянный 1,3—1,9 2—10 Лед 1,309 2
Флюорит 1,434 3,1
Кварц 1,544 4,5
Корунд 1,763 7,8
Гранаты 1,763—1,895 7,6—9,5
Алмазный 1,9—2,5 10—19 Циркон 1,95 10,2
Касситерит 2,00 П,7
Сфалерит 2.37 16,5
Алмаз 2,419 17,2
Полумета лличе- 2,5—3,0 19—25 Колумбит 2,45 17,4
скнй Киноварь 2,85 23,1
Гематит 3,00 25,0
Металлический >3,0 > 25 Антимонит 4,046 36,0
Молибденит 4,7 42,0
Перламутровый отлив особенно характерен для минерала вермикулита,,
который возникает вследствие гидратации биотита.
Блеск минералов, как уже отмечалось, является следствием светопре-
ломления и светоотражения, которые определяются в свою очередь химиче-
ским составом минералов, а также характером кристаллической структуры.
Отсюда следует, что целые группы и даже классы минералов должны харак-
теризоваться одинаковым блеском. По количеству явно преобладают мине-
ралы, имеющие средние показатели преломления, следовательно, минералы
со стеклянным блеском. Они составляют около 60% всего минерального
мира.
Светоотраженис изучают главным образом для непрозрачных (рудных)
минералов на отполированных срезах, носящих название полированных
шлифов, с помощью специальных рефлекторов (опак-иллюминаторов).
Этот метод изучения носит название метода минераграфии.
В последнее время непрозрачные минералы исследуются в инфракрас-
ных лучах в проходящем свете. В инфракрасных лучах с длинами волн менее
10 000 А непрозрачные минералы оказываются вполне прозрачными и под-
даются исследованию обычными кристаллооптическими методами.
Изучение рудных минералов производится на основании анализа сово-
купности их физических свойств: отражательной способности, цвета в от-
раженном свете, внутренних рефлексов, твердости, магнитности, электро-
проводности и прочих свойств. Для диагностики рудных минералов большое
значение имеют микрохимические реакции, которые проводятся с помощью
специальных реактивов.
Так как непрозрачные рудные минералы часто находятся совместно
с прозрачными минералами, то для выяснения их взаимоотношений, а также
для генетических наблюдений всегда параллельно с изготовлением полиро-
ванных шлифов для исследования в отраженном свете изготовляются про-
зрачные шлифы для изучения в проходящем свете.
Светопоглощение. По величине показателя поглощения света все мине-
ралы могут быть разделены на прозрачные, полупрозрачные и непрозрачные.
Прозрачные минералы можно рассматривать как частный случай
непрозрачных, у которых показатель поглощения равен или близок нулю.
Многие минералы, кажущиеся непрозрачными в больших кусках,,
оказываются просвечивающими в тонких осколках или тонких препа-
ратах.
92
В природе обычно наблюдаются постепенные переходы от прозрачных
разностей к непрозрачным. Они вызываются изменением химического соста-
ва минералов.
Как правило, среди прозрачных минералов не наблюдается полуметал-
лический блеск, а среди непрозрачных — алмазный.
Цвет минералов. Цвет минералов — важнейшее диагностическое свой-
ство. Цвет определяет практическую ценность ряда минералов (например,
самоцветов). Нередки случаи, когда цвет того или иного минерала меняется
в зависимости от условий его образования. Минералы глубинного происхо-
ждения, возникающие при высоких температурах, в большинстве случаев
характеризуются темным, серым, однообразным цветом, тогда как минера-
лы, образующиеся на поверхности земли из растворов, обычно светлые,
белые и прозрачные. Последовательность выделения минералов при магма-
тических процессах происходит в порядке понижения интенсивности окрас-
ки. Было установлено такое эмпирическое правило: сначала кристаллизуют-
ся темные руды и окрашенные минералы, потом бесцветные. Постепенный
переход к бесцветным минералам объясняется тем, что в конце химических
процессов накапливаются ионы, лишенные сильной поляризации и поэтому
дающие бесцветные соединения. В пегматитах, например, изменение цвета
идет в сторону замены зеленого и желтого красным и красного розовым,
а потом белым цветом.
Особенности окраски (оттенки цвета, густота тона и блеска) позволяют
иногда определить принадлежность минерала к тому или иному месторож-
дению.
Окраска минералов в Канаде использовалась при аэросъемке и аэро-
разведке: жилы радиоактивных руд разыскивались и открывались с само-
лета по их темно-красной окраске.
По современным представлениям цвет минералов возникает в результа-
те того, что составляющие их атомы и ионы поглощают видимый (а также
невидимый) свет полностью или в пределах определенных длин волн.
Если минерал поглощает какие-либо части видимого света с перемеще-
нием полос поглощения от фиолетового конца (400—420 ммк) к красному
(620—760 ммк), то он окрашивается в дополнительные цвета:
зеленовато-желтый
1
фиолетовый синий
6 7
желтый
2
голубой
8
оранжевый красный
3 4
голубовато-зеленый
9
пурпуровый
5
зеленый
10
В тех случаях, когда полоса поглощения не перемещается последова-
тельно к красному концу, а постепенно расширяется, захватывая все боль-
шую часть спектра, и у красного конца почти или совершенно уничтожает
видимый спектр, минерал окрашивается в такие дополнительные цвета:
серый зелено-желтый желтый оранжевый буровато-красный
(грязноватый) (нечистый)
0 1 2 3 4
красно-бурый буро-коричневый черный металлически-стальной
5 6 7 8
металлически-золотистый
9
Способность минералов поглощать свет, а следовательно, и принимать
соответствующую окраску, определяется главным образом природой обра-
зующих минерал атомов и ионов (их положением в менделеевской таблице),
их координацией и поляризационными свойствами, а также типом струк-
туры.
А. Е. Ферсман, наиболее полно исследовавший окраску минералов,
пришел к выводу, что все элементы Менделеевской таблицы по способности
влиять на окраску минералов могут быть разделены на две группы. К первой
группе принадлежит большинство элементов менделеевской таблицы, отно-
сящихся к типу благородных газов и к типу купро. Окраска минералов,
93
в состав которых входят эти элементы, определяется, главным образом,
их поляризационными свойствами и следует от желтых (гринокит-—CdS),
бурых (касситерит —- SnO2), красно-бурых и красных (киноварь — HgS)-
к черным (метациннабарит —- HgS) цветам.
Как отмечает А. Е. Ферсман, у большинства этих минералов тона
окраски нечисты и лишь в белых, бесцветных и темных металлических,
минералах наблюдаются определенные «неризмазанные» тона.
На долю минералов, окрашенных этими элементами, приходится
до 85% всего минерального мира.
В чем же сказывается влияние поляризации на окраску минералов?
При характеристике явления поляризации мы уже говорили о том, что ее
сущность заключается в смещении положительного и отрицательного заря-
дов в электрическом поле. При такой деформации световая волна вызывает
в структуре тот или иной энергетический эффект и погашается. Это приводит-
к появлению дополнительных цветов окраски. Чем сильнее поляризация,,
тем шире полоса поглощения. Дополнительные цвета будут понижаться,
краснеть, темнеть и чернеть. Как крайний предел поглощения вместо про-
зрачного минерала появится металлический кристалл, от которого часть
лучей будет отражена, а часть поглощена им.
Ко второй группе принадлежат так называемые промежуточные эле-
менты: Ti, V, Мп, Сг, Fe, Со, Ni, в меньшей степени Nb, Mo, U и TR. Эти
элементы, по выражению А. Е. Ферсмана, есть «красители мира — основа
ярких и чистых тонов, красоты драгоценного и цветного камня, яркость-
и ценность искусственных стекол». Эти элементы характеризуются неза-
полненными З^-оболочками и, следовательно, поглощение света в них
связано, главным образом, с перескоками некоторой части электронов погло-
щающих ионов с одной орбиты на другую.
В. Севергин в 1824 г. выделил три типа окраски минералов: 1) соб-
ственная, 2) зависящая от посторонних примесей и 3) случайная. В 1936 г.
эти типы были названы А. Е. Ферсманом соответственно идиохроматиче-
ской, аллохроматической и псевдохроматической окрасками.
Идиохроматическая (идиос —- по-греч. свой, собственный) окраска
минералов обусловлена хромофорами (красителями), которыми могут быть
основные ионы минерала или группа ионов, а также изоморфные примеси.
Идиохроматическая окраска специфична для того или иного минерала
и является его неотъемлемой частью. Идиохроматизм этих минералов —-
их закономерное свойство, такое же, как, например, плотность и др.
Аллохроматическая окраска (аллос —- греч. посторонний) зависит
от посторонних механических примесей. Чаще всего она бывает вызвана-
включениями окрашенных минералов, пузырьков газа и др. Эта окраска
не связана непосредственно с химическим составом минерала. Она измен-
чива и непостоянна. В качестве примера аллохроматической окраски, наблю-
даемой в минералах, можно привести ряд разностей кварца, который в чис-
том виде бесцветен: 1) празем — зеленоватый кварц с включением иголочек
актинолита или хлорита; 2) авантюрин — буровато-красноватый кварц
с мерцающим золотым отливом от блесток гетита, железной слюдки или
обычной слюды; 3) кошачий глаз — зеленоватый, с шелковистым отливом
от включений асбеста; 4) соколиный глаз — синеватый кварц от вростков.
синей волокнистой роговой обманки (крокидолита).
Псевдохроматическая (псевдо- по-греч. ложный) окраска обусловлена
рассеянием белого света, а также интерференцией световых волн в наруж-
ных слоях минерала, связанной с особенностями выделений или выветри-
ванием минерала. Примером псевдохроматической окраски могут быть
различные побежалости, придающие поверхности минерала пеструю игру
цветов. Побежалость бывает пестрая, как у борнита — Cug_nCu?/2nFeS4.
или халькопирита — CuFeS2. Поверхность этих минералов переливается-
яркими синими, красными и пурпурными цветами, или бывает золотистой,,
как, например, у бурого железняка и др.
94
ТАБЛИЦА 24
Главнейшие хромофоры
Хромофор Координа- ционное число Вызываемая окраска Типичные минералы
Ti3+ 6 фиолетовая рутил —TiO2
синяя анатаз — Т1О2
Ti4+ 6 синяя бенитоит — BaTi[Si3Og]
V5+ 4 желтая ванадинит — Р b 2Р b3C 1 [V О4 ] 3
красная деклуазит — Pb(Zn, Cu)(OH) (VO4J
Cr3+ 6 зеленая уваровит — Ca3Cr2[SiO4]3
фиолетовая кеммерерит — (A1r, Fc)5(A1, Сг) (OH)g[AlSi3O10J
красная рубин — AI2O3
CfG+ 6 красная крокоит — Pb[CrO4]
Mn2+ 6 розовая родохрозит—Мп [CO3]
Mn3+ 6 розовая пьемонтит — Са2(А1, Fe, Mn)Q AIO[SiO4l[Si2O7f
Fe2+ 6 зеленая оливин—(Mg, Fe2+)2[SiO4]
голубая аквамарин—Be3Al2[Si6O18]
8 красная альмандин — Fe3A 12 [ Si O413
Fe3+ 6 темно-бурая, ко- ричневая гётит — FeO(OH)
зеленая демантоид — Ca3Fe2 [SiO4] 3
4 желтая, желто-зе- леная ортоклаз — K[AlSi3O8]
Fe2+-}-Fe3+ синяя вивианит — (Fe2+,Fe3+)[PO4]2 -8H2O
черная эгирин — NaFe3+[Si2O6]
зеленая турмалин—Na(Mg, Fe,Mn,Li,Al)3Al6 (BO3)3(OH, F)4[Si6O18]
Co2+ 6 розовая эритрин — Co3 [ AsO4] 2 • 8H2O
Ni2+ 6 зеленая 1 гарниерит — Ni6(OH)8 (Si4OJ0]-nH2O
Cu2+ 6 зеленая малахит — CuCu(OH)2[CO3]
синяя азурит—Cu2Cu(OH)2[CO3]2
95₽
ПРОДОЛЖЕНИЕ ТАБЛ. 24
Хромофор Координа- ционное число Вызываемая окраска Типичные минералы
U4+ 8 черная уранинит—U2UO7
и6+ 6 оранжевая ураносферит- BiO(OH)3[UO2]
красная фурмарьерит—Pb[(UO2)4O2(OH)6]-4H2O
желтая отупит — Ca[UO2|PO4]2- ЮН2О
зеленая торбернит — Си [UO2|PO4]2 • ЮН 2 О
К псевдохроматической окраске принадлежит также аризация — яркий
световой отлив на гранях и плоскостях спайности, связанный, вероятно,
с субмикроскопическими ориентированными включениями. Она особенно
характерна для полевых шпатов (лунный камень, солнечный камень, лаб-
радор— (Ca,Na)[Al(Si,Al)Si2O8] и опал — SiO2-nH2O).
Из приведенных трех типов окраски природных минералов наибольшее
распространение и значение имеет идиохроматическая, связанная со свой-
ствами определенных химических соединений и отдельных хромофоров
давать эту окраску.
Хромофоры. Главнейшими хромофорами (хрома — по-греч. окрас-
ка, цвет) являются титан, ванадий, хром, марганец, железо, кобальт, никель,
медь и в меньшей степени Nb, Mo, U u TR, т. е. главным образом промежу-
точные элементы менделеевской таблицы. В ряде случаев на характер
окраски минералов оказывает влияние наличие в составе минерала других
ионов, в особенности это относится к гидроксилу и молекулам воды. Кра-
сящая способность главнейших хромофоров приведена в табл. 24.
Из данных табл. 24 видно, что по цвету минерала без точных исследо-
ваний нельзя определить, какой хромофор вызывает его окраску. Разные
хромофоры могут одному и тому же минералу придавать один и тот же цвет,
и различные окраски могут быть вызваны ионами одного и того же эле-
мента. Даже в пределах одного минерального вида наблюдаются отклоне-
ния от средних цветов. Например, в сфалерите —- ZnS окраска изменяется
от светло-желтой через медово-желтую, канифольно-красную, красную,
фиолетово-красную, бурую, желтовато-серую, коричневую до зеленой
и черной, иногда с ярким густосиним отливом. Даже такой определенный
цвет, как черный, у магнетита — FeFe2O4 или пиролюзита — МпО2 нередко
сменяется серым или голубовато-серым. В общем, цвета рудных минералов
с металлическим блеском более постоянны и определенны, чем у минералов
«белых» или «бесцветных» с неметаллическим блеском.
Чем же обусловливается то, что один и тот же хромофор может вызвать
разную окраску минерала? Наблюдения и эксперименты, проведенные
главным образом С. В. Грум-Гржимайло, показали, что такое явление
определяется главным образом валентностью и координационным числом
(см. табл. 24 и рис. 57).
Наблюдения над минералами показали, что в них окраска может
появиться даже при отсутствии хромофоров. Это явление связано с нали-
чием в минералах дефектов (см. рис. 24), которые вызывают повышенное
поглощение света минералом и являются так называемыми центрами
окраски (A-центр, V-центр, А1-центр и Z-центр). Наиболее распространенным
типом центров окраски является F-центр. Он представляет собой отрица-
тельную ионную вакансию. Удерживаемый ею электрон возникает при
заполнении вакансии каким-либо избыточным катионом, присутствующим
в минерале обычно в виде примеси (R° -+R+ + е~).
96
При наличии в минерале примесей нарушается его потенциальное
поле. Нарушение выражается в появлении в пределах запрещенной зоны
локальных энергетических уровней, с которых электроны переходят в зону
проводимости. В области видимого света появляются полосы поглощения
и связанная с ними окраска минерала. Эта окраска очень неустойчивая.
Она выцветает при нагревании и вновь восстанавливается при облучении
жесткими лучами.
К минералам, окраска которых связана с дефектами их структуры,
относятся дымчатый кварц и морион (SiO2) (рис. 56), синяя каменная соль
(NaCl), флюорит (CaF2), топаз (A12(F,OH )2[SiOJ), целестин (Sr[SOJ)
и др. Радиоактивным облучением вызваны так
называемые плеохроичные (от греч. плеон -—
больше и хрос — цвет), или окрашенные, орео-
лы, образующиеся вокруг радиоактивных вклю-
чений в некоторых минералах (слюдах, турма-
лине и др.).
Методика изучения окраски
минер алов. При прохождении света че-
рез кристаллические вещества происходит пог-
Зона проводимости
Уровень активации
I* и
Уровень
7. примеси
Заполненная зона
лощение видимых лучей, вследствие чего отра-
женный изнутри свет, лишившись ряда волн,
окрашивается в тот или иной дополнительный
цвет. Поглощение видимого света может быть:
1) общим, более или менее равномерным, когда
поглощаются все длины волн спектра, и 2) из-
бирательным, когда поглощаются некоторые
Рис. 56. Диаграмма, ха-
рактеризующая механизм
окраски и свечения кварца:
1,2 — возможные пути пере-
мещения электронов при не-
нарушенной структуре, 3—6 —
при наличии дефектного центра
окраски
области спектра.
Равномерное поглощение всего спектра окрашивает минерал в ахрома-
тические цвета, т. е. в гамму серых цветов от бесцветного или белого до
черного.
Избирательное поглощение обусловливает окрашивание минералов
в чистые дополнительные цвета.
В настоящее время окраска минералов изучается точными методами —
путем получения кривых спектрального поглощения. Точная характери-
стика цвета дается путем измерения поглощения лучей на всем протяжении
спектра. Измерением кривых спектрального поглощения устанавливается,
в какой степени поглощаются различные длины волн проходящего через
минерал света. Для этого интенсивность падающего на минерал монохрома-
тического света сравнивается с интенсивностью света, прошедшего через
минерал.
Кривые спектрального поглощения могут быть измерены на ряде при-
боров, из которых наиболее совершенным является объективный спектро-
фотометр. Для полной характеристики измеряют для одноосных минералов
поглощения по направлениям Nm и Np или Ng и Nm, а для двухосных
минералов по — Ng, Nm и Np. На рис. 57 приведены кривые спектрального
поглощения для главнейших хромофоров. Кривые спектрального поглоще-
ния не только дают возможность изучать природу окраски, но и поз-
воляют устанавливать валентность хромофора, его координацию, а для
некоторых хромофоров и концентрацию самого хромофора.
Цвет черты. Кроме окраски, которая наблюдается в сплошном- куске
минерала, различают также цвет его черты, представляющий собой цвет
тонкого порошка минерала. Цвет черты определяется следом, оставляемым
минералом на неглазурованной фарфоровой пластинке. По сравнению
с окраской минералов цвет черты является более постоянным, вследствие
чего имеет важное диагностическое значение, особенно для непрозрачных
или полупрозрачных минералов.
Минералы с псевдохроматической окраской дают белую черту, а с алло-
хроматической — характерную черту, зависящую от присутствия в их
7 Лазаренко Е. К.
97
составе той или иной примеси. Для минералов с металлическим блеском
чаще всего наблюдается черта различных оттенков черного цвета.
У некоторых минералов цвет черты может быть использован для опре-
деления их химического состава, так как он меняется постепенно, в зави-
симости от изменения состава минерала. В частности, цвет черты сфалери-
тов состава ZnS (не содержащих железа, так называемых клейофанов)
Рис. 57. Кривые спектрального поглощения для главнейших хромофоров
светло-желтый, почти бесцветный, в то время как для разностей состава
(Zn, Fe)S (железистых, выделяемых под именем марматитов) он темно-
коричневый. В качестве другого минерала, для которого цвет черты может
быть использован для определения состава, можно назвать вольфрамит —
минерал, состав которого колеблется от MnWO4 (гюбнерита), для которого
характерна желтовато-бурая черта, до FeWO4 (ферберита) с темной* чочти
черной чертой.
При определении цвета минералов прибегают к сравнительной оценке:
цвет минерала сопоставляется с окраской каких-либо предметов или веществ.
Обычно пользуются следующими условными названиями основных цветов
применяя их к определенным минералам, окраска которых более или менее
постоянна (цвет следует наблюдать на свежем изломе, так как на поверх-
ности он может измениться в результате выветривания):
Цвет Минерал Цвет Минерал
Фиолетовый Аметист Оловянно-белый Арсенопирит
Синий Азурит Свинцово-серый Молибденит
Зеленый Малахит Стально-серый Блеклая руда
Желтый Аурипигмент Железо-черный Магнетит
Оранжевый Крокоит Индигово-синий Ковеллин
Красный Киноварь (в порошке) Медно-красный Самородная медь
98
Бурый
Желто-бурый
Пористые разности бу-
рого железняка
Охристые разности бу-
рого железняка
Латунно-желтый
Металлически-зол отп-
етый
Халькопирит
Золото
По характеру распределения окраска минерала бывает сплошной
и однородной, зональной, неравномерной (точечной, волокнистой, пятни-
стой и т. д.). Кроме того, разные концы одного и того же минерала могут
быть окрашены в разные цвета.
При исследовании минералов следует различать первичную окраску,
возникшую при образовании самого минерала, и вторичную, которая появ-
ляется после образования минерала, чаще всего в результате выветривания.
В качестве примера можно назвать переход зеленых роговых обманок
(окрашенных Fe2+) в бурые (окрашенные Fe3+) в результате окисления двух-
валентного железа, побурение сфалерита (ZnS), осветление касситерита
(SnO)2 и пр. Причина вторичного изменения окраски -— химическое изме-
нение минерала: привнес или вынос хромофоров или замена одних хромо-
форов другими.
Люминесценция. Некоторые минералы под действием определенных
внешних влияний (нагревания, облучения, трения или разламывания
и т. д.) приобретают новое энергетическое возбужденное состояние, резуль-
татом которого является оптическое излучение, называемое люминесцен-
цией (от лат. lumen -— свет, свечение).
Люминесценция, вызываемая нагреванием, получила название термо-
люминесценции, а облучением различными лучами — рентгенолюминес-
ценции, катод люминесценции, фотолюминесценции (при облучении ультра-
фиолетовыми лучами) и т. д. Излучение, обусловленное трением и разламы-
ванием, называют триболюминесценцией (от греч. трибо -— трение). Оно
особенно выражено у светлых разностей сфалеритов.
По современным представлениям, сущность люминесценции заклю-
чается в том, что приведенные в возбужденное состояние электронные
уровни атома при переходе в первоначальное состояние излучают часть
возбужденной энергии в виде светового пучка. Переход из возбужденного
состояния в первоначальное, сопровождаемое свечением, может осуще-
ствляться в момент воздействия внешнего возбудителя или в течение неко-
торого времени после произведенного возбуждения. В первом случае явле-
ние называется флюоресценцией (по названию минерала флюорита -— CaF2,
у которого оно наблюдалось), а во втором — фосфоресценцией.
В минералогии наибольшее значение имеет фотолюминесценция, сущ-
ность которой такова. Минерал, поставленный на пути ультрафиолетовых
лучей, сам начинает излучать свет, при этом происходит равномерное све-
чение всего монокристалыюго зерна, а не только места поглощения свето-
вого кванта.
У различных минералов люминесценция различна как по силе, так
и по цвету. Кроме того, одни и те же минералы из разных месторождений
люминесцируют по-pазному.
Теория люминесценции минералов еще не разработана. Однако имею-
щиеся данные позволяют считать, что люминесцентные свойства минералов
определяются главным образом разупорядочиванием структуры за счет
изоморфных (избыточных) примесей, располагающихся в межузловых про-
странствах решетки, и за счет основных, также избыточных, атомов, строя-
щих решетку минерала (например, Zn в ZnS, Na в NaCl) и занимающих
в ней межузловые позиции. Люминесценция может быть вызвана другими-
дефектами решетки, нарушающими ее периодичность. Однако одного отно-
шения «порядок — беспорядок» в структуре минерала еще недостаточно
для того, чтобы в нем возникли люминесцентные свойства. Для этого необ-
ходимо определенное отношение между элементами, возбуждающими люми-
несценцию,-— люминофорами и элементами, препятствующими ее возник-
новению,— гасителями люминесценции. Главными люминофорами
7* 99
являются: Мп, Сг, Cd, S, Си, TR, [UOJ, ГМоО41, [WOJ, ГСО3], (SiOJ,
[(Al, Si)OJ, Н2О, а главными гасителями люминесценции — Мл8*, Fe2+,
Fe3+ и др. Б карбонатах в качестве гасителей люминесценции выступают
Си, Ni, Со, Bi, а в ванадатах ион [VO4I оказывается гасителем даже такого
сильного люминофора, как [UOJ.
Необходимо иметь в виду, что некоторые элементы, являющиеся для
одних минералов люминофорами, для других могут оказаться гасителями
люминесценции (например, Сг и Мл для вольфрамитов).
Из перечисленных выше главнейших люминофоров часть принадлежит
к типу собственного свечения, т. е. вызываемого свечением дискретных
центров в решетке. К ним относятся ПЮ4]и [МоО4], а возможно также
[SiOJ и радикалы боратов.
Отличительной чертой люминофоров являются их поляризационные
свойства, а также значительные размеры, что позволяет им сравнительно
легко возбуждаться и переходить на различные электронные уровни.
Проведенные Г. П. Барсаковым и В. А. Шевелевой исследования над
люминесценцией силикатов показали, что 80% всех люминесцирующих
силикатов падает на минералы с кольцевой, островной и каркасной струк-
турами, в то время как минералы цепочечные и, в особенности минералы
с сдвоенными цепочками, почти не имеют люминесцирующих представите-
лей. Также не люминеецнрующими в своем большинстве оказались само-
родные элементы и интерметаллические соединения с характерной метал-
лической связью, большинство сульфидов и окнелов.
Кроме того, исследования указанных выше авторов показали, что
изменение люминесцентных свойств находится в определенной зависимости
от условий генезиса минерала. Так, напрнмер, для кальцита удалось уста-
новить следующие закономерности: кальцит гипергенного происхождения
люминесцирует голубовато-белым и годным цветами; кальциты пегмати-
тов — яркими оранжевыми цветами, а кальциты гидротермального проис-
хождения — красно-оранжевыми цветами. Следовательно, для кальцита
возможна корреляция люминесценции с генезисом и типом месторож-
дення.
Для наблюдения фотолюминесценции в качестве источников излучения
обычно применяются ртутно-кварцевые лампы типа ПР К-2 и ПР К-4, вмон-
тированные в люминесцентные установки типа ЛЮМ-I или ЛЮМ-2, выпус-
каемые нашей промышленностью.
ТАБЛИЦА 25
Шкала интенсивности свечения некем орых минералов
Груп- пы Относительная интенсивность Минерал- эталон Формула Месторождение
1 Очень яркая Флюорит CaF2 Киргизская ССР, Хайдар- кен
2 Яркая Кальцит Со|СО,] Подольск, Московская область
3 Средняя Кианит AlgOlSiOzjJ Карелия, Еловый Наво- лок
4 Слабая Сподумен LiAl[Si2O^ Все месторождения
5 Очень слабая Каламин Zn4(OH)2[Si2O;j - H2O Таджикская ССР, Кара- мазар
Фотолюминесценцию минералов наблюдают или визуально или под
бинокулярным микроскопом, используя ультрафиолетовую лампу в каче-
стве осветителя. Прн этом обычно ограничиваются определением цвета
и интенсивности (яркости) свечения минерала (табл. 25 и 26).
100
www.mineral.su scan
ТАБЛИЦА 26
Шкала цветов люминесценции некоторых минералов
Труп- пы Цвет люмииесц енции Минерал- эталон Формула Месторождение
1 Белый Кальцит Са[СО3] Подольск, Московская область
2 Красный Кианит Al2O[SiO4] Карелия, Еловый Наволок
3 Оранжевый Кальцит Са[СО3] Дальневосточный край
4 Желтый Циркон Zr[SiO4] Все месторождения
5 Зеленый Виллемит Zn2[SiO4] То же
6 Синий Датолит Ca9(OH)2[B2Si9O8] Саксония
7 Фиолетовый Флюорит CaF2 Почти все месторождения
ME ХАН И ЧЕСЕИЕ СВОЙСТВА
Механические свойства минералов являются внешним проявлением
прочности химической связи между составляющими минерал структурными
единицами. К числу их относится твердость, хрупкость и ковкость, спай-
ность, отдельность, излом, гибкость и упругость.
Твердость. Под твердостью понимают степень сопротивления минерала
какому-либо внешнему механическому воздействию. Для определения
твердости в минералогии пользуются относительной шкалой.
Первая шкала твердости была предложена еще Ал-Бируни (алмаз,
корунд, агат), а затем — основателем Петербургского минералогического
общества Панснером (1813 г.). Панснер предложил шкалу, состоящую из
четырех эталонов: 1) алмаз, 2) твердая сталь, 3) красная медь, 4) свинец.
Кусочки отмеченных эталонов укреплялись в специальных ручках и затем
изучаемый материал царапался последовательно разными иглами.
В настоящее время твердость минералов принято определять по шкале,
предложенной немецким минералогом Моосом с десятью эталонами
(табл. 27). В шкале Мооса каждый последующий минерал своим острым
концом царапает предыдущий *.
ТАБЛИЦА 27
Шкала твердости минералов
Название минерала Т вердость Название минерала Твердость
Тальк . 1 Ортоклаз 6
Гипс 9 I Кварц 7
Кальцит 3 Топаз 8
Флюорит 4 Корунд 9
Апатит 5 Алмаз 10
Наблюдения показали, что минералы по-разному реагируют на цара-
пающие усилия. Одни из них не царапаются осколками того же вещества
(пассивно-твердые минералы), а другие — царапаются (активно-твердые
минералы). Так, например, острый кусочек талька не царапает поверх-
ности спайности талька, острый осколок апатита не царапает ни граней,
ни поверхности излома апатита. То же самое характерно для топаза, корун-
да и других минералов. В то же время острые осколки гипса, галита, флюо-
* В полевой обстановке для определения твердости минералов можно пользо-
ваться такими эталонами: ноготь пальца (твердость около 2,5), медная монета (твер-
дость 3) и стальной перочинный нож (твердость 5,5—6).
101
рита, ортоклаза, кварца и других мине-
ралов процарапывают грани и спайные
плоскости и плоскости излома своих же
минералов.
Отношение пассивной твердости и
активной является очень показательной
характеристикой многих минералов и
часто служит хорошим диагностическим
признаком.
Для практических целей (особенно
в полевой работе геолога) шкала Мооса
очень удобна, но более точные исследо-
вания показали, что ступени ее крайне
неравномерны.
В настоящее время широко распро-
страняется предложенный М. М. Хруще-
вым и Е. С. Берковичем метод измере-
ния твердости при помощи специально
сконструированного ими прибора, вы-
пускаемого нашей промышленностью
под маркой ПМТ-3. Этот метод позво-
ляет определять твердость различных
Фр. Моос минералов-—от самых мягких (талька)
до самых твердых (алмаза), причем в
микроскопических зернах. Исследования показывают, что между номерами
эталонов шкалы Мооса и числами твердости при их испытании на твердость
вдавливанием имеется качественная зависимость. Эта зависимость состоит
в том, что большему номеру соответствует более высокая твердость при
вдавливании (табл. 28).
ТАБЛИЦА 28
Результаты испытаний на твердость эталонных минералов шкалы Мооса
(по М. М. Хрущеву)
Минералы
По
шкале
Мооса
Число
твердости,
кг/мм^
Минералы
По
шкале
Мооса
Число
твердости,
Тальк ................
Гипс..................
Кальцит ..............
Флюорит...............
Апатит................
1
2
3
4
5
2,4
36
109
189
536
Ортоклаз
Кварц .
Топаз .
Корунд
Алмаз .
6
7
8
9
10
795
1 120
1 427
2 060
10 060
По М. М. Хрущеву, номер эталона шкалы Мооса приблизительно про-
порционален кубическому корню, вычисленному из числа твердости, кото-
рое определяется методом вдавливания алмазной квадратной пирамиды.
Получающиеся в результате вдавливания отпечатки имеют различную
форму, что, по-видимому, является следствием анизотропии твердости.
Характерным в этом отношении является дистен Al2O[SiO4], у которого
твердость на грани пинакоида в направлении [001] — 4,5, в то время как
на той же грани в направлении [010] она оказывается равной 6,5—7.
Откладывая из центра испытуемого минерала линии, соответствующие
величинам твердости минерала, измеренной в этих направлениях, и соеди-
нив концы линий, получим кривые поверхности, которыми наглядно изо-
бражают твердость; они носят название кривых твердости. Для различных
минералов кривые твердости дают различные поверхности. Они показы-
вают распределение твердости в минерале в зависимости от направления.
102
Наблюдения и опыты показали, что твердость зависит от ряда факто-
ров, главнейшими среди которых являются межатомные расстояния (твер-
дость увеличивается с уменьшением межатомных расстояний), валентность
атомов (твердость повышается с повышением валентности катиона и анио-
на), координационное число (твердость повышается с увеличением коор-
динационного числа) и природа химической связи (твердость возрастает
при переходе от ионного типа связи к ковалентному).
Хрупкость и ковкость. С твердостью минералов связана также их хруп-
кость и ковкость. Под хрупкостью минералов обычно понимают свойство
минерала крошиться при царапании острием ножа по его поверхности.
Минералы, дающие черту с порошком по краям (например, блеклые руды),
являются хрупкими. О ковкости минералов свидетельствует гладкий блестя-
щий след. Ковкие минералы при ударе по ним молоточком на наковальне
могут быть расплющены в тонкие пластинки. Хрупкость минералов может
определяться упомянутым прибором ПМТ-3. Она устанавливается по появле-
нию трещин в исследуемом минерале при нагрузке. Нагрузка, при которой
появляется первая видимая трещина, носит название «числа хрупкости».
Шкала хрупкости приведена в табл. 29. При изучении хрупкости минерала
наблюдается резкое проявление анизотропии: на разных гранях одного
и того же минерала трещина возникает при различной нагрузке. Хрупкость,
как и твердость, может быть использована в качестве важного диагности-
ческого свойства.
ТАБЛИЦА 29
Шкала хрупкости минералов (по С. Д. Дмитриеву)
Балл Характеристика хрупкости Минимальная нагрузка, при которой возникает трещина, г Типичные минералы
I Весьма хрупкий При всех нагрузках Пирит, гипс
II Хрупкий 20 и выше Пентландит, тетра-
эдрит
III Слабо пластичный 50 и выше Кварц, пирротин
IV Пластичный 100 и выше Магнетит
V Весьма пластичный При нагрузке 200 трещины не обра- Медь, галенит
зуются
Спайность. Некоторые минералы имеют способность раскалываться
по определенным направлениям с образованием плоской зеркальной поверх-
ности. Это их свойство называется спайностью, а плоскости, по которым они
раскалываются, называются плоскостями спайности. Различные минералы
имеют спайность различной степени совершенства. Спайность принято
выражать следующей шкалой.
1. Спайность весьма совершенная, минерал способен делиться на тон-
чайшие листочки; у минералов, имеющих весьма совершенную спайность,
очень трудно получить неровный излом.
2. Спайность совершенная, раскалывание минералов происходит пре-
имущественно по спайности; у минералов, принадлежащих к этой группе,
трудно получить неровный излом.
3. Спайность ясная (средняя), на кусках минерала наблюдается с тру-
дом, поверхность излома чаще всего раковистая.
4. Спайность несовершенная, практически отсутствует; поверхность
излома таких минералов всегда неровная.
В различных минералах, обладающих спайностью, плоскости спай-
ности ориентированы по определенным кристаллографическим направле-
ниям. Так, например, галит и галенит имеют совершенную спайность
по кубу, кальцит — по ромбоэдру, флюорит — по октаэдру и т. д. Поэтому
в пределах крупных систематических единиц можно говорить о спайности,
которая характеризует определенные сингонии — кубическую, гексаго-
103
нальную, ромбическую и т. д. Часто различно ориентированные плоскости
спайности в одном и том же минерале имеют различную степень совершен-
ства. Между главной спайностью минерала и его габитусными формами
существует четко выраженная связь. Габитусные формы соответствуют
плоским сеткам, которые наиболее густо населены атомами и в то же время
Рис. 58. Расположение плоских сеток и от-
ношение к ним спайности (a, b, с, d, е, f—
расстояния между плоскими сетками)
наиболее удалены друг от друга
(рис. 58). Следовательно, между
ними менее всего развиты силы
сцепления.
Отдельность. Кроме спайности,
некоторые минералы имеют еще
отдельность, которая морфологи-
чески очень близка к спайности,
но отличается от нее тем, что ра-
скалывание по отдельности проис-
ходит лишь в определенных точках,
в то время как раскалывание по
спайности вдоль определенной пло-
скости может произойти в любом месте. Для ряда минералов отдельность
настолько характерна, что используется как диагностический признак.
Отдельность по основному ромбоэдру и базопинакоиду, например, харак-
терна для таких минералов, как корунд — А12О3 и гематит Fe2O3, по кубу —
для уранинита —U2UO7, по пинакоиду—для некоторых пироксенов (диал-
лаг) и др.
Плоскостями отдельности минералов могут служить плоскости сраста-
ния двойников, а также плоскости мельчайших включений других минера-
лов, в большинстве случаев образующие тончайшие прокладки в структуре
минерала по плоскости плотнейшей упаковки. Могут быть и другие причины
отдельности, например одностороннее давление, приводящее к появлению
ор иентир ованиой трещинов атости.
Спайность и отдельность при наблюдении минералов в микроскопиче-
ских препаратах выражаются параллельными черточками, чаще всего
одной системы, иногда двух и реже трех. Степень совершенства черточек
указывает на степень совершенства спайности.
Спайность и отдельность имеют большое практическое значение, в осо-
бенности при обогащении полезных ископаемых (например, при отделении
флюорита от кварца).
Излом. Проявляется в результате разламывания минерала не по спай-
ности. У минералов различают излом ровный, ступенчатый, неровный, зано-
зистый и раковистый. Ровный излом типичен для минералов с совершенной
спайностью. Ступенчатый излом наблюдается у минералов с более или менее
совершенной и ясной спайностью в нескольких направлениях, напршмер
у полевых шпатов. Неровный излом характеризуется неровной поверх-
ностью без блестящих спайных участков, например у апатита. Занозистый
излом обычен для минералов волокнистого сложения и по своему характеру
напоминает излом древесины поперек волокнистости. Раковистый излом
характерен для минералов без спайности (кварц, опал, халцедон и др.);
формой поверхности он напоминает раковину.
Гибкость и упругость. Гибкостью называют свойство некоторых мине-
ралов изгибаться при механическом воздействии без хрупкой деформации.
Гибкость наиболее типично выражена у минералов пластинчатого или волок-
нистого строения. Она особенно характерна для таких минералов, как
слюда, хлориты, тальк и асбест.
Для некоторых минералов характерна упругость — свойство дефор-
мироваться под влиянием определенных усилий и возвращаться в перво-
начальное, недеформированное состояние после удаления этих усилий.
Упругость и гибкость имеют большое значение при техническом испытании
некоторых видов минерального сырья, например слюд, асбеста и др. Вели-
104
чина упругости минерала определяется модулем упругости, называемым
модулем Юнга. Модуль Юнга получен лишь для некоторых минералов
и резко меняется с изменением направления. Графически упругие свой-
ства минералов изображают, пользуясь модулем Юнга, посредством раз-
личных поверхностей растяжения.
МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА
Магнитные свойства минералов, т. е. их взаимодействие с магнитным
полем, определяются магнитными свойствами составляющих их атомов
и магнитной структурой минералов (расположением и взаимодействием
атомов).
По существу все минералы являются магнетиками', они способны намаг-
ничиваться в магнитном поле. Наиболее четко эта способность проявляется
у минералов, содержащих атомы, имеющие собственный магнитный момент,
обусловленный наличием неспаренных электронов. Их магнитность в общем
пропорциональна числу неспаренных электронов, каждый из которых имеет
элементарный магнитный заряд в 1 Мв (магнетон Бора равен 0,927 •
•10~20 эрг!гаусс). К ним принадлежат ионы переходных элементов, а также
лантаноиды и актиноиды: Fe3+, Mn2+, Fe2+, Mn3+, Мп4+, Cr3+, Со2+, Ni2+,
Cu2+, TR3+ и U4+.
Степень намагниченности характеризуется вектором намагничения J,
который равен магнитному моменту единицы объема. Основной характе-
ристикой магнитных свойств минералов является магнитная восприимчи-
вость (х), которая определяется отношением вектора намагничения (7)
к напряженности магнитного поля (Я):
По магнитной восприимчивости минералы делятся на диамагнитные,
парамагнитные, ферромагнитные и антиферромагнитные.
Диамагнитные минералы (от греч. диа — префикс, означающий тут
удаление) состоят из атомов, не имеющих собственных магнитных моментов.
Направление вектора намагничения J у этих минералов противоположно
направленности внешнего магнитного поля. Магнитная восприимчивость
(х) диамагнитных минералов небольшая и является отрицательной величи-
ной, т. е. х С 0. Обычно она находится в пределах от —10-6 до —-10~7 (напри-
мер, для галита — NaCl она равна —1,8-10~6, для самородной меди—
0,086-10~6).
Магнитные свойства диамагнитных минералов, как правило, не зависят
от температуры, но в некоторых «аномальных» диамагнетиках магнитная
восприимчивость с повышением температуры возрастает (например, у гра-
фита).
Парамагнитные минералы (от греч. пара — возле, у, при) содержат
как основную составную часть или примесь атомы с собственным магнитным
моментом. В магнитном поле они обнаруживают слабую намагниченность
в направлении магнитного поля. Их магнитная восприимчивость (х) поло-
жительна, ио, как правило, очень небольшая — от 10~3 до 10-6. Так,
у пирита (Fe[S2]) она равна 0,21 -10“6. Однако у сфалерита—ZnS (х = —0,17 ♦
•10~6), содержащего в качестве примеси атомы Fe2+, магнитная восприимчи-
вость (х) достигает 25 -10~6.
Парамагнитные свойства минералов могут вызываться магнитными
моментами ядер и электронов, слагающих минералы атомов. В первом
случае магнитная восприимчивость зависит от температуры, так как при
изменении интенсивности теплового потока изменяется ориентировка маг-
нитных моментов ядер (в определенной мере это относится и к парамагнит-
ным свойствам, вызываемым атомами). Ядерный парамагнетизм можно
105
наблюдать при температуре ниже 4° К в минералах, которые в обычных
условиях являются диамагнитными.
Ферромагнитные минералы (от лат. ferrum — железо) также содержат
атомы с собственным магнитным моментом либо в виде основной составной
части, либо как примесь. В магнитном поле намагниченность ферромагнит-
ных минералов сильная, а магнитная восприимчивость положительная
и очень высокая. Так, для камасита (космического самородного железа
с примесью никеля) она достигает 1 400 000 -10-6.
Ферромагнитные минералы обладают спонтанной (самопроизвольной)
намагниченностью (J), имеют свой магнитный момент и создают вокруг
себя магнитное поле.
Антиферромагнитные минералы, как и две предыдущие группы, содер-
жат атомы с собственным магнитным моментом как основную составную
часть или примесь, в которых магнитные оси ориентированы антипарал-
лельно. У ряда минералов это приводит к компенсации магнитных моментов,
вследствие чего в магнитном поле они получают небольшую намагничен-
ность {скомпенсированные антиферромагнитные минералы). Их магнитная
восприимчивость очень мала, но положительна. У нескомпенсированных
антиферромагнитных минералов {ферримагнитных} намагниченность в маг-
нитном поле сильная, магнитная восприимчивость положительная и может
быть высокой. Эти минералы обладают спонтанной намагниченностью
{Js), имеют свой магнитный момент структуры и создают вокруг себя маг-
нитное поле. Примером скомпенсированных антиферромагнитных минера-
лов может служить гематит Fe2O3 (% = 20,6 -10“6), а некомпенсированных —
магнетит Fe2+Fe3+O4 (м^ 1 000 000-10-6).
У пирротина, скомпенсированного антиферромагнитного минерала,
при стехиометрических отношениях FeS благодаря примеси магнитных
ионов Fe3+ (его формула FejinFel/sn 8)возникает ферримагнетизм (х =
= 1500 - IO"6 — 6110 -10-6).
Схема магнитной структуры минералов приведена на рис. 59.
Кристаллы ферромагнитных и ферримагнитных минералов обладают
способностью самопроизвольного деления на отдельные магнитные участки
размером от 10~5 до 10~3 см, получившие название доменов (от лат. domi-
nium — имение, владение). Магнитная структура каждого домена одно-
родна.
Домены имеют антипараллельную ориентировку магнитных осей и при
наложении магнитного поля декомпенсируются, в результате чего возни-
кает магнитный момент кристалла (в природных кристаллах минералов
доменная структура всегда несколько декомпенсирована). Декомпенсация
может быть обратимой и необратимой. При необратимой декомпенсации
возникает кристалл-магнит.
Спонтанная намагниченность доменов зависит от температуры: макси-
мальной бывает при абсолютном пуле, с повышением температуры умень-
шается. В точке Кюри ферромагнитные вещества теряют свой ферромагне-
тизм и становятся парамагнитными. Каждый ферромагнетик имеет свою
точку Кюри. Так, для железа она равна 770 ± 10° С, для магнетита
572 + 7° С и т. д. На результатах измерений точек Кюри и удельной намаг-
ниченности основывается термо магнитный анализ.
Магнитные свойства являются анизотропными даже для минералов
кубической сингонии: намагниченность их в разных направлениях раз-
лична. Вместе с тем существует направление наибольшего намагничивания,
именуемое магнитной осью (в магнетите, например, опа отвечает направле-
нию [111]). Все минералы могут иметь только одну магнитную ось.
Как отмечалось выше, магнитные свойства минералов зависят от маг-
нитности составляющих их атомов и магнитной структуры, определяемой
расположением и взаимодействием этих атомов. Следовательно, определен-
ное значение для проявления магнитных свойств минералов должен иметь
тип химической связи. Действительно, увеличение степени ковалентности
106
связи приводит к уменьшению магнитной восприимчивости, а переход
к металлическому типу вызывает ее повышение и появление ферромагне-
тизма или антиферромагнетизма. Таким образом, ферромагнитные мине-
ралы характеризуются металлическим типом связи, а минералы с ионной
и ковалентной связью являются либо парамагнитными, либо диамагнитными.
Магнитность минералов определяется с помощью свободно вращаю-
щейся магнитной стрелки, к концам которой подносится минерал, или
измерением магнитной восприимчивости. Для слабомагнитных минералов
Диамагитные
Парамагнитные
Ферромагнитные
Антиферромагнитные
(скомпенсированные)
Ферримагнитные
(антиферромагнитные
нескомпен сированные)
Рис. 59. Магнитная структура минералов
она устанавливается с помощью магнитных весов, принцип действия кото-
рых основан на измерении силы взаимодействия минерала с магнитным
полем. Для некоторых минералогических целей используется также радио-
частотный метод измерения магнитной восприимчивости.
Магнитная восприимчивость сильномагнитных минералов измеряется
с помощью баллистического метода, основанного на изменении индукции
катушки, в которой помещен образец, в зависимости от изменения намаг-
ниченности образца в магнитном поле.
Магнитные свойства минералов изучены очень слабо, но имеющиеся
данные показывают, что магнитная восприимчивость многих минералов
испытывает значительные колебания, в большинстве случаев обусловлен-
ные содержащимися в минералах примесями.
На магнитных свойствах основано разделение минералов магнитом —
магнитная сепарация и электромагнитом — электромагнитная сепарация
в лабораториях и на обогатительных фабриках.
107
Магнитная сепарация осуществляется с помощью подковообразного
или брускового магнита и позволяет отделить ферромагнитные минералы
от парамагнитных.
Для электромагнитной сепарации используется электромагнит, питае-
мый от осветительной сети или аккумулятора. При электромагнитной сепа-
рации возможно отделение ферромагнитных минералов от парамагнитных
и диамагнитных.
На магнитных свойствах минералов основаны также поиски и разведка
месторождений полезных ископаемых.
В последние годы в связи с изучением электронного строения твердого'
тела на основании явлений резонанса — электронного парамагнитного’
(ЭПР), ядерного магнитного (ЯМР), ядерного квадрупольного (ЯКР),
ядерного-гамма или эффекта Мессбауэра (ЭМ) и др.— стало возможным
изучать тонкие детали электронной структуры отдельных атомов в кристал-
лической решетке минералов. Возникли новые методы магнитной радио-
спектроскопии (ЭПР, ЯМР, ЯКР) и магнитной гамма-спектроскопии (ЭМ).
В основе этих методов лежит измерение частоты резонансного поглощения
переменного магнитного поля (ЭПР, ЯМР), прикладываемого к изучае-
мому минералу, и исследование формы соответствующих спектральных
линий магнитного поглощения.
В минералогии эти методы еще не нашли широкого применения,
но отдельные результаты показывают большую их перспективность для
решения многих минералогических вопросов, в частности связи свойств-
минералов с их электронным строением.
Методом электронного парамагнитного резонанса можно изучать пара-
магнитные ионы, которые находятся в минералах в количествах от 0,п
до 0,000п%. К ним принадлежат Fe3+, Fe2+, Mn2+, Сг3+ и TR3+, т. e. ионы,
которые чаще всего образуют примеси в минералах. Причем ионы Сг3+,
Мп2', Fe3+, Ni3+, Cu2+ и Eu2+, Gd3+ изучаются при комнатной тем-
пературе, но в основном наблюдения производятся при низких темпера-
турах (например, для большинства TR3+ ~ 20° К, для Fe2+ и Ti3+ < 40° К
и т. д.).
Кроме парамагнитных ионов, методом ЭПР можно исследовать центры
окраски, свободные радикалы, дефекты в кристаллах и некоторые другие
свойства.
Описание метода ЭПР, как и других, дается в соответствующих руко-
водствах, приведенных в конце главы. Здесь же мы лишь укажем, что для
исследования необходим кристалл размером 4—9 мм, который закрепляется
в резонаторе в ориентированном положении. Кристалл вращается вокруг
какого-либо характерного кристаллографического направления и через
5—10—20° снимается спектр. Измерение спектра на разных интервалах
позволяет определить точное расположение энергетических уровней в изу-
чаемом минерале.
Метод ядерного магнитного резонанса (ЯМР) дает возможность устано-
вить структурное положение водорода в минерале, тип воды, входящей
в состав минерала, и особенности ее связи с каркасом, координацию неко-
торых ионов, в частности бора, а также отношения «порядок — беспоря-
док» в минералах (например, положение алюминия и натрия в полевых
шпатах).
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
Электрические свойства минералов, т. е. их способность проводить
электричество определяются электрическими свойствами слагающих мине-
ралы атомов и их электрической структурой (электронное строение атомов,
их расположение и взаимодействие).
108
Электрические свойства минералов принято выражать через удельное
электрическое сопротивление (Q), выражаемое в омсантиметрах. Его можно
определить при помощи двух основных методов.
По первому методу вначале измеряют мостиком Уитсона электрическое
сопротивление (Д?) минерала, помещенного в цепь мостика. Электрическое
сопротивление может быть определено также непосредственно при про-
пускании через образец тока и измерении его силы (7) и прилагаемого
напряжения (У) по формуле:
Удельное сопротивление находят по формуле:
L ’
где S — площадь поперечного сечения образца (образцу обязательно должна
быть придана правильная геометрическая форма);
L — его длина.
По второму методу на образце минерала измеряют разность потенциа-
лов (AL/) потенциометром при пропускании через минерал тока. Удельное
электрическое сопротивление в этом случае находят по формуле:
Q = f(^L ,
где К — коэффициент установки, определяемый расстоянием между элек-
тродами Л и В, через которые пропускается ток, и электродами М и N,
служащими для измерения разности потенциалов. Он устанавливается
по формуле:
% — п MN
где AM, AN, MN — расстояния между электродами, выраженные в сан-
тиметрах, л — 3,14.
Для минералов проведено сравнительно мало определений электро-
проводности, но имеющиеся данные свидетельствуют об изменении ее в очень
широких пределах. Так, электропроводность лучших проводников более
чем в 1024 превышает электропроводность лучших изоляторов. Исследования
показали зависимость удельного электрического сопротивления многих
минералов от кристаллографических направлений, температуры и состава
минералов, в частности от наличия в них примесей. Так, у кварца (при
температуре 17,2° С) параллельно оси с она равна 2-Ю14 ом/см, а перпенди-
кулярно оси с—-2-Ю16 ом/см.
При разных температурах для кварца параллельно оси с удельное
сопротивление испытывает такие изменения:
Температура, °C
20
100
200
300
Сопротивление, ом/см
0,1-Ю15
0,8-1012
0,7-Ю10
0,6-Ю8
Величина удельного электрического сопротивления колеблется даже
для одного и того же минерала, причем это наблюдается чаще у минера-
лов — непроводников и в значительной степени связано с примесями. Так,
например, светлые разности касситерита (SnO2) являются непроводниками’,
а темноокрашенные —- обнаруживают хорошую проводимость.
Разница между минералами проводниками и непроводниками опре-
деляется особенностями их электрической структуры, которую можно объ-
яснить зонной теорией кристаллов.
Согласно зонной теории кристаллов проводниками будут минералы,
имеющие зоны проводимости, т. е. зоны, в которых атомы имеют свободные
109
или частично заполненные энергетические уровни, а непроводниками,—
имеющие заполненные зоны. В заполненных зонах электрический ток
не может переноситься электронами. Однако следует иметь в виду, что
в любом минерале существуют заполненные зоны и, по крайней мере, одна
зона проводимости. Следовательно, приведенный критерий нуждается
в дополнении. Поправку вносит ширина запрещенной зоны, разделяющей
заполненную зону и зону проводимости. В проводниковых минералах эти
Рис. 60. Схема энергетических зон:
а — диэлектрик (сильвин — КС1), б — полупроводник (кремний), в — проводник
(медь), 1 — зона проводимости, 2 — заполненная зона
зоны перекрываются, а в непроводниковых расходятся с шириной запре-
щенной зоны (для сильвина, например, расхождение равно ~10 эв, а для
алмаза 7 эв). Это почти исключает при обычных условиях переход электро-
нов с заполненной зоны в зону проводимости.
По величине удельного электрического сопротивления все минералы
можно разделить на проводники, диэлектрики и полупроводники. Схема
их электрической структуры приведена на рис. 60.
К проводникам, как отмечалось выше, относятся минералы, имеющие
зоны проводимости, обеспечивающие свободное перемещение электронов.
Концентрация электронов в проводниках строго постоянна и не зависит
от внешних факторов. Проводниковые минералы характеризуются наи-
большей электропроводностью, колеблющейся от 104 до 106 ом/см (для само-
родной меди она, например, равна 6-105 ом/см).
Диэлектрики — минералы с очень малой удельной электропровод-
ностью, лежащей ниже 10~10 ом/см (для кварца и янтаря, например, при 0° С
опа близка к 10~19 ом/см). К диэлектрикам принадлежит большинство мине-
ралов. Они характеризуются наличием заполненных зон и очень большой
шириной запрещенной зоны, отделяющей заполненную зону от проводни-
ковой.
В хороших изоляторах ширина запрещенной зоны составляет много
вольт.
Некоторые минералы-диэлектрики можно наэлектризовать путем тре-
ния, облучения или других операций. Так, сера, эвклаз (BeAl(OH)[SiOJ,
янтарь электризуются при трении о шерстяную материю или кожу.
Для минералов диэлектриков одной из важных физических констант
является диэлектрическая проницаемость (е). Она может быть определена
измерением емкости пустого конденсатора (с) и конденсатора, наполненного
минералом (щ), диэлектрическую проницаемость которого определяют:
Диэлектрическая проницаемость воздуха принимается за единицу.
Для большинства минералов опа лежит в пределах от 4 до 10; ниже 4
и выше 10 встречается редко.
Наблюдения показали, что различные минералы имеют близкие диэлек-
трические константы, но они могут быть разными для одного и того же мине-
рала из разных месторождений (например, для циркона — ZrlSiOJ
е колеблется от 3,6 до 5,2; для берилла — Be3Al2[Si6O18] от 3,9 до 7,7).
110
В настоящее время для определения диэлектрической проницаемости
обычно пользуются методом Больцмана — Биллитцера. Измельченный
минерал помещается в жидкий диэлектрик с определенной диэлектрической
проницаемостью и с помощью игл-электродов следят за его поведением
в переменном электрическом поле. Зная в среды, в которой минерал от элек-
тродов отталкивается, и в среды, в которой он притягивается, s минерала
определяется как среднее арифметическое.
Полупроводники -— минералы, занимающие по удельной электропро-
водности промежуточное положение между проводниками и диэлектриками.
Их удельная электропроводность лежит в пределах от 104 до 10~10 ом/см
(для куприта — Сн2О она колеблется от 10~2 до 10~8, а для тиманита HgSe
равна 3-103).
Для полупроводниковых минералов характерна узкая запрещенная
зона, позволяющая электронам легко переходить с заполненной зоны в зону
проводимости под влияниемэнергетическихвоздействий: тепловых, световых,
ядерных и др.
Из сказанного выше видно, что разница между минералами-диэлектри-
ками и минералами-полупроводниками условная, так как при энергетиче-
ских воздействиях, главным образом при нагревании, диэлектрики могут
стать полупроводниками. В свою очередь полупроводники при значитель-
ном охлаждении могут стать диэлектриками. Возбужденным в зоне про-
водимости электронам отвечают дырки в зоне заполнения, представляющие
вакантное электронное состояние и наряду с электронами осуществляющие
проводимость.
Среди полупроводников различают собственные и примесные. Прово-
димость собственных полупроводников обусловлена их химически чистым
составом, а примесных — наличием примесей.
К главным минералам, обладающим полупроводниковыми свойствами,
относятся некоторые сульфиды, селениды, теллуриды и окислы. Среди
них мы почти не встречаем собственной проводимости в чистом виде.
В некоторых полупроводниковых минералах наблюдаются домены,
имеющие определенные электрические моменты, ориентированные в разные
стороны. Во внешнем элетрическом поле все электрические моменты доменов
приобретают его ориентировку. Поле, созданное доменами, складываясь
с внешним полем, дает результирующее поле, напряженность которого
может в десятки тысяч раз превышать напряженность внешнего поля. Такое
соотношение является результатом спонтанной (самопроизвольной) поля-
ризации доменов. Впервые подобные явления наблюдались на кристаллах
сегнетовой соли (NaKC4H4O6-4Н2О), поэтому они получили название сег-
нетоэлектрических. Ниже температуры Кюри сегнетоэлектрики являются
также пьезоэлектриками (от греч. пьезо — давлю) — кристаллами, Элек-
тр олизующимися при сжатии или растяжении и, наоборот, растягиваю-
щимися и сжимающимися при электризации. Следовательно, при помощи
пьезоэлектриков механическая энергия превращается в электрическую
и наоборот.
Пьезоэлектризация различна для разных минералов и наиболее изучена
для турмалина — Na(Mg, Fe, Мп, Li, А1)3А16(ВО3)3(ОН, F)4[Si6O18] и кварца.
Если из кристалла кварца (кварц кристаллизуется в тригональной синго-
нии с элементами симметрии А3ЗА2) вырезать прямоугольный параллелепи-
пед так, чтобы одна пара граней была перпендикулярна к £3, а другая
пара — к одной из L2, то при сжатии и растяжении пластинки в направле-
нии, параллельном £2 или перпендикулярном £2 и L3 на гранях, нормаль-
ных к L3, появляется электрический заряд. При сообщении граням, нор-
мальным к L-2, противоположных электрических зарядов пластинка получит
способность сжиматься или расширяться в зависимости от знака потенциа-
лов. Такие пластинки получили название пьезокварцевых. Они широко при-
меняются в радиотехнике в качестве стабилизаторов радиоволн, резонато-
ров и т. д. Пьезокварцевая пластинка, включенная в колебательный контур
111
радиоустановки, приводит период колебаний этого контура в соответствие
со своим собственным периодом колебаний. Это позволяет радиоаппаратуру
принимать и посылать волны строго определенной длины.
Пьезоэлектрические свойства проявляются в кристаллах минералов,
лишенных центра симметрии, т. е. в 20 из 32, так как только в них меха-
нические воздействия моГут привести к взаимному смещению центров
тяжести положительных и отрицательных зарядов и возникновению диполь-
ных моментов (к дополнительной поляризации). Эти свойства проявляются
и у некоторых кристаллов минералов, обладающих смешанными ионно-
ковалентными связями (например, у сфалерита — ZnS).
С пьезоэлектризацией связаны пироэлектрические (от греч. пирос —
огонь) свойства. Сущность этих свойств состоит в появлении электрических
зарядов в результате увеличения объема кристаллов при нагревании.
Теоретически пироэлектрическими свойствами могут обладать все
кристаллы, содержащие одну главную полярную ось симметрии, т. е. кри-
сталлы, относящиеся к гемиморфным классам, но иногда они наблюдаются
и у других классов с несколькими полярными осями, например у бора-
цита — (Mg, Fe)3O, Cl[B3B4Oi2), кристаллизующегося в классе L^P ром-
бической сингонии.
. Пироэлектричество раньше всего было обнаружено и изучено у тур-
малина. Этот минерал кристаллизуется в тригональной сингонии с сим-
метрией L33P. Благодаря отсутствию у турмалина центра симметрии и гори-
зонтальных осей симметрии свойства его на разных концах вертикальной
оси разные. В частности, при нагревании и охлаждении на них появляются
электрические заряды разных знаков. Так, при нагревании один конец
кристалла заряжается положительно, а другой отрицательно. Если эти
заряды снять и держать температуру постоянной (хотя и повышенной),
то новой электризации не наступит. При охлаждении кристалл снова элек-
тризуется, причем знаки зарядов оказываются обратными.
Характеристика минералов по их электрическим свойствам показывает,
что наибольшей электропроводностью обладают минералы с металли-
ческой связью. Минералы с ковалентной связью являются часто полупро-
водниками, а с ионной — по преимуществу диэлектриками.
Важная роль в возникновении электропроводности принадлежит
дефектным структурам, что отмечалось выше, в которых создаются благо-
приятные условия для свободного передвижения электронов. В минералах
с дефектными структурами возникает аномально высокая электропровод-
ность .
На электрических свойствах минералов основано разделение их при
помощи электростатических сепараторов, а также электроразведка мине-
ральных тел.
На различии диэлектрической проницаемости минералов основана
диэлектрическая сепарация, позволяющая разделять минералы близкой
плотности (например, кальцит — Са[СО.3] с плотностью 2,6—2,8 и доло-
мит — CaMg|CO3]2 с плотностью 2,8-—2,9, кварц с плотностью 2,6—2,8
и каолинит — Al4(OH)8[Si4O10] с плотностью 2,58—2,60 и т. д.).
Для некоторых минералов, например пирита — Fe[S2] и галенита—PbS,
установлена зависимость между электропроводностью (и термоэлектриче-
ским потенциалом) и температурой их образования, что позволяет исполь-
зовать эти минералы в качестве минералогических термометров.
ПЛОТНОСТЬ
Плотность — одна из главнейших констант минералов, поэтому опре-
деление плотности имеет важное диагностическое значение. Кроме того,
определение плотности служит основой для определения объема элемен-
тарной ячейки и заключенных в ней единиц вещества. Плотность колеблется
112
в широких пределах: от значений, меньших единицы, (озокерит и др.)
до 23,0 (минералы группы осмистого иридия).
При макроскопическом определении минералов их плотность оцени-
вается приблизительным сравнением в руке, на основании чего можно
отнести минерал к группе низкой, средней или высокой плотности. Кроме
этих трех групп, существуют еще минералы с очень высокой и минералы
с очень низкой плотностью, которые встречаются в явно подчиненных коли-
чествах (табл. 30).
ТАБЛИЦА 30
Разделение минералов по плотности
Г руппы плотности Пределы Плотность типичных минералов
с металлическим блеском без металлического блеска
I. Очень низкая <1,0 — Озокерит (СпН2+2г1) 0,8—0,9 Лед (Н2О) 0,92
II. Низкая 1,0—4,0 Сидеразот (Fe5N2) 3,147 Добреилит (FeCr2S4) 3,81 Янтарь (С40Нб4О4) 1,05—1,096 Флюорит (CaF2) 3,0—3,25
III. Средняя 4,0—7,0 Халькопирит (CuFeS2) 4,1—4,3 Кобальтин (CoAsS) 6,0—6,5 Барит (Ba[SO4]) 4,3—4,7 Англезит (Pb[SO4]) 6,1—6,4
IV. Высокая 7,0—10,0 Галенит (PbS) 7,4—7,6 Петцит (Ag, Au)2Te 8,7—9,2 Миметезит (Р b2Pb3C I [(As, Р) О4] 3 7,19—7,25 Массикот (РЬО) 9,29
V. Очень высокая > ю,о Сперрилит (Pt[As2]) 10,58 Осмистый иридий (Ir, Os) 19,3—22,69 Уранинит U2UO7 10,3—10,6 Монтроидит (HgO) 11,23
Как показывают подсчеты, явно преобладают минералы с малой
(от 2,0 до 4,0) плотностью.
Плотность зависит от химического состава и структуры минерала,
причем особенно важную роль играет атомный вес элементов, входящих
в состав минерала, а также их валентность и размер ионных радиусов.
На конкретных примерах рассмотрим значение химического состава и струк-
туры минерала для его плотности.
Полиморфные разности вещества, имеющие различную кристалличе-
скую структуру, имеют различную плотность. Графит и алмаз, например,
имеют одинаковый химический состав. Они состоят из углерода, но вслед-
ствие различий в кристаллических структурах плотность графита 2,2,
а плотность алмаза 3,5. Точно так же изменяется в зависимости от струк-
туры плотность углекислых солей кальция (аргонита и кальцита).
В соответствии с колебаниями химического состава один и тот же мине-
рал может иметь различную плотность. Так, например, плотность сфале-
рита в зависимости от примесей колеблется от 3,50 до 4,20, а плотность
вольфрамитов -— от 7,1 до 7,5. На практике эти колебания, однако, не всегда
связаны только с колебаниями химического состава. Они могут быть вызва-
8 Лазаренко Е. К.
113
ны неоднородностью исследуемого материала, недостаточно чистым отбором,
пористостью и трещиноватостью, а также, что обычно имеет место в мине-
ралогической практике, малым количеством исследуемого вещества.
Атомный вес особенно влияет на плотность, если плотности атомов
и ионов, входящих в сравниваемые минералы, резко отличаются. Так, мине-
ралы бария и свинца имеют значительно большую плотность соответствую-
щих минералов кальция, минералы ртути — большую, чем у минералов
цинка и т. д. Разница в плотностях непропорциональна молекулярным
весам, а в некоторых случаях даже приобретает обратный знак. Так; атом-
ный вес натрия — 23, а калия — 39, но замена натрия на калий вызывает
понижение плотности, например:
Минерал Плотность
Альбит Na[AlSi3O8J 2,61
Ортоклаз К[AlSi3O8] 2,55
Галит NaCl 2,17
Сильвин КС1 1,98
Это обстоятельство связано с увеличением ионного радиуса при увеличении
атомного номера, что в значительной степени компенсирует повышение
атомного веса (табл. 31).
ТАБЛИЦА 31
Изменение плотности, атомного веса и атомного радиуса
в группе золота (в процентах)
Минерал Плотно- сть Измене- ние Атомный вес Измене- ние Атомный радиус, А Измене- ние Изменение объема
Медь Серебро .... 8,95 10,5 17 84 63,6 107,9 70 83 1,28 1,44 13 л 43 л
Золото .... 19,3 197,2 1,44
Из данных табл. 31 видно, что изменение объема ячейки пропорцио-
нально кубу отношения атомных радиусов и, следовательно, изменение
плотности обратно пропорционально этой величине.
Валентность атомов и ионов, которые входят в минерал, имеет важное
значение для плотности: увеличение валентности аниона и уменьшение
валентности катиона приводят к повышению отношения числа катионов
к числу анионов в минерале и, следовательно, к повышению процента запол-
ненных катионами пустот.
Для учета суммарного влияния структурных факторов на плотность
можно пользоваться коэффициентом плотности упаковки. Такой коэффи-
циент определяется как отношение объема, приходящегося на один ион
кислорода в минерале плотнейшей упаковки (за который можно принимать
корунд с объемом 14 куб. А), к объему в данном минерале. Для определения
плотности упаковки можно пользоваться предложенной В. С. Соболевым
формулой:
riM^d
nKMdK ’
где d — плотность минерала;
dK — плотность корунда (принимаем 4);
А4 — молекулярный вес минерала;
7Ик —- молекулярный вес корунда (102);
п — число ионов кислорода в условной молекуле минерала;
— число ионов кислорода в условной молекуле корунда (для корун-
да пк = 3).
Химический состав минералов очень резко сказывается на изменении
плотности в изоморфных смесях, образующихся при замене одних атомов.
114
кристаллической структуры другими. В таких случаях плотность минерала
линейно возрастает, и промежуточные члены изоморфного ряда приобре-
тают аддитивные свойства. Аддитивность плотности изоморфных минералов
имеет большое практическое значение для определения их химического
состава.
Плотность минералов имеет, кроме диагностического большое практи-
ческое значение при обогащении полезных ископаемых (различие в плот-
ности используется для разделения минералов). > ,>
Для определения плотности существуют многочисленные приспособле-
ния и методы, причем наибольшим распространением пользуются пикно-
метрический метод и метод тяжелых жидкостей. При пикнометрическом
методе минерал в виде мелких обломков взвешивается в воздухе в пикно-
метре, затем взвешиваются сам пикнометр и минерал в пикнометре',с водой.
Плотность минерала при этом способе вычисляется по формуле:
Р-руИ —?! ’
где М — вес минерала;
Р — вес пикнометра с водой;
Рг — вес пикнометра с водой и минералом.
Определение плотности с помощью тяжелых жидкостей имеет большое
значение в минералогической практике. Наиболее часто употребляются сле-
дующие тяжелые жидкости:
Название жидкости
Жидкость Тулэ
Жидкость Сушина — Рорбаха
Йодистый метилен
Жидкость Клеричи
Состав Плотность
KJ + HgJ2 до 3,196
BaJ2+HgJ2 3,588
CH2J 2 3,33
СН2(СОО)2Т1 + НСООТ1 4,27
Принцип работы с тяжелыми жидкостями заключается в том, что ту
или иную жидкость разбавлением доводят до плотности, равной плотности
минерала. При равенстве плотностей жидкости и минерала последний будет
находиться в ней в безразличном состоянии. После этого при помощи весов
Вестфаля определяется плотность жидкости, тождественная плотности
минерала.
Кроме того, плотность минералов при помощи тяжелых жидкостей
определяют, пользуясь индикаторными минералами, плотность которых
известна. Одинаковое положение, занимаемое в жидкости исследуемым
минералом и минералом-индикатором (безразличное состояние), показы-
вает, что исследуемый минерал имеет такую же плотность, как и минерал-
индикатор. При определении плотности минералов необходимо иметь
в виду наличие в них твердых и газово-жидких включений, которые в ряде
случаев существенным образом могут сказываться на плотности, уве-
личивая или уменьшая её.
В последнее время существенное значение приобрел рентгеновский
метод определения плотности минералов (D), связывающий ее с объемом
элементарной ячейки в А3(У0), числом формульных единиц (Z) и «фор-
мульным» весом (Л1), равным сумме атомных весов элементов в формуле
минерала,
г. 7 1,6602м , о
D=Z —77------г! смх
К О
Подсчитанное таким образом значение плотности образца (она называется
рентгенометрической) должно совпадать со значением, установленным
методом непосредственного определения. Сопоставление этих результатов
может быть использовано при оценке степени соответствия химического
состава минерала, установленного анализом, его идеальному составу и кри-
сталлической структуре. Наиболее отчетливо это можно проследить на при-
Ъ* 115
мере минералов с дефектной структурой, например на образцах пирротина,
в котором по мере возрастания дефицита атомов железа плотность законо-
мерно уменьшается по сравнению с рентгенометрической, рассчитанной для
идеальной формулы FeS.
ТЕРМИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
При нагревании минералов в зависимости от температуры в них могут
наблюдаться различные явления: дегидратация, диссоциация, разложение,
превращение и плавление.
Поведение минералов при нагревании имеет важное диагностическое
значение. На плавкости минералов построены многие определители. Пове-
дение минералов при нагревании имеет важное практическое значение,
в частности, для минералов, используемых в керамической и огнеупорной
промышленности.
Дегидратация (от лат. dehydratatio — обезвоживание) представляет
собой процесс потери минералом молекул воды в результате нагревания
или под влиянием водопоглощающих веществ. К минералам, испытывающим
дегидратацию, относятся кристаллогидраты, минералы, содержащие в своем
составе гидроксил, водород, а также тонкодисперсные (коллоидные) агре-
гаты. Кристаллогидраты содержат кристаллизационную, а тонкодисперс-
ные агрегаты — адсорбционную воду.
Термическая диссоциация (от лат. dissociatio — разъединение) мине-
ралов выражается в разложении их при нагревании на более ^простые состав-
ные части (например, окислы). Обычно она совершается под'влиянием
выделения из минералов определенных летучих составных частей (Н2О,
(ОН), СО2, S и др.). Для минералов, содержащих воду, она связана сдегид-
ратацией.
В минералогии важное значение принадлежит термической диссоциа-
ций карбонатов, которая является результатом выделения из них при
нагревании углекислоты. Реакция диссоциации карбонатов протекает
с поглощением тепла^(эндотермично) и может быть представлена такой схемой:
Ме[СО3] МеО-рСОз
Температура диссоциации карбонатов колеблется в значительных пре-
делах. Так, диссоциация смитсонита — Zn[CO3] происходит при 450° С,
а арагонита — Са[СО3] при 950° С.
Плавление представляет собой процесс, при котором за счет притока
внешнего тепла происходит разрушение минерала и резкий переход его
из твердого состояния в жидкое. Температура, при которой происходит
этот процесс, называется температурой плавления. Для минералов постоян-
ного состава температура плавления является постоянной и называется
точкой плавления, а для минералов переменного состава плавление проис-
ходит в некотором интервале температур, называемом интервалом плавления.
Однако в процессе нагревания некоторые минералы разрушаются еще
до того, как ими достигнута температура плавления: 1с ними происходит
дегидратация, термическая диссоциация, либо распад на несколько твердых
фаз. Многие минералы в процессе нагревания переходят в другие полиморф-
ные модификации, а некоторые плавятся инконгруэнтно (от лат. incong-
ruens — не совпадающий, не соответствующий): вместе с жидкой фазой
выделяется также твердая фаза иного состава.
Температура плавления минералов колеблется в широких пределах:
от 0° С (лед) до 3600° С (графит). Она зависит от типа химической связи,
межатомных расстояний, валентности и координационного числа.
Минералы с молекулярным типом связи имеют очень низкие темпера-
туры плавления (например, сера— 115° С, реальгар — 320°).
Для минералов с ионно-ковалентной связью температура плавления
увеличивается с уменьшением межатомных расстояний и степени ковалент-
ности связи, а также с увеличением валентности и координационного числа.
116
ТАБЛИЦА 32
Разделение минералов по температуре плавления
Ступени Температура плавления, ступени, °C Минералы Температура плавления минерала, °C
Весьма легкоплав- кие 0—400 лед (Н2О) сера (S) олово (Sn) 0 115 232
Легкоплавкие 400—700 пираргирит (Ag3[SbS3]) антимонит (Sb2S3) джемсонит (Pb4Fe[Sb3S7]2) 485 546 610
Плавкие 700—1000 тенардит (Na2[SO4]) аргентит (Ag2S) никелин (NiAs) 835 840 970
Трудноплавкие 1000—1600 альмандин (Fe3Al2[SiO4]3) ильменит (FeTiO3) магнетит (FeFe2O4) 1140 1450 1538
Весьма трудноплав- кие > 1600 кварц (SiO2) периклаз (MgO) графит (С) 1710 2800 3600
В табл. 32 приведено разделение минералов по температуре плавления.
В основу взято разделение минералов по плавкости с помощью паяльной
трубки, но семибальная шкала заменена пятибалльной.v
Термические свойства минералов изучаются при помощи термического
анализа. Его используют для исследования процессов, происходящих при
Время
Рис. 61. Общий вид кривой нагревания:
1,2 — эндотермический эффект, 3, 4 — экзотер-
мический эффект
непрерывном нагревании или ох-
лаждении минералов. Результаты
фиксируются так называемыми
термоэлементами (термопарами).
На термических кривых, получен-
ных при нагревании (кривые нагре-
вания) и охлаждении (кривые ох-
лаждения), наблюдаются аномаль-
ные участки в виде изломов, горбов
и т. п., обусловленные определен-
ными превращениями (плавление,
разложение, кипение и т. д.) в ми-
нерале. Они называются термиче-
скими эффектами. Превращения
могут протекать с поглощением
(эндотермические эффекты) и с вы-
делением (экзотермические эффек-
ты) тепла. Первые на кривых вы-
ражены пониженными, а вторые —
повышенными (рис. 61) участками,
Кривые нагревания и охлаждения могут быть использованы для диаг-
часто называемыми пиками.
ностики минералов путем сравнения их с эталонными кривыми и для реше-
ния вопросов, связанных с конституцией минералов, в частности, для опре-
деления характера воды, содержащейся в минерале, для суждения о тем-
пературе и характере диссоциации, температуре плавления, для определе-
ния других термофизических свойств минерала и т. д.
В последнее время термический анализ применяется для качественного
и количественного анализа.
117
Очень важное значение термический анализ имеет при изучении дегидра-
тации и декарбонатизации минералов, а также при изучении потери других
составных частей минералов, которые могут улетучиваться при нагревании.
Кривые дегидратации находятся в полной зависимости от роли воды,
гидроксила и гидрооксония в структуре минерала.
Одновременно с изучением дегидратации минерала в ходе термиче-
ского анализа проводится его оптическое изучение, получившее название
термооптического исследования, а также выясняются изменения других
свойств и прежде всего плотности.
Как при получении кривых нагревания, так и при дегидратации важно
не только установить наличие того или иного эффекта, но и установить
превращения, которые при этом совершаются в минерале. Поэтому при
полном ’термическом исследовании минералов наряду с термическим и опти-
ческим^изучением их проводятся рентгенометрическое и химическое иссле-
дования, помогающие установить все превращения, происходящие в мине-
рале Ди .причины (техшли иных термических эффектов.
Термический анализ также имеет важное значение для диагностики
метамиктных минералов, на кривых нагревания которых отмечается резко
выраженный экзотермический эффект в интревале 500—900° С.
ЛИТЕРАТУРА
Александров К. С., Беликов Б. П., Рыжова Т. В. Вычисление
упругих параметров горных пород по минеральному составу. Изв. АН СССР, серия
геол. 1966, s№ 2.
Александров К. С., Рыжова Т. В. Упругие свойства породообразую-
щих минералов. Изв. АН СССР, серия геофиз. 1961, № 9, № 12; 1962, № 12; 1964, № 7
Барсанов Г. П. иШевелева В. А. Материалы по изучению люминес-
ценции минералов. Тр. минерал, музея АН СССР. Вып. 4—5, 1952—1953.
Барсанов Г. П., Яковлева М. Е. Цвета минералов. Тр. Минерал,
музея АН СССР. Вып. 14, 1963.
Белов Н. В. Некоторые элементарные свойства минералов в свете их топкой
структуры. Зап. Всесоюзн. минералог, об-ва, ч. 74, вып. 2, 1945.
Б е т е х т и и А. Г. Классификация блесков минералов. Докл. АН СССР, т. 18,
№ 4, 1945.
Богословский М. Г. Люминесцирующие минералы. «Советская геоло-
гия», 1938, № 10.
Бопштедт-Куплетская Э. М. Определение удельного веса минера-
лов. Изд-во АН СССР, 1951.
Винокуров В. М. К магнитным свойствам минералов. Зап. Всесоюзн.
минералог, об-ва, ч. 90, вып. 5, 1961.
Григорьев Д. П. Блеск минералов. «Природа», 1948, № 9.
Григорьев Д. П., Кузнецова В. Г. Магнитные свойства минералов.
(Новая экспозиция в Горном музее). Зап. Ленингр. горн, ин-та, т. 52, вып. 2, 1967.
Иванова В. П. Термограммы минералов. Зап. Всесоюзн. минералог, об-ва,
ч. 90, вып. 1, 1961.
Коббель Ф. Таблицы для определения минералов. СПб, 1903.
М а р ф у н и н А. С. Электронное строение и свойства минералов. В кн.: «Про-
блемы кристаллохимии минералов и эндогенного минералообразования». «Наука», 1967.
Меланхолии Н. М.» Грум-Гржимайло С. В. Методы исследо-
вания оптических свойств минералов. Изд-во АН СССР, 1954.
Поваренных А. С. Твердость минералов. Изд-во АН УССР, 1963.
Пудовкина И. А., Рябова Е. Г., А к с е н о в а Е. К- Количественные
методы изучения свойств рудных минералов и их применение. «Минеральное сырье»,
вып. 12, 1966.
П ш и б р а м К- Окраска и люминесценция минералов. ИЛ, 1959.
Смольянинов Н. А. Как определять минералы по внешним признакам.
М., 1951.
Соболев В. С. Введение в минералогию силикатов. Изд-во Львовск. ун-
та, 1949.
С о м и н с к и й М. С. Полупроводники. «Наука», 1967.
С т и ш о в С. М. Об окраске минералов, связанной с дефектами их структуры.
Зап. Всесоюзн. минералог, об-ва, ч. 89, вып. 2, 1960.
Ферсман А. Е. Цвета минералов. Изд-во АН СССР, 1936.
Физика минералов. Сб. статей под ред. А. С. Марфунина. «Мир», 1964.
Цветков А. И., Вальяшихииа Е. П., П и л о я н Г. О. Дифферен-
циальный термический анализ карбонатных минералов. «Наука», 1964.
118
Цветков А. И., Иванова В. П. и К. М. Ф е о д от ь е в. Мат. по тер-
мическому исследованию минералов. Тр. Ин-та геол. АН СССР, вып. 120, 1949.
Campbell М. J., U 1 г i с h s J., Н а р k е Brace W. The electrical
properties of minerals and rocks at radar frequencies. Trans. Amer. Geophys. Union.
V. 48, No. 1, 1967.
Castaing R. Electron probe microanalysis. Advance. Electron, V. 13, 1960.
Kleber W. Ergebnisse und Probleme der modernen Kristallographie. Nova
acta Leopold. Bd. 30, Nr. 173, 1965.
Nutting P. G. Some standard thermal dehydration curves of minerals. Washing-
ton, D.C., 1943.
Williams K. L. Electron probe microanalysis of sphalerite. American Mine-
alogist. Vol. 52, No. 3—4, 1967.
ВЗАИМОСВЯЗЬ МЕЖДУ СОСТАВОМ, СТРОЕНИЕМ,
свойствами и морфологией минералов
Изучение конституции минералов, их морфологии и свойств показы-
вает, что между ними существует непосредственная, часто довольно простая
связь. Эта связь может быть выражена структурными формулами, которые
по существу отражают химическое строение минералов. Химический состав
каждого минерала и его структура связаны между собой функциональной
зависимостью. Эта зависимость получила выражение в известном кристалло-
химическом принципе В. М. Гольдшмидта, по которому строение кристаллов
ионного типа определяется соотношением количеств его структурных еди-
ниц, их размеров, а также их поляризационными свойствами. Из этого
принципа вместе с тем вытекает, что в каждый структурный мотив можно
уложить только некоторые вполне определенные сочетания ионов.
Связь между формулой минерала и его кристаллической решеткой
заключается в том, что элементарная ячейка определенной структуры
в среднем содержит какое-то число
называемых формульными единица-
ми минерала.
Зависимость между числом Z,
параметрами элементарной ячейки
и плотностью минерала выражается
формулой:
DHo=l,66O2OZM,
где D —плотность минерала в г!смР,
Vo— объем элементарной ячей-
ки в А3;
Z—число формульных единиц;
Л4— «формульный» вес, рав-
ный сумме атомных весов элемен-
тов в формуле минерала.
Из приведенного равенства мо-
гут быть вычислены плотность и
количество формульных единиц (Z):
7_
1,66020/И '
В приведенном равенстве объем
элементарной ячейки (Уо) опреде-
ляется из параметров элементарной
ячейки минерала по формулам в :
для кубической Vo — а%, ,
ской — Го = а0Ьсе0 и т. д).
Наглядно взаимосвязь между параметрами элементарной ячейки
и химическим составом минералов можно показать на примере кальциевых
Z структурных
d
17..05
12,ОЪ
12,03
112Г2
1101
11,00
11,99
tl.98
11,97
1/.96
!1г95
‘Тзз
If,92 !~^~
11.91
11,90
11.89
if,88
If,87
11,86
/,‘А'
Ну
И£3
н,82 шэидтр s
11.811,79152 -у’
11,80\f,73^,50^—
1.89
,,.<>» 1,88
11,99 087
3,90
186
ЗЫ
'182
'3,80
'3278
1.853,79
1,8$,72
(£33.70
1,82168
!£11.66
(801Ы
1,72
11,85(78
(.17
Z 76
1,75159
-
-
Аб01
7158
'156
химических формул,
/Z7 20 30 W 50 60 70 80 90
Гроссуляр
Ca3Al2[SiO.]3
Рис. 62. Зависимость
ческой решетки (а0),
ния (п) и плотности (d) в гранатах
Мол. % Андрадит
Co.3Fe2[Si04]3
параметра кристалли-
показателя преломле-
зависимости от 'сингонии (например,
для тетрагональной — Vo = Др0, для ромбиче-
119
FeS
Рис. 63. Зависимость константы решетки сфалерита
(а0) от содержания "
гранатов — Са3(А1, Fe)2[SiOJ3, состав которых меняется от алюминистой
разновидности — гроссуляра до железистой разновидности — андрадита,
в соответствии с чем происходит увеличение параметра элементарной ячейки
от 11,84 до 12,05 А (рис. 62). У сфалерита (ZnS) по мере увеличения содер-
жания железа (между ZnS и FeS существует ограниченный изоморфизм)
возрастает и параметр элементарной ячейки (рис. 63).
С изменением химического состава изменяются не только параметры
элементарной ячейки, но также значение показателей преломления (и)
и плотности (D). Последние
две величины связаны меж-
ду собой следующей зави-
симостью:
V+2P
/7 = ----
V—R ’
где V = (7И — моле-
кулярный вес (молекуля-
рный объем); R —молеку-
лярная рефракция.
В простейших случаях
молекулярная рефракция
составляется аддитивно из
ионных рефракций элемен-
тов, входящих в состав
минерала.
Приведенная зависи-
мость позволяет вычислять
преломления многих минералов по их плот-
приблизительный показатель
ности и наоборот.
И. Костовым составлен
ния силикатов с их плотностью. Как видно из данных рис. 64, эти величины
график, связывающий показатель преломле-
Плотность
Рис. 64. Зависимость между плотностью и показателем пре-
ломления в силикатах:
I — кольцевые силикаты, 2 — островные силикаты, 3 — слоистые
силикаты, 4 — цепочечные силикаты, 5 — каркасные силикаты
связаны прямой зависимостью, отклонения от которой обусловлены вхо-
ждением в состав минералов тяжелых элементов, главным образом Fe34’
и Ti4+.
Взаимосвязь между составом минералов и их структурой наглядно
видна на примере изменения валентности одной из структурных единиц
минералов бинарных соединений. Так , замена в минерале периклазе (MgO)
ионов О2” дипольными анионами (ОН)“ приводит к образованию минерала
120
брусита — Mg(OH)2 и перестройке координационной структуры типа NaCl,
в которой кристаллизуется периклаз, в типичную слоистую структуру.
Это же можно показать и на примере корунда — А12О3 и гидраргиллита —
А1(ОН)3. Резкое изменение структуры, вызванное изменением валент-
ности, приводит к изменению симметрии и физических свойств:
Минерал Периклаз MgO Структура Координаци- онная Сингония Кубическая Плотность 3,5—3,6 Твердость 5,5
Брусит — Mg(OH)2 Слоистая Г ексагональ- ная 2,3—2,4 2,5
Корунд — А12О3 Координаци- онная (суб- слоистая) Тригональ- ная 4,0 9
Гидраргил- Слоистая Моноклин- 2,35 2,5—3,5
лит ная
А1(ОН)3
Если меняется валентность катиона, то возникают так называемые
антиструктуры (например, антифлюоритовый тип).
В свете рассмотренных примеров становится понятным, почему одина-
ковые или близкие по своему составу минералы, например дистен — силли-
манит (Al2O[SiOJ — Al[AlSiO5], анортит — гроссуляр (Ca[Al2Si2O8J —
Ca3Al2[SiO4]3), имеют различные свойства. В первой паре основой струк-
туры дистена являются изолированные радикалы [SiOJ2-, чередующиеся
с колонками А13+в шестерной координации; авсиллиманитегруппы[А18Ю5]
образуют цепочечный радикал. При этом половина ионов А13+ находится
в шестерной координации, а другая — в четверной, такой же, как и крем-
ний. Во второй паре анортит — минерал с типичной каркасной структурой,
а гроссуляр -— с островной. Кроме того, у анортита все ионы А13+ находятся
в четверной координации, а у гроссуляра — в шестерной (табл. 33).
ТАБЛИЦА 33
Влияние координационного числа алюминия на твердость
и плотность минералов
Координационное число 4 Координационное число 6
Минерал Формула Твер- дость Плотность Минерал Формула Твер- дость Плотность
Анортит Нефелин Петалит Ca[Al2Si20g] NajAlSiO^ Li [AlSi4O10] 6,0 5,5—6,0 6,0—6,5 2,76 2,6 2,39—2,46 Г россуляр Жадеит Сподумен Ca3Al2[SiO4]3 NaAl[Si2O6] LiAl[Si2O6] 7,0 6,5—7,0 6,5—7,0 3,53 3,3—3,4 3,13—3,20'
Особенно заметно влияние координационного числа катионов на твер-
дость минералов. Оно настолько велико, что может компенсировать влияние
разности величины ионного радиуса (например, Mg2+ с R — 0,74 А и Са2+
с jR ~ 1,04 А) более чем на 30%:
Минерал Координационное число катиона Твердость
Форстерит —• MgglSiO/J 6 6,5—7
Монтичеллит — CaMg[SiO4] 6 5
Энстатит — Mg2[Si2O6] 6 5—6
Диопсид — CaMg[Si2O6] 8 5—6
Исключительная роль принадлежит алюминию, который, входя в не
свойственную ему четверную координацию, подобно кремнию, ослабляет
кристаллическую структуру, а в шестерной координации укрепляет.
Координационное число катиона оказывает заметное влияние также
на плотность минералов. С повышением координационного числа плотность-
121
возрастает, что особенно заметно при переходе от четверной координации
к шестерной (табл. 34).
ТАБЛИЦА 34
Влияние координационного числа на твердость и плотность минералов
Минерал Формула Координа- ционное число Са2+ Твердость Плотность
Кальцит } Са[СО3] 6 3,0 2,6—2,8
Арагонит 9 3,5—4,0 2,9—3,0
Монтичеллит CaMg[SiO4] 6 5,0—5,5 3,2
Диопсид CaMg[Si2O6] 8 5,0—6.0 3,27—3,38
Титанит CaTiO[SiO4] 7 5,0—6,0 3,29—3,56
Взаимосвязь химического состава, строения и свойств минералов
довольно четко проявляется в их оптических свойствах. Так, в оливине —
(Mg, Fe)3[SiO4], представляющем собой минеральный вид переменного
состава от Mg2[SiO4] (форстерита) до Fe3[SiO4] (фаялита), а также от Fe2[SiOJ
до Mn2[SiO4] (тефроита), замена магния на железо вызывает увеличение
Рис. 65. Изменение оптических свойств в
показателей преломления, дву-
преломления и плотности, тогда
как 2У заметно уменьшается.
В фаялите — тефроите замена
железа марганцем ведет к умень-
шению показателей преломления,
двупреломления, плотности и
к увеличению 2IZ (рис. 65).
От химического состава ми-
нералов и их структуры зависит
также ориентировка оптической
индикатрисы. Так, в плагиокла-
зах (альбит — Na[AlSi3O8] — ано-
ртит — Ca[Al2Si2O8]) она непре-
рывно меняется соответственно
изменению (от 0 до 100%) содер-
жания анортитового компонента
(рис. 66).
Как показал В. С. Соболев,
в минералах, характеризующихся
одноосной отрицательной индика-
трисой или малым отрицательным
углом оптических осей, Ng рас-
полагается нормально к плоско-
сти плотнейшей упаковки гекса-
гонального типа или к главной
группе оливина плоскости, параллельной слоям
катионов,— в кубическом типе.
В минералах, имеющих одноосную положительную индикатрису или малый
положительный угол оптических осей, Ng совпадает с направлением оси,
параллельно которой расположены треугольные анионы, с направлением
прямолинейной цепочки полиэдров, заселенных катионами, или с нор-
малью к слоистости минералов, богатых гидроксилом.
В минералах со структурой в виде зигзагообразных цепочек заселенных
полиэдров плоскость плотнейшей упаковки в оптическом отношении наи-
менее плотная и Ng к ней перпендикулярна, например в бруките — ТЮ2,
оливине — (Mg, Fe)2[SiO4].
Двупреломление (ng—пр), по исследованиям В. С. Соболева, связано
главным образом не с типом ионной упаковки, а с распределением и харак-
тером катионов. Он устанавливает такие закономерности:
122
1. У минералов, которые имеют тройную координацию высокозарядных
катионов, т. е. с комплексными анионами треугольного типа ([СО3]2-,
[NO3]~ и [ВО3]3-, анионы обычно расположены параллельно одной плос-
кости. Это приводит к очень высокому двупреломлению. Например, у каль-
цита— Са[СО3] двупреломление достигает 0,172. Присутствие других
2
3
6
Рис. 66. Ориентировка индикатрисы в плагиоклазах:
/ — альбите, 2 — олигоклазе, 3 — андезине, 4 — лабрадоре, 5 — битов-
ните, 6 —анортите
анионов, особенно ОН, а также молекул Н2О сильно снижает двупреломле-
ние. Последнее особенно резко проявляется в классе боратов. В отличие
от соединений с треугольными анионами соли с тетраэдрическими ком-
плексными анионами характеризуются относительно низким двупреломле-
нием. К ним принадлежат минералы с комплексными анионами [SiO4P~,
[NOJ2- и [SOJ2-. В этой группе минералов величина двупреломления
повышается в связи с вхождением катионов, обладающих высокой рефрак-
цией, особенно Fe3+, Ti4+ и др.
123
Я. В. Самойлов
2. Минералы со слоистой решет-
кой (слои полиэдров, заселенных
катионами, чередуются со слоями
пустующих полиэдров) имеют дву-
преломление в пределах 0,050. При-
мером могут служить тальк —•
Mg3(OH)2[Si4O10l и пирофиллит —
Al2(OH)2[Si4O10J.
3. Минералы, в структуре кото-
рых заселенные полиэдры образуют
цепочки прямолинейного или зиг-
загообразного типа, чередующиеся
с цепочками пустующих полиэдров,
имеют двупреломление, равное
0,020—0,035. К таким минера-
лам принадлежат силлиманит —
AHAlSiOJ и форстерит—Mg2[SiO4].
4. Минералы с решеткой гекса-
гонального типа и равномерным за-
селением полиэдров (корунд—А12О3)
имеют двупреломление обычно до
0,010.
5. Минералы с кубической ре-
шеткой (изотропные), либо с иска-
женной решеткой, но с равномерным
заселением полиэдров катионами,
обладают очень низким двупреломлением, обычно до 0,005 (например,
ромбическая модификация лейцита — KlAISi2O6l).
Существовало мнение о непосредственной зависимости оптических
свойств минералов от формы образуемых радикалов. В. С. Соболев на при-
мере силикатов показал, что простейшие свойства минералов, связанные
с анизотропией, зависят от распределения всех катионов в структуре мине-
рала, а не только катиона, определяющего тип радикала.
Легче всего устанавливается связь между структурой и кристалло-
графическими свойствами: спайностью, габитусом и обликом.
Наиболее полно вопрос о связи спайности с габитусом минералов был
исследован Я. В. Самойловым, который считал, что минералы обнаружи-
вают преимущественное разрастание параллельно спайности. Если спай-
ность проходит по грани пинакоида, то кристаллы разрастаются по напра-
влению обеих координатных осей, которым параллелен пинакоид спайности
(таблитчатый облик), или одной из этих осей (столбчатый облик). Так,
например, барит—Ba[SO4] и целестин — Sr [SO4] имеют весьма совершен-
ную спайность параллельно (001). Если кристаллы этих минералов имеют
форму таблиц, то почти с уверенностью можно сказать, что эти таблицы
по (001), а если минерал состоит из удлиненных кристаллов, то они вытя-
нуты параллельно оси х или у.
Если спайность параллельна грани какой-либо призматической формы,
то преимущественно развиты формы, расположенные в зоне этой призмы.
В таких случаях образуются столбчатые или таблитчатые кристаллы,
параллельные оси зоны спайной призмы. Например, кристаллы каламина —
Zn4[(OH)2]Si2O7]-Н2О, имеющего совершенную спайность по (НО), или
удлинены параллельно оси z или уплощены по пинакоиду (010).
По Я. В. Самойлову, облик кристаллов развивается таким образом,
что перпендикулярно направлению наименьшего сцепления образуется
относительно наибольшая площадь кристалла. Резче всего это проявляется
в тех случаях, когда развиваются таблитчатые кристаллы при спайности
по соответствующему пинакоиду и удлиненные при соответствующей приз-
матической спайности.
124
Рис. 67. Последовательность слоев в
структуре мусковита
Выше уже отмечалось, что для проявления спайности главное значение
имеет анизотропия химической связи, но при этом следует иметь в виду,
что плоскости спайности почти всегда соответствуют плоским сеткам, сло-
женным разноименными ионами, независимо от того, являются ли они наи-
более удаленными. Обычно спайность проходит между двумя слоями одно-
именных ионов. Так, например, в флюорите — CaF2, как показал Н. В. Бе-
лов, из восьми анионов F, окружающих каждый катион Са, только шесть
находятся по одну сторону со своими катионами Са от плоскостей спай-
ности, тогда как два остальных оказываются по другую сторону от этих
плоскостей и при расколе по ним от-
ходят от своего иона Са. Следует под-
черкнуть, что плоскости совершенной
спайности почти никогда не совпадают
со слоями плотнейшей упаковки анио-
нов.
Зависимость спайности от струк-
туры минералов может быть продемон-
стрирована на примере минералов со
структурой слоистого и цепочечного
типа. Так, в основе структуры слои-
стых силикатов лежат листы, состоя-
щие из кремнекислородных тетраэдров,
чередующихся со слоями из гидрокси-
лов и катионов. Параллельно слоям,
отвечающим (001), в этих силикатах
проходит направление весьма совер-
шенной спайности (рис. 67).
Другие минералы, например гид-
раргиллит — А1(ОН)3 и брусит —
Mg(OH)2, имеющие слоистую струк-
туру, также характеризуются весьма
совершенной спайностью параллельно
слоистости (0001) для брусита и (001)
для гидраргиллита. Такую же картину
мы наблюдаем у молибденита —MoS2
(рис. 68), тетрадимита — Bi2Te2S (рис. 69) и др., в которых совершен-
ная спайность проходит параллельно слоистости решетки.
Совершенную спайность имеют минералы группы урановых слюдок,
в структуре которых присутствуют изолированные тетраэдры [POJ3-, [VO4]3~
и другие и полиэдры (VO2)O4, связанные в тетрагональные гофрированные
сетки состава [VO2|PO/Jn~, параллельные (001), по которой и проходит
совершенная спайность. Следовательно, наличие совершенной слюдоподоб-
ной спайности не всегда говорит о наличии в минерале слоистого радикала.
В минералах, кристаллическая решетка которых построена из цепочек
и лент, спайность проходит по призме (ПО), например у пироксенов и амфи-
болов, и по пинакоиду (010) — у антимонита, т. е. по направлениям, кото-
рым отвечают оси цепочек и лент. Эта спайность показывает, что разрыв
внутри цепочек или лент более труден, чем разрыв связи между ними.
Зависимость между химическим составом минералов и их общей морфо-
логией была замечена уже давно и получила свое выражение в правиле
Федорова — Грота', чем проще химический состав минералов, тем выше
симметрия их кристаллов и, наоборот, чем сложнее химический состав
минералов, тем ниже симметрия их кристаллов. Следовательно, правило
Федорова — Грота в первом приближении позволяет по сингонии судить
о составе минералов и по составу минералов определять их сингонию.
Однако необходимо иметь в виду, что существуют исключения из этого
правила. Так, самородная сера, имеющая простой состав — S, кристалли-
зуется в низших сингониях (в ромбической и моноклинной), а гранат —
125
R3+R|+[SiO4]3 и родицит—Cs[Al4(Li,Be3Bi2)O38], хотя и имеют сложный
состав, кристаллизуются в кубической сингонии.
Рис. 68. Структура молибденита:
а —• расположение центров ионов; слои, содержащие ионы молиб-
дена, заштрихованы; б — та же решетка, изображенная по методу
Н. В. Белова
Взаимосвязь внешней формы кристаллов минералов с их внутренним
строением была показана О. Браве. Статистическая проверка закона Браве,
Рис. 69. Структура тетрадимита
проведенная на многочисленном минералоги-
ческом материале Е. Маляром и Г. Фриделем
и в особенности Е. С. Федоровым, подтвердила
правильность этого закона и позволила уточ-
нить его. Е. С. Федоровым на основе этого
закона был создан метод кристаллохимиче-
ского анализа. Этот метод позволяет на осно-
вании гониометрических измерений опреде-
лять химический состав кристаллов минералов
и по внешним формам находить тип его вну-
треннего строения. -:;
В основе кристаллохимического метода
Е. С. Федорова, кроме закона Браве, лежит
также теория строения кристаллов и закон
кристаллографических пределов Федорова.
Разрабатывая теорию кристаллического
строения, Е. С. Федоров пришел к выводу,
что весь мир кристаллов по форме своих ре-
шеток делится на два вида (рис. 70). Первый
приближается к кубическим кристаллам (про-
стая, центрогранная и центрированная ре-
шетки), второй — гексагональный (призматическая решетка). Исходя из
этих положений, Е. С. Федоров вывел закон кристаллографических преде-
лов, по которому все кристаллы приближаются по типу к кубическим или
126
гексагональным и могут быть выведены из четырех идеальных решеток
путем растяжений или сдвигов. Следовательно, по типу решетки можно
установить, какие грани будут развиваться на кристаллах в первую оче-
редь. Например, в случае простой кубической решетки — грани куба (100),
центрированной-—грани ромбического додекаэдра (НО), центрогранной—
октаэдра или тетраэдра
(111), т. е. грани, отвеча-
ющие наиболее плотным
сеткам (рис. 71).
Исключительное значе-
ние для решения вопросов
о связи габитуса кристал-
лов и их симметрии с
Рис. 70. Четыре типа идеальных решеток по Е.С. Фе-
дорову:
а — простая, кубическая, б — гранецентрированная, до-
декаэдрпческая; в — центрированная, октаэдрическая; г —
гексагональная, призматическая
внутренним строением ми-
нералов имел вывод
Е. С. Федоровым 230 про-
странственных групп сим-
метрии, соответствующих
единственно возможным законам расположения элементарных частиц
в кристаллических структурах. X. Донней и Д. Харкер на основании
230 пространственных групп Е. С. Федорова составили специальные табли-
цы для определения пространственных групп кристаллов по их внешним
формам.
В каждой из 230 пространственных групп Федорова могут кристаллизо-
ваться лишь определенные минералы, так как относительные количества
структурных единиц обусловлены законом кристаллографической симметрии.
Следовательно, в пространственных группах Федорова также выяви-
лась взаимозависимость между химическим составом и симметрией кри-
сталлов минералов. Эта взаимозависимость впервые четко сформулиро-
вана в законе А. В. Шубникова’. в каждой данной разновидности симметрии
могут кристаллизоваться лишь такие химические соединения постоянного
состава, в формуле которых Аа, Въ, Сс , • . . Qq числам, Ь, с, . . ., q отве-
чают возможным для данной разновидности относительным числам гео-
метрически равных атомов. В свою очередь, каждое химическое соединение
постоянного состава с формулой Аа,
Въ, С с Qq может кристалли-
зоваться лишь в одной (или несколь-
ких) из таких разновидностей симме-
трии, в которых возможны относи-
тельные числа равных атомов, отве-
чающие а, Ь, с, . . ., q.
Зависимость между морфологиче-
скими особенностями минералов и их
структурой впервые установлена для
силикатов после определения основ-
ных типов кремнекислородных ради-
калов. Было особенно наглядно показано, что именно цепочечные и сло-
истые радикалы, определяют развитие столбчатого (игольчатого и волок-
нистого) и таблитчатого облика кристаллов. Однако для развития таблит-
чатых, столбчатых и вообще удлиненных кристаллов наличие исключительно
слоистых и цепочечных радикалов не обязательно *.
Рис. 71. Динамика сетки (100) для
структуры NaCl в химически различ-
ных средах
* О таблитчатых кристаллах урановых слюдок говорилось в связи со спай-
ностью. Исключительное значение имели исследования Н. В. Белова, установившего
наличие в структурах минералов колонок катионных октаэдров, которые часто также
определяют развитие удлиненного облика кристаллов минералов. Подобные колонки
установлены в дистене — Al2O[SiO4] и андалузите — AlA10[Si0j, принадлежащих
к минералам с островной структурой. Благодаря наличию колонок алюмокислород-
ных октаэдров они образуют столбчатые кристаллы.
127'
Облик кристаллов в значительной степени определяется размерами
и формой элементарной ячейки. По размерам и формам элементарной ячейки
структуры минералов можно разделить на три главные группы: изометри-
ческие, уплощенные и удлиненные. И. Костов дает им следующую харак-
теристику (последние две группы он называет соответственно планарными
и аксиальными):
1. Изометрические структуры. К ним относятся структуры кристаллов
кубической сингонии, а также структуры кристаллов средних и низших
сингоний, которые характеризуются отношениями с0/а0 или cJ(aQl2 -f- Z>0/2),
или aQlbQl2 -\-CqI2), или Ъй1(сц12 + bQ'^t близкими к 1.
2. Таблитчатые структуры. К ним относятся структуры с отношениями
параметров элементарной ячейки больше 1.
3. Столбчатые структуры. К ним относятся структуры с отношениями
параметров меньше 1.
Однако в минералогии известны случаи, когда между обликом кристал-
лов минералов и параметрами их элементарных ячеек наблюдается обратная
зависимость. Так, например, молибденит — MoS2, кристаллизующийся
в гексагональной сингонии, с размерами элементарной ячейки а0 — 3,16] А,
Со = 12,36 А, с0/а0 — 3,899 А обычно встречается в виде пластинчатых
кристаллов, уплощенных в направлении, перпендикулярном длинной оси с.
Игольчатые кристаллы миллерита — NiS, кристаллизующегося также в гек-
сагональной сингонии (размеры элементарной ячейки = 9,62 А,
с0 = 3,16 А, со/йо — 0,328 А), вытянуты в направлении короткой оси с.
Итак, приведенные примеры подтверждают, что между основными
особенностями кристаллических структур минералов и их свойствами,
а также морфологическими особенностями существует непосредственная
связь.
В свете этих взаимозависимостей стала понятной причина различий
в свойствах одинаковых или близких по своему составу минералов,
а выявление основных закономерностей этой взаимосвязи позволило подойти
к определению типа структуры еще не изученных минералов.
Для многих свойств взаимозависимость со структурой пока еще выра-
жается качественно, но для некоторых — ее уже можно выразить мате-
матически в виде строгих формул.
ЛИТЕРАТУРА
Белов Н. В. Очерки по структурной минералогии. Минерал, сб. Львов
ун-та, № 4—21, 1950—1967.
В и н чел л А. Н. и В и н ч е л л Г. Оптическая минералогия. ИЛ, 1953.
К о р ж и н с к и й Д. С. Физико-химические основы анализа парагенезисов
минералов. Изд-во АН СССР, 1957.
Лазаренко Е. К. Состояние и задачи минералогической кристаллографии.
Минерал, сб. Львов, ун-та, № 21, вып. 2, 1967.
Михеев В. И. и Шафрановский И. И. О совпадении теоретических
и генетических типов кристаллов цинковой обманки. Зап. Всесоюзн. минералог, об-
ва, ч. 77, № 4, 1948.
М о к и е в с к и й В. А. Влияние внешних условий на форму роста кристал-
лов. В кн.: «Кристаллография», вып. 4. Изд-во Ленингр. ун-та, 1955.
Соболев В. С. Введение в минералогию силикатов. Изд-во Львов, ун-та,
1949.
Соболев В. С. Зависимость свойств силикатов от их структуры. «Геохи-
мия», 1956, № 6.
Соболев В. Про звязок твердост! мшерал!в з координацшним числом.
Науков! записки Льв1в. ун-ту, т. 2, сер!я геол., 1946.
Ферсман А. Е. Энергия решетки и энергия геохимических процессов. «Гео-
химия», т. 3. ОНТИ, 1937.
Франк-Каменецкий В. А. Структурно-морфологическое исследование
кристаллов барита. Вест. Ленингр. ун-та, 1947, № 10.
Шафрановский И. И. Кристаллы и минералообразующая среда. В кн.;
«Кристаллография», вып. 5, 1956.
128
Шафраиовский И. И., Фран к-Каменецкий В. А. Внешняя
форма кристаллов как отражение их внутреннего строения. Вест. Ленингр. ун-та,
1948, № 1.
Bhagavantam S. Crystal symmetry and physical properties. London —
New York, 1966.
Kleber W. Die structurtheoretische Diskussion kristallomorphologischer Fra-
gen. Fortschr. Miner., Bd. 21, 1937.
Hartman F.,PerdokN. On the relations between structure and morphology
of crystals. Acta crystallographica. Vol. 8, 1955.
Nells A. F. Crystal habit and internal structure. The Philosophical Magazine.,
Vol. 37, Nos. 266—267* 1946.
УСЛОВИЯ НАХОЖДЕНИЯ И ОБРАЗОВАНИЯ
МИНЕРАЛОВ В ПРИРОДЕ
Как отмечалось выше, одной из главных задач минералогии наряду
с изучением минералов как продуктов определенных процессов является
также восстановление по минералам самих процессов минералообразования.
Это позволяет воссоздать историю возникновения, существования и разру-
шения минералов при взаимодействии их друг с другом и при изменении
условий окружающей их среды. Все эти вопросы представляют предмет
особо важного раздела минералогии, выделяемого под названием генети-
ческой (от греч. генезис — происхождение) минералогии, созданной акаде-
миком В. И. Вернадским.
Генетические вопросы в минералогии обычно рассматриваются с хими-
ческой, физической и геологической точек зрения, позволяющих понять
химизм процессов минералообразования, определяющихся и регулирую-
щихся особенностями соединений атомов химических элементов, передви-
жение минеральных веществ, явления кристаллизации и перекристалли-
зации минералов, механические деформации и др., которые совершаются
на фоне геологических процессов минералообразования.
Изучение генезиса минералов имеет большое научное и практическое
значение, так как генезис определяет конституцию минералов, а через
нее влияет на их морфологию и свойства.
Взаимосвязь конституции и генезиса минералов позволяет использовать
их химический состав, а также морфологию и форму агрегатов для опре-
деления условий минералообразования. Генетическое значение этих осо-
бенностей минералов получило свое выражение в учении о типоморфных
минералах и их типоморфных признаках.
ЗАРОЖДЕНИЕ, РОСТ И ИЗМЕНЕНИЕ МИНЕРАЛОВ
Минеральные индивиды и минеральные агрегаты в своем развитии
всегда проходят стадии зарождения, роста и изменения. Д. П. Григорьев
объединяет эти три стадии под общим названием онтогении минералов
(по аналогии с разделом биологии — онтогенезом, изучающим индивидуаль-
ное развитие организма от момента его зарождения до конца жизни).
Зарождение минералов. В соответствии с тремя агрегатными состоя-
ниями вещества образование минералов может происходить из жидкостей,
газов и твердых тел. Зарождение минералов может быть вынужденным
(благодаря затравки *) или самопроизвольным. Образование минералов начи-
нается с возникновения зародышевого кристалла, для построения которого
достаточно сотен молекул вещества. Зародышевые кристаллы, или просто
зародыши, являются начальной точкой будущего кристалла минерала.
Увеличение размеров кристалла происходит за счет наслоения вещества
на его гранях.
* Затравкой называют внесение в переохлажденный раствор твердых частичек,
вокруг которых начинается кристаллизация.
9 Лазаренко Е. К.
129
В природных условиях зарождение минералов может совершаться
либо во взвешенном состоянии, либо на каком-нибудь субстрате. По отно-
шению к субстрату зарождение может быть независимым или субстрат
может оказывать на зарождающиеся минералы определенное воздействие.
В природе часто мы имеем дело с зарождением минералов на определенном
субстрате. В настоящее время представление о том, как происходит заро-
ждение кристаллов минерала, мы можем составить на основании выросших
его кристаллов. Наблюдения показывают, что при зарождении минералов
на определенном субстрате возможны два случая:
1. Зарождение кристаллов минерала на таком субстрате и в таких усло-
виях, когда не было активного взаимодействия между субстратом и заро-
дышами и кристаллы располагались на субстрате в случайных положениях.
Этот способ зарождения минералов может быть понятен при использовании
принципа геометрического отбора при росте кристаллов (стр. 82), который
указывает на то, что зарождение кристаллов минерала происходило в слу-
чайном положении.
2. Зарождение кристаллов минерала в положениях, полностью обу-
словленных влиянием субстрата. К примерам, характеризующим этот
случай, относятся пегматитовые прорастания полевого шпата и кварца.
Здесь ориентировка срастающихся минералов устанавливается в момент
зарождения их кристаллов, причем правильное расположение кристаллов
говорит о более раннем существовании ориентирующего субстрата. В при-
веденном примере, как показал Д. П. Григорьев, ориентировка зарождаю-
щихся кристалликов кварца совершалась при взаимодействии с ранее
разраставшимся кристаллом полевого шпата, и зародыши кварца возни-
кали не один раз, а непрерывно, почти до окончания роста кристаллов поле-
вого шпата.
Рост кристаллов минералов. Зародившиеся кристаллы растут свободно
или вступают во взаимодействие со своими соседями. При решении вопроса
Рис. 72. Зональное строение кри-
сталла мориона (по Г. Г. Леммлейну)
о том, каким образом кристалл приобрел
свою нынешнюю форму, кроме его вза-
имодействия с соседними кристаллами,
важное значение имеет его зональность и
секториалы-юсть. Установлено, что внут-
реннее распределение неоднородностей
в кристалле зависит от его внешней
формы и условий роста. Основной при-
чиной неоднородности кристалла в из-
вестный момент его роста является
различная концентрация растворов в
отдельных участках растущего кристал-
ла. Неоднородность раствора усиливают
концентрационные потоки.
Зональные кристаллы минералов
возникают в результате того, что факто-
ры, влияющие на однородность или
химический состав кристаллов, перио-
дически изменяются. В зональных кри-
сталлах наблюдается чередование слоев
разного или различных физических свойств (рис. 72). По-видимому, боль-
шинство минералов во время роста приобретает внутреннюю зональную
неоднородность. Но если для одних минералов она оказывается видимой,
то для других она выявляется только благодаря применению специаль-
ных методик.
На рост данного минерала оказывают определенное влияние соседние
с ним минералы.
Соприкасающиеся индивиды могут находиться между собой в таких
возрастных соотношениях: 1) зарождение и рост данного минерала происхо-
130
дят одновременно с зарождением и ростом соседних минералов; 2) зарожде-
ние и рост данного минерала не совпадают с зарождением и ростом соседних
минералов. Первый случай полностью определяется законом геометри-
ческого отбора, второй же может быть представ-
лен такими вариантами:
1. Исследуемый кристалл зарождается на ра-
нее появившемся, растет вместе с ним и одновре-
менно с ним прекращает рост. В этом случае кри-
сталлы, в результате совместного роста сопри-
касаются индукционными гранями (рис. 73), а в
остальных частях остаются свободными и имеют
нормальную огранку (рис. 74, а).
2. Кристалл, зарождаясь на ранее возник-
шем минерале, некоторое время растет вместе с
ним, а затем первым прекращает рост. В таком слу-
чае кристалл-основание, разрастаясь, охватывает
внешние, правильно ограненные части минерала
(рис. 74, б).
3. Кристалл зародился на поверхности расту-
щего минерала, который первым прекращает свой
рост. В таком случае этот минерал начинает раз-
растаться и закрывать грани минерала-основания
(рис. 74, в).
При росте минералов существенное значение
имеет сила, источником которой является сам ра-
стущий кристалл. Эта сила носит название кри-
сталлизационной и определяется как давление,
оказываемое растущим минералом на посторон-
ние тела, которые встречаются ему на пути, в том
б 6 г д
Рис. 73. Поверхности
совместного роста. Каж-
дая пара граней сопри-
касающихся кристаллов
дает одну псевдогрань
(а), ограниченную псев-
доребрами (б, в, г, д).
Поверхность псевдогра-
ни покрыта индукцион-
ной щтриховкой, сфор-
мированной различными
индукционными ребра-
ми (г)
числе и на окружающую его среду. Таким обра-
зом, кристаллизационная сила является результатом взаимодействия ми-
нерала и среды. При этом воздействии в одном случае минерал может при-
расти к препятствию, а в другом оттолкнуть препятствие. Тот или иной вы-
ход будет зависеть от соотношения поверхностных энергий поверхностей
раздела. Если удельные поверхностные энергии на границе минерала и сре-
ды выразить через 61,2, на границе минерала и препятствия — 6i,3 ина
границе препятствия и среды 6 2, з, то прирастание минерала к препятст-
вию произойдет при таком соотношении:
$1,3 > $1,2 + $2,3«
В этом случае минерал развивает кристаллизационную силу, стремясь
оттолкнуть препятствие. Вследствие того, что кристаллизационная сила
минералов неодинакова, разные минералы по-разному относятся к окру-
жающим их минералам. Различным соотношением поверхностных энергий
объясняется то обстоятельство, что некоторые механические примеси,
находящиеся в растворе, захватываются растущим кристаллом и загряз-
няют его, в то время как другие примеси отталкиваются растущим кристал-
лом и он вырастает совершенно чистым. Так, кристаллы астрахаиита
(Na2Mg[SO4]2 -4Н2О), вырастая на дне соляных озер с большим содержа-
нием ила, захватывают частицы ила, вследствие чего обычно бывают окра-
шены в черный цвет. В то же время образующиеся в этих условиях кри-
сталлы эпсомита (MglSO/J -7Н2О) свободны от примесей, прозрачны и бес-
цветны. Известны случаи, когда, например, кристаллы гипса (Са [SO4] -2Н2О)
в глине вырастают совершенно прозрачными, а в песке оказываются сплошь
переполненными включениями песчинок.
Величина кристаллизационной силы минералов некоторыми исследо-
вателями оценивается до 100 г!мм2.
9* 131
Рис. 74. Возрастные соотношения
минералов (поД. П. Григорьеву):
а — при одновременном прекращении
роста, б — при разновременном прек-
ращении роста, в — при разрастании
более молодого минерала
Изменение минералов. Изменение минералов может происходить еще
во время их роста, но полностью оно проявляется уже после их оконча-
тельного образования. Изменение может
носить физический, химический и физико-
химический характер. Кристаллы минера-
лов изменяются в результате полиморфных
превращений одного и того же химическо-
го соединения, при изменении химического
состава минерала, вследствие диффузии
вещества, при замещении одного минерала
другим и пр.
При изменении минералов одним из
важных процессов является растворение
кристаллов, происходящее в условиях не-
насыщенного раствора. Как правило, гра-
ни растворяющихся кристаллов имеют
округлые поверхности, ребра кривые, а
вершины притупленные (рис. 75). Общая
закругленность форм при растворении ми-
нералов, очевидно, связана с тем, что более
интенсивное растворение происходит в
вершинах и ребрах кристалла. Растворе-
ние минералов может привести к полному
либо частичному исчезновению минерала.
В последнем случае останутся так назы-
ваемые фигуры растворения, обычно наб-
людающиеся на естественных минералах.
Раньше фигуры растворения пытались
расшифровывать при помощи фигур трав-
ления, полученных на минералах различными реагентами в лаборатории.
В большинстве случаев фигурами травления пользовались для уточнения
вида симметрии исследуемого кристалла.
В настоящее время фигуры травления используются главным образом
в генетических целях, так как они позволяют в известной мере делать
заключение о химизме растворителя- Так, было установлено, что естест-
венные фигуры растворения на кристаллах кварца аналогичны искус-
ственным фигурам, полученным с помощью горячих углекислых растворов
щелочей;' в то же время они резко отличаются от искусственных фигур
травления, полученных при помощи плавиковой кислоты.
Кристаллографический характер фигур травления, степень их разви-
тия, а также их постепенные переходы в округлые тела помогают разобраться
в длительности и интенсивности происходившего процесса.
Фигуры растворения у разных минералов имеют различный характер
и зависят главным образом от химического состава самого минерала и хими-
ческого состава среды, в которой происходило его развитие. Например,
на кристаллах алмаза (рис. 75, а) фигуры растворения на гранях тетраэдра
представлены треугольниками со сторонами, параллельными ребрам октаэд-
ра, а на гранях ромбоэдра кристаллов кварца (рис. 75, б) — вогнутыми
пирамидками с основаниями в виде равнобедренных треугольников. Фигуры
растворения на кристаллах топаза (A12(F, OH)2[SiO4]) имеют вид вогнутых
участков с прямоугольными контурами (рис. 75, в). Помимо того, что форма
фигур растворения является различной для разных минералов, она оказы-
вается неодинаковой для различных граней одного и того же минерала.
Это явление объясняется общей анизотропией кристаллического веще-
ства.
В ранней стадии растворения на гранях минерала появляются отдель-
ные ямки растворения, приуроченные к наиболее уязвимым точкам кри-
сталла, развивающиеся затем в грани, притупляющие ребра между гра-
132
нями основных форм *. Постепенное разрастание прерозионных граней
приводит в конечном итоге к их слиянию в характерные, почти правильные
конусы растворения. Конусовидные образования соответствуют позднейшей
стадии растворения. Степень развития конусов может дать понятие о дли-
тельности и интенсивности растворения. Наглядно развитие конусов раство-
рения представлено на рис. 75, г, где изображен кристалл топаза с сильно
развитым пинакоидом (001) и обычными вертикальными призмами (120)/
Рис. 75. Фигуры растворения:
а — на кристаллах алмаза, б — на гранях ромбоэдра кварца, в — на кристаллах
топаза не — конусы растворения на кристаллах топаза
и (ПО). Последние две формы почти не затронуты растворением, тогда как
плоскость (001) вследствие сильного разъедания совершенно исчезла, обра-
зовав множество хорошо выраженных конусов. В результате растворения
образуются конечные тела растворения, нацело покрытые конусами.
Выше мы отмечали, что растворение приводит к искажению общего
облика минерала, придавая ему округлую форму. Однако не всегда округ-
лая форма является следствием растворения. Она может возникнуть также
в результате роста.
Минералы, измененные процессами растворения, попадая в благоприят-
ные условия, могут восстанавливать свою первоначальную форму или
залечивать искажения. Этот процесс носит название регенерации или зале-
чивания.
Регенерация может происходить также у сколов и даже у обломков
кристаллов. Особенно наглядно регенерация представлена на кристаллах
кварца, которые на изломе могут покрываться регенерированными гра-
нями. Чаще всего регенерированные грани отвечают важнейшим формам.
При регенерации в первую очередь возникают грани, которые наиболее
близко ориентированы по отношению к плоскости облома. В процессе
* Грани, притупляющие основные формы, носят название прерозионных и по
существу представляют собой плоскости растворения.
133
дальнейшего роста развиваются наиболее плотные грани, которые пере-
крывают и уничтожают менее важные, так что в конце концов среди реге-
нерированных граней будут присутствовать лишь первостепенные формы.
Таким образом, наличие среди регенерированных граней маловажных форм,
а также степень их развития и частота встречи могут служить критерием
для определения длительности процесса регенерации.
Большое влияние на минералы оказывают механические воздействия
при метаморфических процессах. Они приводят к раздроблению кристаллов
а б б
Рис. 76. Механическое двойникование кальцита
Рис. 77. Фигуры скольжения на
гранях куба галита
минерала. Механические деформации минералов выражаются не только
в развитии в них трещиноватости, но также и в наличии вторичных вклю-
чений. Возникшие в результате деформации трещины затем могут залечи-
ваться растущими кристаллами.
Механические деформации в кристаллах минералов часто вызывают
двойникование и скольжение. Примером механического двойникования
может быть двойникование ромбоэдри-
ческих кристаллов кальцита — Са[СО31,
в которых под влиянием давления, при-
ложенного к тупому ребру ромбоэдра,
отдельные слои кристалла начинают
передвигаться (рис. 76) до двойниково-
го положения. Сдвойникованные кри-
сталлы или даже полисинтетические
двойники кальцита, образованные под
влиянием давления, в условиях земной
коры встречаются довольно часто.
Некоторые исследователи связыва-
ют с механическими деформациями так-
же появление полисинтетических двой-
ников у таких минералов, как сфале-
рит (ZnS), халькопирит (CuFeS2) и др.
При скольжении одна часть кри-
сталла под влиянием давления пере-
мещается относительно другой части по определенным кристаллографиче-
ским направлениям, приводя к явлениям остаточного изгиба, вытягивания
без разрыва «течения» и пр. Так, например, у антимонита (Sb2S3) скольжение
наблюдается по плоскости (001) и при этом происходит изгибание кристалла,
а у галита (NaCl) по (110). Скольжение у галита особенно наглядно выявляет-
ся в фигурах скольжения, образующихся на гранях куба при внедрении
в них острия иглы. На рис. 77 видно, что разрушение кристалла при воз-
никновении фигур идет по плоскостям скольжения (110), делящим прямые
углы между гранями куба пополам.
Псевдоморфозы. Часто при изменении минералы одного химического
состава приобретают форму других. Этот процесс носит название псевдо-
морфизма, а возникающие при этом минералы называются псевдоморфозами.
Различают псевдоморфозы в широком и в узком смысле этого термина.
134
К первым относятся минеральные образования., которые выполняют или
повторяют (обволакивают) какую-либо первичную форму вообще. К псевдо-
морфозам относят окаменевшие остатки растений и животных, играю-
щие весьма важную роль в палеонтологии, а также различные предметы,
подвергшиеся обволакиванию неорганическим веществом. Среди псевдо-
морфоз выделяют псевдоморфозы выполнения и псевдоморфозы замещения.
Псевдоморфозы выполнения возникают в результате физического заполнения
минеральным веществом пустот в породах или минералах. Пустоты могут
иметь характер отрицательных кристаллов * или обычных пустот, остав-
шихся на месте выщелачивания какого-либо минерала. Такие выполнения
встречаются сравнительно редко; они трудно отличимы от псевдоморфоз
замещения, так как и те и другие могут привести к одинаковым конечным
результатам. Псевдоморфозы замещения образуются в результате чисто
химических процессов взаимодействия растворов с минералом. В псевдо-
морфозах замещения иногда наблюдается хотя бы частичное сохранение
вещества (реликты) того минерала, который подвергался псевдоморфному
замещению. Такие псевдоморфозы можно назвать псевдоморфозами непол-
ного замещения. Чаще всего эти реликты сохраняются в центральной части
кристалла. Однако процесс замещения может пойти настолько далеко, что
замещающий минерал полностью вытеснит замещенный. Возникающие при
этом псевдоморфозы называются псевдоморфозами полного замещения.
Псевдоморфозы характеризуются рядом морфологических и физиче-
ских особенностей. Так, грани, ребра и вершины псевдоморфоз часто ока-
зываются несколько округленными и деформированными. Кроме того, углы
между отдельными гранями обнаруживают некоторое отклонение от нор-
мальных для данной формы.
Образование псевдоморфоз замещения происходит метасоматическим
путем и подчиняется правилу равных объемов. Большинство их связано
с экзогенными процессами, ио известны также псевдоморфозы, возникшие
под влиянием гидротермальной деятельности. Учитывая правило равных
объемов, можно сформулировать следующее положение: процесс псевдо-
морфизации будет происходить лишь в случае равенства объемов исходного
и конечного вещества. В этом случае молекулярные веса первичного и псев-
доморфного минералов должны относиться между собой так, как относятся
их плотности. Рассмотрим это на конкретном примере. В природе очень
часто за счет форстерита (MgJSiOJ) возникает минерал серпентин
(Mg3(OH)JSi2O5]). Серпентинизация форстерита может быть выражена
следующими возможными реакциями:
5Mg2[SiO4] -J-4H2O-4MgO-SiO2 = Mg6(OH)8[Si4O10];
3Mg2[SiO4] + SiO2 + 4H2O = Mg6(OH)8[Si4O10];
4Mg2[SiO4] + 4H2O—2MgO = Mg6(OH)8[Si4O10].
Если сравнить молекулярные веса и плотности исходных и замещенных
веществ в этих реакциях, то станет ясно, что псевдоморфозы могут возник-
нуть только по первой реакции, для которой мы имеем такое отношение:
700 : 552 3,2 : 2,5.
Учитывая подвижность компонентов, можно сделать вывод, что при
образовании псевдоморфоз меньше всего изменяется количество малопод-
вижных (более инертных), в то время как количество весьма подвижных
компонентов в псевдоморфозах не имеет никакого отношения к содержанию
их в первичном минерале. В качестве примера можно привести образование
псевдоморфоз серицита (KAl2(OH)2[AlSi3Oi0l) по основному плагиоклазу
(Са, Na) IA1 (Si, Al) Si2O8], когда A12O3 является инертным, а К и Н2О
вполне подвижными.
* Отрицательными кристаллами называются пустоты в минералах, соответ-
ствующие кристаллографическим формам самого минерала.
135
Псевдоморфозы наблюдаются во всех минералах, но наиболее харак-
терны для окислов, карбонатов и сульфатов. Псевдоморфозы имеют боль-
шое значение для выяснения генезиса минеральных образований, так как
в ряде случаев являются единственными показателями, позволяющими
судить о химических процессах, происходивших в том или ином участке
земной коры. Они также имеют важное значение для решения ряда практи-
ческих вопросов. Известно, например, что в верхних горизонтах земной
коры (в зоне окисления) происходит разрушение минералов, в том числе
и представляющих определенный интерес для промышленности. Существен-
ным указанием на то, что эти минералы содержатся на глубине, являются
псевдоморфозы минералов, образующихся на поверхности за счет разру-
шенных минералов, а также псевдоморфозы по каким-либо характерным
кристаллографическим направлениям минерала. Так, бурые железняки,
возникающие на месте цинковых руд, довольно часто имеют ячеистое стро-
ение, причем каждая ячейка в плане имеет форму ромба. Это ячеистое обра-
зование можно рассматривать как псевдоморфозу бурого железняка по тре-
щинам вдоль спайности сфалерита, спайность которого по ромбическому
додекаэдру представляла хорошие пути для циркуляции растворов. По этим
трещинам спайности на первом этапе происходило отложение вещества,
которое как бы «консервировало» спайность цинковой обманки. Спайность
чужого минерала стала реликтом.
Псевдоморфозы наиболее полно изучены И. Л. Блюмом, а в нашей
стране они систематически изучались П. В. Еремеевым.
СОЧЕТАНИЕ МИНЕРАЛОВ В ПРИРОДЕ (ПАРАГЕНЕЗИС )
В природе минералы почти никогда не наблюдаются изолированно.
Они обычно образуют различные комплексы, известные под названием
горных пород и минеральных месторождений. Минералы могут быть при
этом в рассеянном виде, в виде мелкой вкрапленности, или образовывать
в отдельных участках более или менее заметные концентрации. Размеры
комплексов, в состав которых входят минералы, как и размеры самих мине-
ралов, бывают различными. Образование минеральных комплексов —
А. Брейтгаупт
горных пород и минеральных место-
рождений — не случайно, как не слу-
чайно и сочетание минералов между
собой. На закономерность сочетания
минералов обращал внимание еще
М. В. Ломоносов, который отмечал, что
«много минералов часто являются спут-
никами больших богатств» и что «поч-
ти каждая земля свои особые руды
имеет». Особенности сочетания минера-
лов он объединил понятием тризнаки».
Позднее (1798 г.) В. М. Севергин уста-
новил понятие смежности минералов,
под которым понимал «совокупное пре-
бывание двух или многих минералов в
каком-нибудь месте, которое заслужива-
ет особенного примечания». Он указал
на большое практическое значение смеж-
ности минералов как для минералогии,
так и для горного дела. В 1849 г.
Брейтгаупт в книге «Парагенезис мине-
ралов» свел идеи, которые высказыва-
лись уже многими минералогами и ге-
ологами, и дал определение новому
136
введенному им понятию тарагенезис»: «Под парагенезисом минералов-
следует понимать более или менее резко выраженный способ их совместно-
го нахождения — ассоциации».
Позже В. И. Вернадским и А. Е. Ферсманом парагенезис минералов
понимался как закономерное совместное нахождение минералов, выража-
ющееся в определенной последовательности выделения групп (генераций)
совместно образовавшихся минералов.
В. И. Вернадский перед минералогией поставил задачу: по минералам
и их сочетаниям восстанавливать образовавший их процесс и условия,
в которых этот процесс совершался. При этом он подчеркивал, что наблю-
дение в природе для решения подобных вопросов играет первостепенную
роль: «Минералог определяет парагенетически каждое нахождение мине-
рала. При этом он точно указывает ту часть земной коры, к которой приуро-
чен минерал, его минеральное тело, его минеральную ассоциацию и инди-
видуальные особенности каждого минерала ассоциации». Следовательно,
понять парагенетические особенности минералов можно только путем Изуче-
ния всех его свойств, которые изменяются для каждого минерала и различ-
ны для разных его месторождений.
Важную роль в дальнейшем развитии учения о парагенезисе сыграла
экспериментальная минералогия и, в частности, моделирование процессов
образования минералов в различных физико-химических условиях. Это дало
возможность экспериментальной проверки представлений о магматических,
метаморфических и экзогенных процессах. Моделирование процессов мине-
ралообразования позволило предсказывать возможность нахождения в зем-
ной коре минералов, наличие которых по геологическим данным или теоре-
тическим соображениям является маловероятным. Так, муассонит (SiC)
был первоначально получен в виде технического карбида кремния — кар-
борунда и затем встречей А. Муассоном в метеорите Каньона Дьявола
в Аризоне (США), а позже и во многих других местах.
Примером взаимопроверки эксперимента и природных наблюдений
является открытие наиболее плотных модификаций кремнезема — коусита
и стишовита, полученных вначале экспериментально, а затем найденных
в том же Каньоне Дьявола в необычных для земной коры условиях.
Научно-теоретической основой понимания природных процессов явля-
ется изучение гетерогенных равновесий в многокомпонентных системах
и составление диаграмм состояния.
Первым примером такого подхода к изучению природных процессов,
может служить решение вопросов эвтектической кристаллизации гранит-
ных пегматитов и вообще вопросов кристаллизации магмы. Выводы
В. М. Гольдшмидта относительно метаморфических комплексов и Вант-
Гоффа и Н. С. Курнакова относительно соляных залежей также оказали
прогрессивное влияние на развитие минералогии и позволили подойти
к трактовке парагеиетических соотношений минералов как к определенной
строго обусловленной закономерности.
Учение о парагенезисе лежит в основе современной минералогии и игра-
ет ведущую роль в понимании процессов формирования минеральных комп-
лексов, а также в создании генетических схем, которые должны являться
результатом совместного изучения природных ассоциаций минералов,
и геологической обстановки минералообразования. Проблема парагенезиса
минералов в 1966 г была предметом обсуждения специального между-
народного коллоквиума, посвященного 175-летию со дня рождения А. Брейт-
гаупта. На коллоквиуме было принято следующее определение: «Параге-
незис минералов — это минеральная ассоциация, возникшая закономерно
в ходе одного процесса, ограниченного в пространстве и времени и проте-
кавшего в определенных физико-химических условиях».
Считают, что каждая минеральная ассоциация отвечает определенной
стадии минерализации, продукты которой локализуются в. виде тех или
иных минеральных тел.
137-
Совместное изучение природных ассоциаций минералов и геологической
обстановки мипералообразования дает материал для последующего состав-
ления и использования физико-химических диаграмм. Диаграммы -— осно-
ва парагенетического метода, разработанного Д. С. Коржинским. Этот
метод позволяет предвидеть целый ряд еще не обнаруженных минералов,
а также дает возможность установить так называемые запрещенные пара-
генезисы, т. е. парагенезисы либо совершенно невозможные в природе,
либо неустойчивые при данных условиях температуры и давления. Напри-
мер, запрещенными являются следующие пары: для некоторых кри-
сталлических сланцев — кордиерит — диопсид ((Mg,Fe)2Al3[AlSi5Oi8] —
— CaMg[Si2O6]), андалузит — диопсид (AlAlOlSiOJ— CaMg[Si2O6]), андалу-
зит — гроссуляр (AlAlO[SiOJ — Ca3Al2[SiO4]3) и др.; для изверженных
пород —- оливин — кварц ((Mg,Fe)2[SiOJ — SiO2), нефелин — кварц
KNa3[AlSiO4I4 — SiO2 и др.; для руд — ковеллин—-пирротин (Cu2S-CuS2 —
— Fe®tnFe2/3nS), миллерит — кубанит (NiS — CuFeFeS3) и др.
Метод Д. С. Коржинского позволяет делать реальные прогнозы
в отношении минеральных месторождений. Так, например, блестяще под-
твердился прогноз на основании парагепетического анализа о существова-
нии флогопитовых (магнезиальной слюды) месторождений на Алданской
плите.
А. Г. Бетехтин применил парагенетический анализ к рудным место-
рождениям. Как известно, рудные минералы, если не считать самородных
металлов, представлены почти исключительно сернистыми и кислородными
соединениями. При этом некоторые металлы в соединениях с серой или
кислородом способны давать минералы с различными отношениями металл —
сера или металл — кислород. Это А. Г. Бетехтин ставит в связь с измене-
нием соотношений концентрации анионов серы и кислорода в растворах
в момент кристаллизации этих минералов. При низкой концентрации
серы или кислорода должны образовываться малосернистые или малокис-
лородные соединения, и наоборот.
Парагснетические отношения минералов могут быть изучены путем
специальных и притом массовых наблюдений, среди которых важная роль
принадлежит полевым наблюдениям (в забоях горных выработок и в есте-
ственных обнажениях) и изучению текстурно-структурных особенностей
минеральных агрегатов как макроскопически, так и под микроскопом.
Сочетание одних и других исследований позволяет надежно выделить
ассоциации совместно образовавшихся минералов, а также определять
относительный возраст минералов.
Установление парагенетических ассоциаций далеко не всегда является
легкой задачей, в особенности в эндогенных месторождениях, где часто
наблюдается наложение одних стадий минералообразования на другие.
В природных условиях минералы могут возникать одновременно либо
в определенной последовательности один за другим. Главнейшие признаки,
дающие основание устанавливать порядок выделения минералов, таковы:
1. Пограничные линии между минералами. Минерал, выполняющий
трещинки в другом минерале, образовался позже того минерала, в котором
он находится.
2. Правильность ограничений (степень идиоморфизма минералов).
Хорошо окристаллизованные минералы часто являются более ранними
по сравнению с теми, которые занимают промежутки между ними *.
3. Реликты одного минерала в другом и замещения показывают, что
реликты принадлежат минералу, который выделился значительно раньше.
При установлении относительного возраста минералов важное значение
имеет последовательность наслоения полос минеральных агрегатов в направ-
лении от зольбандов жил к центральным ее частям и наличие брекчеевых
* Следует иметь в виду, что в метаморфических породах и в метасоматических
комплексах хорошо образованные кристаллы (так называемые метакристаллы) очень
часто бывают более поздними образованиями.
138
текстур, в которых обломки ранее образо-
вавшихся минералов цементируются более
молодыми минеральными агрегатами.
Во многих месторождениях прослежено,
что один и тот же минерал выделяется не
в один прием, а в разные моменты минера-
лообразования. Эти разновременные выделе-
ния одного и того же минерала принято на-
зывать генерацией, или поколением минералов.
Для установления генераций минералов
нет еще точных признаков. Однако исходя
из того, что условия образования различ-
ных генераций неодинаковы, надо полагать,
что отдельные генерации должны характери-
зоваться определенным химическим составом
(если образовавшиеся минералы имеют пере-
менный состав), окраской, а также обликом.
Исходя из этих признаков устанавливает-
ся принадлежность минерала к той
или иной генерации.
Минералы, образовавшиеся в одном
А. Г. Бетехтин
месторождении одновременно, но разными способами (отложением в откры-
тых трещинах, метасоматическим путем и др.), принадлежат к одной
генерации. Точно так же к одной и той же генерации должны быть отне-
сены минералы, возникшие в одно и то же время, но в силу различных
условий получившие различный вид (например, шестоватые, сплошные,
друзовые и др.).
Почти в каждом минеральном месторождении можно наблюдать новые
кристаллы минерала, наросшие на старые крупные кристаллы этого же
минерала. Анализ таких соотношений показывает, что наросшие кристаллы
Рис. 78. Примеры различного зарождения кварца (по Д. П. Григорьеву):
а — два зарождения (поперечный разрез), б — три зарождения (продольный разрез). Пункти-
ром показаны тонкие слои помутневшего кварца
растут вместе с теми, на которые они наросли, и одновременно заканчивают
рост. В отличие от генераций такие образования Д. П. Григорьев предло-
жил называть зарождениями минералов. Зарождения образуются в течение
одного периода непрерывного отложения вещества минерала, а не являются
следствием резкого изменения условий минералообразования. Следователь-
но, для зарождений минерала характерно появление разновременных заро-
дышей в пределах одной и той же генерации, иначе говоря, в некоторых слу-
чаях зародыши появляются не только в начале процесса, но и в определен-
139
ные моменты дальнейшего хода его. В таких случаях образуется несколько
различных видов кристаллов, причем позже зародившиеся мелкие кристаллы
нарастают на относительно крупные кристаллы. Это соотношение в преде-
лах одной генерации дает основание выделить первое, второе и т. д. зарож-
дения минерала (рис. 78). Зарождения чаще всего являются результатом
механического засорения поверхности растущих кристаллов минералов
тонкими обломками минерального вещества. Эти обломки и минеральная
пыль оказываются центрами кристаллизации новых зарождений. Новые
зарождения минералов развиваются со значительно меньшей скоростью,
чем крупные кристаллы.
ПРОЦЕССЫ. МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ
Под процессами минералообразования понимается способ и условия
образования минералов в природе. Среди них различают следующие типы:
эндогенный, экзогенный, метаморфогенный и космогенный.
Эндогенные процессы. Эндогенные процессы минералообразования свя-
заны с глубокими недрами земли, где они протекают при сравнительно
высоких температурах. Магмы, являющиеся источником эндогенных обра-
зований, состоят из тугоплавких (силикатных или рудных) составных
частей, которые в них явно преобладают (на их долю приходится более 90%
всего состава), а также летучих веществ, среди которых главным является
вода. Последние находятся в магмах в подчиненных количествах (менее 10%).
На различных стадиях развития магматического процесса, в зависимости
от охлаждения, роль труднолетучих и легколетучих составных частей раз-
лична, вследствие чего в эндогенном процессе выделяются три стадии:
собственно магматическая, пегматитовая и пневматолитово-гидротермальная
(постмагматическая). Роль давления заключается главным образом в том,
что благодаря ему в растворе или в расплаве задерживаются летучие ком-
поненты, независимо от температуры их кристаллизации. Это обусловли-
вает возможность образования соединений с летучими компонентами.
Собственно магматическая стадия. Активным веще-
ством, за счет которого происходит минералообразование при собственно-
магматическом процессе, является магма. Представление о составе магмы
дают химические анализы различных изверженных горных пород. Однако,
как показывают вулканические извержения, в магме, кроме тех составных
частей ее, которые наблюдаются в образованной этой магмой породе, содер-
жатся еще растворенные газы, выделяющиеся при остывании и кристалли-
зации. Таким образом, валовой химический состав горной породы лишь
с некоторым приближением отражает химический состав магмы, из которой
эта порода произошла.
По условиям залегания породы делятся на интрузивные, застывшие-
па глубине и поэтому имеющие явнокристаллическую структуру, и эффу
зивные, излившиеся на земную поверхность в виде лавы и вследствие быстро-
го остывания ее не полностью раскристаллизованные. Кроме того, выде-
ляются еще жильные образования.
Магма представляет собой главным образом силикатный расплав..
Из такой магмы по мере ее охлаждения первыми образуются отдельные-
кристаллы минералов, имеющие наиболее высокую температуру плавления..
К ним относятся главным образом железо-магнезиальные силикаты, бедные
кремнекислотой. Кристаллы этих минералов, плавая в охлаждающейся
магме, имеют возможность свободного роста, поэтому они принимают ту фор-
му, которая им свойственна. По мере дальнейшего охлаждения расплава
количество кристаллизующихся из магмы минералов прогрессивно возра-
стает и выпадание их принимает массовый характер. Здесь уже отдельные
кристаллы не могут развиваться свободно. Идет борьба за свободное про-
странство. Граница многих минералов уже определяется формой соседних
или ранее выпавших кристаллов. Степень выраженности у минералов своих.
140
'собственных ограничений называется идиоморфизмом (от греч. идиос —
собственный и морфе-—форма).
Принято считать, что температура кристаллизации лежит в пределах
900—700° С в интрузивных условиях и 1200—1000° С в лавах.
Пегматитовая стадия. По мере кристаллизации минералов
магма все больше обогащается газообразными летучими компонентами,
в результате чего возникает обогащенный ими остаточный силикатный
расплав.
В состав летучих компонентов, кроме воды, которая преобладает
по количеству, входят СО2, НС1, HF, СО, H2S, SO., N2, H2S, CH4, H3BO3,
Н3РО4.
Влияние летучих веществ проявляется в резком понижении вязкости
и температуры кристаллизации богатого ими силикатного расплава. Лету-
чие вещества делают остаточный расплав достаточно подвижным. В конце
процесса застывания магматических масс расплав под давлением летучих
веществ проникает в оболочку материнской интрузии или в боковые поро-
ды, продвигаясь далеко от интрузии не только по открытым, но и по наибо-
лее тонким трещинам, где из него происходит кристаллизация так назы-
ваемых пегматитов (от греческого пегматос — крепкая связь). Так объяс-
няет образование пегматитов А. Е. Ферсман.
Как правило, пегматиты приурочены к верхней части магматических
массивов и их минералы кристаллизуются в своей главной массе в темпе-
ратурном интервале от 700 до 350° С.
В образовании постмагматических комплексов глав-
ная роль принадлежит содержащимся в магме летучим веществам. По мере
кристаллизации количества этих веществ становятся избыточными в срав-
нении с предельным содержанием и они уже не могут оставаться в гомоген-
ном растворе — расплаве. Начинается выделение минералов за счет лету-
чих веществ в газовой фазе, которые реагируют между собой и с возникшими
ранее минералами. Это так называемая пневматолитовая (от греч. пнев-
матос — пар, дыхание) подстадия постмагматического процесса. Она наблю-
дается при вулканических эксгаляциях. При охлаждении газовой фазы
ниже критической температуры воды (374° С для чистой Н2О) она постепен-
но переходит в состояние сжатого горячего раствора, который дает начало
минералам гидротермальной подстадии (от греч. гидор — вода и термэ —
тепло).
При постмагматическом минералообразовании важная роль принадле-
жит как отложению вещества из растворов в результате нарушения хими-
ческого равновесия, так и отложению в процессе метасоматоза.
Под метасоматозом, (от греч. мета — между и сома — тело) принято
понимать процесс, в результате которого один минерал комплекса заме-
щается другим минералом или минеральным агрегатом иного химического
состава. Замещение происходит в ходе реакции твердого тела с расплавом,
газовым веществом или растворами.
Экзогенные процессы. Экзогенные процессы минералообразования совер-
шаются на земной поверхности. Их продукты всегда являются вторичными,
т. е. происходят за счет разрушения ранее существовавших пород и мине-
ралов.
При экзогенных процессах важное значение имеет выветривание,
а также отложение минералов в водных бассейнах. Поэтому среди экзо-
генных образований выделяют две группы: 1) минералы, образовавшиеся
в процессе выветривания-, и 2) осадочные.
Выветривание. Процессы выветривания проявляются как в по-
степенном раздроблении первичного материала (физическое выветривание),
так и в его химической переработке с образованием новых минералов (хими-
ческое выветривание).
При физическом выветривании главная роль в разрушении горных
пород и минералов принадлежит колебаниям температуры, замерзанию
141
воды, а также кристаллизации солей. В ряде случаев выветривание тесно
связано с жизнедеятельностью организмов и продуктами их разложения
после смерти. Исключительная роль принадлежит микроорганизмам, в осо-
бенности при почвообразовании.
При химическом выветривании главными факторами являются кисло-
род, углекислота и вода, а также органические кислоты.
В результате физического и химического выветривания на разнооб-
разных горных породах и месторождениях формируется кора выветривания.
Рис. 79. Общий вид россыпи (по Н. К. Высоцкому):
а — почва, или плотик, b — «пески», с — «речники», d — глины
В коре выветривания возникают два типа образований: а) твердые
фазы, остающиеся на месте и собственно образующие кору выветривания,
и б) растворы ряда компонентов, которые выносятся из выветривающегося
комплекса и мигрируют за его пределы или вмываются (инфильтруются)
в него, откладывая на своем пути растворенные компоненты. В соответствии
со сказанным среди минеральных месторождений, возникающих в процессе
выветривания, можно выделить остаточные и инфильтрационные место-
рождения. Из них особое значение принадлежит месторождениям зоны
окисления и зоны обогащения.
142
Осадочные процессы. Продукты выветривания захваты-
ваются поверхностными водами (реками) и переносятся в водоемы. Продук-
ты выветривания труднорастворимые переносятся механическим путем
во взвешенном состоянии, а те, которые перешли в растворы (истинные или
коллоидные),— в растворенном состоянии. Форма переноса оказывается
для различных веществ довольно специфической.
В осадочном минералообразовании важную роль играют также био-
химические процессы.
Среди минеральных месторождений осадочного происхождения выде-
ляют три группы: 1) механические осадочные месторождения, 2) химические
осадочные месторождения и 3) биохимические осадочные месторождения.
Механические осадочные месторождения возникают в результате пере-
носа поверхностными водами обломков продуктов выветривания, содержа-
щих химически устойчивые минералы, и позднейшего их отложения. В ре-
зультате образуются аллювиальные россыпи (русловые, долинные, терра-
совые), а также прибрежные морские и озерные россыпи (рис. 79).
Химические осадочные месторождения образуются путем осаждения
растворенных веществ в водах морей, озер, болот и рек. Это типичные хими-
ческие осадки, выпадающие из истинных или коллоидных растворов.
Осадочные биохимические месторождения возникают главным образом
в результате жизнедеятельности организмов.
Метаморфогенные процессы. Метаморфогенные процессы — это про-
цессы сложного преобразования эндогенных и экзогенных продуктов при
изменении термодинамических условий, обусловленном внедрением магма-
тических тел.
Среди метаморфогенных процессов выделяют контактовые и региональ-
ные. Первые развиваются непосредственно в зоне контакта минеральных
комплексов с магматическими телами, а вторые захватывают значительные
территории.
Контактовые метаморфогенные процессы обычно связаны с небольши-
ми магматическими телами, застывшими на небольшой глубине и часто
минералообразование имеет метасоматический характер. Возникающие
таким путем метаморфогенные комплексы носят название контактово-
метасоматических.
Региональные метаморфогенные процессы обусловлены подъемом боль-
ших магматических масс, находящихся на значительной глубине. Этот
процесс происходит при больших давлениях.
Для метаморфогенного процесса характерен привнос тепла в диапазоне
температур от 1100—-850° до 400-—300° С и при давлении от одной до
20 000 атм.
С метаморфогенными процессами связано образование так называемых
жил альпийского типа. Они возникают путем выполнения трещин веще-
ством, содержащимся во вмещающих породах. Образование жил альпий-
ского типа происходило в конечную стадию метаморфизма за счет пропитав-
шей породу горной влаги.
Космогенные процессы. Космогенные процессы происходят в косми-
ческом пространстве. О них мы получаем представление по минералам
метеоритов, а теперь и образцов пород Луны. Можно полагать, что этот
процесс по своим условиям близок к собственномагматическому: некоторые
особенности минералов метеоритов свидетельствуют b том,’] что они обра-
зовались также при кристаллизации расплавов.
ФОРМЫ МИНЕРАЛЬНЫХ ТЕЛ в ПРИРОДЕ
Минералы, как уже говорилось, встречаются в горных породах, а так-
же образуют минеральные комплексы, среди которых различают минераль-
ные месторождения и месторождения полезных ископаемых. Все они могут
быть объединены под общим названием минеральных тел. Минеральные
143-
тела в процессе своего образования приобретают определенную форму,
которая имеет болвшое практическое значение, так как она определяет
характер концентрации полезного компонента, методы его разведки и способ
наиболее рациональной эксплуатации. Форма минеральных тел чаще всего
зависит от условий образования: определенным генетическим группам
свойственна и определенная форма.
По форме все минеральные тела можно разделить на три группы:
1) изометрические, 2) столбообразные, 3) плитообразные (табл. 35).
Форма минеральных тел
ТАБЛИЦА 35
Г руппы В изверженных комплексах В метаморфических комплексах В осадочных комплексах
Изометрические Массивы (батолиты и лакко- литы) Штоки Штокверкг Шлиры Миаролитовые пустоты Миндалины и и Включен , линзы и гнезда Секреции сеоды пя и вкрапленники Карманы Пещеры Конкреции
Столбообразные
Диатремы
Некки (жерловины)
Кольцевые дайки
Сталактиты
Сталагмиты
Плитообразные
Покровы (потоки, прослои)
Дайки
Апофизы
Жилы и прожилки
Возгоны (корки, палеты)
Пласты (слои, рос-
сыпи)
Корки
Натеки
Налеты
Выцветы
Изометрические тела имеют приблизительно одинаковые размеры
во всех направлениях. К ним относятся массивы, штоки, линзы, шлиры,
конкреции, секреции, вкрапленники и другие формы, приведенные в табл. 35.
Массивами называют крупные скопления магматических пород непра-
вильного, приближающегося к изометрическому, очертания. К ним отно-
сятся плутоны, или батолиты, образующиеся глубоко в земной коре и рас-
пространяющиеся книзу на неопределенно большую глубину, а также
караваеобразные тела (лакколиты), у которых дно и кровля согласны со сло-
истостью вмещающих пород. Массивы образуются тогда, когда расплавлен-
ная масса магмы больших размеров не доходит до поверхности земли,
а застывает медленно в земных глубинах. В массивах обычно резко преобла-
дает один какой-либо минерал. Так, например, в перидотитовых массивах
явно преобладает оливин — (Mg,Fe).2[SiOJ, а в лабрадоритовых -— лабра-
дор — (Ca,Na) [Al(Si,Al)Si2O8l, на долю которого приходится иногда
по весу более 99 %.
Штоки отличаются от массивов только своими размерами, а также тем,
что присутствуют как среди изверженных, так и среди метаморфических
и осадочных комплексов. В штоках часто наблюдается выделение почти
чистых минералов, например магнетита (FeFe2O4), пирита (Fe[S2J), галита
(NaCl) и др.
По сравнению со штоками гнезда имеют значительно меньшие размеры.
К гнездам весьма близки по форме карманы, представляющие собой мине-
144
ральные выполнения мелких углублений в породе. Штоки и гнезда под
влиянием давления могут принять сплюснутую форму, приближающуюся
к форме чечевицы, и тогда они называются линзами.
Штокверками называют минеральные тела изометрической формы,
образованные густой сетью различно ориентированных минеральных про-
жилок. Они особенно характерны для концентрации основной руды олова —
касситерита (SnO2), месторождения которого генетически связаны с гра-
нитными массивами.
Минеральные скопления в изверженных породах, отличающиеся от ос-
тальной массы другими количественными соотношениями составных частей,
называют шлирами. Шлиры образуются в результате дифференциации
вещества в охлаждающихся массивах изверженных пород.
Секреции (выделения) представляют собой пустоты в горной породе,
выполненные минеральным веществом. Заполнение пустоты здесь проис-
ходит от периферии к центру путем отложения вещества на стенках пусто-
ты. К секрециям относятся миаролитовые пустоты, пещеры, а также минда-
лины и жеоды. Миаролитовыми называются мелкие (<2 мм) пустоты
в глубинных изверженных породах, обычно выполненные продуктами кри-
сталлизации остаточных расплавов. Они возникают при застывании извер-
женных пород вследствие изменения объема при переходе породы в твердое
состояние.
Пещеры обычно развиваются среди легко выщелачиваемых водой
пород — известняков, гипсов, доломитов. В пещерах чаще всего разви-
ваются сталактиты и сталагмиты кальцита и арагонита (Са[СОг]), а иног-
да и других минералов. Со временем, заполняясь другими веществами,
пещеры переходят в гнезда. Миндалинами называют секреции небольших
размеров, а жеодами — секреции, достигающие заметной величины. Полость
секреции нередко бывает выполнена друзами различных минералов.
Конкреции (стяжения) в отличие от секреций образуются вокруг како-
го-либо центра, так что размер конкреции постепенно увеличивается.
Конкреции могут возникнуть как в рыхлом осадке, так и в уплотненной
горной породе. В большинстве случаев конкреции образуются за счет
вещества, которое рассеяно или было рассеяно в окружающей породе;
известны и конкреции, возникающие биогенным путем вокруг какого-то
колониального организма, концентрирующего вокруг себя частицы ила,
песка и других веществ. Конкреционная форма особенно характерна для
окислов марганца, железа, карбонатов кальция, кремнезема, марказита.
Морфологически конкреции бывают шаровидными, линзовидными, желва-
кообразными (неправильной округлой формы) и т. п.
Внутреннее строение конкреций может быть радиально-волокнистым,
концентр ически-скор л у поватым и сплошным. Иногда в центральной части
конкреций наблюдаются пустоты, выполненные посторонним веществом.
Величина конкреции колеблется от микроскопических размеров до несколь-
ких метров в поперечнике. Известны отдельные случаи, когда длина кон-
креции достигала более 30 м. Такие конкреции носят название караваев.
Они особенно характерны для сидерита (Fe[CO3I).
Включения и вкрапленники представляют собой распределенные в гор-
ных породах отдельные зерна, мелкие прожилки и скопления минералов.
Синонимом этого понятия является «.рассеянная руда». Для ряда минералов
(например, медных) эта форма имеет очень важное практическое значение.
Особо должны быть отмечены так называемые порфировые вкрапленники
и вкрапленники метаморфических сланцев. И те и другие представляют
собой отдельные, хорошо образованные кристаллы, вкрапленные в породу,
например лейцит — KIAlSi2OJ в породах Везувия, кварц — SiO2 в квар-
цевых порфирах Армении, гранат — Fe3Al2[SiO4]3, дистен — Al2O[SiO4]
и другие в кристаллических сланцах. Довольно часто вкрапленники встре-
чаются также и в осадочных породах, например галенит — PbS в известня-
ках различного возраста, пирит -— Fe[S2] в угленосных отложениях и т. д.
10 Лазаренко Е. К.
145
Столбообразные минеральные тела простираются в одном направлении
и встречаются сравнительно редко. Примером их могут быть алмазные
месторождения Южной Африки и Якутии. Здесь алмазоносные столбооб-
разные тела, выполняя так называемые воронки взрыва (диатремы), уходят
на километры в глубину, имея в диаметре не многим более 100 м.
К столбообразным телам должны быть отнесены некки, представляющие
собой останцы, образующиеся при разрушении вулкана на месте его жерла,
кольцевые дайки, а в осадочных комплексах -— сталактиты и сталагмиты.
Сталактитами называют сосульки минералов, возникающие в результате
высыхания или замерзания вещества, стекающего сверху вниз. Сталагмит -—
это сосулька, образующаяся из высыхающего раствора на почве, там, где
капля жидкости падает со сталактита. Сталактиты и сталагмиты образуют-
ся в пустотах (особенно часто в пещерах) и имеют первоначально вертикаль-
ное положение. Сталактиты и сталагмиты особенно характерны для каль-
цита и арагонита — Са[СО3]. Последние образуются при просачивании
по каплям в пещеру воды, содержащей в растворе Са(НСО3)2 и теряющей
в верхней части СО2. В результате выпадает кальцит -— Са[СО3].
Плитообразные минеральные тела характеризуются тем-, что они вытя-
нуты в двух направлениях. Среди плитообразных форм минеральных тел
в изверженных комплексах широким развитием пользуются покровы,
представляющие собой застывшие вулканические породы, горизонтально
или слабо наклонно залегающие на других породах. Покровы часто зани-
мают огромные территории и имеют большие мощности (мощность траппов
Деканского плоскогорья более 180 м].
Застывшие массы вулканических пород, поднявшиеся по трещинам
и спустившиеся по склонам вулкана от центра извержения, называются
потоками. В тех случаях, когда магма внедряется между слоями, возникают
прослои, частным случаем которых являются факолиты, образующиеся
при внедрении магмы между слоями, сложенными в складки. Дайками
называют выполнения магмой вертикальных или наклонных трещин, а апофи-
зами — жилоподобные ответвления, отходящие от магматического тела.
В осадочных образованиях большим развитием пользуется пластовая
форма минеральных^ тел, частным выражением которой являются слои.
В виде пластов и слоев встречаются такие минералы, как гипс — CalSOJ •
• 2Н2О, кварц — SiO2, галит — NaCl, кальцит-—Са[СО3] и др.
Пласты образуются почти одновременно с вмещающими их породами,
но подстилающие породы всегда несколько старше пласта, а покрывающие
его — несколько моложе. Своеобразной формой пластовых месторождений
являются россыпи, представляющие собой рассеянное залегание минерала
в пластообразных массах (см. рис. 79).
Жилы и прожилки встречаются во всех комплексах. Они представляют
собой плоские пустоты (трещины), по стенкам которых произошло отложе-
ние минералов, часто до полного выполнения трещин. Среди жил разли-
чают жилы заполнения, замещения и перекристаллизации, несколько отли-
чающиеся между собой по форме в деталях, но сохраняющие общий плито-
образный характер. Плоскости соприкосновения жилы с вмещающими
породами носят название зальбандов. Если жила не вертикального залега-
ния, то породы, которые располагаются над ней, называют ее висячим
боком, а породы, расположенные под жилой,— лежачим боком. Однако
жилы редко бывают плоскими. Чаще всего в них наблюдается чередование
утолщенных участков (раздувов) с утонченными (пережимами). Жилы —
более молодые образования, чем вмещающие их породы.
Дорки, налеты, натеки и выцветы представляют собой тонкие слои
минерала, покрывающие поверхности горных пород, почвы, рудничной
крепи и выработок на рудниках. В виде этих форм чаще встречаются галит
(NaCl), сульфаты Na, Mg, Са и карбонаты Na. Обычно налеты и выцветы
образуются на поверхности почв (солонцы), на дне высохших озер или
болот. Корки и налеты обычны на поверхности вулканов (продукты возгона)..
146
РА СПРОС ХРАНЕНИЕ МИНЕРАЛОВ
Различные минералы распространены неодинаково. Наряду с мине-
ралами, которые встречаются почти на каждом шагу, имеются и такие,
которые известны лишь в нескольких пунктах земного шара.
Для характеристики распространенности минералов мы будем поль-
зоваться пятиступенчатой описательной шкалой, предложенной А. К. Бол-
дыревым:
1. Весьма частые минералы — образуют существенные по количеству
части многих горных пород (кварц, кальцит, полевые шпаты и др.).
2. Частые — образующие несущественные по количеству составные
части многих горных пород или существенные части редких горных пород
(апатит, нефелин, лейцит и пр.).
3. Среднераспространенные — не породообразующие, но встречаю-
щиеся в таком количестве месторождений, что перечислить их невозможно
(самородная медь, галит и пр.).
4. Редкие — встреченные в сравнительно небольшом числе место-
рождений (примерно > 10, но С 50) или в сравнительно небольших коли-
чествах (серебро, сильвин, витерит и пр.).
5. Весьма редкие -— известные не более чем в 10 (примерно) пунктах
земного шара или встречаемые в весьма малых количествах (платина,
криолит и пр.).
ЛИТЕРАТУРА
Адамс С. Ф., Колони Ф. И., Н ь ю х а у з В. Г. и др. Критерии воз-
растных соотношений рудообразующих минералов по микроскопическим исследова-
ниям. Сб. статей. Горгеолнефтеиздат, 1934.
Бетехтин А. Г. Гидротермальные растворы, их природа и процессы рудо-
образования. В кн.: «Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторож-
дениях». Изд-во АН СССР, 1953.
Бетехтин А. Г. Об основном законе геохимии. Изв. АН СССР, серия геол.,
1952, № 3.
Бетехтин А. Г. О генерациях рудных минералов. Зап. Всесоюзн. минералог,
об-ва, вып. 3, 1949.
Бетехтин А. Г. Парагенетические отношения и последовательность выде-
ления минералов. Зап. Всесоюзн. минералог, об-ва, ч. 80, вып. 2, 1951.
Бетехтин А. Г. Понятие о парагенезисе минералов. Изв. АН СССР, серия
геол., 1949, № 2.
Болдырев А. К. Курс описательной минералогии, вып. 1. КУБ УЧ, 1926.
Вернадский В. И. История минералов земной коры, т. I, вып. 1. Науч,
химтехиздат, 1923.
Вернадский В. И. Лекции по описательной минералогии. М., 1899.
Вернадский В. И. Минералогия, вып. 1, М., 1910.
Власов К- А. Текстурно-парагенетическая классификация гранитных пег-
матитов. Изв. АН СССР, серия геол., 1952, № 2.
Гинзбург И. И., Рукавишникова И. А. Минералы древней коры
выветривания Урала. Изд-во АН СССР, 1951.
Гольдшмидт В. М. Законы ассоциации минералов с точки зрения правила
фаз. В сб.: «Основные идеи в геохимии», Вып. 1. Госхимтехиздат, 1933.
Г р е й т о п А. С. Природа рудообразующего флюида. Госгеолиздат, 1946.
Григорьев Д. П. Онтогения минералов. Изд-во Львов, ун-та, 1961.
Елисеев Н. А. Метаморфизм. «Недра», 1963.
3 а в а р и ц к и й А. Н. О пегматитах как образованиях, промежуточных меж-
ду изверженными горными породами и рудными жилами. Зап. Всесоюзн. минералог,
об-ва, ч. 76, № 1, 1947.
К о р ж и н с к и й Д. С. Очерк метасоматических процессов. В кн.: «Основные-
проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях». Изд-во АН СССР, 1953.
К о р ж и н с к и й Д. С. Теория процессов минералообразования. Изд-во
АН СССР, 1962.
К о р ж и п с к и й Д. С. Физико-химические основы анализа парагенезисов
минералов. Изд-во АН СССР, 1957.
Кузнецов С. И., Иванов М. В., Л я л и к о в а Н. М. Введение в гео-
логическую микробиологию. Изд-во АН СССР, 1962.
Курс минералогии. Под ред. А. К- Болдырева. ОНТИ, 1936.
10® 147
Лазаренко Е. К- Значение экспериментальной минералогии для общей
систематики минералов. Д^инерал. сб. Львов, ун-та, № 18, вып. 3, 1964.
Лазаренко Е. К. Основы генетической минералогии. Изд-во Львов,
ун-та, 1963.
Лазаренко Е. К., Л аз ь к о Е. М., П и з и ю р А. В. О пневматолитовых
процессах, минералах и месторождениях. Минерал, сб. Львов, ун-та, № 19, вып. 4,
1965.
Линдгрен В. ^Минеральные месторождения, вып. I — III, ОНТИ, 1934—
1935.
Мейсон Б. Метеориты. «Мир», 1965.
Никитин В. Д. К теории генезиса пегматитов. Зап. Ленингр. горн, ин-
та, т. 30, вып. 2, 1955.
Никитин В. Д. Особенности процессов формирования минералов при мета-
соматических явлениях. В кн.: «Кристаллография», вып. 4. Изд-во Ленингр. ун-та,
1955.
Николаев В. А. К вопросу о генезисе гидротермальных растворов и этапах
глубинного магматического процесса. В кн.: «Основные проблемы в учении о магма-
тогенных рудных месторождениях». Изд-во АН СССР, 1953.
Петровская Н. В. О понятии «парагенетическая минеральная ассоциа-
ция». «Геология рудных месторождений», т. IX, 1967.
Пилипенко П. П. Скарны и оруденение. Тр. Московск. геолого-разв.
ин-та, т. XII, 1939.
С е д л е ц к и й И. Д. Академик В. ДМ. Севергин и учение о парагенезисе мине-
ралов. Вест. АН СССР, 1948, № 1.
Смирнов С. С. Зона окисления сульфидных месторождений. Изд-во АН
СССР, 1953.
Ферсман А. Е. Геохимия, т. III. Избр. тр., т. IV. Изд-во АН СССР, 1958.
Ферсман А. Е. Пегматиты, т. I. Избр. тр., т. VI. Изд-во АН СССР, 1960.
Чухров Ф. В. Коллоиды в земной коре. Изд-во АН СССР, 1955.
BreithauptJ. A. Paragenesis d. Afaneralien. Freiberg., 1849.
Goldschmidt V. M. Die Kontaktmetamorphose in Kristianigebiet. Vidensk.
Skrift. Math. u. Natur. KI. N 1, 1911.
E s k о 1 a P. On the relation between chemical and mineralogical composition
in the metamorphic rocks of theOrijarvi region. Bull. Comiss. geol. Finlande. N 44, 1915.
ПРИЗНАКИ, ПОЗВОЛЯЮЩИЕ УСТАНАВЛИВАТЬ
ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МИНЕРАЛОВ
Еще на заре развития минералогии рудокопы обратили внимание на то,
что существуют признаки, по которым можно судить об условиях образо-
вания отдельных минералов и их совокупностей. К таким признакам отно-
силась прежде всего форма минеральных тел, отвечающая определенным
генетическим типам.
Было также замечено, что по ряду признаков можно установить при-
надлежность минералов к определенному месторождению и определить
условия их образования. Такие признаки получили название типоморфных
и теперь играют большую роль не только в минералогии, но и в практике
поискового и геологоразведочного дела.
Позже наряду с типоморфными признаками важное значение для
расшифровки условий минералообразования приобрело изучение включений
в минералах, а для определения положения минерала в момент его обра-
зования — учение о минеральных отвесах и уровнях.
В настоящее время большое значение для определения условий, в ко-
торых возникли минералы, имеет изучение структурных особенностей мине-
ралов, особенностей химического состава минералов, в частности изучение
содержания в них редких элементов, и изотопного состава элементов,
образующих минералы.
Форма минеральных тел. Как было показано выше, форма часто зави-
сит от условий образования минеральных тел и является специфической
для изверженных, метаморфогенных и осадочных комплексов.
Приведенные в табл. 35 минеральные тела по своему значению в место-
рождениях обычно разделяются на главные и второстепенные. К первым
принадлежат такие, которые в земной коре занимают значительные участки
и имеют самостоятельное значение, например массивы (батолиты и лакко-
148
литы), пласты и др. Вторые имеют обычно локальное распространение
и часто входят в состав главных минеральных тел. К ним относятся секре-
ции, миндалины, жеоды и др.
Как главные, так и второстепенные минеральные тела имеют также
формы, характерные для различных генетических групп; например, штоки,
линзы, гнезда, жилы, прожилки и др. встречаются среди изверженных,
метаморфогенных и осадочных образований. В таких случаях для выясне-
ния процессов, с которыми связано минеральное тело, рассматриваются
условия его залегания и особенности минерального состава.
Типоморфные минералы. Наблюдениями установлено, что существуют
минералы, являющиеся типичными для определенных условий образо-
вания. Такие минералы носят название типоморфных. Примером типоморф-
ных минералов пегматитового процесса являются касситерит (SnO2) и спо-
думен (LiAl[Si2O6]). Можно также назвать жильбертит (тонкочешуйчатая
разность мусковита светло-зеленого цвета — KAl2(OH)2[AlSi3O10]) — типо-
морфный минерал некоторых кварцевых жил. Он обычно встречается
в месторождениях вольфрамита (Мп, Fe)[WOJ в парагенезисе с флюоритом
(CaF2) и сульфидами, а иногда и карбонатами. Обычно жильбертит счи-
тается высокотемпературным гидротермальным образованием, возникающим
вслед за отложением главной массы вольфрамита.
Типоморфными чаще бывают не сами минералы, а отдельные их при-
знаки. Эти признаки принято также называть типоморфными. Типоморф-
ными считаются такие признаки, которые меняются в зависимости от усло-
вий образования. Типоморфными признаками могут быть: 1) кристалло-
графические особенности (габитус, формы, двойники, вицинальные грани,
штриховатость и др.); 2) характер агрегата; 3) размеры отдельных индиви-
дов; 4) некоторые физические свойства (окраска, цвет черты, блеск, плот-
ность, твердость и др.); 5) некоторые химические свойства (примеси, степень
гидратации и др.). Так, например, для пегматитов в качестве типоморфных
используются некоторые особенности таких минералов, как апатит —
Ca2Ca3(F, ОН, С1)[РО4]3, кварц, циркон (ZrlSiOJ) и др. Ряд типоморфных
признаков установлен для касситерита — SnO2, который образует промыш-
ленные месторождения главным образом пегматитового и гидротермального
генезиса. Касситерит из пегматитовых жил характеризуется бипирамидаль-
ным габитусом (на кристаллах преобладают грани бипирамиды (111), грани
призмы отсутствуют или развиты настолько слабо, что не влияют на габи-
тус кристаллов), отличается высоким (до 5%) содержанием (Nb, Ta)2Os
и постоянным присутствием марганца. Поэтому цвет его темный, иногда смо-
ляно-черный. Для касситерита гидротермальных месторождений (кварце-
вые и кварцево-полевошпатовые жилы) характерен призматический габи-
тус, развиты грани пирамиды и призмы, нередко встречаются даже иголь-
чатые формы. Касситерит этих жил бурого и светло-бурого цвета, в качестве
примеси в нем более обычен вольфрам, чем тантал и ниобий.
Для некоторых минералов диэлектриков типоморфным признаком
служит диэлектрическая проницаемость (е), отражающая степень их поля-
ризации. Так, например, доломит (MgCa[CO3]2) и магнезит (Mg[CO3]),
образовавшиеся в разных условиях, имеют различную (е). Осадочный доло-
мит землистого сложения из Подмосковья — 7,37, а жильный доломит
из Вишневых гор на Урале — 5,92; мелкоагрегатный магнезит из Халило-
во на Урале имеет в = 10,64, а криптокристаллический из Сатки на Ура-
ле — 5,97. Рентгенографическое изучение этих образцов дает совершенно
идентичную характеристику.
Для кварца наиболее низкие значения е (4,57—4,60) наблюдаются в слю-
доносных пегматитах, и наибольшие (4,9-—5,0 и >-5,0) — в гидротермаль-
ных месторождениях.
Наряду с изменением диэлектрической постоянной изменяется также
плотность кварца: в кварце из пегматитов она равна 2,65, а в кварце из гид-
ротермальных месторождений — 2,63.
149
В последнее время обращается особое внимание на габитус кристаллов,
который оказывается более или менее типичным для месторождений различ-
ного генезиса. На рис. 80 приведен габитус кристаллов касситерита для
пегматитовых и гидротермальных месторождений.
Рис. 80. Габитус кристаллов касситерита (по И. Ф. Гри-
горьеву):
а — кристаллы из пегматитов и пневматолытовых месторож-
дений, b — кристаллы из жил гидротермального происхождения
Установление зависимости между габитусом минералов и средой мине-
ралообразования является важной практической задачей современной
минералогии.
Включения в минералах. Включения встречаются довольно часто и пред-
ставляют собой посторонние тела по отношению к самому минералу. Для
некоторых минералов они являются настолько типичными, что могут быть
использованы в качестве диагностического признака.
Минералы, содержащие включения, получили название «минералов-
хозяев». Размер и форма включений бывают самые различные. Размеры
могут колебаться от едва заметных под микроскопом до хорошо различимых
невооруженным глазом, а форма в большинстве случаев определяется той
полостью, в которой заключено включение. По составу включения бывают
твердыми, жидкими и газово-жидкими.
Твердые включения часто представляют собой обломки других минера-
лов, встречавшихся на пути роста данного минерала. В минералогии они
важны лишь для выяснения положения растущего кристалла по отношению
к направлению силы тяжести. Но нередко твердые включения находятся
в минералах в ©кристалл изованном виде. Так, например, в кристаллах
горного хрусталя часто наблюдаются включения тонких волокон актино-
лита — Ca2(Mg, Fe)5(OH)2[Si8O22]), игл рутила — TiO2 и гетита — FeO(OH),
чешуек слюды, железного блеска-—Fe2O3 и др.
Некоторые твердые включения в минералах могут придавать чуждый
мм цвет (см. «Аллохроматическая окраска»). Они иногда значительно пре-
восходят массу минерала-хозяина.
Жидкие включения состоят из одной жидкости, которая полностью
занимает полость включения.
Наибольшее значение имеют газово-жидкие включения. Они состоят
из жидкости п газового пузырька. Жидкие и газово-жидкие включения
обычно занимают пустоты, представляющие собой отрицательные кристаллы.
Часто включения повторяют кристаллографические очертания минерала-
хозяина.
Наблюдения и опыты, проведенные Н. П. Ермаковым и другими иссле-
дователями, показали, что жидкие и газово-жидкие включения предста-
вляют собой чаще всего плененные остатки минералообразующих растворов.
Жидкие включения характерны для минералов, образовавшихся из холод-
ных растворов, а также для минералов, возникших из теплых вод при
температуре не выше 50° С, а газово-жидкие — для гидротермальных
и пневматолитовых образований. Установлено, что пузырек газа будет тем
Рис. 81. Включения в минералах:
а — твердые, б — однофазовые жидкие в барите (увеличено в 330 раз), в — двухфа-
зовые в кварце (увеличено в 330 раз), г — многофазовые в топазе (увеличено и 120 раз)
больше (относительно жидкой фазы), чем более нагретым был раствор в пе-
риод роста или регенерации кристалла минерала.
Среди включений, находящихся в минералах, различают однофазовые,
двухфазовые, трехфазовые и многофазовые. В минералах с однофазовыми
включениями пустоты целиком заполнены жидкостью (рис. 81, б). В мине-
ралах с двухфазовыми включениями жидкость заполняет не. всю пустоту,
так как содержит подвижный сферический пузырек газа (рис. 81, в). Трех-
фазовые и многофазовые включения содержат не только газовый пузырек
и жидкость, но и одну или несколько выкристаллизовавшихся твердых
фаз, получивших название «.минералов-узников» (рис. 81, а). Жидкие вклю-
чения состоят из воды и водных растворов, реже — углекислоты и иногда
www. mineral, su scan
151
Рис. 82. [Обычные (а) и деформированные (б)
сталактиты
жидких нефтеподобных веществ. В них в качестве минералов-узников чаще
всего наблюдаются галит (NaCl) сильвин (КС1) и значительно реже — карбо-
наты и другие минералы.
Состав газовых включений почти не изучен. Имеющиеся данные позво-
ляют предположить, что в них в газообразном состоянии могут находиться
HF, НС1, H2S, СО2, Н2О.
Включения по времени образования могут быть первичными и вторич-
ными по отношению к вмещающему минералу. Среди последних часто
наблюдаются включения жидкости в трещинках, возникших и залеченных
еще в процессе роста кристалла. Они являются вторичными по отношению
к центральной части кристалла и первичными по отношению к его перифе-
рии. Следовательно, эти включения являются ранними вторичными.
Как мы видели, газово-жидкие включения в ^минералах обычно являют-
ся гетерогенными (двухфазовыми, трехфазовыми и многофазовыми) систе-
мами. Нагреванием оказалось
возможным перевести их в одну
фазу. Этот процесс назван го-
могенизацией.
Исследования Н. П. Ерма-
кова показали, что заполнение
всего пространства включения
при гомогенизации только жид-
кой фазой характерно для ми-
нералов гидротермального про-
исхождения, а газовой фазой—
для минералов пневматолитово-
го происхождения.
Кроме того, наблюдения и
опыты показали, что температу-
ра гомогенизации включений
примерно отвечает той, при
которой включение попало в
минерал, т. е. в случае первич-
ных и ранневторичных включе-
ний — температуре минералооб-
разования.
Минералогические отвесь! и
уровни. Термины «минералогиче-
ские отвесы» и «уровни» ввел в
науку Д. П. Григорьев. Они
отражают влияние силы тяже-
сти на рост минералов. Минералогические отвесы и уровни позволяют
восстанавливать положение вертикали или горизонта во время минсралооб-
разования. Наиболее очевидными минералогическими отвесами являются
сталактиты. В нормальном положении сталактиты занимают строго верти-
кальное положение (рис. 82, а). В качестве наиболее типичных минералоги-
ческих уровней можно назвать параллельно-слоистые образования халце-
дона, наблюдающиеся иногда в халцедоновых жеодах (рис. 83).
Минералогические уровни и отвесы могут помочь легче расшифровать
историю того или иного минерального месторождения. Так, например,
П. А. Земятченский, наблюдая в Бакальских месторождениях отклонение
длинной и довольно прямой оси сталактитов бурого железняка от верти-
кального положения (рис. 82, б), пришел к заключению, что между отло-
жением строго вертикальных и отложением наклонных частей сталактитов
существовал перерыв, сопровождавшийся перемещением пластов. Переме-
щение пластов происходило, по-видимому, в связи с выщелачиванием или
сокращением оруденелых блоков в результате усадки при выветри-
вании.
152
Влиянием силы тяжести на минералообразование в* настоящее время
объясняют случаи преимущественного роста минералов в одном направле-
нии (асимметрия кристаллов) и нарастание одних минералов на другие.
Неравномерное распределение минералов в полости жил и неравномерное
покрытие одних минералов другими, что обычно наблюдается почти во всех
Рис. 83. Жеода халцедона как минера-
логический уровень
месторождениях, в настоящее вре-
мя также объясняется дифферен-
цией вещества под влиянием силы
тяжести. Как правило, слои кри-
сталлов одного минерала наклады-
ваются только на верхнюю по-
верхность кристаллов другого
минерала и не покрывают их бока
и нижние ограничения. Очевид-
Рис. 84. Положение присыпок на кри-
сталлах горного хрусталя (по Д. П. Гри-
горьеву)
но, что такие образования являются более молодыми по сравнению с мине-
ралами, на которые они накладываются. Подобное нарастание можно срав-
нить с накоплением снега на крыше дома при отсутствии его на стенах и под
карнизами. К минералогическим отвесам и уровням принадлежат присып-
ки. представляющие собой обломки и мелкую пыль, осыпающуюся на по-
верхность растущих в пустотах кристаллов. Присыпки характеризуют
такие периоды в истории месторождения, в которые оно испытывало какие-
либо деформации. Присыпки наблюдаются на внешней поверхности кристал-
ла и внутри. Они показывают положение кристалла во время его роста
и направление силы тяжести в это время. Присыпки иногда помогают
установить порядок минералообразования (рис. 84).
Структурные особенности минералов. Наблюдения показали, что одна
и та же структура ведет себя по-разному, в зависимости от физико-хими-
ческих условий среды, в которой происходит минералообразование. Дина-
мическое поведение структур сфалерита (ZnS), корунда (А12О3), галита
(NaCl) и др. подробно рассмотрено И. И. Шафрановским. Он указывает,
например, что структура галита изменяется в зависимости от pH среды.
В нейтральной среде она аналогична простой кубической решетке, так как
ионы Na и С1 равноценны, а в кислой и щелочной среде, где ионы не экви-
валентны, структура NaCl становится аналогом гранецентрированной
решетки (см. рис. 71). В первом случае развиваются кубические кристаллы,
а во втором -— октаэдрические.
На структурный характер минералов влияют термодинамические
условия. Последние особенно влияют на координацию катионов, в част-
ности Са, которая повышается с повышением давления. Наглядно значение
давления для повышения координации катионов В. С. Соболев показал
на примере гранатов. Если расположить гранаты в ряд по убывающему
153
радиусу двухвалентного катиона (Са = 1,04 А; Мп = 0,91 A; Fe = 0,80 А;
Mg = 0,74 А):
Кальциевые гранаты — Са3(А1, Fe, Cr)2[SiO4]3,
(уваровит, гроссуляр, андрадит)
Спессартин — Mn3Al2[SiO4]3,
1
Альмандин — Fe3Al2[SiO4]3,
Пироп — Mg3Al2[SiO4]3,
то этот порядок будет отвечать и генетическому ряду. Кальциевые грана-
ты — устойчивые минералы уже при малых давлениях, так как восьмерная
координация для кальция является вполне устойчивой. Спессартин тре-
бует для своего образования уже повышенного давления. Альмандин обра-
зуется в кристаллических сланцах при больших давлениях. Пироп возни-
кает лишь в исключительных условиях (эклогитовая фация), т. е. для пере-
хода магния в восьмерную координацию требуется очень большое давление.
Повышение давления благоприятствует переходу алюминия в силикатах
из четверной координации в шестерную. Таким образом, минералообразо-
вание, происходящее с изменением объема, тесно связано с изменением
типа структуры и позволяет судить об изменении давления при минерало-
образовании.
Противоположно действие температуры на минералообразование: повы-
шение температуры благоприятствует переходу алюминия в силикатах
из шестерной координации в четверную.
Для установления температуры образования минералов большое зна-
чение имеют полиморфные превращения, уже давно получившие название
минералогических термометров (табл. 36). Однако следует иметь в виду,
что не всегда отмеченные в табл. 36 минералы могут быть использованы
ТАБЛИЦА 36
Некоторые минералогические термометры
Полиморфные модифи- кации Состав Сингония Точка пре- вращения, °C
Волластонит Псевдоволластонит Ca3[Si3O9] Триклинная Псевдогексагональная 1190
с-. Сфалерит Вюртцит ZnS Кубическая Г ексагональная 1020
II. кварц В. кварц SiO2 Тригональная Г ексагональная 575
Криолит Na2[NaAlF6] Моноклинная Кубическая 560—570
Н. тридимит В. кристобалит SiO2 Г ексагональная Кубическая 1475
Пироксен Ca(Mg, Fe)[Si2Oe] Ромбическая /Моноклинная 955—1140
Аргентит Акантит Ag2S Кубическая Ромбическая 170
в качестве безупречных термометров. Дело в том, что температура пре-
вращений часто меняется с изменением давления, а также в зависимости
от химического состава, причем это не всегда может быть учтено. Так,
переход волластонита в псевдоволластонит при наличии 8% Mg[SiO3]
154
совершается не при 1190° С, а при 1345° С; переход сфалерита в вюртцит
при содержании 17% железа совершается при 880° С вместо 1020° С. Таким
образом, при использовании полиморфных превращений в качестве мине-
ралогических термометров всегда необходимо учитывать фактор давления
и особенности химического состава.
Элементы-примеси. Установлению генетических особенностей отдель-
ных минералов и их комплексов нередко способствует анализ элементов-
примесей, присутствующих в минералах.
Исследования, произведенные в этом направлении, показали, что
ассоциации элементов-примесей зависят от генетического типа минераль-
ного комплекса и минеральной провинции, в которую входит этот комплекс.
Эта зависимость четко проявляется, в частности, для сфалерита. По иссле-
дованиям М. И. Ициксона, максимальное содержание марганца и олова
обнаружено в сфалеритах высокотемпературных месторождений, индия
и кадмия — в среднетемпературных, а галлия и германия — в низкотем-
пературных. В сфалеритах Европейской провинции отмечается заметное
количество таллия и мышьяка, а в сфалеритах провинции Миссисипи —
галлия, кобальта и никеля.
Ф. И. Абрамов и А. К. Русанов установили ряды частоты нахождения
и ряды падения концентрации германия, индия и галлия в сфалеритах
различных генетических типов.
В касситеритах из месторождений Тихоокеанского рудного пояса уста-
новлены, как отмечает М. И. Ициксон, в качестве почти постоянных и харак-
терных примесей ванадий, вольфрам, свинец, галлий и индий. Этим касси-
териты Тихоокеанского пояса отличаются от касситеритов других олово-
рудных районов и месторождений. Причем, ванадий и вольфрам являются
характерными элементами касситеритов всех генетических типов, молиб-
ден приурочен главным образом к касситеритам пегматитовых и частично
сульфидно-касситеритовых образований, индий в наиболее высоких кон-
центрациях свойствен касситеритам сульфидно-касситеритовой формации,
повышенное содержание ниобия, в особенности тантала, при отсутствии
индия присуще касситериту пегматитового происхождения.
Изучение химического состава флюоритов, проведенное Н. Н. Василь-
ковой, показало, что наиболее высокую концентрацию редкоземельных
элементов имеют флюориты из гидротермальных месторождений редких
земель, связанных с граннтоидными интрузиями повышенной щелочности,
а метасоматические, образовавшиеся за счет замещения карбонатных пород,
флюориты характеризуются чаще всего пониженным содержанием TR, неза-
висимо от состава исходных интрузий. Кроме того, ранние генерации
флюорита оказываются более обогащенными TR, чем поздние. В таком
2TR2O3(Y)
же направлении меняется соотношение „„„ А. 7- \ .
1 ДТК2О3(Се)
Поведение двухвалентных редких земель подчиняется такой законо-
мерности: флюориты ранних стадий постмагматического процесса содержат
самые высокие концентрации Yb2+, средних стадий — Yb2+ и Еи2+, а позд-
них — преимущественно Еи2+.
По мере понижения температуры кристаллизации закономерно сме-
щаются в спектре люминесценции флюорита полосы Yb2+ в коротковолно-
вую область. Это дает возможность судить по положению полосы Yb2+
в спектре люминесценции флюорита об относительном изменении темпера-
туры его образования.
Изучение ассоциаций элементов-примесей в эндогенных, метаморфо-
генных и экзогенных комплексах может помочь в установлении источников
сноса во время осадкообразования, а также в определении коренных мине-
ральных месторождений, за счет которых образовались россыпи.
Изотопный состав минералообразующих элементов. В минералах извест-
но более 100 изотопов химических элементов, главнейшие из них приве-
дены в табл. 37.
155
ТАБЛИЦА 37
Изотопы некоторых химических элементов
(неустойчивые в природе изотопы выделены полужирным)
Элемент Изотопы, % Отношения между изотопами
Н 1 2 99,984 0,0156 Hi/H3 = 6409j
Не 3 4- 1,3*10-4 99,999 Большие колебания
В 10 11 18,98 81,02 ВИ/В1° = 4264
С 12 13 98,892 1,108 С13/С12 = 88,7 —90,2
О 16 17 18 99,759 0,037 0,204 016/018 = 489.3; 018/016 = 0,00204; О1б/О17 = 2667; 017/016 = 0,0004
Si 28 29 30 92,27 4,68 3,05 Sj28/Si30 = 29,34—30,10
S 32 33 34 36 95,1 0,74 4,2 0,016 S32/S30 = 21,60—23,10
Аг 36 38 40 0,337 0,063 99,600 Аг<0/АгЗб = 295,5
К 39 40 41 93,08 0,0119 6,91 1<39/К41=1з?48—14,60
Са 40 42 43 96.97 0,64 0,145 44 46 48 2,06 0,0033 0,185 Са^/Са^ = 3,22 —3,33
Sr 84 86 87 88 0,56 9,86 7,02 82,56 Si-87/Sr88 =- 0,0840 — 0,2629
Pb 204 206 207 208 1,36 25,42 21,11 52,11 Pb207/pb206 = 0,14 — 0,32
и 234 235 238 0,0058 0,71 99,28 U236/U235= 138,9
Так как изотопное разделение происходит в результате химических,
физико-химических и биологических процессов, то изотопный состав мине-
ралообразующих элементов приобретает большое генетическое значение:
на отдельных этапах минералообразования происходит преимущественное-
обогащение минералов определенным изотопом. Так, самородная сера,
возникающая при бактериальном превращении сульфатов, имеет низкое
содержание S34, а сульфат морской воды, наоборот, богат этим изотопом.
Он также содержит больше S3'1, чем гипс [Ca[SO4] >2Н2О и ангидрит (Ca[SOzJ),
образовавшиеся химическим путем. Следовательно, в минералах различ-
ного происхождения устанавливаются определенные отношения изотопов.
В минералах главная роль принадлежит отношениям таких изотопов:
С12/С13, О16/О18, Si28/Si30 и S32/S34. Нарушения изотопных отношений в мине-
156
ралах совершаются главным образом под влиянием радиоактивного распа-
да и изотопного обмена. Наиболее значительные изменения в изотопном
составе минералов наблюдаются при экзогенных процессах и наименее они
заметны при метаморфогенных процессах,
ЛИТЕРАТУРА
Адамс С. Ф., Колони Ф. И., Н ь ю х а у з В. Г. и др. Критерии воз-
растных соотношений рудообразующих минералов по микроскопическим исследова-
ниям. Сб. статей. Горгеолнефтеиздат, 1934.
Василькова Н. Н., С о л о м к и н а С. Г. Типоморфные особенности
флюорита и кварца (на основании изучения их физических и физико-химических
свойств). «Недра», 1965.
Виноградов А. П., Гриненко В. А., Устинов В. И. Происхо-
ждение Прикарпатских серных месторождений по изотопному составу S^/S34 и С12/С13.
«Геохимия», 1961, № 10.
Григорьев И. Ф. и Д о л о м а н о в а Е. И. Новые данные по кристалло-
химии и типоморфным особенностям касситерита разного генезиса. Тр. Минерал,
музея АН СССР. Вып. 3, 1951.
Ермаков Н. П. Исследования минералообразующих растворов. Изд-во
Харьк. ун-та, 1950.
Ингерсон Е. Нерадиогенные изотопы в геологии. Сб. «Изотопы в геологии».
ИЛ, 1954.
И ц и к с о н М. И. Спектральный анализ в минералогии, геологии и при поис-
ках полезных ископаемых. Тр. ВСЕГЕИ, вып. 2, 1950.
Кокшаров Н. И. Об оливине Палласова железа. Зап. Минерал, общ-ва,
ч. 6, 1871.
Курс минералогии. Под ред. А. К- Болдырева. ОНТИ, 1936.
Лазаренко Е. К- Об акцессорных минералах. Вопросы минералогии оса-
дочных образований. Кн. 7. Изд-во Львовск. ун-та, 1966.
Лазаренко Е. К- Основы генетической минералогии. Изд-во Львовск.
ун-та, 1963.
Лазаренко Е. К-, Бартоши нс кий 3. В. Роль кристалл оморфоло-
гии в практике геологических исследований и при оценке качества минерального
сырья. Минерал, сб. Львовск. ун-та, № 20, вып. 4, 1966.
Л я х о в и ч В. В. Акцессорные минералы в гранитоидах Советского Союза.
«Наука», 1967.
Озеров К. Н. О зависимости формы кристаллов корунда от химического
состава среды. Докл. АН СССР, т. 47, № 1, 1945.
Р а н к а м а К. Изотопы в геологии. ИЛ, 1956.
Рожкова Е. В., Ершова К- С., Г о р б а т о в Г. А., Сидорен-
ко Г. А., С о л о м к и н а С. Г. Новый методологический подход к изучению типо-
морфных особенностей минералов. «Минеральное сырье», вып. 7, 1963.
Соболев В. С. Введение в минералогию силикатов. Изд-во Львов, ун-та, 1949.
Соболев В. С. Зависимость свойств силикатов от их структуры. «Геохимия»,
1956, № 6.
Ферсман А. Е. Геохимические и минералогические методы поисков полез-
ных ископаемых. Избр. тр., т. II. Изд-во АН СССР, 1953.
Ферсман А. Е. Пегматиты, т. I. Избр. тр., т. VI. Изд-во АН СССР, 1960.
Ф р а н к - К а м е н е ц к и й В. А. Структурно-морфологическое исследование
кристаллов барита. Вест. Ленингр. ун-та, 1947, № 10^
Шафрановский И. И. Кристаллы и минералообразующая среда. В кн.:
«Кристаллография», вып. 5. ГОНГИ, 1956.
Ш к а б а р а М. Н. Кальцит как геологический термометр. Зап. Ин-та геоло-
гии при Харьковск. ун-те, т. VIII, 1940.
Bond G. Outgrowths on Zircon from Southern Rhodesia. Geol. Mag. V. 85,
N 1, 1943.
Drugman J. Different habit of fluorite crystals. Mineral. Mag. V. 23, N 137,
1932.
Kalb G. Die Kristalltracht der Zinkblende in minerogenetischer Betrachtung.
Centrbl. f. Miner. A. N 11, 1929.
Kalb G. Die morphologische Bedeutung der Vizinalfiguren des Quarzes. Centrbl.
f. Miner. A., 1927.
Kalb G. und Koch A. Die Kristalltracht des Apatits und Beryls in minera-
genetischer Betrachtung. Centrbl. f. Miner. A., 1923.
Kalb G. und Koch A. Die Kristalltracht des Olivin und Chrysoberyll in
mineragenetischer Betrachtung. Centr. f. Miner., N 5, 1929.
N e wh a use W. H. The direction of flow of mineralizing solutions. Econ. Geol.
V. 63, N 6, 1941.
Poldervaart A., Eckel mann F. D. Growth phenomena in Zircon
of autochthonous granites. Bull. Geol. Soc. of America. V. 66, N 7, 1955.
157
О МЕТОДАХ МИНЕЕАЛОГИЧЕСКИХ
ИССЛЕДОВАНИЙ
Развитие минералогии как науки тесно связано с разработкой и совер-
шенствованием методов исследования минералов. В настоящее время они
чрезвычайно разнообразны как по содержанию, так и по назначению. Наибо-
лее часто применяемые методы исследования были рассмотрены в связи
с изложением материала по структуре, химическому составу, физическим
свойствам и генезису минералов, поэтому здесь дается лишь их краткий
обзор и основное внимание уделяется назначению и условиям применения
каждого метода.
Изучение минерала начинается в поле с выяснения его геологического
положения, взаимоотношений с другими минералами и вмещающими поро-
дами, формы выделения, внешних признаков (морфология, цвет, блеск,
спайность, излом, твердость, плотность и пр.), химического состава и осо-
бенно парагенетических отношений.
Сбор минералогического материала в полевых условиях сопровождает-
ся тщательной его документацией. Для определения минералов в полевых
условиях часто пользуются паяльной трубкой. Метод паяльной трубки
позволяет при малых количествах вещества, наличии простейших приборов
и сравнительно небольшого набора реактивов довольно быстро сделать
качественный анализ «сухим путем», т. е. без предварительного растворе-
ния и последующих осаждений из раствора.
Нередко также в полевой обстановке минералогический материал
подвергается специальным исследованиям в зависимости от конкретных
задач. Так, различными радиометрами устанавливают минералы, содер-
жащие радиоактивные элементы, а люминесцентными приборами — мине-
ралы, люминесцирующие под действием рентгеновских, катодных и ультра-
фиолетовых лучей и т. д.
При подготовке материала к детальному исследованию чрезвычайно
ответственным является отбор мономинеральных фракций, т. е. материала,
состоящего только из одного минерала. Если минерал находится в виде
отдельных кристалликов, мономинер а льные фракции отбирают стальной
иглой и проверяют материал под бинокулярной лупой и микроскопом. Если
же минерал вкраплен в породу, ее дробят, просеивают через сита различ-
ного диаметра в зависимости от размера зерен, а затем, пользуясь методами
сепарации, получают исследуемый минерал в более или менее чистом виде *.
Когда исследование ограничивается диагностикой минерала или содер-
жание минерала незначительно, мономинеральные фракции не берут,
а исследуют минерал непосредственно в породе или руде.
В основу методов сепарации положены различия свойств минералов.
Чаще всего пользуются следующими методами сепарации: 1) разделение
в тяжелых жидкостях (по плотности); 2) в магнитных сеператорах (по маг-
нитной восприимчивости); 3) в электростатических сепараторах (по диэлект-
рической проницаемости) и в коронных ** сепараторах (по электропровод-
ности).
Мономинеральная фракция подвергается дальнейшим исследованиям***.
Параллельно с изучением мономинеральной фракции в шлифах и аншли-
фах исследуются содержащие минерал породы и руды, что должно помочь
выяснению парагенетических отношений исследуемого минерала (если они
* При шлиховом анализе, обычно применяемом к россыпным месторождениям,
исследуют породу, раздробленную самой природой.
** От так называемых «коронных разрядов», возникающих при соответствую-
щей разности потенциалов вблизи тонкого электрода.
*** Следует; однако, подчеркнуть, что полная мономинералыюсть фракций
достигается очень редко, так как минералы обычно содержат тонкие включения и про-
растания, едва различимые даже при больших увеличениях. В особенности это отно-
сится к рудным минералам.
158
не были установлены макроскопически). На методах этих исследований мы
останавливались при рассмотрении химических, структурных, физических
и кристаллографических свойств минералов. В основе большинства из них
лежат достижения современной физики, в частности физики твердого тела.
Методы, позволяющие изучать химические особенности минералов.
При изучении химического состава минералов важное место принадлежит
обычному химическому анализу, качественному и количественному, который
постепенно уступает место спектральному и в особенности рентгеноспект-
ральному анализу. Рентгеноспектральный метод позволяет производить
анализ на любой из элементов от Be4 до U92, а рентгеновские квантомгтры —
одновременный анализ более чем 20 элементов периодической системы.
Ганка—уРентгенобская-уОптическая область Радиочастотная
лучи / область / цср \\ ик /L область
10ю I03 108 * * * * * W1 Ю6 Ю5 103 !03 !0г 101 / КГ' /П'г 10~3 10~3 ID'5 см'1
С 1в Ьм
26.QкэВМЛкзВ /Л IDA I00A У00~700нм
Мессбауэров- I ХРентгенобскай Гбптическая
ская спектрол спектра- спектро-
скопия скопил сколия
I I I
2мм8ммЗсм
ЭПР
100 Мгц ЮМгу 1Мгц
ЯМР, ЯКР1
—_____-J
Рис. 85. Области спектроскопии твердого тела, применяемые в минера-
логии
Для большинства элементов чувствительность анализа 10-3—10~4, а точ-
ность 0,3—1,0%. Особое значение рентгеноспектральный анализ имеет для
определения Zr, Hf, Nb, Та и TR.
Все более широкое применение в минералогической практике находит
электронное зондирование при помощи рентгеноспектрального макроана-
лизатора. Этот метод позволяет определять непосредственно в шлифах
и аншлифах химический состав тончайших включений, объем которых лежит
в пределах 2—5 мк (в весовом выражении соответствует 10“13 г).
Рентгеноспектральные микроанализаторы дают возможность одновре-
менно производить электронномикроскопический, микрорентгеноспектраль-
ный и электронографический анализы. В настоящее время сделаны успешные
попытки заменить сложную высоковольтную аппаратуру питания рент-
геноспектральных аппаратов радиоизотопами. Это дало возможность изго-
товлять портативные переносные анализаторы с радиоизотопами на тран-
зисторах и питанием от батарей.
В последнее время внимание минералогов привлекают резонансные
поглощения электромагнитных колебаний волн в минералах. Методы
исследования, основанные на этих явлениях, позволяют изучать индиви-
дуальные свойства атомов и ионов в кристаллических решетках, устанавли-
вать характер их взаимодействия, выяснять распределение примесей и др.
Для исследования резонансных поглощений пользуются методами ядерного
парамагнитного резонанса (ЯМР), электронного парамагнитного резонанса
(ЭПР) и ядерного квадруполъного резонанса (ЯКР)- По кривым, например,
ЭПР можно судить о форме вхождения примесей в решетки минералов.
Валентность ионов в минералах, в частности валентность одного
из наиболее распространенных Fe57, выясняется с помощью ядерной гамма-
резонансной (ЯГР) месбауэровской спектроскопии. На рис. 85 показаны
области спектроскопии, применяемые для исследования минералов.
Для количественного и качественного анализа минералов, выяснения
характера находящейся в них воды, особенностей химической связи и пр.
пользуются методом инфракрасной спектроскопии (ИКС). Этот метод осно-
ван на изучении спектров поглощения и спектров отражения инфракрасных
лучей (длин волн от 2 до 100 ммк), обусловленных колебанием атомов,
которые входят в состав минералов.
159>
Для определения гафния, циркония, ниобия и тантала в минералах,
а также урана в водных растворах применяется рентгенофлюоросцентный
анализ. Быстрота анализа (10—20 мин) и возможность автоматизации всего
аналитического процесса обеспечили ему широкое практическое применение.
Химические свойства минералов изучаются и физико-химическими
методами. Из них отметим электродиализ, помогающий устанавливать
связь редких элементов с определенными минералами в минеральных
комплексах и судить о растворимости труднорастворимых минералов в ней-
тральных, слабокислых и слабощелочных средах, и электрохимический
метод, основанный на электрофорезе и используемый для определения
и разделения элементов, содержащихся в небольших количествах в горных
породах и рудах.
К физико-химическим методам принадлежит также термический анализ,
рассмотренный в связи с термическими свойствами минералов, и минерало-
термометрический анализ, положенный в основу изучения включений
минералообразующей среды.
Методы структурного исследования минералов. При структурном иссле-
довании минералов отдают предпочтение рентгенографическому и электро-
нографическому методам.
В основе рентгенографического исследования минералов лежит явление
дифракции рентгеновских лучей при прохождении их через минерал.
Отраженные лучи, соответствующие плоским сеткам минерала, могут быть
переданы на фотопленку и записаны дифрактометром (прибор для реги-
страции рентгеновской дифракционной картины). В первом случае мы имеем
дело с фотографической рентгенографией, а во втором — с рентгеновской
дифрактометрией. Сфотографированные на фотопленку лучи, отраженные
от плоских сеток минерала, называются рентгенограммами, а записанные
дифрактометром — дифрактограммами. Рентгенограммы и дифрактограм-
мы могут быть использованы для диагностики минералов путем сравнения
их с эталонными, а также для определения структуры, в частности пара-
метров элементарной ячейки.
Электронографическое исследование основано на дифракции электронов
в вакуумных приборах — электронографах и электронных микроскопах.
Формально явления дифракции электронов и рентгеновских лучей анало-
гичны, но природа их различна: электроны взаимодействуют с веществом
примерно в миллион раз сильнее, чем рентгеновские лучи, и поэтому их
путь в минерале очень короток. Это позволяет исследовать тонкодисперсные
вещества толщиной 10-5—10~6 см. Кроме того, при электронографическом
исследовании достаточны чрезвычайно малые количества вещества — поряд-
ка 10~5 г. Дифракционная картина отражается на фотопленке, которая
называется электронограммой. Электронограмма может быть использована
для диагностики минералов и расчета их кристаллической структуры.
Изучение физических свойств минералов производится различными
методами, которые упоминались при рассмотрении самих свойств. Здесь
мы обратим внимание лишь на новые возможности точной оптической
характеристики прозрачных и рудных минералов.
Для исследования прозрачных минералов пользуются федоровским
столиком. Этот метод позволяет решать многие вопросы, связанные с опти-
ческими свойствами минералов, которые не могут быть решены на обычном
поляризационном микроскопе. Например, определение ориентировки опти-
ческой индикатрисы, измерение углов между оптическими осями в разных
разрезах и др.*
В последнее время метод федоровского столика сочетается с коноскопи-
ческим исследованием, а также фокальным экранированием для измерения
показателей преломления.
* Определения на федоровском столике достигли высокой степени совершен-
ства в применении к исследованию плагиоклазов. Так, стало возможным определять
процентное содержание анортитового компонента без химического анализа.
160
Для рудных (непрозрачных) минералов благодаря применению фото-
метров могут быть получены числовые характеристики для оценки отра-
жательной способности, а в инфракрасном микроскопе устанавливается
их осность, углы между оптическими осями, углы погасания и другие
оптические свойства. Эти исследования основаны на том, что многие мине-
ралы, непрозрачные или полупрозрачные в проходящем видимом свете,
становятся прозрачными в инфракрасных лучах.
Кристаллографические свойства минералов изучаются при помощи
гониометров, прикладных для крупных кристаллов минералов и отража-
тельных — для кристаллов размером до 0,1 мм. В основе гониометрических
измерений лежит закон постоянства углов, по которому для одного и того
же минерала, независимо от разнообразия его форм, углы между соответ-
ствующими гранями остаются постоянными. Кроме измерения углов, одной
из важных задач гониометрических исследований является изображение
кристалла. На гониометрах исследуются кристаллы размером не менее
0,1 мм.
Электронный микроскоп, дающий увеличение более чем в 100 000 раз,
позволяет изучать морфологию микрокристаллических и тонкодисперсных
минеральных индивидов размером менее 0,1 мк, причем не только форму
и пространственные соотношения между индивидами, но и их формы роста,
замещения и растворения. Кроме того, в электронном микроскопе можно
наблюдать кристаллографическую ориентировку индивидов, а также осо-
бенности структуры, связанные с плоскими сетками, дефектами и пр.
Таким образом разнообразные методы минералогического исследования
дают возможность точно определять химические, структурные, физические
и кристаллографические свойства минералов, а на их основе устанавливать
взаимосвязь между этими свойствами и условиями минералообразования.
Следовательно, одной из важнейших задач методов минералогического
исследования является также установление типоморфных свойств каждого
минерала.
ЛИТЕРАТУРА
Анализ минерального сырья. Под ред. Ю. Н. Книпович, Ю. В. Морачевского,
изд. 3-е. Госнаучтехиздат, 1959.
Баранов В. И. Радиометрия, изд. 2-е. Изд-во АН СССР, 1956.
Белов Н. В. Структура ионных кристаллов и металлических фаз. Изд-во
АН СССР, 1947.
Блохин М. А. Методы рентгено-спектральных исследований. Гос. изд-во
физ.-мат. лит., 1959.
Г е р л и н г В. Э., Я к у б о в и ч А. Л. Применение электронно-зондового
микроанализа в минералогии. В сб.: «Геофизическая аппаратура», вып. 25. «Недра»
1965.
Григорьев Д. П. Применение инфракрасных лучей для исследования
минералов. «Природа». 1948, № 8.
Г р и ц а е н к о Г. С., Звягин Б. Б., Боярская Р. В., Горш-
ков А. И. и Др. Методы электронной микроскопии минералов. «Наука», 1969.
Ермаков Н. П. Исследования минералообразующих растворов. Изд-во
Харьк. ун-та, 1950.
Звягин Б. Б. Электронография и структурная кристаллография глини-
стых минералов. «Наука», 1964.
К а л и н и н С. К-, Файн Э. Е. Спектральный анализ минерального сырья.
Изд-во АН Каз. ССР, 1962.
Калю ж п и й В. А. Методи вивчення багатофазових включень у мшералах.
Изд-во АН Укр. ССР, 1960.
Кац М. Я. Новые методы исследования минералов в гравитационном поле.
«Наука», 1966.
К у х а р е н к о А. А. Методы исследования минералов россыпей. В кн.: «Ми-
нералогия россыпей». Госгеолтехиздат, 1961.
Л е с н я к В. Ф. Основы анализа физико-химических свойств минералообра-
зующих растворов по включениям в минералах. Изд-во Львов, ун-та, 1964.
Люминесцентный анализ. Под ред. М. А. Константиновой-Шлезингер. Госиздат
физ.-мат. лит., 1961.
И Лазаренко Е. К.
161
Ма рфу н ин А. С. Электронное строение и свойства минералов. В кн.: «Про-
блемы кристаллохимии минералов и эндогенного минералообразования». «Наука»,
Определитель кристаллов. Под ред. А. К. Болдырева и В. В. Доливо-Доброволь-
ского, т. I (1-я и 2-я половина). ОНТИ, 1937—1939.
Рентгеновские методы изучения и структура глинистых минералов. Сб. под ред.
Г. Брауна. «Мир», 1965.
Рожкова Е. В. Новые методы минералогического исследования. «Минераль-
ное сырье», вып. 2, 1961.
Соболев В. С. Федоровский метод. Госгеолтехиздат, 1954.
Современные методы минералогического исследования горных пород, руд и ми-
нералов. Сб. под ред. Е. В. Рожковой. Госгеолтехиздат, 1957.
С т е ш е н к о В. В., П и в о в а р о в А. В., Р у б а н о в И. А. Однокристаль-
ный фокусирующий коротковолновой рентгеновский квантометр. «Приборы и тех-
ника эксперимента», 1963, № 4.
Татарский В. Б. Кристаллооптика и иммерсионный метод исследования
минералов. «Недра», 1965.
Физические методы исследования минералов осадочных пород. «Наука», 1966.
Физические методы исследования осадочных пород и минералов. Изд-во
АН СССР, 1962.
Флинт Е. Е. Практическое руководство по геометрической кристаллогра-
фии. Госгеолтехиздат, 1956.
Ф ранк - Каменецкий В. А., Кондратьева В. В., К а м.е н-
ц о в И. Е. Руководство для лабораторных занятий по рентгеновскому исследованию
минералов. Изд-во Ленингр. ун-та, 1959.
X е й к е р Д. М. и 3 е в и н Л. С. Рентгеновская дифрактометрия. Госиздат
физ.-мат. лит., 1963.
Цветков А. И., И в а н о в а В. П. и К. М. Феодотьев. Материалы
по термическому исследованию минералов. Тр. Ин-та Геол, наук АН СССР,
вып. 120, 1949.
Ю ш к о С. А. Методы лабораторного исследования руд. «Недра», 1966.
Lyon R. J. Р. Minerals in the infrared. Stanford Research Institute, 1962.
M о e n k e H. Mineralspektren. Akademie-Verlag. Berlin, 1962.
M о e n k e H. und Moen ke L. Optische Bestimmungsverfahren fiir Mineralo-
gen und Chemiker, Leipzig, 1965.
Smith F. G. Physical Geochemistry. Addison-Wesley Publishing Com-
pany, 1963.
Smith О. C. Identification and Qualitative Chemical Analysis of Minerals..
New York, 1946.
The Differential Thermal7 Investigation of Clays. Edited by R. C. Mackenzie..
London, 1957.
Сканировано благодаря
Минералогическому порталу
www.mineral.su
С вопросами и пожеланиями обращайтесь:
Часть II
СИСТЕМАТИЧЕСКАЯ МИНЕРАЛОГИЯ
Дж. Д. Дэна
В общей части мы охарактеризовали закономерности и факты, которые
относятся ко всему минеральному миру или к его значительным системати-
ческим группам. При описании минералов эти закономерности и факты
будут рассматриваться применительно к отдельным минералам.
В настоящее время насчитывается около 10 тыс. названий минералов,
из них только около 1700 относятся к самостоятельным минералам, осталь-
ные же либо являются названиями разностей, либо различными названиями
одних и тех же минералов. Список минералов ежегодно пополняется 30—
40 новыми названиями.
Необходимость систематизации минералов всегда определялась тем,
насколько накопленный фактический материал был освоен с точки зрения
теоретических основ. Поэтому классификации, а также их принципы изме-
нялись в зависимости от развития минералогии и сопредельных наук.
Наиболее полные систематические описания минералов были произведены
в различные времена А. Г. Вернером, Ф. Моосом, Дж. Д. Дэна, К. Гинтце,
А. К. Болдыревым, А. Г. Бетехтиным и др. исследователями.
Первые минералогические классификации базировались на внешних
признаках и на физических свойствах минералов. Среди классификаций
минералов по внешним признакам осо-
бенное влияние на развитие минерало-
гии имели, в частности, классифика-
ции, созданные А. Г. Вернером и
Ф. Моосом.
В XIX столетии начали система-
тизировать минералы на основании
химических признаков. О. Кронштедт и
И. Берцелиус классифицировали мине
ралы по главным составным частя _
(в наше время этих принципов придерм
живаются Г. Ретли, А. С. Уклонений,-
П. Галлителли и др.), азатем появились
классификации по типу химических со-
единений (Дж. Д. Дэна, П. Грот,
В. И. Вернадский, А. К-Болдырев). Эти
классификации сыграли в развитии ми-
нералогии большую роль, так как хими-
ческий состав является одной из опре-
деляющих характеристик минералов.
Он лежит в основе многих современных
классификаций. Однако классификации
по типу химических соединений оказа-
лись ограниченными, ибо они были осно-
11* 163
А. К. Болдырев
ваны на представлении, что минералы яв-
ляются молекулярными образованиями.
Рентгено-структурными исследованиями
доказана ионная, а не молекулярная
структура преобладающего большинства
минералов.
Наряду с химическим в минералогии
развивалось и кристаллографическое нап-
равление, представители которого считали
главным признаком минерала его внешнюю
форму. В наше время этих принципов
придерживался, например, П. Ниггли, ко-
торый классифицировал минералы по син-
гониям. Слабой стороной этой классифика-
ции было, в частности, то, что она объеди-
няла в систематические единицы минералы
различного химического состава, различ-
ных свойств и генезиса (так, в одну группу
попадали, например, галит — NaCl и га-
ленит -— PbS).
Существуют также генетические клас-
сификации, в которых учитывается способ
образования минералов (наиболее ярким
представителем этого направления был А. Лаппаран).
Создание генетической классификации дело будущего, но уже сейчас
можно говорить о том, что генетический принцип является фундаментом,
на котором должна базироваться современная минералогия, так как факто-
ры минералообразования определяют кристаллохимические и генетические
особенности минералов. ?
Из существующих в настоящее время классификаций наиболее рацио-
нальной является кристаллохимическая. С учетом кристаллохимических
особенностей минералов созданы классификации В. С. Соболева,
А. С. Поваренных и Г. П. Барсанова в СССР, Дж. Д. Дэна, Г. Бермана,
Ч. Пелача и К. Фронделя в США, Ф. Махачки в Австрии, X. Штруица
в ФРГ и И. Костова в Болгарии.
На основании кристаллографическо-
го и химического принципов классифи-
цировал минералы еще Густав Розе.
В 30-х годах XX столетия кристал-
лохимический принцип классификации
минералов был предложен В. Л. Брег-
гом и В. М. Гольдшмидтом для клас-
са силикатов. Этот класс был разделен
уже не только с учетом химического
состава, ио и в соответствии с осо-
бенностями внутреннего строения, ко-
торые выражаются в различном способе
соединения кремнекислородных тетра-
эдров в пространственные комплексы.
Основной классификационной еди-
ницей в минералогии является мине-
ральный вид, под которым понимают со-
вокупность минеральных индивидов,
характеризующихся одинаковым хими-
ческим составом и структурой. Такое
определение относится к минеральным
видам, имеющим постоянный состав.
Однако существуют минеральные виды
П. Ниггли
164
переменного состава, химический
состав и структура которых может
меняться в определенных естест-
венных пределах (непрерывных
изоморфных рядов).
В минеральном мире явно‘[пре-
обладают минералы переменного
состава.
Схема современных наиболее
распространенных классификаций
минералов приведена в табл. 38.
В основу принятой в данном
курсе классификации положены
химический характер соединений,
тип химических связей между
структурными единицами минера-
лов, их координация, тип упа-
ковки, а также мотив структуры.
Следуя сказанному выше, все
минералы, наиболее важными и
распространенными среди кото-
рых являются твердые кристал-
лические тела, можно ^разделить
на 5 типов: 1) простые вещества,
2) сульфиды и близкие к ним ми-
нералы, 3) кислородные соедине-
В. Гайдныгер
ния, 4) галоиды, 5) органические минералы. В каждом из этих типов пре-
обладает какой-либо один характер связи между структурными единицами.
Простым веществам свойствен главным образом металли-
ческий тип сеязщ в сульфидах и близких к ним мине-
ралах связь между структурными единицами является по преимуществу
ковалентной и донорно-акцепторной.
Кислородные соединения и галоиды имеют глав-
ным образом ионный характер связи, а органические соедине-
ния — молекулярный {связь за счет сил Ван-дер-Ваальса}.
В пределах типов группируются ми-
Ф. С. Б едал
нералы в классы по характеру анионов
(по силе соответствующей кислоты). Как
видно из данных табл. 38, распределение
минералов на классы у разных авторов,
как правило, более или менее совпадает.
Подклассы устанавливаются в зависи-
мости от типов сцепления атомов или ос-
новных радикалов. Главные среди них:
1) координационный, 2) каркасный, 3) ост-
ровной (и кольцевой), 4) цепочечный, 5) сло-
истый.
В подклассах на основании кристалле
химических признаков (учитывая главным
образом отсутствие или наличие дополни-
тельных анионов, а также молекул воды в
кристаллической структуре) выделяются
отделы.
В группы объединены минеральные
виды близкого состава и сходной структу-
ры. Полиморфные модификации, если они
различаются лишь расположением ионов
в рамках одного и того же структурного
165
ТАБЛИЦА 38
Современные наиболее распространенные классификации минералов
Классификация X. Штрунца Классификация, при- нятая в справочнике Дж. Д. Дэна Классификация В. С. Соболева Кл ассификаци я, приня - тая в данном курсе
1. Элементы Тип I. Изодесмические Тип I. Самородные Тип I. Простые ее-
2. Сульфиды и ана- соединения элементы щества
логи (селениды, 1. Самородные эле- I. Самородный угле- 1. Самородные метал-
теллуриды, ар- менты род лы
сениды и др.) 2. Сульфиды (с селе- 2. Самородные ме- 2. Самородные метал-
3. Галогениды нидами ителлури- таллы лоиды
4. Окислы и гидро- дами) 3. Самородные ме- 3. Самородные неме-
окислы 3. Сульфосоли -гаплоиды таллы
5. Нитраты, карбо- 4. Простые окислы Тип II. Сульфиды и Тип II. Сульфиды и
наты и бораты 5. Окислы, содержа- близкие минералы близкие к ним мине-
6. Сульфаты и ана- щие U, Th и Zr 1. Персульфиды ралы
логи (теллураты, 6. Гидроокислы 2. Сульфиды (вместе 1. Собственно суль-
хроматы, молиб- даты и вольфра- 7. Сложные окислы с сульфосолями, фиды и их аналоги
8. Сложные окислы, содержащие Nb, селенидами, арсе- 2. Персульфиды и их
маты) нидами) аналоги
7. Фосфаты и ана- Та и Ti 3. Теллуриды 3. Сульфосоли
логи (арсенаты Тип II. Мезодесми- Тип III. Окислы и 4. Теллуриды
и ванадаты) ческие соединения соли Тип III- Кислородные
8. Силикаты 1. Силикаты I. Окислы и гидро- соединения
9. Органические ' Тип III. Анизодесми- окислы 1. Окислы и гидро-
вещества ческие соединения 1. Галоиды 2. Карбонаты 3. Нитраты 4. йодаты 5. Бораты 6. Сульфаты 7. Селенаты и теллу- раты (с селенитами и теллуритами) 8. Хроматы 9. Фосфаты, арсенаты и ванадаты 10. Антимонаты (с ан- тимонитами и арсе- нитами) 11. Ванадиевые окси- соли 12. Молибдаты и воль- фраматы 13. Органические ве- щества 2. Силикаты 3. Бораты 4. Фосфаты (с арсе- натами и ванада- тами) 5. Карбонаты 6. Вольфраматы и молибдаты 7. Фториды 8. Сульфаты 9. Хлориды 10. Нитраты Тип IV. Органические соединения 1. Органические сое- динения окислы 2. Силикаты 3. Бораты 4. Фосфаты и их ана- логи 5. Карбонаты 6. Вольфраматы и мо- либдаты 7. Хроматы 8. Сульфаты 9. Нитраты Тип IV. Галоиды I. Фториды 2. Хлориды 3. Бромиды и иодиды Тип V. Минералы — органичекие соедине- ния 1. Органические сое- динения
мотива (например, модификации ZnS, дистена и андалузита и др.), мы
будем относить к одной группе.
Каждый минеральный вид имеет свое собственное название. Большин-
ство этих названий образовано главным образом от греческих слов с допол-
нением слога — ит. Некоторые названия минералов употреблялись еще
в древние времена (например, алмаз, кварц, гипс). Большое количество
названий дано в честь различных лиц (вернерит, гаусманит) или взято
из мифологии (поллукс, торит). Многие минералы получили название
по месту нахождения (арагонит, везувиан и др.). Часто в названиях отра-
жается химический состав или другие характерные свойства минералов
(содалит, манганит). Некоторые названия имеют связь с общим видом кри-
сталлов. Так, название скаполита происходит от греческих слов скапос —
стержень, столб и литое — камень, аксинита — от греческого слова акси-
не — топор и др. Отдельные названия указывают на характер агрегатов.
Как пример можно назвать астрофиллит (греч. астрой — звезда, филлон —
лист). Многие названия характеризуют физические свойства минералов.
В частности, по характеру спайности получили названия анортит (от греч.
166
ТАБЛИЦА 39
Названия некоторых минералов
П роисхождение названия Название минерала Формула
По физическим свойствам Актинолит (гр.) — лучистый камень Лейцит (гр.)—белый Ортоклаз (гр.) — прямо раскалываю- щийся Ca2(Mg, Fe)5(OH)2fSi8O22] K[AlSi2O6] K[AlSi3O8]
.По химическому составу Барит Боронатрокальцит Кальцит Куприт Ba[SO4] NaCa[B3B2O7(OH)4] -8H9O Ca[CO3l Cu2O
По географи- ческому приз- наку Андалузит (по названию провинции в Испании) Ильменит (от Ильменских гор на Урале) Мусковит (по старинному названию России—Московия) Циннвальдит (по месторождению Цин- нвальд, теперь Циновец в Чехосло- вакии) AlAlO[SiO4] FeTiO3 KAl2(OH)2[AlSi3O10] K(Li, Fe, A1)2(F, OH)2-[AlSi3O10)
По имени уче- ных ’Ддругих лиц Вернадит (в честь академика В. И. Вер- надского) Гаюин (в честь кристаллографа Рене Жюста Гаюи) Гетит (в честь Иоганна Вольфганга Гёте) Еремеевит (в честь академикаП. В. Ере- меева) Ломоносовит (в честь М. В. Ломоно- сова) MnO2*H2O Na2Ca2(AlSiO4)e[SO4]2 FeO(OH) A10(OH)3[BO3]5 Na2TiO[Si, P)O4J
Названия, пря- мой смысл ко- торых теперь потерян Аметист (гр.)—трезвый Апатит (гр.) — обманчивый Пироксен (гр.)—чуждый огню SiO2 Ca2Ca3(Cl, F, OH)[PO4]3 (Mg, Fe)2[Si2O6]
ТАБЛИЦА 40
Разности некоторых минералов
Название минераль- ного вида Формула По каким признакам выделяется разность Название разности
обычное предпочтитель- ное
Мусковит KAl2(OH)2[AlSi3O10] Наличие Сг Фуксит Мусковит хро- мистый
Диопсид CaMg[Si2O0] Наличие V Лавровит Диопсид вана- дистый
Малахит CuCu(OH)2[CO3] Землистые агрегаты Медная зе- лень Малахит зем- листый
Сфалерит ZnS Скрытокри- сталли- ческие аг- Брункит Сфалерит скры- токристалли- ческий
Сфалериту ZnS Наличие Fe темный Марматит Сфалерит же- лезистый
Турмалин Na(Mg, Fe, Mn, Li, A1)3A16(BO3)3 (OH. F)4[Si6O18 j Наличие Сг Хромтурма- лин Турмалин хро- мистый
167
Р. Розе
слов ан — не, ортос — прямой) и плагио-
клаз (от греч. слов плягиос — косой,
клясис — разлом), по цвету — рутил (от
лат. слова рутилюс — красноватый), ме-
лантерит (от греч. мелянтерос — более
черный) и т. д.
Встречаются также случаи, когда один
и тот же минерал имеет несколько назва-
ний — синонимов. В общем количество
синонимов незначительно.
Целый ряд названий минералов, ко-
торые употребляются в настоящее время,
уже потеряли какой-либо смысл. Это вид-
но, в частности, из данных табл. 39, в ко-
торой приводится список групп минера-
лов в зависимости от тех признаков, по
которым они получили свое название.
Наибольшее количество названий ми-
нералов было дано такими известными
исследователями, как А. Г. Вернер,
Р. Ж. Гаюи, А. Брейтгаупт, В. Гайдин-
гер, Ф. Ведан, Г. Розе, Л. Гаусман.
Кроме минеральных видов, для многих
минералов выделяются также их разновид-
ности и разности.
Под разновидностью выделяются отдельные члены минерального вида
переменного состава. Например, в оливине — (Mg, Fe)2[SiO4] (минеральный
вид) его разновидностями являются магниевый член форстерит — Mg2[SiO4l
и железистый — фаялит — Fe2[SiO4].
Под разностью подразумевают совокупности минеральных индивидов
одного и того же минерального вида, отличающиеся от других индивидов
некоторыми дополнительными особенностями: физическими, химическими,
структурными или морфологическими. Номенклатура разностей в доста-
точной степени не разработана. Наряду с простыми названиями разностей,
образованными одним словом (аметист, фуксит и т. д.), употребляют слож-
ные термины, которые включают в себя слова, подчеркивающие характер-
ные свойства или особенности нахождения минерала. В качестве примеров
можно назвать зернистый барит, молочный кварц, жилковатый гипс и т. д.
Для разностей, которые являются псевдоморфозами, употребляют
выражения, показывающие соотношения между минералом, который заме-
щает, и минералом, который замещается (например, псевдоморфоза гетита
по пириту, псевдоморфоза смитсонита по кальциту и т. д.). Примеры раз-
ностей некоторых минералов приведены в табл. 40.
Названия минеральных разностей, образованных по содержанию како-
го-либо химического элемента или же каких-либо особенностей минерала
(характерных свойств, условий нахождения, проявления и пр.), состоят
из двух слов — из названия соответствующего минерального вида и при-
лагательного, указывающего на признак, по которому эта разность отли-
чается от минерального вида, например, берилл цезиевый (цезистый), каль-
цит бариевый (баристый), гипс жилковатый, кварц молочный и др. Этим
названиям отдается преимущество перед теми, которые состоят из одного
слова (например, бариокальцит — то же, что кальцит баристый). Им отда-
ется преимущество и перед другими названиями разностей, не отражающими
химического состава или других их свойств (например, воробьевит — то же,
что берилл цезистый, шилкинит — то же, что мусковит волокнистый и пр.).
Во второй части нашего курса в соответствии с принятой классифика-
цией рассматриваются отдельные минеральные виды, а также выясняется
положение минералов в систематике. Перед описанием больших классифи-
168
кационных единиц (типов и классов) при-
водится их общая характеристика. В клас-
сах минералы и группы минералов рас-
сматриваются в зависимости от их кри-
сталлической структуры, по которой, как
это указывалось выше, выделяются под-
классы минералов координационной, ост-
ровной (и кольцевой), цепочечной, слоистой
и каркасной структуры. Следует отметить,
что не всегда мы будем описывать все эти
подклассы, так как они часто представлены
только отдельными минералами, которые
к тому же встречаются очень редко.
Значительное место в книге отводится
выяснению роли минералов данного типа
или класса в земной коре, определению
положения элементов, которые образуют
эти минералы, в таблице Менделеева, а так-
же описанию общих химических и кристал-
лохимических свойств этих минералов. л- Гаусман
Особое внимание обращается на морфоло-
гию кристаллов минералов, на их физические свойства, как на призна-
ки, которые являются более или менее характерными для каждого типа
или класса, а также на условия образования и изменения минералов и
на их промышленное использование.
Описание минералов дается по такой схеме: химический состав мине-
рала, главные примеси и разности, структурные и морфологические кон-
станты (особенности структуры, сингония, вид симметрии и символы, про-
странственная группа, параметры элементарной ячейки, установка — отно-
шение осей, облик кристаллов и символы простых форм и др.), агрегаты,
физические свойства, диагностические признаки, отличие от сходных мине-
ралов, искусственное получение, типоморфные признаки, условия образо-
вания и нахождения в природе, продукты изменения, месторождения и прак-
тическое значение минералов.
ЛИТЕРАТУРА
Барсанов Г. П. Принципы современной классификации минералов. Тр.
Минерал, музея АН СССР, вып. 9, 1959.
Бетехтин А. Г. Курс минералогии. Госгеолтехиздат, 1961.
Болдырев А. К- Курс описательной*минералогии, вып. 1. Изд-во КУБУЧ,
1926.
Вернадский В. И. История минералов земной коры, т. I, вып. 1. Химтео-
ретиздат, 1925.
Вернадский В. И. Минералогия, вып. 1, М., 1910.
Григорьев Д. П. Правила составления названий минералов по их хими-
ческому составу. Зап. Всесоюзн. минералог, об-ва, ч. 76, вып. 3, 1947.
Костов И. Минералогия. София, 1957.
Курс минералогии под ред. А. К- Болдырева. ОНТИ, 1936.
Лазаренко Е. К. Курс мЩералогн, ч. II. Видавн. Льв1вськ. ушверс.,
1959.
Поварен н ы х А. С. Кристаллохимическая классификация минеральных
видов. Изд-во «Наукова думка», 1966.
Смольянинов Н. А. Практическое руководство по минералогии, Гос-
геолтехиздат, 1955.
Соболев В. С. Принципы и попытка построения рациональной классифи-
кации минералов. Минерал, сб. Львовск. геол, общ-ва, № 2, № 3. 1948—1949.
Уклонений А. С. Минералогия. Гостоптехиздат, 1940.
Berry L. С., Mason В. Mineralogy Concepts, Descriptions, Determinations.
San-Francisco and London, 1959.
Bolewski A. Mineralogia Szczegolowa. Warszawa, 1965.
Dana J. D., P a 1 a c h e Ch., В e r m a n n H., F г о n d e 1 C. The Syytem of
Mineralogy. V. 1, Seventh edition. London, 1946.^(Русский перевод ИЛ, 1950).
169
Machatschki F. Spezielle] Mineralogie auf geochemischer Grundlage.
Wien, 1953.
R a m d о h r P. und S t r u n z H. Klockmanns Lehrbuch der Mineralogie. Stutt-
gart, 1967.
Sztroka у К. J. Uber die Grundprinzipien einer Zeitgemassen systemstik der
Mineralreichs. Ann. Univers. Scientiarum Budapest. T. VI, 1963.
ТИП ПРОСТЫХ ВЕЩЕСТВ
Простые вещества, или, как их часто называют, самородные элементы,
представляют собой гомоатомные минералы. К этому типу относятся также
минералы — интерметаллические соединения, т. е. химические соединения
меж металлами (например, ландсбергит — Ag2Hg3, аллемонтит — AsSb,
амальгама золота — Au2Hg3 и др.). Простые вещества образуются более
чем тридцатью химическими элементами (рис. 86). Роль их в общем составе
земной коры незначительна, но многие из них играют важную роль в соста-
ве метеоритов. По В. И. Вернадскому, сумма всех простых веществ не пре-
вышает 0,1% массы земной коры, а общее их количество достигает до 35.
2
He
io
Me
18
Ar
36
Hr
54
Xe
86
Rn
H z
3
Li
//
Na
19
К
37
Rb
55
Cs
87
Fr
4
Be
12
Mg
20
Cq
38
Sr
56
Ba
88
Ra
5
В
13
AL
21
Sc
39
57-71
Tl?
89
Ac
6
C
14
St
22
Tl
40
Zr
72
Hf
9 O'
7
N
15
P
23
V
41
Nb
73
Ta
91
Pa
8
0
s
24
Cr
42
Mo
74
w
92
U
9
F
17
Cl
25
Mn
A?
Tc
75
Re
26
Fe
44
Ru
76
OS
27
£o
45
Rh
77
If
28
Ni
46
Pd
78
Pt
29
Ci
47
Й
79
Au
3d 31
Go
Zn
48
Cd
80
Al
49
In
81
Tl
32
Ge
50
Sn
82
Pb
33
As
51
Sb
83
Bi
34
Se
52
Те
84
Po
35
Br
53
J
85
At
Рис. 86. Положение элементов, встречающихся как простые вещества в земной коре,
в таблице Менделеева (выделены жирным шрифтом)
Для минералов, принадлежащих к типу простых веществ, очень характерен
полиморфизм (например, для серы и металлического железа известно
несколько полиморфных модификаций, для углерода — две и т. д.). Среди
этих минералов широким развитием пользуется также явление образования
и распада твердых растворов. Твердые растворы особенно типичны для
металлов (бинарные системы железо — никель, платина — родий, плати-
на— иридий, золото — серебро, золото — медь и др.). Дак показывает
экспериментальное изучение металлических систем, многие из них образуют
ряды с непрерывной растворимостью.
В основе кристаллической структуры большинство простых веществ
имеет кубическую и гексагональную плотнейшие упаковки, а также кубиче-
скую объемноцентрированную решетку.
Главные структуры простых веществ малочисленны и представлены
координационным, кольцевым, цепочечным и слоистым типами.
Преобладающее большинство минералов этого типа кристаллизуется
в кубической, гексагональной и тригональной сингониях, вследствие чего
кристаллы их чаще всего имеют изометрический, таблитчатый и пластин-
чатый облик.
Двойники обычно встречаются среди минералов кубической сингонии,
причем двойникование происходит по плоскости (111).
В соответствии со своими морфологическими особенностями простые
вещества имеют спайность, которая проходит по плоскостям (111), (0001)
170
и (1010). Совершенная спайность характерна только минералам гексаго-
нальной и тригональной сингоний, у минералов кубической сингонии
спайность, как правило, отсутствует. Исключением является алмаз, на
кристаллах которого наблюдается совершенная спайность по (111).
Цвет простых веществ полностью определяется образующими их хими-
ческими элементами (золотисто-желтый, медно-красный, серебристо-белый,
серно-желтый и т. д.).
Самородные металлы имеют высокие показатели отражения (выше 60%),
а самородные металлоиды и неметаллы низкие (ниже 30%). Показатели
преломления для всех минералов этого типа очень высокие (выше 2). Боль-
шинство простых веществ имеет металлический блеск и только отдельные
минералы — жирный (сера) и алмазный (алмаз).
Твердость простых веществ колеблется от 1—2 (графит) до 10 (алмаз).
Средняя твердость минералов этого типа лежит в пределах 2,5—4,5.
Плотность описываемых минералов очень высокая. Как правило, она
выше 5, понижаясь у отдельных минералов до 2,07 (сера) и повышаясь
иногда до 22,96 (сысертскит).
По происхождению простые вещества главным образом связаны с маг-
матическими процессами. Они образуются при обычной кристаллизации
(алмаз, самородное железо), а также в гидротермальных жилах (золото,
мышьяк, висмут и др.). Отдельные минералы возникают при метаморфи-
ческих (графит) и биохимических процессах (самородная сера), а также
в зоне окисления рудных месторождений (серебро).
Промышленные месторождения многих самородных металлов (золото,
платина) возникают при образовании россыпей.
В типе простых веществ мы выделяем три класса: 1) класс самородных
металлов; 2) класс самородных металлоидов и 3) класс самородных неме-
таллов.
КЛАСС САМОРОДНЫХ МЕТАЛЛОВ
В классе самородных металлов преобладают атомные структуры плот-
нейшей упаковки с металлической связью. Этим определяется общность
многих физических свойств самородных металлов. Они характеризуются
высокой электро- и теплопроводностью, имеют сильный металлический
блеск, высокую отражательную способность и наибольшую плотность.
В классе самородных металлов одним из важнейших является подкласс
минералов с координационной структурой (группы меди, железа, платины,
осмистого иридия).
Группа меди
Из минералов, принадлежащих к группе меди, мы рассмотрим два
минеральных вида — медь и электрум.
Минералы этой группы кристаллизуются в гексоктаэдрическом классе
кубической сингонии — Oh~ тЗт^ЗЬ^Ь^Ь^РС). Кристаллическая струк-
тура их характеризуется гранецентрированным кубом с плотнейшей упа-
ковкой атомов, размещенных в вершинах куба и в центре каждой его грани.
Размер элементарных ячеек (табл. 41) указывает на возможность образо-
вания непрерывных изоморфных смесей между серебром и золотом и огра-
ниченную смесимость этих металлов с медью. Минералы группы меди встре-
чаются в виде кристаллов и кристаллических сростков, часто наблюдаются
неправильные зерна с искривленными гранями, закругленными ребрами
и неравномерным ростом по разным направлениям, в результате чего обра-
зуются широко распространенные среди этих минералов дендритовидные
формы. По происхождению минералы группы золота являются либо пер-
171
Физические свойства
Минерал ао Плотность Твердость Цвет
Медь 3,6077 8,5—8,9 2,5—3,0 Медно-красный
Серебро 4,0772 10,1—11,1 2,5—3,0 Серебряно-белый
Золото 4,0699 15,6—18,3 2,5—3,0 Золотисто-желтый
Электрум 12—15 2—3 Светло-желтый до сереб- ряно-белого
вичными образованиями, связанными главным образом с гидротермальными
и пневматолитовыми процессами, либо вторичными, возникшими на поверх-
ности в процессе разрушения или окисления.
Медь — Си. Химический состав. Медь обычно бывает хими-
чески чистой, иногда содержит примеси Ag, Au и Fe (до 2,5%).
Разности: золотистая медь с содержанием Au до 2—3 %; витнеит —
с содержанием Au до 11,6%.
Структурная ячейка содержит 4Си. Пространственная
группа — Oil — Fm3m.
Агрегаты и габитус. Медь образует неправильные плоские
дендриты и пластины, возникающие в трещинах горных пород (рис. 87).
Рис. 87. Пластинчатые дендриты самородной меди (Музей Земли
в Варшаве)
В некоторых месторождениях были встречены сплошные массы меди весом
в несколько тонн. Например, в районе Верхнего озера в США найдены
отдельные глыбы самородной меди до 1000 т. Правильно образованные
кристаллы наблюдаются редко, чаще они имеют кубический габитус
(рис. 88, а) с главными формами куба {100}, ромбического додекаэдра
{НО}, октаэдра {111} и др. Встречаются двойники срастания по (111)
(рис. 88, б), реже по (110). Как кристаллы, так и двойниковые образования
меди редко развиваются равномерно по всем направлениям. Обычно вместо
сплошного кристалла возникает сетка удлиненных, вытянутых в одном
определенном направлении скелетных форм или дендритов.
В простых кристаллах рост выражен в основном в направлении четвер-
ных осей, и тогда ветви дендрита образуют одна с другой прямые углы.
В двойниковых образованиях ветви дендрита вытянуты вдоль двойной оси,
параллельной двойниковой плоскости. Физические свойства меди приве-
дены в табл. 41.
172
Г А Б Л ИЦА 41
минералов группы меди
Черти Блеск Отражательная способность, % Ковкость Спайность
Металлическая блестящая Металлический 90 Весьма ковкая Отсутствует
То же 95 Весьма ковкое »
Металлическая, желтая » 80—84 То же »
То же » 80—81 Весьма ковкий »
Диагностические признаки. Медь легко определяется
по цвету, ковкости и плотности. Главные линии на рентгенограммах: 2,085;
1,806; 1,276. В разведенной азотной кислоте растворяется легко, в соля-
ной — труднее. Раствор с излишком аммиака имеет характерный синий
цвет. П. и. т.* плавится (температура плавления 1083° С).
Отличие от сходных минералов. Самородную медь
в сплошных скоплениях можно спутать с никелином и борнитом. Отличия:
Рис. 88. Кристалл (а) и двойник срастания (б) само-
родной меди
1) никелин нековкий имеет буровато-черную черту и более высокую твер-
дость (5); 2) борнит имеет индигово-синюю побежалость.
Искусственное получение. Медь легко получают при
восстановлении из раствора органическими и неорганическими веществами.
Хорошие кристаллы меди возникают при электролизе.
Образование и месторождения. Самородная медь
образуется в различных геологических условиях, но главные ее скопления
связаны с гидротермальными и экзогенными процессами. Типичные гидро-
термальные месторождения самородной меди встречаются очень редко,
к ним принадлежит одно из крупнейших месторождений в районе Верх-
него озера (штат Мичиган в США), где медь наблюдается в виде цемента
в конгломератах и миндалинах основных пород совместно с самородным
серебром, цеолитами (алюмосиликаты, содержащие воду), кальцитом
(Са[СО3]), кварцем (SiO2) и т. д. В 1915 г. это месторождение давало десятую
часть мировой добычи меди, в наше время тут добывается 100 тыс. т меди
ежегодно. Гидротермальное происхождение имеют находки самородной
меди в базальтах Яновой Долины, Долгого Поля и других мест на Волыни.
Образование самородной меди гидротермальным путем может быть объяс-
нено взаимодействием хлоридов меди и железа по такой реакции:
2FeCl2 -р CuCl2 -j- ЗН2О — Си -р Fe2O3 -р 6НС1.
_______________ гематит
* П. п. т.— перед паяльной трубкой.
173
Скопления самородной меди чаще всего возникают в связи с экзогенными
процессами, но такие образования редко имеют практическое значение.
Самородная медь характерна для нижних частей зон окисления медных
сульфидных месторождений. Особенно интересны в минералогическом отно-
шении Турьинские месторождения Урала, самородная медь которых была
исследована еще в 1837 г. Г. Розе, а также старые Калмакташские рудники
в Казахстане. Образцы самородной калмакташской меди весом в несколько
тонн сохранились только в музеях. В некоторых осадочных породах, напри-
мер в песчаниках, наблюдается самородная медь, цементирующая отдель-
ные песчинки (медистые песчаники), а также выделяющаяся в них в виде-
конкреций. Такие образования известны в Приуралье, Донбассе, в Подолии,
в Наукатском месторождении в Средней Азии и в других местах. В зоне
окисления и в осадочных породах самородная медь могла образоваться,
по таким реакциям:
Cu2S 4- 2О2 = CuSO4 -р Си;
халькозин
2СиО 4- С — 2Си -f- СО2;
тенорит
Си2О+H2SO4=CuSO4+Н2О -j- Си.
куприт
В экзогенных месторождениях самородная медь встречается вместе
с купритом (Си2О), халькозином (Cu2S), бурыми железняками, малахитом
(CuCu(OH)2[CO3l). В них она образует псевдоморфозы по куприту и халько-
зину, а в старых горных выработках встречаются ее псевдоморфозы по
обломкам дерева и выделения на железных предметах. Эта медь называется
цементной и образуется по реакции
CuSO44- Fe=FeSO44- Си.
На земной поверхности самородная медь не устойчива и в кислородных
условиях переходит в куприт (Сп2О) и тенорит (СиО), а в водно-воздушной
среде — в махалит (CuCu(OH)2 [СО3]) и азурит (Cu2Cu(OH)2[CO3]2).
Практическое значение. Практическое использование
меди общеизвестно. Основными отраслями народного хозяйства, которые
используют значительное количество меди, являются машиностроение,
металлургия, электротехника, приборостроение. Медь используется также
для чеканки монет. Нижний промышленный предел самородной меди в про-
мышленных месторождениях равен 0,5%.
Электрум — (Au, Ag). Минеральный вид переменного состава от край-
него члена серебра — Ag до крайнего члена золота Au. Обе разно-
видности обычно содержат примеси меди и висмута. Кроме того, в серебре
обнаруживаются примеси сурьмы и ртути, а в золоте — палладия. Струк-
турная ячейка содержит 4Ag, 4Au. Пространственная группа
Оп — FmSm.
Агрегаты и габитус. Серебро наблюдается в виде тонких
пластин, листочков и «вязаных» дендритов. Очень распространены раз-
личные проволочные формы (рис. 89). Главным образом серебро встречает-
ся в виде неправильных зерен и больших сплошных скоплений — само-
родков. В месторождении Шнееберг в Саксонии встречен самородок сереб-
ра весом 40 т, а в Фрейберге — 5 m. В Чили найдены пластины самородного-
серебра весом около 1,5 т. Дендриты и «вязаные» формы характеризуются
развитием индивидов по четверным осям, в результате чего между ветвями
образуются прямые углы и углы в 60°. Дендриты с ветвями, развитыми под
прямым углом, являются простыми индивидами, а с ветвями, развитыми
под углом 60°,— двойниковыми сростками по (111). В виде кристаллов,
серебро встречается очень редко. Кристаллы серебра обычно имеют кубиче-
ский, октаэдрический и значительно реже — додекаэдрический габитус;
главными формами на них являются куб {100}; октаэдр {111} и ромбический
додекаэдр {НО}. Отмечены двойники по (111). Повторяясь, они образуют
174
лучистые агрегаты и дендриты. Очень распространены параллельные срост-
ки октаэдрических индивидов.
Золото главным образом наблюдается в виде вкрапленных в породу
мелких неправильных зерен, чешуек
различить даже под микроскопом.
В россыпях речных долин встреча-
ются самородки золота окатанной
формы, весом от нескольких грам-
мов до нескольких десятков килог-
раммов. Самый большой самородок
«Плита Холтермана» (вес с породой
260 кг, чистый вес — 93,3 кг) был
найден на руднике Хилл-Энд в Ав-
стралии в 1872 г. Самые большие чи-
стые самородки золота «Приятный
незнакомец» (вес 59,67 кг, 1857 г.),
«Желанный гость» (вес 68,08 кг,
1869 г.) — также найдены в Австра-
лии, в штате Виктория. Кристаллы
золота встречаются редко. Они име-
ют преимущественно октаэдрический
и ромбододекаэдр ический габитус
(рис. 90) и редко форму кубов. Иногда
ромбододекаэдр ические кристаллы
оказываются вытянутыми вдоль чет-
верной оси и имеют удлиненный об-
лик. Грани кристаллов золота пок-
рыты различной скульптурой и штри-
ховкой (рис. 91). Часто кристаллы
золота сдвойникованы по шпинелево-
му закону по (111) или имеют вид древовидных образований и сетчатых пла-
стин, представляющих собой сростки, сложенные из мелких индивидов
(рис. 92).
Физические свойства приведены в табл. 41.
Диагностические признаки. Серебро определяется по
характеру агрегатов, цвету, крючковатому занозистому излому, ковкости
и пластинок, которые часто трудно
Рис. 89. Проволочные формы самород-
ного серебра
Рис. 90. Габитус кристаллов золота:
а — октаэдрический, б — ромбододекаэдрический, в — вытянутый
кристалл (искаженный ромбододекаэдр)
и плотности. Главные линии на рентгенограммах: 2,37; 2,05; 1,232. Раство-
ряется в HNO3, а также в НС1 с выделением характерного белого творожи-
стого осадка AgCl. Ot;H2S чернеет. П. п. т. серебро плавится (температура
плавления близка к 9605..С).
Наиболее'?-характерными свойствами золота являются его золотисто-
желтый цвет, хорошая ковкость, высокая плотность, неокисляемость
на воздухе и низкая твердость (режется ножом). Главные линии на рентге-
175-
нограммах: 2,35; 2,03; 1,226. В кислотах, за исключением царской водки,
не растворяется. П. п. т. плавится (температура плавления 1062° С).
Отличия от сходных минералов. От платины сереб-
ро отличается меньшей плотностью и более низкой твердостью (плотность
платины 21, 45, твердость — около 4), а также характером агрегатов. Кро-
ме того, в отличие от платины се-
ребро никогда не встречается^ в ви-
де вкраплений в изверженных по-
родах. Похожий на серебро арген-
тит (Ag2S) имеет более темный свин-
цово-серый или черный цвет. Зо-
лото отличается от пирита (Fe[S2J),
Рис. 91. Скульптура на гранях кри-
сталла золота
Рис. 92. Древовидные сростки
золота
халькопирита (CuFeS2) и миллерита (NiS) сильным блеском, характерным
оттенком цвета, твердостью, ковкостью, нерастворимостью в кислотах.
Искусственное получение. Серебро восстанавливается
из растворов его солей органическими и неорганическими восстановителями,
а также при помощи электролиза.
Кристаллы золота были получены при действии высокой температуры
или кислот на амальгаму золота, а также восстановлением из раствора солей
золота и путем электролиза.
Образование и месторождения. Самородное серебро
образуется при гидротермальных и экзогенных процессах. Среди гидротер-
мальных месторождений серебра можно выделить три типа: 1) вместе
с аргентитом (Ag2S) в кальцитовых жилах, 2) в ассоциации со сложными
сернистыми, мышьяковистыми и сурьмянистыми соединениями различных
металлов, среди которых особенно распространены кобальтин (CoAsS), саф-
флорит (CoAs2), арсенопирит (FeAsS) и никелин (NiAs), залегающие в каль-
цитовых или баритовых жилах, 3) вместе с уранинитом (U2UO7) и никель-
кобальтовыми минералами. Важным представителем первого типа является
месторождение Конгсберг в Норвегии, где серебро встречается в виде воло-
совидных агрегатов или массивных проволочных пучков, нанизанных
на аргентит или кальцит. Ко второму типу принадлежат месторождения
Кобальт в провинции Онтарио в Канаде * и Шнеберг в Саксонии. Харак-
терными для третьего типа являются месторождения Яхимов в Чехослова-
кии и район Большого Медвежьего озера в Канаде. В гидротермальных
месторождениях серебро могло образоваться из сульфидов под влиянием
перегретых водяных паров по реакции:
3Ag2S -|- 2Н2О = 6Ag 4- 2H2S+SO2
аргентит
В экзогенных условиях серебро наблюдается в зоне окисления и в зоне
вторичного обогащения сернистых и мышьяково-сурьмянистых серебросо-
держащих месторождений. Тут оно образуется путем восстановления
* В месторождении Кобальт найдены пластины серебра больших размеров.
Одна из них весом в 612 кг хранится в здании Парламента в Торонто.
176
из сульфатных растворов серебра сульфатом закиси железа по реакции:
AgaSO4 -]- 2FeSO4 < > 2Ag-рFe2(SO4)3
Таким образом возникли богатые месторождения серебра в Мексике, запад-
ных штатах США (Колорадо, Монтана, Юта, Невада) и в Канаде *.
В Советском Союзе неизвестны месторождения со значительными скоп-
лениями самородного серебра. В пределах СССР серебро наблюдалось
в зоне окисления Турьинских рудников, а также в свинцово-цинковых
месторождениях Алтая, Казахстана, Забайкалья (Нерчинские рудники),
в свинцово-цинковых жилах Закарпатья и других местах. Известны псевдо-
морфозы серебра по кераргириту (AgCI), пираргириту (Ag3[SbS3]), арген-
титу (Ag2S) и стефаниту (AgJSbSJ). В условиях земной поверхности само-
родное серебро неустойчиво и обычно покрывается пленками черного цвета,
природа которых еще в достаточной степени не изучена. В районах с жарким
климатом самородное серебро преобразуется в кераргирит и другие хлориды
серебра.
Главные промышленные типы месторождений золота представлены
гидротермальными (коренные месторождения), а также россыпными (вто-
ричные месторождения) образованиями. Золото в виде примесей известно
в самых разнообразных горных породах, начиная от магматических и кон-
чая осадочными. В гидротермальных месторождениях, связанных главным
образом с кислыми породами, золото содержится в кварцевых жилах
в ассоциации с разными сульфидами. Как показывают микроскопические
исследования, золото тут выделяется позже других минералов, отлагаясь
в них по трещинам. Этим обусловливается плоская, несколько вытянутая
форма его зерен. Кроме видимого, различают также «связанное» золото,
которое находится в тонкорассеянном состоянии в сульфидах, главным
образом в пирите (Fe[S2J) и арсенопирите (FeAsS), и обнаруживается химиче-
ским анализом, иногда в заметных количествах (например, в арсенопирите
из* месторождения Златна в Румынии содержится 0,07% золота, или
700 г/m). Самыми крупными гидротермальными месторождениями золота
в СССР. являются Березовское, где 200 лет тому назад впервые в нашей
стране было открыто самородное золото, а также месторождения Восточ-
ного Забайкалья. Из заграничных месторождений этого типа к крупней-
шим относятся месторождения Австралии и Новой Зеландии, западных
штатов США, Аляски и Канады. В россыпных месторождениях золото
концентрируется за счет разрушения коренных месторождений. Среди рос-
сыпных месторождений известны речные и морские россыпи,а также золото-
носные конгломераты. В СССР россыпные месторождения золота находятся
во многих районах Урала и Сибири (Енисейском, Ленском, Алданском,
Колымском и в других районах). В россыпях Миасского месторождения
в 1842 г. был найден самый большой в нашей стране самородок золота
весом в 36 кг, который получил название «Большой треугольник» («Миро-
вой монстр»). Золотоносные россыпи за границей известны в США —
в Калифорнии и на Аляске (Клондайк, в бассейне р. Юкон), в Австралии
(штат Виктория) и в других странах. Как особый тип месторождений золота
следует отметить метаморфические конгломераты, которые, вероятно, внача-
ле были золотоносными россыпями. Они особенно развиты в Южной Афри-
ке, в Трансваале, где месторождение Витватерсранд до недавнего времени
давало около 50% мировой добычи золота. Следует вспомнить также
о новообразованиях золота в бурых железняках зоны окисления сульфид-
ных месторождений, которые изучены Ф. В. Чухровым (Майкаин в Казах-
стане) .
Разрушение и псевдоморфозы. На земной поверхно-
сти серебро не устойчиво и превращается в различные вторичные минералы,
золото устойчиво и преимущественно образует россыпи. По проволочному
* Эти месторождения в 1923 г. давали около 35% всей мировой добычи серебра.
12 Лазаренко Е. К. 177
серебру известны псевдоморфозы аргентита (Ag2S), а золота по калавери-
ту (АиТе2).
Пр актическое значение. Серебро используется главным
образом в сплавах с медью для изготовления серебряных изделий и чеканки
монет (72% всей добычи), для ювелирных целей, а также в фото- и химической
промышленности. Из всей добычи серебра на долю самородного приходит-
ся только около 20%. Главная масса серебра добывается вместе с другими
металлами в свинцово-цинковых, медных и золотых месторождениях.
Золото — основной валютный металл. Оно используется также для
изготовления предметов роскоши, в приборостроении и в зубоврачебном
деле. Минимальное промышленное содержание золота в коренных рудах,
колеблется от 3 до 5 а/m, а в россыпных составляет не меньше 0,1 г!т.
Группа железа
Минералы, которые принадлежат к группе железа, делят на теллуриче-
ские (земные), возникающие в условиях земной коры,и космические, попа-
дающие на земную поверхность в виде метеоритов.
Теллурическое железо—ct-Fe. Синоним — феррит. Теллурическое
железо встречается очень редко. Обычно содержит примеси Ni, Со, Си, Pt
и других элементов.
Сингония — кубическая, вид симметрии — гексоктаэдрический.
Оп — m3m(3L^Ll6L29PC)
.Структурная ячейка содержит 2(Fe, Ni). Пространствен-
ная группа — ОК — \тЗт. Структура теллурического железа представляет
собой центрированный куб (тип металлического тантала) с aQ = 2,8607.
Агрегаты и габитус. Кристаллы встречаются очень редко.
Преобладают зерна неправильной формы.
Физические свойства. Цвет теллурического железа сталь-
но-серый, блеск металлический, черта стально-серая, блестящая. Сильно
выражены магнитные свойства и ковкость. Твердость — 4—5, плотность —
7—7,8.
Диагностические признаки. Характерные признаки
железа — магнитность и ковкость.
Отличие от сходных минералов. От самородной
платины железо отличается сильной магнитностыо, плотностью, а также
растворимостью в HNO3. Главные линии на рентгенограммах: 2,02; 1,430;
1,168.
Искусственное получение. Железо получают при метал-
лургических процессах из различных железных руд путем восстановления
углеродом по реакции:
2Fe2O3 + ЗС = 4Fe + ЗСО2.
Образование и месторождения. Теллурическое железо-
образует вкрапленность, а иногда сплошные массы в основных и ультра-
основных породах. Оно также встречается в виде отдельных зерен в россы-
пях. По происхождению теллурическое железо может быть магматическим
и поверхностным. В первом случае оно возникает при раскристаллизации
основных и ультраосновных пород, во втором —• под влиянием процессов
выветривания. Считают, что железо изверженных пород выносится со зна-
чительных глубин земли либо восстанавливается в магме углеродом или
органическими веществами, захваченными магмой во время интрузии.
Образование железа при выветривании также происходит вследствие вос-
становления: при каменноугольных пожарах самородное железо, например,
может возникать по той же реакции, что приведена для искусственного
получения. Земное самородное железо в значительном количестве встречает
ся только в базальтах острова Диско (Гренландия) в виде крупных глыб.
178
Оно известно также вблизи г. Касселя (ФРГ). Земное железо ассоциирует
здесь с пирротином (Fei _nFe2/3nS), троилитом (FeS) и когенитом (Fe3C).
В Советском Союзе земное железо известно в некоторых пунктах Карелии
и Урала и на Украине в базальтах Яновой Долины (Ровенская область).
Практического значения все эти проявления не имеют.
Метеорное железо. Метеорное железо встречается значительно чаще,
нежели теллурическое. Оно представлено двумя минералами, которые
являются твердыми растворами никеля в железе — камаситом и тэнитом
(табл. 42).
ТАБЛИЦА 42
Состав и свойства метеорного железа
Минерал Химический состав, % <?о Плотность
Fe Ni Со
Камасит 93,1 6,7 0,2 2,859 7,3—7,87
Тэнит 75,3 24,4 0,3 3,590 7,8—8,2
Камасит (от греч. камакс — балка, стержень) — главная часть желез-
ных метеоритов *. Он образует правильные закономерные срастания боль-
ших балок, которые переплетаются между собой или прилегают одна к дру-
гой. Между балок зажат тэнит (от греч. тайния — лента, полоса).
В связи с разным отношением этих двух минералов к травлению HNO3
(камасит травится легче, чем тэнит) на полированной поверхности метеори-
тов появляется структура в виде так называемых видманштеттовых фигур,
что является диагностическим признаком метеорного железа.
Находки метеорного железа многочисленны. Наиболее известно так
называемое «Палласово железо», найденное в 1749 г. на горе Темир между
Красноярском и Минусинском и описанное академиком Палласом (началь-
ный вес «Палласового железа» составлял 688 кг).
Группа самородной платины
К этой группе принадлежит большое количество минералов, которые
представляют собой твердые растворы Pt, Fe, Ir, Pd и Rh (иногда Ni и Си)
и объединяются под общим названием самородной платины. Они характе-
ризуются не только общими свойствами (табл. 43), но и общими условиями
образования, и их обыкновенно находят вместе. Минералы самородной
платины кристаллизуются в гексоктаэдрическом виде симметрии кубиче-
ской сингонии — Oh — m3m(3L^LlL29PC). В основе их струк-
туры лежит гранецентрированная кубическая решетка типа меди.
Структурная ячейка содержит 4Pt, 4Pd или 41г. Простран-
ственная группа -— ОК — Fm3m.
Агрегаты и габитус. Минералы этой группы редко образуют
кристаллы, чаще они представлены зернами неправильной формы среди
силикатных минералов и хромшпинелидов (FeCr2O4) или в россыпных место-
рождениях.
Образование. По своему происхождению многие из минералов
группы самородной платины являются вторичными (например, платина
в основном возникает в условиях выветривания за счет так называемой
очистки от Pd, Си и Ni, при окислении палладистой, медистой и никелистой
платины), встречаются часто в россыпях, где образуют сталактитовые формы.
Все минералы группы платины исключительно редки, среди них наиболее
распространенным является поликсен (Pt, Fe).
Среднее соотношение камасита и тэнита в метеоритах равно 83 : 13.
12* 179
Состав и свойства
Минерал Химический
Pt Fe Ir Os Rh
Платина ; . . 100
Ферроплатина 71—79 15—20 0—4,7 — 0,2—3,3
Поликсен 80—88 9—11 0,7 — 0,1—0,5
Платинистый иридий . . 19,64 — 78,85 — —
Купроплатина 65—75 12—17 — — —
Никелистая платина . . . — — — — —
Палладистая платина . . — — — — —
Осмирид — — 65,4 31,2 1,8
Палладий — — — — —
Название поликсена происходит от греческих слов поли — много
и ксенос — чужой, что указывает на присутствие в минерале изоморфных
примесей.
Химический состав поликсена приведен в табл. 43.
Агрегаты и габитус. Поликсен чаще встречается в виде зерен
неправильной формы, которые группируются в сплошные массы — само-
родки. Наибольшие самородки встречены на Урале. Самородок из коренных
Рис. 93. Габитус кристаллов поликсена
месторождений весил 427,5 г, а из россыпей — 9,62 кг. Последний найден
в 1843 г. в Сырковом логе Нижнетагильского района. Иногда встречаются
мелкие кристаллы поликсена, которые имеют кубический габитус (рис. 93),
на них, кроме куба {100}, встречается также ромбический додекаэдр {110}
и значительно реже другие формы. Иногда отмечаются двойники срастания
по (Ш) и двойники прорастания по (100), а также параллельные сростки
(рис. 94).
Физические свойства. Цвет поликсена серебряно-белый
до стально-серого, черта — металлическая, стально-серая, блеск — металли-
ческий. Спайность отсутствует, но иногда проявляется по кубу. Твер-
дость — 4—4,5. Плотность — 15—-19. Хорошо проводит электричество.
Магнитный. Отражательная способность в полированных шлифах большая:
от 65 до 70%.
Диагностические признаки. Характерными признака-
ми поликсена являются высокая плотность, нерастворимость в кислотах
и перед паяльной трубкой. По этим признакам поликсен легко можно отли-
чить от "похожих на него по внешнему виду самородного серебра и самород-
ного железа. Кроме того, по сравнению с самородным серебром поликсен
имеет большую твердость (твердость серебра равна 2,5).
Образование и месторождения. Минералы платино-
вой группы образуются в магматических условиях и, будучи стойкими,
концентрируются в россыпях. Все месторождения этих минералов делятся
на первичные (коренные) и вторичные (россыпные). В магматических место-
рождениях минералы платиновой группы в большинстве случаев генетиче-
180
ТАБЛИЦА 43
минералов группы платины
состав, % ао Плотность Твердость
Pd Ni Си
3,9158 21,45 Около 4
0,2—0,5 0,0—1,0 0,3—5,0 — 12—15 4—4,5
0,1—1,0 (Следы) 0,8 3,91 15—19 4—4,5
0,89 — 1,78 3,8312 22,6—22,9 6—7
— — 7,7—14,0 — 14,6 Около 4
— До 3,8 — —’ Неопредел. То же
7,0—40 — — — 15—16 4—4,5
— — — 3,8415 20 —
100 — — 3,8824 10,84—12,00 4—4,5
ски связаны с ультраосновными и основными изверженными породами,
в которых они выделяются в моменты, близкие к гидротермальной стадии.
Среди минералов группы платины различают два типа. К первому относятся
минералы, которые образуются в ультраосновных породах (дунитах) и ассо-
циируют с хромшпинелидами, к другому — минералы из основных пород
(нориты, габбродиабазы), которые встречаются в ассоциации с сульфидами,
пирротином — Fei _nFe2/3 nS, халькопиритом — CuFeS2 и пентландитом —
(Fe,Ni)9Sg. С первым типом в основном связаны минералы платины, бедные
палладием (поликсен, иридистая платина), для второго типа характерна
главным образом палладистая и никелисто-палладистая платина. Коренные
месторождения платины в СССР известны на Урале в Нижнетагильском
Рис. 94. Двойники срастания (а) и параллельный сросток полик-
сена (б)
дунитовом массиве (первый тип) и в Норильске, вблизи реки Енисея (вто-
рой тип). За пределами СССР большое значение имеют медно-никелевые
месторождения Седбери в Канаде и месторождения в Трансваале (Бушвельд-
ский комплекс). Эти месторождения относятся ко второму типу. Платино-
вые минералы добываются здесь вместе с никелем, кобальтом и медью. Вто-
ричные (россыпные) месторождения минералов платины возникают в резуль-
тате разрушения коренных месторождений. В россыпные месторождения
платиновые минералы попадают благодаря своей стойкости в условиях
земной коры. Здесь они имеют вид самородков разной формы, величины
и состава. В россыпях образуется ряд минералов платиновой группы
в результате изменений первичных минералов. К ним принадлежат платина,
ферроплатина и палладий. Большие россыпные месторождения минералов
группы платины находятся на Среднем и Северном Урале. За пределами
СССР они известны в Колумбии (Южная Америка), Канаде и Новой Зелан-
дии.
Практическое значение. Минералы платиновой группы
находят применение в промышленности благодаря высокой химической
181
Диагностические признаки. Описываемые минералы
легко узнаются по пластинчатому облику и высокой твердости. П. п. т. не
плавятся. Сильно кислотоустойчивы. При сплавлении с селитрой или при
сильном прокаливании в окислительном пламени выделяют пары осмиевого
ангидрида (OsO4) с резким неприятным запахом. Различить эти два
минерала без химического анализа невозможно (хотя сысертскит имеет
несколько более темную окраску).
Образование и месторождения. Минералы группы
осмистого иридия генетически связаны с массивами ультраосновных пород,
в которых они встречаются в тесной ассоциации с минералами группы пла-
тины, а также с сульфидами и хромшпинелидами. Известны случаи, когда
осмистый иридий встречается вместе с самородным золотом в кварцевых
гидротермальных образованиях. Основная масса осмистого иридия добы-
вается из россыпей вместе с платиновыми минералами. Крупные месторож-
дения осмистого иридия известны на Урале в россыпях, связанных с масси-
вами ультраосновных пород (Кытлымо-Косьвинский, Невьянский, Сысерт-
ТАБЛИЦА 44
группы осмистого иридия
состав, % ао со со/ао Плотность Твердость
Pt Fe Си
0,1—5,5 . 0,2 10— 1,4 0,03' 0—0,9 0,03 2,90 4,60 1,586 17,0—21,0 17,8—22,5 6—7, хрупкий Около 6, хрупкий
ский и др. районы), и на острове Тасмания. Минералы группы осмистого
иридия встречаются также в золотоносных россыпях Калифорнии и Орегона
(США), вместе с золотом добываются в месторождениях Витватерсранда
в Трансваале (Южная Африка).
Практическое значение. Минералы группы осмистого
иридия используются в тех же отраслях промышленности, что и минералы
платиновой группы. Большие кристаллы осмистого иридия, которые имеют
не меньше 1 лш в диаметре, применяются без химической обработки в при-
борах специального назначения. Мелкие зерна используются при изготов-
лении наконечников вечных перьев, остриев хирургических инструмен-
тов и т. д.
КЛАСС САМОРОДНЫХ МЕТАЛЛОИДОЕ
Из минералов, которые входят в этот класс, мы рассмотрим довольно
редкие самородный мышьяк и самородный висмут, принадлежащие к под-
классу минералов слоистой структуры.
Химический состав. В мышьяке содержится 84—98% As
и примеси, важнейшими среди которых являются Sb (1,7—9,2%) и Ag.
Висмут в основном чистый и содержит лишь следы Fe, S, As, Sb.
Сингония — тригональная, вид симметрии дитригоналыю-скале-
ноэдрический — D3d — 3m(Ll3L23PC).
Структурная ячейка содержит 8As или 8Вi (ромбоэдриче-
ская ячейка — 2As или 2Bi). Пространственная группа —Dm — R3m.
Кристаллическая структура описываемых минералов
может быть изображена в виде несколько деформированного куба (гранецен-
трированные ромбоэдрические ячейки), при этом отдельные сферы как бы
вмяты одна в другую. Структуры мышьяка и висмута отличаются одна
183
от другой только межатомными расстояниями. По сравнению с висмутом
отдаленность каждого атома от трех из шести соседних в структуре мышья-
ка оказывается большей.
Агрегаты и габитус. Мышьяк в основном встречается в виде
корок с натечной почковидной поверхностью, скорлуповидных и сталакти-
товых образований, висмут — в виде вкрапленных зерен, а также листоватых
и зернистых агрегатов. Кристаллы встречаются редко.
Физические свойства. Основные физические свойства
самородного мышьяка и самородного висмута приведены в табл. 45.
Диагностические признаки. Главные линии на рентге-
нограммах: 2,74; 1,867; 1,53 — для мышьяка; 3,21; 2,245; 1,435 — для
висмута.
ТАБЛИЦА 4В
Физические свойства минералов группы мышьяка
Минерал arh а с/а Плот- ность Твердость Спайность Цвет Отражательная способность, %
Мышьяк 5,60 85°38' 1,4025 5,63— 5,78 3,5 хрупкий Совер- шенная по(0001) Оловян- но-белый Высокая (58} (сильно ани- зотропный)
Висмут 6,56 87°34' 1,3035 9,70— 9,83 2,5 слабо- ковкий То же Серебря- но-белый Высокая (68)
Образование и местор о'ж дения. Самородный мышьяк
и самородный висмут встречаются в гидротермальных месторождениях.
Мышьяк образует скорлуповидные агрегаты, ассоциируя с мышьякови-
стыми и сурьмянистыми соединениями никеля, кобальта, серебра, свинца
и т. д. (Фрейберг, Шнеберг, Аннаберг в Саксонии). В Советском Союзе
мышьяк известен в Садонском свинцово-цинковом месторождении на Кав-
казе, в Забайкалье (на левом берегу р. Чикой) и в других местах. Висмут
отмечен в двух минеральных ассоциациях: 1) арсенопирит, висмутин,
вольфрамит, молибденит, касситерит, топаз, берилл (оловянно-вольфрамо-
вые месторождения); 2) мышьяковистые соединения никеля, Кобальта, ура-
новые минералы, серные соединения серебра, свинца и цинка. Самородный
висмут встречается также в пегматитах, образуя большие массы сплошного
висмута (месторождения Нового Южного Уэльса в Восточной Австралии).
Висмут встречается в месторождениях Саксонии и Богемии, в кварцево-
баритовых жилах Боливии (месторождения Таена и Оруро), а также
в Восточной Австралии. Он установлен в измененных породах Закарпатья.
Практическое значение. Все находки самородного
мышьяка практического значения не имеют. Промышленные скопления
самородного висмута образуются редко. В основном он добывается вместе
с другими висмутовыми минералами.
КЛАСС САМОРОДНЫХ НЕМЕТАЛЛОВ
К классу самородных неметаллов относятся резко противоположные
по своим физическим свойствам полиморфные модификации углерода —
алмаз и графит (табл. 46)t и самородная сера. По типу кристаллической
структуры алмаз относится к подклассу с координационным строением,
графит — к подклассу слоистых минералов, а самородная сера — к коль-
цевым минералам.
Алмаз — С. Название алмаза происходит от греч. слова адамас —
непревзойденный, непреодолимый (очевидно, из-за высокой твердости
и химической стойкости). Теоретически он состоит из одного углерода,
однако сжиганием алмаза установлено наличие в нем золы, количество>
84
ТАБЛИЦА 46
Состав полиморфных модификаций углерода
Минералы Свойства Алмаз Графит
Тип связи Ковалентный Ковалентно-металлический
Сингония Кубическая Гексагональная
Вид симметрии Гексоктаэдрический * Oh—/n3m(3L44L36L29PC) Дигексагонально-бнпирами- дальный £>вд—G/mmm(L6GL27PC)
Параметры элементарной ячейки (в А) Cfl — 3,5 595 а0 = 2,47; с0==6,79 а0 : с0 = 1 : 2,2
Цвет Бесцветный, водяно-прозрач- ный или окрашенный в го- лубой, синий, желтый, зе- леный, бурый и черный цвета Железо-черный до стально- серого
Блеск Сильный алмазный Сильный металловидный
Твердость 10 1
Плотность 3,50—3,53 2,09-3,23
Спайность Совершенная по (111) Совершенная по (0001)
Электропроводность Слабая Высокая
Показатель преломления 2,40—2,46 1,93—2,07
• Возможно, гексатетраэдрический»
которой колеблется от 0,13 до 4,8%. При этом отмечено, что бесцветные
разности алмаза содержат наименьшее количество золы. Основными состав-
ными частями золы являются Fe2O3, SiO2, CaO.
Экспериментальные исследования показывают, что алмаз является
неустойчивой модификацией углерода и при нагревании до температуры
около 3000* без доступа кислорода переходит в графит. Превращение гра-
фита в алмаз практически не осуществлено.
Разности алмаза: 1) борт — алмазный лом, который состоит
из сильно трещиноватых и переполненных включениями кристаллов;
2) баллас — агрегаты алмазов сферического, лучистого и мелкокристалли-
ческого строения; 3) карбонадо-скрытокристаллические агрегаты алмазов,
преимущественно черного цвета, с повышенной твердостью по сравнению
с обычными алмазами. Первые два названия употребляются в технике.
Структурная ячейка содержит 8С. Пространственная груп-
па — 01 — Fd3m.
Кристаллическая структура алмаза близка к кубиче-
ской гранецентрированной решетке, в которой атомы углерода размещены
в вершинах элементарной кубической ячейки и в центрах ее граней. Но от
обычной кубической гранецентрированной решетки структура алмаза отли-
чается наличием четырех атомов углерода,^размещенных в центрах четырех
из восьми маленьких кубов элементарного куба. Таким образом, кубики
с заполненными и незаполненными центрами чередуются. Каждый атом
углерода в решетке очень прочно связан с четырьмя соседними тетраэдриче-
ски размещенными около него атомами с углами гомополярной связи (см.
рис. 11).
Агрегаты и габитус. Алмаз — хорошо кристаллографически
индивидуализированный минерал. Обычными формами, которые обуслов-
ливают внешний вид кристаллов алмаза, являются октаэдр {111}, ромбиче-
ский додекаэдр {110}, куб {100}, а также их комбинации (рис. 96). Кроме
плоскогранных кристаллов, довольно часто встречаются кривогранные,
природа которых достаточно еще не раскрыта. Они соответственно назы-
185
ваются октаэдроидами, додекаэдроидами и гексаэдроидами. Одни ученые
считают, что кривогранность есть результат роста, другие — растворения.
А. Е. Ферсман и В. М. Гольдшмидт на основании изучения алмазов
из разных месторождений пришли к выводу, что среди них можно выделить
кристаллы роста и кристаллы растворения. Кристаллы роста имеют пло-
ские грани, ограниченные прямолинейными ребрами, кристаллы растворе-
ния — деформированные округлые грани, вследствие чего сам кристалл
по форме приближается к шару (см. рис. 75, а). Фигуры, которые встречают-
ся^ гранях алмаза, также могут быть разделены на фигуры роста и фигуры
Рис. 96. Габитус кристаллов алмаза:
I. Плоскогранные кристаллы-, а — октаэдр, б — ромбододекаэдр, в — гексаэдр, г —
плоскогранная комбинация предыдущих форм. II. Кривогранные кристаллы: а —
октаэдроид, б — додекаэдронд, в — гексаэдроид, г — крнвогранная комбинация пре-
дыдущих форм
растворения. Так, фигуры растворения на гранях октаэдра являются тре-
угольниками со сторонами, параллельными ребрам октаэдра, а на гранях
куба — прямоугольниками со сторонами, параллельными ребрам куба.
Фигуры роста на гранях октаэдра также являются треугольниками, но вер-
шины их направлены к ребру октаэдра. Фигуры роста на гранях куба —
это четырехугольники со сторонами, повернутыми к ребру куба под
углом 45°. Отмечаются двойники срастания по (111) и (100). Масса алмаза
измеряется метрическими каратами (карат равен 0,2 г). Средняя величина
алмазов из разных алмазоносных районов равна 0,2—0,3 карата. Наиболь-
ший алмаз «Куллинан» весил 3025,24 карата и был частью более крупного
обломка кристалла. Находки больших кристаллов алмазов очень редки.
Особенно знамениты, кроме «Кулинана», такие алмазы: «Орлов»— 194 кара-
та, «Кохинур»— 106 каратов, «Регент»— 137 каратов, «Флорентиец»—
133 карата, «Южная звезда»—125,5 карата, «Звезда Южной Африки»—
46,5 карата.
Знаменитые алмазы приведены на рис. 97.
Физические свойства. Окраска алмазов разнообразная.
Чаще алмазы бесцветны. Известны алмазы черного, красного, желтого,
синего, голубого и зеленого цветов. Распределение окраски в пределах
отдельных кристаллов часто неравномерное. Иногда отмечается зависи-
мость между внешним видом кристалла и его окраской. На некоторых руд-
никах было установлено, что кристаллы ромбододекаэдрического габитуса
преимущественно желтые, тогда как кристаллы октаэдрического габитуса
бесцветны. Природа окраски алмаза еще в достаточной мере не изучена,
но считают, что она вызывается примесями железа и, возможно, хрома
и титана.
186
Алмаз имеет высокий показатель преломления (2,40—2,46) и диспер-
сию, которые обусловливают сильный блеск. При одинаковой форме и раз-
мерах блеск бывает разным и зависит от огранки (наклона граней одной
к другой). Огранка создает светорассеяние (большое количество призм
разлагает'белый свет на составные части). Большинство алмазов оптически
-слабо анизотропные. Обладают полупроводниковыми свойствами.
Плотность алмазов колеблется от 3,4701 до 3,5585 (средняя плот-
ность 3,50—3,52). Исследования показали, что между плотностью и окра-
ской алмазов существует определенная зависимость.
Цвет алмазов Плотность
Бесцветные (также желтые) 3,521
Зеленые 3,523
Голубые 3,525
Розовые 3,531
Оранжевые 3,550
Диагностические признаки. Для алмаза характерны
высокая твердость и высокий показатель преломления, кривогранность
кристаллов, а также люминесценция в ультрафиолетовых лучах (голубо-
вато-синие, иногда зеленые и желтые цвета). Главные линии на рентгено-
граммах: 2,05, 1,26, 0,721.
187
Искусственное получение. Мелкие1 кристаллики алмаза
были получены путем реакции щелочных металлов, керосина и костяного
масла в закрытых стальных «бомбах» при высокой температуре и давлении.
Американская фирма «Дженерал электрик» алмазы получает из графита
при температуре порядка 2800—3000° С и давлении до 1 000 000 кг!см2.
Время перехода графита в алмаз в этих условиях — несколько минут.
Образование и месторождения. Месторождения алма-
зов делят на коренные (первичные) и россыпные (вторичные). Алмазы, кото-
рые идут на мировой рынок, добываются в основном из россыпных место-
рождений, коренные же месторождения разрабатываются только в Южной
Африке, Бразилии, а в СССР — в Якутии.
Коренные месторождения алмазов связаны с ультраосновными поро-
дами, в которых алмазы являются продуктом нормальной магматической
сегрегации. Кристаллиза-
ция алмазов происходит
на больших глубинах при
высоком давлении и зна-
чительной температуре.
Вследствие взрыва магма,
вмещающая алмазы, под-
нимается и застывает в-
трубках взрыва (диатре-
мах), образуя породы, по-
лучившие название ким-
берлитов. К этому типу
относятся месторождения
Южной Африки и Запад-
ной Якутии. В Южной
Африке алмазоносные ким-
берлиты вместе с обломоч-
Рис. 98. Алмаз в кимберлите
ными породами заполняют
громадные по размеру диатремы, имеющие от 20 до 350 м в диаметре.
В Южной Африке известно свыше 250 таких трубок. Кимберлиты,
заполняющие трубки,— это в различной степени серпентинизированные
оливиновые породы, переходящие кверху в так называемую «синюю
землю», которая в свою очередь возле поверхности переходит в «желтую
землю». И «синяя» и «желтая» земли представляют собой полностью
разложенный кимберлит. «Желтая» и отчасти «синяя» земли — наиболее
богатые алмазами части трубок взрыва. Содержание алмазов в них
достигает 0,000036—0,00009% всей массы породы.
По поводу образования алмазов в Южной Африке в данный момент
наиболее распространенной считается точка зрения, согласно которой алма-
зы и кимберлиты кристаллизовались из одной и той же магмы. В Якутии
алмазоносные кимберлитовые породы распространены в бассейне реки
Вилюя, где они образуют типичные кимберлитовые трубки, заполненные
сильно измененной брекчиевидной породой, сложенной из кимберлита,
обломков осадочных пород, эклогита и кристаллических сланцев. Размеры
трубок при преобладающем овальном очертании в плане колеблются
от 45 до 600 jw.
В кимберлитовом типе месторождений как в Южной Африке, так
и в Западной Якутии, встречаются алмазы больших и малых размеров-
(рис. 98). Они в большинстве случаев имеют выпуклые грани и нередко
покрыты фигурами роста;.и растворения. Среди простых форм на кристаллах
этих алмазов преобладают октаэдры и додекаэдры. В алмазах данного
типа встречаются включения, среди которых найдены графит, хромшпине-
лиды, оливин, пироп, иногда включения алмаза в алмазе.
Россыпные месторождения алмазов образовались за счет разрушения
первичных месторождений, а также в результате выветривания ископаемых
188
россыпей’’— песчаников и конгломератов. Среди россыпных месторождений
алмазов известны элювиальные (окрестности г. Панна в Индии), делювиаль-
ные (окрестности г. Панна в Индии, а также россыпи в Бразилии), аллю-
виальные (Бирма, Гана, Сиерра Лионе в Западной Африке, Трансвааль,
остров Калимантан) и морские (Юго-Западная Африка) месторождения.
Россыпные алмазоносные месторождения имеются также в Западной Яку-
тии и на Урале.
Практическое значение. Алмаз применяется в ювелир-
ном деле как драгоценный камень первого класса, однако наибольшее прак-
тическое значение он имеет как технический камень. В соответствии с этим
обычно различают два вида алмазного сырья: ювелирные алмазы и техниче-
ские, или индустриальные, алмазы. К ювелирным алмазам относятся камни
наиболее высокого качества, с совершенной формой, исключительной про-
зрачностью, красивой и равномерной окраской, без трещин и включений.
По степени прозрачности, блеска и игры красок различают камни первой,
второй и третьей воды. Ювелирные алмазы поддаются огранке. Техниче-
ские алмазы составляют 75—85% их общей добычи. Они используются глав-
ным образом в алмазном бурении, при изготовлении различных инструмен-
тов, а также как абразивный, режущий и шлифовальный материал. На тех-
нические цели обычно идут мелкие, непригодные для ювелирного дела
алмазы, а также борты, балласы и карбонадо.
Графит — С. Название графита происходит от греч. слова графо —
пишу. Среди графитов различают графитит — скрытокристаллическую раз-
ность и шунгит — аморфную разность (очевидно, продукт естественного
коксования угля).
Химический состав. Графит редко бывает чистым. Обычно
он содержит до 10—20% SiO2, А12О3, FeO, MgO, а также Н2О, битумы и газы
(до 20%).
Структурная ячейка состоит из 4С. Пространственная группа
Deh — РЪз/ттс. Графит имеет слоистую решетку. Его структура
характеризуется плотным размещением атомов углерода в параллельных
Рис. 99.-Габитус кристаллов графита
плоскостях (см. рис. 11). В каждом слое атомы] расположены по углам
правильных шестиугольников и имеют трех соседей на расстоянии 1,42 А.
Между атомами одного слоя существует очень прочная связь. Слои удалены
друг от друга на 3,39 А, и связь между ними более слабая. Особенностями
кристаллической структуры графита обусловлен целый ряд его физических
признаков, в частности совершенная спайность по (0001), сильная оптиче-
ская анизотропия и т. д.
Агрегаты и габитус. В большинстве случаев графит встре-
чается в виде пластинчатых и тонкочешуйчатых агрегатов с главными фор-
мами {0001}, {1120}, {1011}, {2245}, {1121}. Кристаллы графита встре-
чаются очень редко. Хорошо образованные кристаллы известны только
в известняках и имеют вид шестиугольных пластинок или табличек (рис. 99).
Физические свойства графита приведены в табл. 46.
Дигностические признаки. Графит легко узнается
по цвету, низкой твердости и жирности на ощупь. П. п. т. не плавится.
189
При нагревании с калиевой селитрой порошок графита вспыхивает и сгорает
в СО2. С азотной кислотой и бертолетовой солью порошковидный или тонко-
пластинчатый графит образует графитовую кислоту. В кислотах не раство-
ряется.
Отличие от сходных минералов. От похожего
на него молибденита (MoS2) графит отличается более темным, железо-чер-
ным цветом и более слабым блеском, низкой плотностью а также тем,
что растирается в порошок.
Искусственное получение. Графит получают из угля
(антрацита) в электрической печи при высоких температурах.
Образование и месторождения. С промышленной
точки зрения графиты принято делить на 3 категории: 1) явнокристалличе-
ские, 2) скрытокристаллические графиты и 3) графитоиды.
К явнокристаллическим принадлежат графиты, состоящие из кристал-
лов, которые видны невооруженным глазом или под микроскопом (средняя
величина — свыше 1 мк). Среди них встречаются массивнокристаллические
разности, представляющие собой массу, сложенную графитовыми кристал-
лами, плотно прилегающими друг к другу. Для этих разностей наиболее
типична лучистая ориентировка кристаллов. Промышленные месторожде-
ния массивнокристаллических графитов встречаются редко. К ним относятся
месторождения Цейлона и Ботогольское в Советском Союзе. Второй раз-
ностью явнокристаллических графитов являются чешуйчатые графиты, сло-
женные отдельными кристаллами или их параллельными сростками, кото-
рые имеют форму пластинок или листочков. Чешуйчатый графит чаще всего
связан с метаморфическими горными породами. Месторождения его извест-
ны на Мадагаскаре, в Баварии, на п-ве Индокитай. В Советском Союзе
они развиты в Мурзинско-Кыштымской зоне на Среднем Урале, а на Украи-
не — в пределах Украинского кристаллического массива.
Скрытокристаллические разности графита сложены кристаллами вели-
чиной от 10~4 до 10-6 см, их нельзя различить в плотной массе даже под
микроскопом. Скрытокристаллические разности возникают в результате
неглубокого метаморфизма горных пород, содержащих органические остат-
ки. Такие графиты известны в Тунгусском угольном бассейне, в зоне кон-
такта углей с трапповыми интрузиями.
Графитоиды образуют переходную группу к углю. Сюда относятся
графитистые, сильно метаморфизованные антрациты (штат Род-Айленд
в США, где один и тот же пласт разрабатывается для добывания графита
и антрацита) и антраксолиты — конечные продукты коксования под давле-
нием плавких органических веществ (например, жильные разности онеж-
ского шунгита).
Промышленные типы графитовых месторождений связаны с магматиче-
скими, контактово-пневматолитовыми и метаморфическими процессами.
В магматических месторождениях графит является продуктом магматиче-
ской кристаллизации. Он имеет вид рассеянных чешуек или мелких линз,
прожилок, неправильных гнезд и штокоподобных тел. Графит магматиче-
ского происхождения относится к высококачественным чешуйчатым разно-
видностям (Ботогольское месторождение в Восточной Сибири, генетически
связанное с нефелиновыми сиенитами). Контактово-пневматолитовые место-
рождения графита возникают на контакте известняков с интрузивными поро-
дами. В этом случае на контакте развивается типичный комплекс минералов
скарнов (форстерит, диопсид, тремолит, везувиан, гранат, скаполит, апатит
и флогопит). Графит образует здесь штокоподобные и неправильные тела,
а также рассеянные агрегаты. В этих месторождениях, как и в магматиче-
ских, графит возникает по такой возможной реакции:
СО+Н2^С + Н2О или СО2 + 2Н2^С + 2Н2О.
Графит контактово-пневматолитового происхождения относится
к высококачественным кристаллически-чешуйчатым сортам. Он известен
190
в месторождениях Канады (Квебек). Метаморфические месторождения гра-
фита образуются за счет метаморфизма осадочных пород, содержащих про-
пластки органических остатков (уголь, битумы). Среди них могут быть выде-
лены собственно метаморфические месторождения, которые залегают в кри-
сталлических сланцах и гнейсах, и месторождения, обусловленные метамор-
физмом пластов каменного угля. В собственно метаморфических месторож-
дениях графит отмечается в рассеянном состоянии в виде породообразующе-
го минерала. Графит метаморфических месторождений также является
высококачественной чешуйчатой разностью. Он распространен в место-
рождениях Украинского кристаллического массива ' (Завальевское, Пет-
ровское). Месторождения графита, связанные с метаморфизацией пластов
и пропластков каменного угля, образуют мощные пластоподобные тела.
Возникновение графита происходит здесь благодаря эманациям, которые
проникают в горные породы. Графит этих месторождений относится к аморф-
ным разностям. Он встречается в Курейском месторождении, а также в ряде
месторождений Урала (Боевское и Полтаво-Брединское).
Практическое значение. Графит широко используется
для изготовления графитовых тиглей, необходимых для выплавки цветных
металлов и некоторых специальных сортов стали, а также для изготовления
электродов и щеток для электрических машин в атомных реакторах; он при-
меняется как смазка для машин, в красильном деле, в производстве каран-
дашей и т. д.
Самородная сера — S. Сера представляет собой пример хорошо выра-
женного энантиотропного полиморфизма. Она известна в трех кристалличе-
ских модификациях, входящих в группу серы: a-сера, 0-сера (сульфурит),
Рис. 100. Диаграмма устойчивости
различных модификаций серы:
в точке D-. SMOH Sp0Mg 5;[.вд; в точ-
ке £: ^он^^жидЗ^р: в точке//!
Spow6 5жид Snap
у-сера (розицкит). Наиболее устойчи-
вой модификацией в нормальных ус-
ловиях является ромбическая (а-сера),
к которой относятся естественные кри-
сталлы серы. Вторая, моноклинная
модификация (0-сера) наиболее устой-
чива при высоких температурах. Моно-
клинная сера при охлаждении до тем-
пературы 95,5° С переходит в ромбиче-
скую. В свою очередь, ромбическая сера
при нагревании до этой температуры
переходит в моноклинную и при тем-
пературе 119° С плавится (рис. 100).
Различают кристаллическую и аморф-
ную серу. Кристаллическая сера раство-
ряется в органических соединениях
(скипидаре, сероуглероде и керосине),
тогда как аморфная сера в сероуглероде
не растворяется. Примеси аморфной
серы снижают температуру плавления
кристаллической серы и затрудняют ее
очистку.
Химический состав. Се-
ра часто встречается химически чистой,
иногда содержит до 5,2% селена (селенистая сера), а также теллур
и мышьяк. Очень часто сера загрязнена механическими примесями глини-
стых, а также битуминозных веществ.
Сингония a-серы ромбическая, вид симметрии ромбо-бипирами-
дальный — D2h — tnmm(3L23PC).
Структурная ячейка содержит 128S. Пространственная
группа £>1д — Fddd; а0 = 10,48, Ьо — 12,92; с0 = 24,55; а0 : Ьо : с0 =
= 0,813 : 1,1 : 1,903. В основе структуры ромбической серы (рис. 101)
лежит сложная молекулярная решетка. Элементарная ячейка^ состоит из.
19L
16 электрически нейтральных молекул, объединенных в цепочки замкнутых,
зигзагообразных «сморщенных» колец из 8 атомов серы. Расстояние
S — S — 2.12А, S8 — S8 = 3,30 А.
Агрегаты и габитус. Сера встречается в виде сплошных
и землистых скоплений, а также друз кристаллов, иногда в виде натечных
о. б
Рис. 101. Структура самородной серы (а), вид кольцевой моле-
кулы S8 параллельно и перпендикулярно оси кольца (б), два
сечения, каждое в 1/4 толщины по с (в)
ких сантиметров. Главными формами
Рис. 102. Габитус кристаллов серы:
а — усечеино-бипирамидальиый, б — удлияеино-
бипирамидальный, в — тетраэдрообразный, г —
пинакоидальиый
форм и налетов. Часто встречаются хорошо образованные кристаллы бипи-
рамидального (удлиненно-бипирамидального и срезанно-бипирамидального)
и’тетраэдрообразного габитуса (рис. 102), размер которых достигает несколь-
на кристаллах ромбической серы
являются бипирамиды“{111}, {113},
призмы {ОН}, {101} и пинакоид
{001}.
Менее распространенными, но
характерными для некоторых ме-
сторождений, являются' пинакои-
дальные кристаллы (таблитчатого
и пластинчатого облика) (см. рис.
102). Изредка встречаются двойни-
ки срастания серы по (111), иногда
по (ОН) и (100). Довольно часто
кристаллы серы образуют парал-
лельные сростки (рис. 103).
Физические свойст-
в а. Для серы характерны разные
оттенки желтого цвета, реже буро-
го до черного. Цвет черты желто-
ватый. Блеск на гранях алмазный,
на изломе — жирный. В кристал-
лах просвечивает. Спайность не-
совершенная по’(001),'(110), и (111).
Твердость—1—2. Хрупкая. Плот-
ность — 2,05—2,08. Сера — хоро-
ший теплоизолятор. Обладает
полупроводниковыми свойствами. При трении заряжается отрицательным
электричеством.
Оптически положительная; 2V = 69°; ng = 2,240 — 2,245, пт = 2,038,
пр = 1,951 — 1,958, ng — пр — 0,287.
192
Диагностические признаки. Кристаллические формы,
цвет, низкая твердость и плотность, жирный блеск на изломе кристаллов,
низкая температура плавления — характерные признаки серы. Главные
линии на рентгенограммах: 3,85 ; 3,21 и 3,10. В НС1 и H2SO4 нерастворима.
NHO3 и царская водка окисляют серу, превращая ее в H2SO4. Сера легко
растворяется в сероуглероде, скипидаре и керосине. П. п. т. легко пла-
вится и загорается голубым пламенем с выделением SO2.
Образование и месторождения. Сера широко рас-
пространена в природе, ее месторождения возникают: 1) при вулканиче-
ских извержениях; 2) при поверхностном разложении сульфосолей и серни-
стых соединений металлов, 3) при раскислении сернокислых соединений
Рис. 103. Параллельные сростки самородной серы
(главным образом гипса), 4) при разрушении органических соединений
(преимущественно богатых серой асфальтов и нефти), 5) при разрушении
органического вещества организмов и 6) при разложении сероводорода
(а также SO2) на земной поверхности. Независимо от этих процессов сера
образуется за счет сероводорода и иногда SO2 и SO3, являющихся промежу-
точными продуктами при разложении других сернистых образований.
Промышленные месторождения серы представлены тремя типами:
1) вулканические месторождения, 2) месторождения, связанные с окисле-
нием сульфидов, и 3) осадочные месторождения. Вулканические месторож-
дения серы возникают путем кристаллизации возгонов. Сера в виде хорошо
образованных кристаллов выстилает выходные отверстия фумарол и мелкие
трещины и пустоты. Вулканические месторождения серы известны в Ита-
лии, Японии, Чили и других вулканических районах. В Советском Союзе
они имеются на Камчатке и Кавказе. Месторождения серы, связанные
с окислением сульфидов, характерны для зоны окисления сульфидных
месторождений. Их образование обусловлено неполным окислением сульфи-
дов и происходит в первую стадию окисления по такой возможной реакции:
RS+Fe2(SO4)3 = 2FeSO4+RSO4+S.
Наибольшее значение по запасам имеют месторождения серы, которые
возникли при формировании осадочных горных пород. В этих месторожде-
ниях исходным веществом для образования серы является сероводород.
Окисление сероводорода происходит следующим образом:
2H2S-| O2 = 2H2O+2S.
Что касается происхождения самого сероводорода и путей его перехода
в серу, то большинство ученых рассматривает эти процессы с биохимиче-
ской точки зрения, связывая их с жизнедеятельностью организмов. В конце
XIX столетия был открыт ряд микробов, которым свойственна способность
13 Лазаренко Е, К.
193
перерабатывать (восстанавливать) сернокислые соли в сероводород. Вместе
с тем установлено, что сероводород образуется при гниении белковых соеди-
нений и в результате жизнедеятельности некоторых видов лучистого грибка
Actynomicetes. Среди микробов особенно выделяется род Microspira, который
населяет дно стоячих водоемов и морских бассейнов, зараженных сероводо-
родом. Эти организмы найдены также в подземных водах и нефти на глуби-
нах до 1000—1500 м. Специфическая связь серы в главнейших месторожде-
ниях с гипсом, нефтью и другими битумами (например, асфальтом и озоке-
ритом) дает основание считать, что углерод органических соединений
является источником энергии и окисляется бактериями за счет кислорода,
который они получают из сульфатов (например, гипса). В этом случае
весь процесс образования сероводорода имеет такой вид:
Са2++SO2-4- 2С+ 2НаО=HaS+Са(НСО3)а
Переход сероводорода в серу может происходить или по реакции 2H2S+
+ Оа = 2Н2О + 2S, или же биохимическим путем под влиянием других
бактерий, главнейшими среди которых являются Biggiatoa mirabilis
Thiospirillum. Эти бактерии, поглощая сероводород, перерабатывают его
в серу, которую откладывают внутри своих клеток в виде желтых блестя-
щих шариков. Бактерии живут в озерах, прудах и мелких частях моря
и, падая на дно вместе с другими отложениями, дают начало месторожде-
ниям серы.
Месторождения, в которых сера возникает одновременно с породами,
которые ее содержат, носят название сингенетических. Они известны в Сици-
лии, в Советском Союзе (в Туркмении, Поволжье, Дагестане, Приднестровье
и других местах). Особенностью сингенетических месторождений серы
является ее тесная связь с определенным стратиграфическим горизонтом.
Когда сера образуется за счет сероводорода, который циркулирует по тре-
щинам горных пород, возникают эпигенетические месторождения. К ним
относятся месторождения Техаса и Луизианы в США; в Советском Союзе —
Шор-Су в Фергане, а также месторождения в районе Махачкалы, Казбека
и Грозного. Для многих из этих месторождений характерны явления пере-
кристаллизации, в результате которой возникают крупнокристаллические
скопления серы. Например, в Роздольском месторождении первичная сера
представлена скрытокристаллической разностью, а вторичная (перекри-
сталлизованная) — крупнокристаллической разностью с отдельными кри-
сталлами до 5 см. В СССР месторождения серы развиты в Приднестровье,
где сера встречается в гипсово-известняковой толще верхнего тортона в виде
скрытокристаллических скоплений в пелитоморфном известняке (Роздоль-
ское и Язовское месторождения), а также в виде крупных кристаллов
в пустотах в тесной ассоциации с целестином и крупнокристаллическим
кальцитом (Роздольское месторождение). В Средней Азии (Гаурдак и Шор-
Су) сера наблюдается в трещинах и пустотах разных осадочных пород
в ассоциации с битумами, гипсом, целестином, кальцитом и арагонитом.
В Каракумах — в виде холмов, покрытых кремнистыми породами в ассо-
циации с гипсом, квасцами, кварцем, халцедоном и т. д. Осадочные место-
рождения серы известны в Поволжье. Крупные месторождения серы за гра-
ницей известны в Сицилии, а также в США в штатах Техас и Луизиана, где
они связаны с соляными куполами.
Разрушение. Образуясь в условиях земной поверхности, самород-
ная сера все же является неустойчивой и, постепенно окисляясь, дает
начало сульфатам (в основном гипсу).
Практическое значение. Сера находит применение в сер-
но-кислотной, целлюлозно-бумажной, спичечной, кожеобрабатывающей
и других отраслях промышленности. Она используется также для производ-
ства взрывчатых веществ, при изготовлении резины, красок, разных серных
препаратов. Промышленными считаются руды, которые содержат не мень-
ше 10% серы.
194
ЛИТЕРАТУРА
Баженов И. К., Индукаев Ю. В., Я хв о А. В. Самородное железо
в габбро-долеритах р. Курейки. Зап. Всесоюзн. минералог, об-ва, ч. 38, вып. 2, 1959,
Бетехтин А. Г. Платина и другие металлы платиновой группы. Изд-во
АН СССР, 1935.
Бетехтин А. Г., А л ь б о в Н. М. О самородном железе в перидотитах
Калгачинского района (Восточное Прионежье). Изв. АН СССР, вып. 3, 1940.
Бобриевич А. П., Бондаренко М. Н., Гневушев М. А. и др.
Алмазные месторождения Якутии. Госгеолтехиздат, 1959.
Вагнер П. А. Месторождения платины и рудники Южной Африки. Цвет-
метиздат, 1932.
Вейц Б. И., П о к p/о в с к а я И. В., Б о л г о в Г. П. Минералы Рудного
Алтая, т. I. Изд-во АН Каз. ССР, 1957.
Вернадский В. И. Опыт описательной минералогии. Избр. соч. т. 2,
Изд-во АН СССР, 1955.
Виноградов А. П., Гриненко В. А., Устинов В. И. Происхо-
ждение Прикарпатских серных месторождений по изотопному составу S32/S34 и С12/С13.
«Геохимия», 1961, № 10.
Высоцкий Н. К- Платина и районы ее добычи, ч. 1—5. Изд-во КЕПС,
1923—1933.
Дубы на И. В. Графитовые месторождения Украинской ССР. ГОНТИ Украи-
ны, 1939.
Дэна Д. Д., Дэна Э. С., П э л а ч Ч., Берман Г., Фрондель К.
Система минералогии, т. 1, полутом 1. ИЛ, 1950.
Иванов М. В. Роль микробиологических процессов в генезисе месторождений
серы. «Наука», 1964.
Лазаренко Е. К., Лазаренко Э. А., Барышников Э. К.,
Малыгина О. А. Минералогия Закарпатья. Изд-во Львов, ун-та, 1963.
Лазаренко Е. К., Матковський О. I., Винар О. М., Ш а ш к i-
н а В. П., Г н а т i в Г. М. Мшералопя вивержених комплекПв Зах1дно1 Волин!.
Видавн. Льв1вськ. ушверс, 1960.
Лазаренко Е. К., Сребродольский Б. И. К морфологической
характеристике самородной серы Приднестровья. Минерал, сб. Львов, геол, общ-ва,
№ И, 1953.
Минералы. Справочник, т. I. Изд-во АН СССР, 1960.
Минералы СССР, т. I. Изд-во АН СССР, 1940.
Пилипенко П. П. Минералогия Западного Алтая. Изв. Томск, ун-та, 1915.
Р а м д о р П. Рудные минералы и их срастания. ИЛ, 1962.
Ферсман А. Е. Кристаллография алмаза. Изд-во АН СССР, 1955.
Чухров Ф. В. Зона окисления сульфидных месторождений степной части
Казахстана. Изд-во АН СССР, 1950-
Ю р к Ю. Ю., Кашкаров И. Ф., Полканов Ю. А. Кристалломорфоло-
гия и физические свойства алмазов россыпей Украины. Минерал, сб. Львов, уи-та,
№ 20, вып. 4, 1966.
Feely Н. W. а. К и 1 р J. L. Origin of Cult Coast saltedome sulphur deposits.
Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol. V. 41, N 8, 1957.
Physical Properties of diamond. New York, 1965.
S 1 a w s о n Ch. Twinning in the diamond. Amer. Meneral. V. 35. N 3—4, 1950.
T h о d e H. G., Wanless R. К-a. Wallouch R. The origin of native
sulphur deposts from isotope fractionation studies. Geochim. et Cosmochim. Acta N 5,
1954.
Williams A. F. The Genesis of the Diamond. London, 1932.
Zlotowski I., Stroka A. A Study of the relative abundance ration of
isotopes S32 and S34 in some Polish native sulphur deposits. Nukleonika V. N 5, 1960.
ТИП СУЛЬФИДОВ И БЛИЗКИХ К НИМ МИНЕРАЛОВ
К этому типу относятся сернистые, селенистые, теллуристые, мышьяко-
вистые и сурьмянистые соединения металлов (рис. 104). Среди них наиболее
распространены сернистые соединения, которые являются важнейшими
рудообразующими минералами многих месторождений цветных металлов.
Тип сульфидов и близких к ним образований объединяет более 250 минера-
лов, которые, по подсчетам В. И. Вернадского, составляют 0,15% веса всей
земной коры. Большинство минералов этого типа в химическом отношении
являются производными H2S, H2Se и Н2Те (например, ZnS, HgSe, PbTe),
однако наряду с ними существуют сложные сульфиды, которые в одних
случаях представляют собой двойные соединения (Cu2S-CuS2 ковеллин,
13* 195
Cu2S-Fe2S3— халькопирит), а в других — сульфосоли (Ag3[SbS3]— пи-
раргирит, PbCu[SbS3] — бурнонит и т. д.). Встречаются также минералы,
в которых металлы соединяются не с серой, а с мышьяком и сурьмой. Они
называются арсенидами и антимонидами (например, NiAs — никелин,
NiSb — брейтгауптит, FeAs2—-леллингит). Среди сульфидов и близких
к ним соединений встречаются минералы, которые при нагревании легко
отдают часть серы (Fe[S2] — пирит, FeAsS — арсенопирит) подобно тому,
как перекиси теряют часть кислорода. В. И. Вернадский считает их произ-
водными H2S2. По аналогии с перекисями их можно называть персуль-
фидами.
Большое количество минералов описываемого типа образуют изоморф-
ные соединения (твердые растворы). Интервалы смешения обычно незначи-
тельные (в этом отношении характерны твердые растворы FeS в ZnS, CdS
2
He
io
We
18
Ar
36
Kr
54
Xe
86
Rn
11
Na
19
К
37
Rb
55
Cs
87
Fr
4
Be
12
Mg
20
Ca
38
Sr
56
Ba
88
Ra
В
13
Al
21
Sc
39
7
N
15
P
,/4
St
22~23\
Ti
57-71
TR
89
Ac
40 41
Nb
73
Ta
91
Pa
Zr
72
Hf
90
Th
8
0
16
5
24
Cr
42
Mo
74
W
92
U
9
F
17
Cl
25
Mn
43
Те
75
Re
26
Fe
27
Со
44 45
Ru -
76
Os
Rb
77
lr
28
Ni
46
Pd
78
Pt
29 30
Zn
48
Cd
80
И
Cu
47
79
All
31
Go
45
81
Tl
32
Ge
4
Sn
82
Pb
33
As
51
Sb
83
Bi
34
Se
52
Те
84
Po
35
Br
53
85
At
6
c
V
Рис. 104. Положение элементов, входящих в состав сульфидов и близких к ним мине-
ралов, в таблице Менделеева (выделены жирным шрифтом)
и MnS — в ZnS, CuS — в Cu2S), однако для некоторых минералов типа
сульфидов, таких, как ковеллин - клокманит’(CuS— CuSe), киноварь —
тиманит (HgS — HgSe), смальтин — хлоантит (CoAs2 — NiAs2) и др.,
известны твердые растворы с неограниченной смесимостью. Наличие непре-
рывных твердых растворов среди сульфидов обусловливает образование
минералов переменного состава. Многие минералы типа сульфидов, кажу-
щиеся макроскопически однородными, под микроскопом оказываются про-
дуктами распада твердых растворов или содержат закономерно ориентиро-
ванные мелкие выделения других минералов. Они образовались в виде
однородных соединений при высоких температурах и при постепенном
понижении температуры выделялись в основной массе. Нередко в сульфи-
дах выявляется зональное строение.
А. Г. Бетехтин считает, что в сульфидах наряду с истинными твердыми
растворами распространены твердые золи, которые возникают при кристал-
лизации жидких золей. Дисперсная фаза при затвердении золя или остается
такой, какой она была до кристаллизации, или частично группируется,
и в таких случаях она заметна под микроскопом. Такие твердые золи, оче-
видно, имеют место в золотосодержащих пиритах и арсенопиритах, где
золото находится в тонкодисперсном состоянии, а также в сфалеритах,
в которых наблюдаются тонкораспыленные включения галенита.
Для минералов типа сульфидов и близких к ним соединений характер-
ным является атомное рассеивание некоторых элементов, не способных
образовывать собственные соединения и вынужденных распределяться
среди других кристаллических решеток с атомами, близкими к атомам
захваченных элементов. А. Е. Ферсман назвал это явление эндокриптией.
Типичным примером эндокриптии является наличие малых количеств индия,
галлия, германия в сфалеритах, рения в молибдените и т. д.
396
В основе кристаллической структуры сульфидов и близких к ним соеди-
нений лежат кубическая и гексагональная плотнейшие упаковки серы,
сурьмы, мышьяка, селена и теллура, в пустотах между которыми нахо-
дятся атомы металлов.
Связь металлов с анионами в сульфидах преимущественно ковалентная
и переходная от ковалентной к ионной и металлической. Для многих из них,
как это показал Н. В. Белов, характерна донорно-акцепторная связь. Как
акцепторы в сульфидах выступают катионы с незаполненной cf-подгруппой,
а как доноры — большие анионы с малым зарядом, получающие в резуль-
тате ионизации 8-электронную оболочку: S-2, Se2 , As3’, Sb3’.
В качестве примера минералов с донорно-акцепторной связью можно
привести такие, как сфалерит - ZnS, кобальтин — Co[AsS] и сперрилит —
Pt[As2l. В сфалерите Zn2+, потерявший в пользу S2’-аниона два валентных
(Б’)-электрона, сохраняет lOd-электронов и нуждается для приобретения
конфигурации благородного газа еще в 8 электронах. Их он получает от
четырех соседних уже сформировавшихся анионов S2’.
В кобальтине Со3+, обладающий в наружной оболочке девятью элек-
тронами, сохраняет шесть, а три отдает гантельному радикалу [AsS]3’,
от которого получает необходимые шесть пар электронов для достижения
конфигурации благородного газа.
Для катионов чаще всего наблюдается шестерная и четверная коорди-
нация с октаэдрической и тетраэдрической конфигурациями координацион-
ных полиэдров. Для отдельных минералов известны квадратная (куперит —
PtS), полуоктаэдрическая (миллерит — NiS) и треугольная (ковеллин —
Cu2S-CuS2) координации. В сульфосолях довольно распространенной
является пирамидальная координация катионов.
Основные структуры среди сульфидов и близких к ним минералов немно-
гочисленны и представлены в большинстве случаев координационным типом
(типы антифлюорита, галенита, никелина, сфалерита, вюртцита) и значи-
тельно реже — островным (тип пирита), цепочечным (тип антимонита)
и слоистым (тип молибденита) типами.
Среди минералов этого типа встречаются минералы с дефектными струк-
турами. Возникновение дефектных структур объясняется тем, что часть
электроположительных атомов у них окислена до высшей валентности,
поэтому некоторая часть их позиций оказывается вакантной. Так, напри-
мер, в минерале дигените происходит замена одновалентной меди на двух-
валентную, а в пирротине — двухвалентного железа на трехвалентное с необ-
ходимой компенсацией валентностей:
2Сй1+ —> 1Си2+; 3Fe2+ —> 2Fe2+.
В соответствии со сказанным формулы этих минералов приобретают
такой вид:
дигенит — Cu2-KCui/2nS;
пирротин Fei-nFei/snS.
Морфологические особенности. Минералы типа суль-
фидов кристаллизуются в высшей и средних сингониях, за исключением
сульфосолей и некоторых других минералов, для которых характерны низ-
шие сингонии. Кристаллическая индивидуальность минералов этого типа
выявлена неодинаково. Чаще всего в виде хорошо образованных кристаллов
встречаются собственно сульфиды и персульфиды (преимущественно суль-
фиды железа, никеля, кобальта, цинка и свинца). Сульфосоли и сульфиды
полуметаллов обыкновенно образуют различные агрегаты, среди которых
наиболее распространены зернистые, волокнистые (игольчатые) и чешуй-
чатые. Довольно часто встречаются двойники, преимущественно полисин-
тетические, и параллельные и эпитаксические срастания (например, сраста-
ния пирита и марказита, тетраэдрита и сфалерита, тетраэдрита и халько-
пирита).
197
Физические свойства. Поскольку многие сульфиды
являются окрашенными, их окраска приобретает особое диагностическое
значение. Минералы, которые вмещают Pt, Ni, Со, частично Fe, имеют
серебряно-белый и стально-белый цвет, а минералы железа и частично
меди — латунно-желтый. Для минералов серебра, свинца и некоторых мине-
ралов золота характерна свинцово-серая окраска. Лимонно-желтый и крас-
ный до оранжевого цвета имеют сульфиды мышьяка, а темно-красный —
сульфиды ртути. Индигово-синий, иногда фиолетово-красный цвет некото-
рых минералов типа сульфидов обусловлен присутствием в их составе
двухвалентной меди.
Как правило, сульфиды — это непрозрачные минералы, которые имеют
металлический блеск, прозрачные разновидности встречаются значительно
реже. К ним относятся сфалерит, вюртцит, киноварь, реальгар и др. Блеск
сульфидов и близких к ним минералов является их важнейшим внешним
признаком и поэтому наиболее распространенные сульфиды уже давно
были разделены рудокопами на 3 группы: блески, колчеданы и обманки.
К блескам отнесены минералы с металлическим блеском без определенной
окраски, к колчеданам — минералы с металлическим блеском и латунно-
или бронзово-желтым цветом. Минералы без металлического блеска
с неопределенной окраской названы обманками.
Большинство минералов типа сульфидов характеризуются высоким
показателем отражения (в пределах 50—35%) и в отраженном свете под
микроскопом, за небольшим исключением, имеют белые или серые цвета.
Соответственно морфологическим особенностям сульфиды имеют спай-
ность, преимущественно проходящую по плоскостям, соответствующим
(001), (0001), (1010) и (ПО). Сульфосоли имеют в основном спайность в напра-
влениях (001) и (110). Спайность в большинстве случаев несовершенная, для
отдельных минералов характерна совершенная (галенит, сфалерит, молиб-
денит).
Твердость минералов описываемого типа сравнительно невысокая
и колеблется от 2 до 4. Для некоторых минералов она снижается до 1—2
(молибденит, ковеллин, реальгар, аурипигмент, а для персульфидов повы-
шается до 5—7; среди них пирит, лаурит, сперрилит имеют твердость 6—
7—царапают стекло). В минералах этого типа довольно четко проявляется
зависимость твердости от показателя плотности упаковки структуры,
т. е. от объема, который занимает один атом в элементарной решетке
(табл. 47). Такая же закономерность устанавливается для разных соедине-
ний одного и того же металла (табл. 48).
ТАБЛИЦА 47
Зависимость твердости сульфидов от показателя
плотности упаковки структуры
Минерал Формула Показатель плотности e упаковки, Л Твердость
Пирит Fe[S2] 9,1 6
Линнеит C03S4 9,1 5
Пентландит (Fe, Ni)8S8 7,8 4
Халькопирит CuFeS2 6,7 3,5
Борнит Cu^_„Cu?;2nFe3+S4 6,6 3
Сфалерит ZnS 6,1 3,5
Халькозин Cu2S 6,0 2,7
Галенит PbS 6,0 2,5
Аргентит Ag2S 5,9 2,3
Плотность минералов типа сульфидов, как правило, выше 4 и только
в сульфидах мышьяка (аурипигмент, реальгар) снижается до 3,5. Она обыч-
но возрастает вместе с увеличением атомного веса металла, который входит
в состав минерала, а также при замене серы мышьяком, сурьмой и висмутом.
198
ТАБЛИЦА 48
Зависимость твердости минералов свинца
от плотности упаковки структуры
Минерал Формула Показатель плотности упаковки, А Твердость
Алтаит РЬТе 7,3 3
Клаусталит PbSe 6,7 2,7
Галенит PbS 6,0 2,5
Многие минералы типа сульфидов обладают полупроводниковыми
свойствами, а минералы, характеризующиеся наличием металлического
типа связи — проводниковыми и магнитными.
Условия образования и нахождения в при-
род е. За исключением сульфидов Fe, Ni и частично Си (пирротин, пентлан-
дит, халькопирит), месторождения которых образуются в основном магма-
тическим путем в связи с основными изверженными породами, большин-
ство сульфидов и близких к ним минералов образуется из водных растворов
эндогенного (гидротермальные растворы) и экзогенного (инфильтрационные
растворы) происхождения. Отдельные сульфиды (галенит, сфалерит, пирит,
марказит) встречаются в толщах осадочных горных пород, где они возни-
кают вследствие процессов седиментации.
При образовании сульфидов исключительное значение имеют продук-
ты электролитической диссоциации H2S (в частности, анионы S2- и [Sa]2~),
которая происходит особенно интенсивно в охлажденных растворах и при-
водит к увеличению концентрации ионов серы. Соотношения между кон-
центрациями серы в растворах, а также степень сродства с серой катионов
металлов обусловливает образование тех или иных соединений. Тот факт,
что диссоциация H2S увеличивается с понижением температуры растворов-,
объясняет, почему большинство сульфидов возникает при умеренных
температурах и почти не встречается в таких образованиях, как пегматиты.
Исследования показывают, что наиболее благоприятными для выпаде-
ния в осадок сульфидов тяжелых металлов являются щелочные условия,
потому что в щелочных растворах значительно увеличивается степень дис-
социации H2S, а вместе с тем и концентрация S2-. Для сульфидных место-
рождений характерна тенденция увеличения концентрации анионов серы
в растворах по мере развития процессов минералообразования. При этом
замечается такая общая закономерность: первыми из растворов обычно
выпадают сульфиды с наименьшим количеством серы; это в основном обра-
зования более высоких температур; с понижением температуры возникают
последовательно сульфиды с большим содержанием серы. .$•
Вопрос о переносе веществ при образовании сульфидных минералов
(особенно гидротермального происхождения) до сих пор нельзя считать
решенным, хотя в этом отношении проведены значительные исследования.
Одни ученые считают, что этот перенос происходит в истинных (ионно-моле-
кулярных) растворах. Вещество при этом переносится в виде растворенных
двойных сернистых соединений — сульфидов металлов с NaaS (Ф. Г. Смит)
или в виде легко растворимых соединений с высокими температурами лету-
чести, каковыми являются хлористые и фтористые соединения тяжелых
металлов и комплексные соединения с бором (А. Г. Бетехтин). Другая
группа исследователей считает, что такой перенос происходит в коллоид-
ном состоянии в виде золей с последующим выпадением в виде гелей
(Ф. В. Чухров, Р. М. Гаррелс).
Представление о том, что выпадение сульфидов происходит в зависимо-
сти от их растворимости, не соответствует действительности, так как экспе-
199
риментальные данные свидетельствуют о том, что растворимость сульфидов
в чистой воде очень мала и поэтому практически сульфиды можно считать
нерастворимыми.
На земной поверхности сульфиды и близкие к ним соединения, за
исключением лишь нескольких (киновари — HgS, сперрилита — Pt[As2],
лаурита — RuS2), под влиянием воды и кислорода легко поддаются вывет-
риванию, переходя вначале в сульфаты, а потом — в гпдроокислы, окислы,
Рис. 105. Вторичная зональность
сульфидных месторождений
карбонаты и другие кислородные соедине-
ния. Общей тенденцией процесса выветри-
вания сульфидов является окончательное
освобождение их от серы .При этом возникает
типичная зональность сульфидных место-
рождений (рис. 105), которая начинается
зоной окисления (железной шляпой). Обо-
значив через R металл, который входит в
состав сульфидов, процесс их окисления
и переход в легкорастворимые сернокислые
соединения можно выразить такой общей
реакций:
RS+2О2 = RSO4.
В нижней части зоны окисления, куда
просачиваются сернокислые растворы, про-
исходит взаимодействие этих растворов с
вмещающими породами и растворами дру-
гих кислот, в результате чего образуется
ряд минералов, характерных для нижней
части зоны окисления, по таким общим, наиболее распространенным реак-
циям:
2CuSO4 + 2СаСО3 + ЗН2О —> Cu2(OH)2[CO3] + 2Ca[SO4] • 2Н2О Ц- СО2;
малахит гипс
CuSO4+2FeSO4 —» Fe2(SO4)3 + Си;
ZnSO4+СаСО3+2Н2О —> Zn[CO3] + Ca[SO4] • 2Н2О;
смитсонит гипс
Ag2SO4 + 2FeSO4 Fe2(SO4)3 + 2Ag.
Очень своеобразно в зоне окисления ведет себя галенит. Окисляясь,
он дает труднорастворимый сульфат — англезит (PbS + 2О2 = Pb[SO4l),
который остается в зоне окисления. Воды, промывающие зону окисления
сульфидных месторождений, имеют кислую реакцию и в большинстве слу-
чаев являются сернокислыми. Опускаясь вниз, к зоне коренного орудене-
ния (ниже уровня грунтовых вод), где свободный доступ кислорода затруд-
нен, воды становятся щелочными за счет выщелачивания щелочных состав-
ных частей вмещающих пород и жильных минералов. В этой зоне образует-
ся сероводород по такой реакции:
CuFeS2+2H2SO4=CuSO4+FeSO4+2H2S.
халькопирит
Сернокислые воды, которые проникли в эту часть сульфидных место-
рождений, вступают во взаимодействие с первичными сульфидами и H2S
и образуют вторичные сульфиды. Обозначив разные металлы через R и М,
общую реакцию образования вторичных сульфидов можно написать так:
MSO4 + RS = RSO4+MS,
или для отдельных металлов;
14CuSO4+5FeS2 + 12Н2О = 12H2SO4 + 5FeSO4 + 7Cu2S;
халькозин
200
3CuSO4 4- 3H2S = 3H2SO4 + CuS2 • Cu2S;
ковеллин
Ag2SO4 4- Cu2S — Cu2SO4 4- Ag2S.
аргентин
Таким образом, в сульфидных месторождениях на границе с зоной первично-
го оруденения наблюдается некоторая концентрация металлов за счет вто-
ричных сульфидов, которые цементируют первичные образования, поэтому
эта зона получила название зоны вторичного сульфидного обогащения или
зоны цементации. Процессы, возникающие в зоне вторичного обогащения,
имеют важное практическое значение, поскольку в ряде случаев для таких
металлов, как серебро и медь, эта часть месторождения в промышленном
отношении более рентабельна, чем зона первичного оруденения.
Классификация сульфидов и близких к ним
соединений. Исходя из химической характеристики минералов, отно-
сящихся к типу сульфидов и близких к ним соединений, среди них можно
выделить четыре класса:
1. Класс собственно сульфидов и их аналогов.
2. Класс персульфидов и их аналогов.
3. Класс сульфосолей.
4. Класс теллуридов.
КЛАСС СОБСТВЕННО СУЛЬФИДОВ И ИХ АНАЛОГОВ
Минералы этого класса с химической точки зрения являются производ-
ными сероводорода и селеноводорода. Общий химический состав их может
быть выражен формулой AmXn, где место А занимают преимущественно
металлические элементы (Pb, Zn, Hg, Fe, Ni, Cu, Ag, Мп, реже As, Sb, Bi),
а место X — сера или селен: т = 1, 2, 4, 5; п = 1, 2, 3, 4.
Общая характеристика этого класса минералов была приведена выше,
при рассмотрении всего типа сульфидов.
По типу кристаллической структуры собственно сульфиды можно раз-
делить на пять подклассов, объединяющих отдельные группы.
I. Минералы координационной структуры IV. Минералы цепочечной структуры
Группа халькозина Группа миллерита
Группа пирротина Группа киновари
Группа куперита Группа антимонита
Группа сфалерита — вюртцита Группа галенита Группа линнеита Группа борнита Группа кубанита Группа патронита
II. Минералы каркасной структуры V. Минералы слоистой структуры
Группа аргентита Группа ковеллина
III. Минералы кольцевой Группа аурипигмента
структуры Группа реальгара Группа молибденита
ПОДКЛАСС МИНЕРАЛОВ С КООРДИНАЦИОННОЙ СТРУКТУРОЙ
Группа халькозина
К этой группе мы относим сульфиды меди с близким химическим соста-
вом — халькозин (Cu2S) и дигенит (Cu2_nCu1/2nS). Название халькозина
происходит от греч. слова халькос -— медь, дигенита — от греч. дигенес —-
двусортный (имеется в виду, что в дигените содержится Си2+ и Си+).
Дигенит. Долгое время существование дигенита считалось сомнитель-
ным, хотя [наблюдения в медных месторождениях и лабораторные исследова-
201
ния свидетельствовали о том, что наряду с ромбической модификацией
сульфида закиси меди существует также его кубическая разность. В 1948 г.
Д. П. Григорьев экспериментально обосновал самостоятельность дигенита
и доказал, что он соответствует минералу, ранее описанному под названием
кубического халькозина *. Н. В. Белов, исходя из того, что дигенит имеет
правильную антифлюоритовую решетку, показал, что идеальная формула
его должна быть такой, как и у халькозина, т. е. Cu2S, но практически,
поскольку у дигенита часть Си+ замещается Си2+, формула дигенита полу-
чает вид Cu2-nCui/2nS. Исходя из реальных анализов дигенитов, значение
п = 0,17. Для дигенита мы приведем только основные его свойства в срав-
нении с халькозином (табл. 49).
Халькозин — Cu2S. Синоним — медный блеск. В качестве примесей
известны Ag, иногда Fe. Халькозин кристаллизуется в ромбической син-
гонии в ромбопирамидальном виде симметрии — C2V — mm(L22P).
Рис, 106. Габитус кристаллов халькозина
Структурная ячейка содержит Cu1B2S96. Пространствен-
ная группа (благодаря дефектной структуре) СЦ — Ab2m\ а0 = 11,92,
Ьо — 27,33, с0 = 13,44; а0 : Ьо : с0 = 0,435 : 1 : 0,492. При температуре
выше 103° С халькозин переходит в гексагональную модификацию.
Структура халькозина сложна, в достаточной мере не изучена.
Агрегаты и габитус. Халькозин обычно образует зернистые
скопления или вкрапленники, в виде кристаллов встречается редко. Кри-
сталлы халькозина в большинстве случаев имеют толстотаблитчатый и корот-
костолбчатый облик (рис. 106); главными формами на кристаллах являются
призмы {НО}, {021}, {011}, {023}, пирамиды {111}, {112}, {113}, а также
пинакоид {001}. Отмечаются двойники по {ПО}, псевдогексагональные
звездчатые формы и крестоподобные прорастания по (032) и (112) (рис. 107).
Физические свойства. Цвет халькозина свинцово-серый,
цвет черты — темно-серый, блеск металлический. Спайность несовершен-
ная по (001). Слабо ковкий. Хороший проводник электричества (см. табл. 49).
Диагностические признаки халькозина — свинцово-
серый цвет, низкая твердость и ковкость. Главные линии на рентгено-
граммах: 2,40; 1,99; 1,89. Растворяется в кислотах, лучше всего в HNO3,
выделяя серу. П. п. т. плавится, окрашивая пламя в голубой цвет. После
прокаливания на угле в восстановительном пламени дает королек меди.
* По данным Д. П. Григорьева, халькозин, содержащий в твердом растворе
максимальное количество вещества Cu9S6, переходит вначале в смесь дигенита и этого
твердого раствора, а потом в дигенитовый раствор. Таким образом, переход халько-
зина в дигенит не является полиморфным превращением.
202
Отличие от сходных минералов. От похожей на него
блеклой руды халькозин отличается ковкостью (острие ножа оставляет
на нем блестящий след).
Искусственное получение. Получают халькозин путем
нагревания сплава сульфида меди в вакууме до точки плавления.
Образование и месторождения. Халькозин возни-
кает главным образом в результате окисления медьсодержащих минералов
по такой реакции:
Cu5_nCui/2nFeS4 + C11SO4 —> Cu2S ф- CuS + FeSOZj
борнит
и встречается в зоне вторичного сульфидного обогащения. Часто он присут-
ствует в осадочных породах, где образует псевдоморфозы по растительным
Рис. 107. Двойниковые кристаллы халькозина
остаткам, особенно в так называемых медистых песчаниках. В зоне окисле-
ния халькозин встречается вместе с разными неразложенными первичными
сульфидами, а также с ковеллином (Cu2S-CuS2), аргентитом (Ag2S), само-
родной медью, самородным серебром и т. д. В меньших количествах халько-
зин наблюдается в гидротермальных и низкотемпературных образованиях
вместе с эндогенным борнитом — Cu5_nCui/jnFeS4.
ТАБЛИЦА 49
Основные свойства халькозина и дигенита
Минерал Формула Химический состав, % Сингония Цвет Твер- дость Плот- ность Отража- тельная способ- ность, %
Си S
Халькозин Дигенит Cu2S C»4-nCuVs„S 79,86 78,85 20,14 21,15 Ромби- ческая Куби- ческая Свинцо- во-серый Серо- синий 2—3 2,5—3 5,5— 5,8 5,54— 5,70 22—30 Около 19
Крупных месторождений халькозиновых руд мало. В значительных
количествах халькозин накапливается в зонах вторичного обогащения
сульфидных месторождений (северо-американские месторождения Бьютт
в Монтане и Бисби в Аризоне), и как эндогенный минерал. Особое промыш-
ленное значение имеют бедные вкрапленные руды, известные под названием
«porphyry copper». Они очень рентабельны, так как занимают большие пло-
щади и легко поддаются массовому обогащению. Такие месторождения
открыты в США, в штатах Юта (Бингем), Невада, Аризона. В СССР к ним
относятся месторождения Коунрад в Казахстане, Алмалык в Узбекистане
и др. Месторождениями эндогенного халькозина, кроме названных выше
(Бьютт и Бисби в США), являются Редрут (Корнуэлл, Англия) и Джезказ-
ган (Казахстан, СССР). В виде хорошо образованных кристаллов халькозин
встречается в Турьинских рудниках на Урале, в Корнуэлле и в месторож-
дении Бристол (штат Коннектикут, США).
203
Разрушение и псевдоморфозы. На земной поверхно-
сти, особенно в зоне кислородного выветривания, халькозин неустойчив
и, разрушаясь, переходит в кислородные соединения, чаще всего в куприт
(Си2О), по такой реакции:
Cu2S 2О2-|- Н2О ~ Си2О 4- H2SO4,
а при неполном окислении за счет халькозина может образоваться самород-
ная медь по реакции:
Cu2S -|- 2О2 = C11SO4 Си
Известны псевдоморфозы халькозина по пириту, сфалериту, халькопириту
и галениту.
Практическое значение. Халькозин является наиболее
богатой медной рудой. Промышленными считаются халькозиновые руды,
содержащие 1—1,5% Си (для типа «porphyry copper»).
Группа пирротина
В группу пирротина входят сульфиды железа и никеля, а также нике-
лин, в котором сера замещена мышьяком. Из них мы рассмотрим только
никелин, пирротин и пентландит.
Никелин — NiAs. Синоним — красный никелевый колчедан.
Химический состав: Ni — 43,9%; As — 56,1 %. В качестве
примесей наблюдаются Fe и S, а иногда Sb и Со.
Сингония гексагональная, вид симметрии дигексагональнобипи-
рамидальный — Deft—6/mmm(Le6L27PC).
Структурная ячейка содержит Ni2As2. Пространственная
группа —Dsh— Р63/ттс; а0 = 3,602, с0 = 5,009, do : се : —1 : 1,3905.
В основе кристаллической структуры никелина
лежит гексагональная плотнейшая упаковка атомов мышьяка, в октаэдри-
ческих пустотах которой размещены атомы никеля (см. рис. 14). Каждый
атом мышьяка окружен шестью атомами никеля, а каждый атом никеля —
шестью атомами мышьяка. Атом мышьяка близок к двум вертикально раз-
мещенным атомам никеля, которые являются его ближайшими соседями.
Эти особенности объясняют наличие в структуре никелина признаков ионной
и металлической связей, отражающихся на непостоянстве химического
состава минералов, кристаллизующихся в структуре этого типа.
Агрегаты и габитус. Обычно никелин встречается в виде
сплошных скоплений, иногда образует почковидные и дендритовидные агре-
гаты. Кристаллы никелина очень редки и имеют удлиненный и таблитчатый
облик (рис. 108) с преобладающим развитием форм {1010}, {1120}, {0001}
и {1011}.
Физические свойства. Цвет никелина светлый медно-
красный, черта буровато-черная, блеск металлический. Спайность несо-
вершенная по (1010). Твердость — 5. Хрупкий. Плотность — 7,58 — 7,6.
Хороший проводник электричества. Под микроскопом в полированных
шлифах никелин анизотропный и плеохроирующий. В разрезах, перпенди-
кулярных [0001], обнаруживается зональность. Отражательная способ-
ность 53—54%.
Диагностические признаки. Для никелина характерен
бледный медно-красный цвет с примазками зеленых никелевых цветов.
Главные линии на рентгенограммах: 2,652; 1,958; 1,806. Растворяется
в царской водке. П. п. т. на угле плавится, образуя блестящий хрупкий
королек. При этом выделяется окись мышьяка с сильным чесночным запа-
хом. При прокаливании в закрытой трубке на холодных стенках ее обра-
зуется мышьяковое зеркало.
204
Отличие от сходных минералов. Никелин можно
спутать со сплошными массами самородной меди, иногда с борнитом
(Cu5_n/Cui/2KFeS4). Отличие: 1) медь ковкая, ее медно-красная черта блестя-
щая, твердость 2—3; 2) борнит имеет индигово-синюю побежалость, твер-
дость 3—4.
Искусственное получение. Никелин получают дей-
ствием H2S и паров мышьяковистой кислоты на NiCl2 при красном калении,
а также нагреванием порошка Ni и As до белого каления.
Образование и месторождения. Никелин встречается
в гидротермальных кобальто-никелево-серебряных и ураново-висмутовых
месторождениях в ассоциации с суль-
фидами и арсенидами никеля и кобаль-
та, хлоантитом, герсдорфитом, а так-
же самородным висмутом, самородным
серебром и другими минералами.
Крупнейшие месторождения никели-
на известны в Канаде (Кобальт в про-
винции Онтарио) и Рудных горах.
В СССР никелин встречается в Бери-
кульском золоторудном месторожде-
а
нии Западной Сибири. Кристаллы никелина были встречены в месторожде-
нии Гессен-Нассау.
Разрушение. На земной поверхности никелин неустойчив и пере-
ходит в аннабергит — Ni3[AsO4]2 -8Н2О (зеленые никелевые цветы).
Практическое значение. Как руда никеля никелин добы-
вается в кобальто-никелево-серебряных и ураново-висмутовых месторож-
дениях.
Пирротин— Fe^nFei/^S. Название пирротина происходит от греч. сло-
ва пиррос — огненно-красный. Синоним — магнитный колчедан.
Благодаря дефектной структуре состав пирротина испытывает заметные
колебания: Fe — от 58,22 до 63,53%; S — от 34,48 до 41,78. Обычно пир-
ротин содержит примеси Ni и Си, которые Н. В. Белов связывает с вхожде-
нием в структуру пирротина металлических атомов с большим атомным
номером.
Сингония гексагональная, вид симметрии дигексагонально-бипи-
рамидальный £)6ft — 6/mmm(Le6L27PC). В природе также распространена
моноклинная модификация.
Моноклинный и гексагональный пирротин обычно встречается совмест-
но, при этом моноклинный в гексагональном образует пластинчатые выделе-
ния и тонкие прожилки.
205
Структурная ячейка гексагональной модификации содер-
жит 2(FeiLnFe2/3nS). Пространственная группа — D46h — Р63/ттс, а0 =
а0 — 3,43, с0 = 5,68; а0 с0 — 1 : 1,66. Для моноклинной модификации:
а0 = 5,94, Ьо = 3,43, с0 = 5,68; ₽ = 89°34'.
Структура типа никелина (см. рис. 14), в которой места Ni
заняты Fe, a As — S. Так как часть ионов Fe2+ окислена до Fe3+, структура
имеет дефектный характер.
Агрегаты и габитус. Пирротин обычно встречается в сплош-
ных массах или в виде вкрапленных зерен неправильной формы. Иногда
наблюдаются радиально-волокнистые агрегаты. Кристаллы встречаются
редко, Обычно они имеют таблитчатый, реже столбчатый и пирамидальный
облик (см. рис. 108). На кристаллах чаще всего развиты грани пинакоида
{0001}, призмы {1010} и бипирамиды {1011}. Иногда отмечаются двойники
срастания по {1011} и ориентированные нарастания арсенопирита.
Физические свойства. Цвет пирротина бронзово-желтый
с бурой побежалостью, цвет черты серовато-черный, блеск металллический.
Непрозрачный. Спайность несовершенная. Излом неровный до полурако-
вистого. Хрупкий. Твердость—3,5—4,5. Плотность —4,58—4,70. Хороший
проводник электричества. Часто магнитный. Ферромагнитные свойства
характерны для моноклинного пирротина, а для гексагонального антифер-
ромагнитные. При 348° С магнитность исчезает. Под микроскопом в полиро-
ванных шлифах сильно анизотропный и слабо плеохроирует. Отражательная
способность высокая — около 40 %.
Диагностические признаки. Характерными признаками
пирротина являются его цвет и магнитные свойства. Главные линии на рент-
генограммах (для гексагональной модификации): 2,63; 2,062; 1,045. Раство-
ряется в НО, выделяя H2S. П. п. т. сплавляется в черный магнитный коро-
лек. В закрытой трубке не изменяется.
Отличие от сходных минералов. Пирротин похож
на пентландит (Fe, Ni)9Sg, никелин — NiAs, халькопирит — CuFeS2
и пирит — Fe[S2J. Отличия: 1) у пентландита средняя спайность; 2) никелин
медно-красный, твердость его — 5; 3) халькопирит латунно-желтый с зеле-
но-черной чертой; 4) пирит встречается обычно в кристаллах и имеет высо-
кую твердость (царапает стекло).
Искусственное получение. Гексагональный пирротин
получают сплавлением железа и серы, нагреванием FeS2 в атмосфере H2S
при температуре 550° С. Встречается он также в заводских шлаках. Моно-
клинный пирротин был получен из гексагонального при обработке его бикар-
бонатом натрия при температуре 175—200° С.
Образование и месторождения. Пирротин образуется
главным образом в связи с эндогенными процессами. В экзогенных условиях
он возникает очень редко и известен в осадочных железных рудах (Керчен-
ское месторождение), а также в фосфоритовых желваках. Эндогенные обра-
зования пирротина связаны с основными изверженными породами, где
он находится в тесной ассоциации с пентландитом и халькопиритом в так
называемых медно-никелевых сульфидных рудах. К этим месторождениям
относятся Седбери в Канаде, месторождения Бушвельдского комплекса
в Африке, а также Монче-Тундра и Норильское месторождения в СССР.
Пирротин известен также в контактово-метасоматических месторождениях
в ассоциации с халькопиритом, пиритом, магнетитом (FeFe2O4), сфалери-
том, арсенопиритом (Турьинские рудники на Урале) и в гидротермальных
месторождениях в ассоциации с сфалеритом, галенитом, халькопиритом,
касситеритом (SnO2), арсенопиритом и др. В гидротермальных месторожде-
ниях пирротин наблюдается в виде хорошо образованных кристаллов (Тран-
сильвания в Румынии, Трепча в Югославии, Трентино в Италии и Потоси
в Боливии).
Согласно исследованиям А. Г. Бетехтина, образование пирротина обус-
ловливается концентрацией ионов серы в растворах. При высокой концентра-
206
ции S2- железо выделяется в виде дисульфида (Fe[S2]), а при пониженной —
в виде моносульфида (FeS).
Разрушение и псевдоморфозы. На земной поверхно-
сти пирротин неустойчив и переходит в окисные соединения по такой схеме:
Fe2+ Fe« + S
ге1—ПГе2/зП'’
марказит FeS2-
пирит FeS2
^мелантерит
Fe[SO4]-7H2O
Ре2Оз'пН2О .,
бурые железняки
Синоним —
Псевдоморфозы по пирротину образуют пирит, марказит, мелантерит
и бурые железняки. Известны псевдоморфозы пирротина по полевому шпату.
Практическое значение. Залежи пирротиновых руд,
не содержащих других металлических полезных ископаемых, имеют огра-
ниченное промышленное значение. Иногда
они разрабатываются с целью получения
H2SO4, как заменители пиритовых руд.
Пентландит — (Fe, Ni)9S8. Петландит
назван в честь Дж. Пентланда, впервые
открывшего этот минерал,
железо-никелевый колчедан. Химический
состав: Fe — 32,55%; Ni — 34,22%; S —
33,23%. Обычно содержит примеси Со
(до 3,0%).
В месторождении Варислахти в Фин-
ляндии установлен кобальтпентландит с
содержанием: Со — 49,3%; Ni = 9,1%;
Fe= 10,3%.
Сингония кубическая, вид сим-
метрии гексоктаэдрический — Oh — Рис’ 109’ Структура петландита
m3m(3L^Ls6Lz9PC).
Структурная ячейка содержит Fei8Nii8S32. Пространствен-
ная группа — Ок — Fm3m, а0 — 9,91. Основой кристаллической
структуры пентландита (рис. 109) является плотнейшая кубическая
упаковка ионов серы. Ионы Fe и Ni занимают только половину тетраэдри-
ческих и одну восьмую октаэдрических пустот.
Агрегаты. Пентландит обычно образует сплошные скопления
и зернистые агрегаты, а также порфировидные выделения среди пирротина.
В виде хорошо образованных кристаллов не встречен.
Физические свойства. Цвет минерала ярко-бронзово-жел-
тый. Цвет черты светлый, бронзово-коричневый. Блеск металлический.
Непрозрачный. Спайность совершенная по (111). Излом раковистый. Хруп-
кий. Твердость — 3,5—4. Плотность — 4,5—5. Хороший проводник элек-
тричества. Магнитных свойств не проявляет. Под микроскопом в полиро-
ванных шлифах изотропный. Часто отмечаются ориентированные прораста-
ния с пирротином и халькопиритом. Отражательная способность высо-
кая — 51 %.
Диагностические признаки. Для пентландита характе-
рен бронзово-желтый цвет, а также совершенная спайность. Макроскопиче-
ски обнаружить пентландит тяжело. Главные линии на рентгенограммах:
207
3,03; 1,95; 1,77. Растворяется в HNO3, окрашивая раствор в зеленый цвет.
П. п. т. сплавляется в черный магнитный королек.
Отличие от сходных минералов. Пентландит очень
похож на пирротин, от пирротина отличается более темным цветом и спай-
ностью. Кроме того, пирротин, как правило, магнитный.
Искусственное получение. Пентландит получается
сплавлением Fe, Ni и S в графитовом тигле с повторным добавлением S.
Образование и месторождения. Образуется пентлан-
дит магматическим путем в связи с основными и ультраосновными породами
в так называемых сульфидных медно-никелевых месторождениях вместе
с пирротином и халькопиритом. Обычно в этих месторождениях в неболь-
шом количестве присутствуют магнетит и минералы платиновой группы.
Крупные месторождения пентландита известны в Канаде (Седбери,
в провинции Онтарио, являющееся крупнейшим месторождением никеля
в мире), атакжев Бушвельдев Африке. В СССР месторождения пентландита
известны в Монче-Тундре, на р. Печенге и в Норильске.
Разрушение. На земной поверхности пентландит переходит
в аннабергит - Ni3[AsO4]2 -8Н2О, бурые железняки и сульфаты.
Практическое значение. Пентландит — основная нике-
левая руда. Минимальное содержание Ni в рудах составляет 0,3%.
Группа куперита
К этой группе относятся довольно редкие сульфиды платины (куперит),
палладия и никеля (брэггит). Из них мы рассмотрим только куперит —
PtS. Назван по имени Р. Купера, впервые описавшего этот минерал.
Химический состав: Pt — 85,89%, S—14,11%, иногда
содержит Pd (до 4%).
Сингония тетрагональная, вид симметрии дитетрагональнобипи-
рамидальный—D/lh—Щттт(Ь£Ь£>РС). Структурная ячейка содержит
Pt2S2. Пространственная группа — D'lh— 4/ттс; а0 = 3,48, с0 = 6,113;
ас, : с0 = 1 : 1,7581. Кристаллическая структура (рис. ПО) представлена
гранецентрированной решеткой, построенной из плоских групп PtS4 и тет-
раэдрических групп SPt4 при расстоянии Pt — S = 2,32 А.
Агрегаты и габитус. Обычно встречается в виде неправиль-
ных зерен, реже — кристаллов призматического габитуса.
Физические свойства. Цвет — стально-серый. Блеск —
металлический. Непрозрачен. Спайность по (101). Твердость — 4,5. Плот-
ность — 9,5. Под микроскопом в полированных
шлифах коричневатый, слабо анизотропен. Отра-
жательная способность высокая > 34 %.
Диагностическим признаком
куперита является нерастворимость в концентри-
рованных кислотах и царской водке. Главные ли-
нии на рентгенограммах: 3,03; 1,93;
П. п. т. при нагревании до 800° С теряет 15—20°
своей массы. В закрытой трубке дает возгон
1,513.
О os
Рис. ПО. Структура
куперита
серы.
Отличие от сходных минера-
лов. Куперит похож на другие платиновые ми-
нералы, от которых отличается пониженной отра-
жательной способностью и тем, что не травится
царской водкой.
Искусственное получение. Куперит получен при сплав-
лении Pt, К2СО3 и S в фарфоровом тигле в течение 15 мин.
Образование и месторождения. Куперит минерал
редкий. Встречен в платиноносных норитах и дунитах Южной Африки сов-
208
местно с пирротином, пентландитом, халькопиритом, сперрилитом, само-
родной платиной и другими минералами.
Практическое значение. В некоторых сульфидных медно-
никелевых месторождениях является важным минералом для получения
платины.
Группа сфалерита — вюртцита
Из минералов, принадлежащих к этой группе, мы рассмотрим полиморф-
ные модификации ZnS — сфалерит и вюртцит, различающиеся между собой
не только структурными особенностями (см. рис. 4 и 15), но и условиями
образования. Основные сведения об этих минералах приведены в табл. 50.
Структуры этих минералов очень близки. В обоих минералах каждый ион
серы находится между четырьмя ионами цинка и наоборот, что определяется
донорно-акцепторным типом связи. Разница между структурами сфалерита
и вюртцита только та, что сфалерит имеет плотнейшую кубическую упаков-
ку, а вюртцит — гексагональную. Структуру вюртцита легко можно вывести
из структуры сфалерита, если решетку сфалерита изобразить так, чтобы
она стояла на грани тетраэдра (см. рис. 15).
Сфалерит — ZnS. Сфалерит получил свое название от греч. слова —
сфалерос — обманчивый, потому что внешне он совсем не похож на другие
сульфиды металлов. Синоним — цинковая обманка. Обычно содержит при-
меси Fe (до 20%) *, Мп, Cd (иногда 2%), In, Ga, Ge, Tl. Разности с большим
содержанием Fe под микроскопом обнаруживают включения пирротина,
как продукта распада твердого раствора, иногда халькопирита.
Выделяют несколько разностей сфалерита: клейофан — светло-окрашен-
ная или бесцветная, почти без примесей; марматит — черная, железистая;
пшибрамит — богатая кадмием; брункит — белая, землистая, скрытокри-
сталлическая.
ТАБЛИЦА 50
Сравнительная характеристика сфалерита и вюртцита
Минерал Химический состав, % Сингония Параметры элементарной ячейки, А
Zn S
Сфалерит Вюртцит 61,7 61,7 32,9 32,9 Кубическая Гексагональная ао = 5,40 а0 = 3,81 с0 = 6,23 со/ао= 1,636
Сингония кубическая, вид симметрии гексатетраэдрический —
Тл - 43m(3L424L36P).
Структурная ячейка содержит Zn4S4. Пространственная
группа Та — F43m.
Структура сфалерита рассмотрена выше. Здесь мы только отметим, что
экспериментально подтверждено изменение решетки сфалерита (а0) от
содержания железа.
Агрегаты и габитус. Сфалерит образует зернистые скопле-
ния, иногда оолиты и концентрически-зональные агрегаты (рис. 111).
Часто он встречается в виде хорошо образованных кристаллов тетраэдриче-
ского и додекаэдрического габитуса (рис. 112) с главными формами {111},
{111}, {110} и {100}. Г. Кальб среди кристаллов цинковой обманки устанав-
ливает два минерагенетических типа: 1) кубооктаэдрический или тетраэд-
рический и 2) додекаэдрический. Первому типу свойственно развитие
* Имеются попытки определить температуру образования сфалерита по содер"
жанию в нем FeS.
14 Лазаренко Е. К.
209
Рис. 111. Концентрически-зональное строение
сфалерита
таких важнейших форм, как {111}, {111}, {100} и {110}, во втором — доми-
нирующей формой является {НО}, а {111} и {100} имеют второстепенное
значение. Кубооктаэдрический
тип характерен для сульфидной
свинцово-цинковой формации,
додекаэдр ический — для сиде-
ритовых и флюорито-баритовых
жил и метасоматических обра-
зований. Часто встречаются
двойники срастания по (111),
а также полисинтетические двой-
ники, особенно хорошо обнару-
живающиеся при травлении под
микроскопом.
Физические свой-
ства. Цвет сфалерита чаще
всего светло-коричневый до чер-
ного, редко—зеленый или крас-
ный и обусловливается приме-
сями, главное место среди кото-
рых принадлежит ионам Fe2+.
Известны совсем бесцветные раз-
ности. Черта от белой до коричневой. Безжелезистые разности
(клейофан) прозрачны. Спайность совершенная по (НО) в шести
направлениях. Излом неровный. Хрупкий. Твердость — 3,5„— 4.
Плотность — 3,5—4,2 (уменьшается с увеличением содержания; железа).
о
б В
Рис. 112. Габнтус кристаллов сфалерита:
а — тетраэдрический, б — додекаэдрический, в — двойник
Электричества не проводит, пироэлектрический. Магнитность низкая:
(зависит от содержания железа). Показатель преломления колеблется
от 2,36 до 2,47, изменяется в зависимости от содержания железа. Прозрач-
ные разности триболюминесцируют; в ультрафиолетовом свете и в рентге-
новских лучах отмечается флюоресценция. Под микроскопом сфалерит
изотропный, иногда наблюдается двупреломление. Внутренние рефлексы
желтого и коричневого цветов. Отражательная способность низкая — 17%.
Диагностические признаки сфалерита — форма
кристаллов, их цвет и совершенная спайность по (ПО). Главные линии
210
на рентгенограммах: 3,116; 1,908; 1,630. Растворяется в НС1 с выделением
H2S и в HNO3 — серы. П. п. т. растрескивается и почти не плавится.
В окислительном пламени на угле дает белый налет окиси цинка.
Отличие от сходных минералов. Сфалерит похож
на энаргит CU3ASS4, вольфрамит — (Fe, Мп) [WO4] и на изометрические
кристаллы касситерита — SnO2. Отличия: 1) энаргит стально-серый
до железно-черного цвета, с серовато-черной чертой и спайностью по двум
направлениям (совершенная по (ПО) и довольно четкая по (010); 2) воль-
фрамит образует пластинчатые кристаллы, имеет спайность в одном
направлении, высокую плотность и густую бурую черту; 3) у касситерита
тетрагональные кристаллы без спайности, с высокой твердостью (6—7)
и высокой плотностью (6,8—7,0).
Искусственное получение. Сфалерит получается при
пропускании H2S через раствор Zn в закрытой трубке и при прохождении
H<jS над нагретым ZnCl2.
Образование и месторождения. Сфалерит образуется
главным образом гидротермальным путем вместе с галенитом, над которым
всегда количественно преобладает. Некоторые месторождения связаны
с осадочными процессами. Почти 50% всей добычи цинка дают свинцово-
цинковые месторождения, залегающие в карбонатных толщах (известняках
и доломитах), где сфалерит встречается вместе с галенитом и пиритом.
К ним относятся месторождения хребта Каратау в Средней Азии, место-
рождения Польши (Олькуш, Ожел Белый), штата Миссури в США и др.
Вопрос о происхождении этих месторождений остается спорным. Одна
группа исследователей считает их гидротермальными низкотемператур-
ными, а другая — сингенетическими осадочными. Из других месторожде-
ний следует назвать медно-цинковые месторождения Урала, где сфалерит
развит в колчеданных отложениях вместе с пиритом и халькопиритом
и почти без галенита; в Нагольном кряже в Донбассе встречается в виде
хороших кристаллов, а в районе Трускавца в Прикарпатье образует поло-
счато-зональные скопления брункита. Из зарубежных месторождений сфа-
лерита, представляющих интерес в минералогическом отношении, следует
назвать Пршибрам (Чехословакия), где отмечаются хорошие кристаллы
красного и зеленого цвета; Бинненталь в Швейцарии и Сантандер в Испа-
нии, известные прозрачными, хорошо образованными кристаллами сфале-
рита, а также Капник в Румынии с красивыми кристаллами черного цвета.
Золотистые прозрачные кристаллы найдены в месторождении Пикос-де-
Эуропа (Испания), а кристаллы белого и светло-зеленого цвета — в извест-
няках месторождения Франклин (Нью-Джерси, США). В месторождении
Марсдена (Иллинойс, США) известны сталактиты сфалерита до 15 см в диа-
метре, а в месторождении Бингем (Юта, США) — кристаллы октаэдровид-
ного габитуса.
Разрушение и псевдоморфозы. На земной поверхности
сфалерит неустойчив и переходит в кислородные соединения по такой общей
схеме:
------(Zn, Fe)S I-->Zn[CO3]
сфалерит------------------------------I Смитсонит
--------->Zn[CO3] -2Zn(OH2)
Fe2O3-nH2O
Бурые железняки
Zn[SO4]-7H2O
Г осларит
ZnS
Вторичная генерация,
близкая к клейофану
->Zn2[SiO4]
Виллемит
*Zn4(OH2)[Si2O7]-H2O
Каламин
14* 211
По сфалериту известны псевдоморфозы госларита, смитсонита и калаве-
рита (АиТе2).
Практическое значение. Сфалерит является главной цин-
ковой рудой. Кроме того, из него добываются редкие металлы: кадмий,
индий и галлий. Сфалерит используется для'изготовления цинковых белил,
флюоресцирующих экранов и т. д. Обычно разрабатываются богатые руды
с содержанием цинка до 8—10%, однако для крупных месторождений
Рис. ИЗ. Габитус кристаллов вюртцита
содержание цинка мо-
жет быть понижено.
Вюртцит — ZnS.
Назван в честь француз-
ского химика Адольфа
Вюртца. Кроме двухслой-
ной структуры (2Н) ус-
тановлены также поли-
типные разности 4Н, 6Н,
8Н, 3R, 9R, 15R, 21R и
др. Синоним—лучистая
цинковая обманка.
X и"м ический состав его такой же, как и сфалерита, однако
вюртцит содержит большее количество Cd (с повышением содержания Cd
вюртцит переходит в гринокит (CdS), с которым он образует изоморфный
ряд), а также Мп. К разностям вюртцита относится эритроцинкит, в состав
которого входит марганец.
Сингония — гексагональная, вид симметрии дигексагональнопира-
мидальный — Сво—6тт(Ье6Р).
Структурная ячейка содержит Zn2S2. Пространственная
группа — Св»—СЬтс\ а0 = 3,85, с0 — 6,29; Oq : с0 = 1 : 1,634. Структура
рассмотрена выше.
Агрегаты и габитус. Обычно вюртцит образует волокнистые
и лучистые агрегаты, а также концентрически-слоистые корки. Кристаллы
встречаются редко. Они обычно пирамидальные (рис. 113), короткопризма-
тические до таблитчатых, главные формы— {0001} и {1011}.
Физические свойства. Цвет колеблется от светлого к буро-
му и черному в зависимости от содержания железа. Черта соответственно
изменяется от бесцветной к бурой. Блеск алмазный. Просвечивает или
прозрачный. Спайность совершенная по (ЮТО) и несовершенная по (0001).
Хрупкий. Твердость—3,5—4. Плотность 4,0—4,3. Оптически одноосный,
положительный; показатели преломления (в Na — свете): ng = 2,378,
пт — 2,356, ng — пт = 0,022.
Диагностические признаки. Характерным признаком
является оптическая анизотропия вюртцита, которая может быть установ-
лена только под микроскопом. Главные линии на рентгенограммах: 3,107;
1,902; 1,625. Растворяется в НО с выделением H2S и в HNO3 с выделением
серы. П. п. т. ведет себя, как сфалерит.
Отличие от сходных минералов. Вюртцит в сплош-
ных массах трудно отличить от сфалерита. Отличия устанавливаются только
при микроскопическом исследовании (вюртцит анизотропный) и по дебае-
граммам.
Искусственное получение. Вюртцит можно получить
при нагревании сфалерита выше 1020° С и последующем постепенном охлаж-
дении. В присутствии Fe точка инверсии понижается (если содержание
равно 17,08%, то инверсия происходит при 880е С).
Образование и месторождения. Вюртцит — редкая
форма сульфида цинка; может выкристаллизовываться из кислых растворов;
встречается в тесном прорастании со сфалеритом, марказитом и другими
сульфидами. В незначительных количествах он известен в месторождениях
Урала и Киргизии. Из других месторождений отметим Пршибрам (Чехо-
212
Словакия), где известны концентрически-зональные разности, месторожде-
ние Бьютт в Монтане (США) с хорошо образованными пирамидальными
кристаллами, месторождения Боливии (Оруро и Чокая) и месторождения
Касписиза (Перу), где встречены таблитчатые кристаллы до 8лои в попе-
речнике.
Группа галенита
К группе галенита принадлежат сульфиды и селениды свинца (галенит
и клаусталит), а также очень редкий сульфид Мп (алабандин) и сульфид Са
(ольдгамит). Из минералов этой группы мы опишем только галенит —
Pb(S, Se), являющийся минеральным видом переменного состава от собст-
венно галенита (PbS) до клаусталита (PbSe). В большинстве месторождений
галенит представлен почти бесселенистыми разновидностями, но в районах
с высокой концентрацией Se устанавливаются разновидности с различным
содержанием Se вплоть до образования селенистой разновидности —
клаусталита.
Название галенита происходит от лат. слова — галена, что означает
свинцовая руда. Синоним — свинцовый блеск, а клаусталита — от назва-
ния местности Клаусталь в ФРГ.
Химический состав: РЬ — 86%,S — 13,4%; часто содержит
примеси Ag, Си, Zn, иногда Bi, Fe, As и других элементов, большинство
из которых присутствуют вследствие микроскопических включений посто-
ронних минералов. Разности галенита — свинчак — сплошной тонкозер-
нистый галенит.
Сингония кубическая, вид симметрии гексоктаэдрический —
Oh — тЗт(ЗЬ^Ьв36Ь29РС).
Структурная ячейка содержит Pb4S4. Пространственная
группа ОЯ — РтЗт, а0 = 5,94. Структура галенита рассмотрена
выше.
Агрегаты и габитус. Галенит встречается в виде зернистых
и сплошных скоплений, а также вкрапленников и друз. Кристаллы кубиче-
ского и кубооктаэдрического, реже октаэдрического (рис. 114, а) габитуса,
главные формы—{100} и {111}, значительно реж!е—{ПО}. Появление
октаэдрических граней на кубических кристаллах галенита объясняется
селективной адсорбцией атомов серебра в виде аргентита Ag2S (рис. 114, в).
Наблюдаются двойники прорастания и срастания по (111). Часто двойнико-
вание возникает при пластических деформациях (рис. 114,6), вследствие
чего на гранях куба появляется штриховатость. Отмечены эпитаксические
срастания галенита с арсенопиритом, тетраэдритом, самородным золотом
и бурнонитом.
Физические свойства. Цвет галенита свинцово-серый,
черта — серовато-черная, блеск — металлический. Непрозрачный. Спай-
ность совершенная по кубу (100). В разностях с примесями висмута наблю-
дается отдельность по (111). Излом плоский, полураковистый. Хрупкий.
Твердость —2—3. Плотность — 7,4—7,6. Имеет полупроводниковые и детек-
торные свойства. В полированных шлифах изотропный. Отражательная
способность — 43%.
Диагностические признаки. Для галенита характерны:
изометрический облик кристаллов, зернистость агрегатов, совершенная
спайность по кубу, большая плотность и свинцово-серый цвет. Главные
линии на рентгенограммах: 2,965; 2,093; 1,324. П. п. т. легко плавится.
С содой дает королек свинца. Легко растворяется в HNO3, выделяя серу
и образуя белый осадок PbSO4.
Отличие от сходных минералов. Галенит похож
на мелкозернистый антимонит (Sb2S3) и сульфосоли свинца (буланжерит —
Pb6[Sb2S4]2S3 и бурнонит - CuPb[SbS3]. Отличия: 1) антимонит имеет удли-
213
ненные зерна в мелкозернистых агрегатах: одно спайное направление, мень-
шую плотность, синеватую побежалость; 2) для буланжерита характерны
шестовато-лучистые, иногда волокнистые агрегаты, 3) бурнонит имеет столб-
чатые или таблитчатые кристаллы, колесовидные двойники.
Искусственное получение. Галенит получают при
сплавлении S и РЬ, а также при действии H2S на свинцовый раствор и на
пары РЬС12 (при высокой температуре).
Образование и месторождения. Преобладающее боль-
шинство месторождений галенита образовалось гидротермальным путем,
Рис. 114. Габитус кристаллов галенита:
а — одиночные кристаллы, б — двойннкн по (441), в — пространствен-
ное'расположение аргентита по октаэдрическим направлениям кри-
сталлов га леи нта
главным образом при средних температурах. Галенит встречается здесь
в тесном парагенезисе с сфалеритом, а также вместе с халькопиритом, блек-
лыми рудами, арсенопиритом, пиритом и другими минералами. Некоторые
месторождения галенита связаны с осадочными процессами и возникают
в условиях сероводородной фации. Галенитовые месторождения образуют
жилы или неправильной формы залежи в известковых породах. Крупные
месторождения галенита известны в США — штаты Миссури, Колорадо
(Ледвилл), в Канаде (месторождение Сулливан), Австралии (месторожде-
ние Брокен-Хилл, в Новом Южном Уэлсе). Хорошие кристаллы характерны
для свинцово-серебряных жил Фрейберга. В Советском Союзе месторожде-
ния галенита известны на Алтае, Кавказе (Садонское), в Средней Азии (Тур-
ланское) и Забайкалье.
Разрушение и псевдоморфозы. На земной поверхно-
сти галенит переходит в кислородные соединения: глет (РЬО), церуссит
(РЫСО3]), англезит (PblSOJ) и т. д. По галениту известны псевдоморфозы
214
халькозина (Cu2S), тетраэдрита (CUi0Cu2+)12[SbS3l4S, родохрозита (Mn[CO3]),
кварца, (SiO2), пирита (Fe[S2]) и каламина Zn4(OH)2[SiaO7]-Н2О.
Практическое значение. Галенит — главнейшая свин-
цовая руда. Обычно разрабатываются месторождения, содержащие свинец
в количествах 3—5 %, однако в связи с дефицитностью металла в настоящее
время промышленный интерес имеют месторождения и с меньшим содержа-
нием, в которых свинец добывается вместе с цинком. Содержание свинца
в таких месторождениях должно быть не меньше 1 % (при содержании цинка
«е менее 2—3%).
Группа линнеита
В группу линнеита входят довольно редкие сульфиды Со, Ni, Fe и Си.
Из них мы рассмотрим только линнеит — Co3S4, представляющий собой
крайний кобальтовый член минерального вида переменного состава
(Со, Ni)3S4. Крайним никелистым членом этого минерального вида является
полидимит — Ni3S4. Назван по имени К- Линнея.
Химический состав: Со — 57,96%, S — 42,04%. Обычно
содержит примеси Си и Fe.
Сингония кубическая, вид симметрии гексоктаэдрический —
Oh — m3m(3L£L$L29PC).
Структурная ячейка содержит Co24S32. Пространственная
группа Ок—Fd3m, а0 = 9,416. Кристаллическая структура
типа шпинели с плотнейшей упаковкой ионов S.
Ионы кобальта представлены Со2+ и Со3+: Со2+ располагается в центрах
•тетраэдров, а Со3+ в центрах октаэдров.
Агрегаты и габитус. Обычно встречается в зернах непра-
вильной формы, иногда в виде кристаллов, реже образует сплошные массы.
Кристаллы имеют октаэдрический габитус;- на них развиты главным обра-
зом (100), (ПО) и (111).
Физические свойства. Цвет белый, светло-стально-серый
с розовым оттенком. Черта — серовато-желтая. Блеск — металлический.
Непрозрачен. Излом неровный. Твердость—5—5,5. Хрупок. Плотность —
4,75—4,85. Спайность несовершенная. Хороший проводник электричества.
Изотропен. Под микроскопом в полированных шлифах светло-белый с кре-
мовым оттенком. Отражательная способность высокая, выше 44%.
Диагностические признаки. Твердость, цвет и отсут-
ствие спайности. Главные линии на рентгенограммах: 1,68; 2,82; 1,82.
Растворяется в горячей азотной кислоте с выделением серы, раствор окра-
шивается в розовый цвет. П. п. т. в восстановительном пламени сплавляется
в серый магнитный королек.
Отличие от сходных минералов.'1 От похожего
кобальтина отличается тем, что не дает реакции на мышьяк и имеет меньшую
твердость.
Искусственно получают из раствора СоС13 и K2S при 160* С.
Образование и месторо ж^д е н и я. Линнеит встречает-
ся в гидротермальных сульфидных жилах и контактово-метасоматических
образованиях совместно с халькопиритом и кобальтосодержащим пиритом
в месторождениях Катанги (Конго со столицей Леопольдвиль), Зигена
(ФРГ) и Северной Родезии. Отдельные находки линнеита известны в камен-
ноугольных пластах Ронда Вэлли (Англия). В СССР встречен в Покров-
ском и Пышминском на Урале, а также в Балейском (Забайкалье) и Гла-
<фиринском (Красноярский край) месторождениях.
Крупные кристаллы встречены в месторождениях Катанги и Зигена.
Разрушение. На поверхности при наличии в рудах мышьяка
переходит в эритрин Co3[As04]2 -8Н2О.
Практическое значение. Линнеит, ассоциирующий с дру-
гими кобальтовыми минералами, используется вместе с ними’для получе-
•ния кобальта.
215
Группа борнита
В группу борнита мы условно объединяем три железо-медных сульфи-
да: борнит (представитель минералов состава А3Х2), халькопирит и станнин
(представители минералов состава АХ), близких по свойствам (табл. 51)
и условиям образования, и довольно редкий минерал германит. В природ-
ных условиях эти минералы, особенно борнит и халькопирит, при темпера-
туре выше 475° С образуют ограниченные твердые растворы. Последние
распадаются с понижением температуры, образуя пластинчатые выделе-
ния халькопирита в борните.
Борнит—Cu5_nCui/2nFe3+S4, получил название по имени австрийского
минералога И. Борна (1742—1791 гг.). Синоним — пестрая медная руда.
Состав и свойства мине
Минерал Формула Химический состав, %
Си Fe Sn s
Борнит Халькопирит ...... Станнин Cug_nCu%„FeS4 CuFeS2 Cu2FeSnS4 63,3 34,57 29,5 11,2 30,54 13,1 27,5 25,5 34,9 29,9
Анализы обычно показывают присутствие Ag.
Сингония. Известны три полиморфные модификации борнита:
тетрагональная, устойчивая при обычной температуре (а0 — 10,94, с0 =
= 21,88, с0/а0 = 2,00), тригональная метастабильная при обычной темпе-
ратуре (а0 = 10,94) и кубическая, образующаяся при температуре > 228° С
(а0 — 5,50). Отношение «порядок — беспорядок» в структуре борнита рас-
смотрено ранее (см. рис. 23).
Кристаллическая структура тетрагональной и три-
гональной модификаций выводится из высокотемпературной модификации,,
Рис. 115. Структура борннта (по Н. В. Белову):
а — восемь «основных» Fe-тетраэдров, расположенных по алмазному
закону в ячейке борнита, б—двойная координация атомов Си+1 в бор-
ните
основу которой составляют 8 тетраэдров из атомов серы вокруг Fes+,
размещающихся в вершинах и центрах граней элементарного куба
(рис. 115, а), а также в центре четырех из восьми октантов того же куба.
Атомы серы, находящиеся в вершинах Fe-тетраэдров, образуют плотнейшую
кубическую упаковку. На ребрах тетраэдров посередине между каждой парой
атомов S2- в двойной координации размещаются атомы Си+ (рис. 115,6).
216
В таком положении,из 48 вакантных' мест медью занято только^ 40. В связи
с этим часть Си+ в борните окислена до Сиа+, что определяет дефектность
его структуры.
А г р е г а т ы и габитус. Борнит встречается в виде сплошных
масс и вкрапленников. Кристаллы его исключительно редки и имеют куби-
ческий, додекаэдрический или октаэдрический габитус.
Физические свойства. Цвет на свежем изломе темный,
медно-красный. На воздухе борнит сразу же покрывается пестрой (в основ-
ном синей) побежалостью. Цвет черты серовато-черный. Блеск полуметал-
лический. Борнит непрозрачный. Спайность практически отсутствует.
Излом мелкораковистый, неровный. Хрупкий. Характеризуется электро-
проводностью. Под микроскопом в свежем состоянии имеет розово-корич-
невый цвет.
ТАБЛИЦА 51
ралов группы борнита
Сингония Параметры элемен- тарной ячейки, А Твердость Плот- ность Показа- тель отраже- ния, % Спайность
ао со
Кубическая 21,94 — 3 4,9—5,2 21 Отсутствует
Тетрагональная 5,24 10,30 3—4 4,1—4,3 47 Несовершенная
> 5,46 10,725 3-4 4,3—4,5 24
Диагностические признаки. Легко узнается по цвету,
по пестрой синей побежалости и низкой твердости. Растворяется в HNO3
с выделением всплывающей серы. П. п. т. на угле в восстановительном
пламени плавится в хрупкий магнитный королек. В закрытой трубке
образует слабый возгон серы, в открытой — дает серный дым.
Отличие от сходных минералов. Борнит похож
на халькопирит, когда последний имеет пеструю побежалось на поверх-
ности, на никелин (NiAs), самородную медь и очень редкий минерал герма-
нит (Cu3Fe,GeS4). Отличия: 1) халькопирит имеет зелено-черную черту;
2) для никелина характерны медно-красный цвет без побежалости, твер-
дость — 5 и буро-черная черта; 3) медь ковкая, с крючковатым изломом
и медно-красной блестящей чертой; 4) германит имеет черную черту, встре-
чается редко.
Искусственное получение. В лабораторных условиях
борнит образуется путем сплавления Си и Fe с избытком S под слоем пова-
ренной соли, а также при действии HaS на смесь CuaO, СиО4 и FeaO3 при
температуре 100—200° С. Находят его также в шлаках заводской плавки.
Образование и месторождения. Борнит возникает
главным образом в связи с экзогенными процессами, образуя зону вторич-
ного обогащения сульфидных месторождений. Он выделяется одним из пер-
вых среди вторичных сульфидов (главным образом, за счет халькопирита)
по такой реакции:
CuFeS2~}-CuSO4-|- Н2О —> Cu6_nCuIy2nFeS4-|-FeSO4-|- H2SO4-P О2.
Значительные месторождения борнита известны в США (Бьютт, Бисби)
и Чили (Браден). Кристаллы встречены в месторождениях Бристоль (Кон-
нектикут, США), Редрут (Корнуэлл, Англия) и Бьютт (Монтана, США).
В СССР крупные месторождения борнита находятся в Казахстане (Джезказ-
ган, Успенское), на Урале (им. III Интернационала, Дзержинское). Здесь
вместе с экзогенным встречается и эндогенный борнит. Экзогенный борнит
присутствует почти во всех медно-сульфидных месторождениях. Значитель-
217
но меньше развит эндогенный борнит, встречающийся в гидротермальных
месторождениях вместе с халькопиритом, эндогенным халькозином, сфа-
леритом, пиритом и другими минералами.
Разрушение и псевдоморфозы. По сравнению с дру-
гими сульфидами меди борнит является наименее устойчивым и замещается
более богатыми медью, халь-
козином и ковеллином.
Практическое зна-
чение. Борнит—важная мед-
ная руда.
Халькопирит—Си FeS2. На-
звание халькопирита указыва-
ет на его сходство с пиритом.
Первая часть названия проис-
ходит от греч. слова халькос—
медь. Синоним — медный колче-
дан. В качестве примесей содер-
жит Ag, Au, Tl.
Сингония тетраго-
нальная. Вид симметрии тетра-
гонально-скаленоэдрический —
D2d = 42m(L*2L22P). В послед-
Рис. 116. Кристаллическая решетка халько-
пирита:
«’—’расположение центров ионов меди, железа и
серы, б — та же решетка, изображенная в виде тет-
раэдров нее Время установлена также
кубическая модификация, полу-
чившая название талнахит (от месторождения Талнах).
Структурная ячейка содержит Cu4Fe4S8. Пространственная
группа — Пй — J42d; а0 = 5,25, с0 = 10,32; а0 : с0 = 1 : 1,966.
Кристаллическая структура характеризуется простой
тетрагональной, близкой к кубической, решеткой (рис. 116). Элементарная
ячейка состоит как бы"из удвоенной ячейки типа сфалерита, в которой ато-
Рис. 117. Габитус кристаллов халькопирита:
а — одиночный кристалл, б — двойники
мы цинка замещены атомами меди и железа. Каждый из атомов меди и желе-
за окружен четырьмя атомами серы.
Агрегаты и габитус. Чаще всего халькопирит образует
зернистые, сплошные или вкрапленные агрегаты. В виде кристаллов встре-
чается редко. Как правило, они имеют тетраэдрический габитус с преобла-
дающим развитием тетраэдров {112} и {112}. Грани основного тетраэдра
обычно матовые, окисленные и покрыты штриховкой, а отрицательного —
гладкие. Халькопирит образует двойники прорастания по (112), (012),
иногда по (ПО) (рис. 117), а также закономерные сростки со сфалеритом,
блеклой рудой и галенитом.
Физические свойства. Цвет халькопирита латунно-жел-
тый, часто с радужной побежалостью. Черта зеленовато-черная. Блеск
218
металлический. Непрозрачный. Спайность несовершенная по (011). Излом
неровный. Хрупкий. Электропроводность слабая. Под микроскопом часто
наблюдаются пластинчатые и полисинтетические двойники.
Диагностические признаки. Диагностическими призна-
ками халькопирита являются характерная форма кристаллов, цвет и неболь-
шая твердость. Главные линии на рентгенограммах: 3,03; 1,855; 1,586.
Растворяется в HNO3. П. п. т. на угле сплавляется в магнитный королек,
с содой образует королек меди. В закрытой трубке растрескивается и дает
возгон серы.
Отличие от сходных минералов. Халькопирит
похож на самородное золото, пирит, марказит, пирротин и миллерит.
Отличия: 1) самородное золото имеет сильный блеск, ковкость, не раство-
ряется в кислотах; 2) пирит и марказит имеют более яркий цвет и большую
твердость, 3) пирротин темнее халькопирита, часто магнитный; 4) миллерит
образует игольчато-волосистые кристаллы.
Искусственное получение. Халькопирит получается
сплавлением пирита с сульфидом меди и при нагревании окислов меди
и железа в атмосфере H2S.
Образование и месторождения. Месторождения
халькопирита представлены магматическим, гидротермальным и осадоч-
ным типами. В магматических месторождениях халькопирит содержится
в медно-никелевых сульфидных рудах в основных изверженных породах.
Это так называемые месторождения типа Седбери (по названию одного
из крупнейших месторождений медно-никелевых руд в Канаде). К ним
относятся месторождения Бушвельдского комплекса в Южной Африке.
В месторождениях этого типа халькопирит встречается вместе с пирротином,
пентландитом, магнетитом, а также с арсенидами кобальта и никеля и мине-
ралами платины и палладия. Наибольшее количество месторождений халь-
копирита образовалось гидротермальным путем. Среди них вьщеляют
несколько формаций: 1) контактово-метасоматическую (Турьинские руд-
ники на Урале, где халькопирит встречается в ассоциации с пиритом, пир-
ротином, сфалеритом и тетраэдритом); 2) медно-турмалиновую .(месторожде-
ние Браден, Чили); 2) формацию вкрапленных медных руд, где'халькопирит
находится в ассоциации с пиритом (месторождения Коунрад в Казахстане,
Алмалык в Узбекистане, Бингем в США, Чукикамата в Чили); 4) колчедан-
ные месторождения, в которых халькопирит рассеян в массе пиритовых
тел (уральские месторождения). Осадочными являютсяgместорождения
медистых песчаников, где халькопирит вместе с борнитом цементирует зерна
песчаника. К месторождениям этого типа относятся Джезказган, а также
месторождения Катанги и Южной Родезии в Африке. Одиночные кристаллы
халькопирита встречены в месторождении Сент-Мари-о-Мин (Франция),
в Корнуэлле (Англия) и в руднике Френч-Крик (Пенсильвания, США).
Разрушение и псевдоморфозы. На земной поверхно-
сти халькопирит неустойчив и переходит в различные кислородные соеди-
нения по такой схеме:
СиРеБг
* CuaS---------> Cu[SO4] -5Н2О
CUb-nCuj y2nFeS4
^борнит]
Cu[SO4] • 5Н2О
I халькантипй
I I
самородная медь
в присутствии СО2<----
кислородные соедине-
ния—малахит,
азурит
Fe[SO4] -7Н2О
t
мелантерит
I
гидраты окиси
железа (бурые
железняки)
халькозин
^малахит
СиО
тенорит
^азурит |
^ковеллинУ
^куприт
^самородная
медь
4-
кислородные
соединения
219
Наблюдались псевдоморфозы халькопирита по халькозину и кальциту.
Практическое значение. Халькопирит — важная медная
руда. Минимальное промышленное содержание меди в некоторых месторож-
дениях принимается равным 0,5%.
Станнин — Cu2FeSnS4. Название станнина происходит от латинского
слова станнум — олово. Синоним — оловянный колчедан. Обычно с приме-
сями Zn, Sb, Cd, Pb и Ag.
Сингония тетрагональная, вид симметрии гетрагонально-скалено-
эдрический — D2d—i2rn(L*2L22P).
Структурная ячейка содержит Cu4Fe2Sn2S8. Простран-
ственная группа — Dza — I42m; а0 = 5,47, с0 — 10,747; а0 : с0 = 1 : 1,964.
Структура станнина аналогична структуре халькопирита.
Агрегаты и габитус. Обычно станнин наблюдается в виде
неправильных зерен и зернистых масс. Кристаллы станнина встречаются
очень редко и имеют кубический или тетраэдрический внешний вид. Отмече-
ны ориентированные нарастания двойниковых кристаллов станнина на тет-
раэдрит.
Физические свойства. Цвет станнина стально-серый с олив-
ково-зеленым оттенком. Черта черная. Непрозрачный. Спайность несовер-
шенная по (ПО) и (001). Излом неровный. Хрупкий. Твердость — 3—4.
Плотность— 4,3—4,5. Хороший проводник электричества. Под микроско-
пом часто видны пластинчатые и полисинтетические двойники. Анизотроп-
ный. Отражательная способность — 24%.
Диагностические признаки. Характерным признаком
станнина является оливково-зеленый оттенок окраски. Главные линии
на рентгенограммах: 3,12; 1,911; 1,634. Растворяется в HNO3 с выделением
серы и SnO2 П. п. т. на угле сплавляется в королек. В закрытой трубке
растрескивается и дает слабый возгон.
Отличие от сходных минералов. От похожих
на него блеклых руд станнин отличается характерным оливково-зеленым
оттенком.
Образование и ме с’т'о р о^ж дения. Станнин — редкий
минерал и встречается в гидротермальных оловянных месторождениях
с касситеритом и вольфрамитом (касситеритово-кварцевая формация)
и с касситеритом, сфалеритом, халькопиритом, пирротином и галенитом
(касситеритово-сульфидная формация). В месторождениях последней фор-
мации станнин нередко встречается в сфалерите как продукт распада твер-
дого раствора. В самом же станнине установлено присутствие халькопирита
и сфалерита (также, как продуктов распада твердых растворов). Иногда
отмечается замещение станнина касситеритом (SnO2), что, очевидно, являет-
ся результатом частичного эндогенного окисления. В незначительных коли-
чествах станнин встречен в оловянных месторождениях Потоси и Оруро
(Боливия), Цихан (Тасмания), Циновец в Рудных горах. В СССР он известен
в месторождениях Восточного Забайкалья (Хапчеранга и Букука). В место-
рождении Унсия (Боливия) найдены группы многочисленных сдвойникован-
ных кристаллов, каждый из которых имел до 2,5 см в диаметре.
Разрушение. На земной поверхности станнин неустойчив и легко
разлагается с образованием бурых железняков и касситерита (так называе-
мое деревянистое олово).
Практическое значение. Вместе с касситеритом станнин
используется как оловянная руда.
Германит — Cu3(Fe, Ge)S4. Назван по содержанию германия.
Химический состав: Си — 39,44 — 45,40%, Ge — 6,20—
10,19%, S — 31,27 — 31,44%. Обычно содержит примеси Fe (до 8,39%),
Ga (до 1,99%) и As (до 5%).
Сингония кубическая, вид симметрии гексатетраэдрический
Td—4m(3L24L36P). В структурном отношении не изучен, а0= 10,585.
220
Агрегаты и габитус. Встречается в микроскопических зер-
нах и зернистых агрегатах. Кристаллы не известны.
Физические свойства. Цвет серый с темно-красным оттен-
ком. Черта темно-серая до черной. Блеск металлический. Непрозрачен.
Твердость — 4. Плотность — 4,46—4,59. Под микроскопом в отраженном
свете коричнево-розовый с фиолетовым оттенком. Отражательная способ-
ность невысокая — 21%. Изотропен. Наблюдаются ориентированные сра-
стания с пиритом.
Диагностические признаки: тесные взаимные прораста-
ния стеннантитом (Cu^Cu^^ [AsS3]4S. Главные линии на рентгенограммах:
3,028; 1,861; 1,081. Растворяется в HNO3 П. п.т. растрескивается и с трудом
плавится.
Отличие от сходных минералов. От похожих энарги-
та и люцонита (Cu3(Sb, As)S4) отличается изотропностью. От борнита —
-более светлой окраской.
Образование и месторождения. В значительных
количествах встречен только в гидротермальном месторождении Тсумеб
(Юго-Западная Африка) в тесной ассоциации с галенитом, теннантитом
и сфалеритом. В .СССР встречен в некоторых месторождениях Армянской
и Казахской ССР в ассоциации с энаргитом и теннантитом.
Практичес кЪ е значение. Наряду с цинковыми концен-
тратами в месторождении Тсумеб является источником для получения гер-
мания.
Группа кубанита
К группе кубанита принадлежат довольно редкие сложные сульфиды
железа с медью или серебром. Из них мы рассмотрим только кубанит —
CuFeFeS3. Назван по местонахождению (остров Куба).
Химический состав: Си — 23,4%, Fe — 41,2%, S — 35,4%.
Сингония ромбическая, вид симметрии ромбо-бипирамидальный —
Z)2h — mrnm(3L23PC'). Установлена также кубическая модификация куба-
нита.
Структурная ячейка содержит Cu4Fe8S12. Пространствен-
ная группа £>гк — Рстп-, а0 = 6,46, Ьо = 11,12, с0 = 6,23; а0 : Ьо : с0 —
= 0,581 : 1 : 0,560.
Кристаллическая структура представляет двухслой-
ную гексагональную плотнейшую упаковку атомов серы с чередующимися
в каждом слое полосами из тетраэдров двух ориентаций. Катионы в этой
упаковке занимают половину тетраэдрических пустот. Часть ионов серы
окружена по тетраэдру двумя ионами Си и двумя ионами Fe, а часть по дефор-
мированному тетраэдру тремя ионами Fe и одним ионом Си.
Агрегаты и габитус. Наблюдается в виде отдельных зерен.
Очень редко в виде мелких кристаллов (до 5лш) удлиненного и толстотаб-
литчатого облика. Главные формы {001}, {ПО}, {011} и др. Часто наблю-
даются двойники по (110) и (130), а также четверники и шестерники.
Физические свойства. Цвет бронзово-желтый. Черта —
черная. Блеск — металлический. Спайность отсутствует, сильно магнит-
ный. Твердость — 3,5—4. Плотность — 4,03—4,18. Под микроскопом
в отраженном свете кремово-розовый, сильно анизотропен. Отражательная
способность высокая (>40%).
Диагностические признаки: парагенетическая связь
с халькопиритом, в котором образует характерные пластинчатые сдвойни-
кованные вростки. Главные линии на рентгенограммах: 3,07; 3,21; 2,12.
П. п. т. на угле сплавляется в магнитный королек. Сплав с содой реаги-
рует на Си и Fe. Плавится при 910—920° С.
Отличие от сходных минералов. Различия с пирроти-
ном и халькопиритом можно установить только микроскопически. От пир-
221
ротина отличается меньшей твердостью и большой отражательной способ-
ностью. От халькопирита — более сильной анизотропией и розовым от-
тенком.
Искусственное получение: при медленном охлаждении
расплава, отвечающего по составу смеси халькопирита и пирротина.
Образование и месторождения. Кубанит связан
с высокотемпературными сульфидными медно-никелевыми месторожде-
ниями (Седбери, Канада), контактово-метасоматическими (Тьерро в Нью-
Мексико, США), а также с золото-кварцевыми жилами (Морро-Вельо
и Минас-Жерайс в Бразилии) в типичной ассоциации с пирротином, пент-
ландитом и халькопиритом, в котором при высоких температурах образует
твердый раствор, распадающийся при 250—300° С. В СССР известен в рудах
Монче-Тундры, Норильска и Тетюхе. С понижением температуры может
разлагаться на пирротин и халькопирит, а также на пирит и ковеллин.
На земной поверхности неустойчив и переходит во вторичные минералы
меди и железа.
Практическое значение. Используется наряду с другими
медными минералами в сульфидных медно-никелевых месторождениях как
медная руда.
ПОДКЛАСС МИНЕРАЛОВ С КАРКАСНОЙ СТРУКТУРОЙ.^
ГРУППА АРГЕНТИТА
К группе аргентита относятся сульфиды серебра и меди, среди которых
наиболее распространенным является аргентит Ag2S.
Аргентит получил название по содержанию серебра (лат. аргентум).
Синоним — серебряный блеск. Порошковатая разность называется сереб-
ряной чернью.
Химический с о с т а в: Ag — 87,1 %; S — 12,9%. Обычно содер-
жит примеси Си (до 1,5%) и Se (до 14%).
Сингония кубическая, вид симметрии гексоктаэдрический —
Oh — тЗт (3L4416L29PC).
Структур н’ая ячейка содержит Ag4S2. Пространственная
группа — Oh — 1тЗт, а0 = 4,89. При температуре выше 179° С существует
стойкая кубическая модификация — аргентит, ниже этой температуры
образуется ромбическая модификация — акантит (от греч. аканта —
колючка), имеющий вытянутый облик кристаллов. В природе обычно наблю-
даются параморфозы акантита по аргентиту. >
Структура аргентита относится к антифлюорптовому типу
с тетраэдрической координацией для Ag и кубической для S (рис. 118, а).
Агрегаты и габитус. Аргентит встречается в зернистых и мас-
сивных скоплениях, иногда образует кристаллы кубического и октаэдри-
ческого габитуса (рис. 118, б). Очень редко встречаются двойники сраста-
ния по (111).
Физические свойства. Цвет аргентита черновато-свинцово-
серый. Черта блестящая, серая. Блеск металлический. Непрозрачный.
Спайность плохая по (100) и (ПО). Ковкий. Твердость — 2—2,5. Плот-
ность — 7,2—7,4. Проводит электричество только при высоких темпера-
турах.
Под микроскопом аргентит имеет вид выделений неправильной жилко-
видной формы, а также дендритов и волосовидных скоплений. При скре-
щенных николях устанавливается характерная тонкая пластинчатая или
решетчатая полисинтетическая сдвойникованность. Отражательная спо-
собность— 36%. Двуотражение очень слабое. Твердость низкая, вслед-
ствие чего минерал плохо полируется. Слабый бесцветный эффект анизотро-
пии наблюдается лишь в хорошо отполированных шлифах.
222
Диагностические признаки. Макроскопически опре-
делить аргентит трудно. Различается он по низкой твердости, ковкости
и плотности. Главные линии на рентгенограммах: 2,83; 2,59; 2,43; 2,37; 2,21.
Аргентит растворяется в HNO3 с выделением S. При добавлении НС1 полу-
чается густой творожистый белый осадок AgCl. П. п. т. на угле в окисли-
тельном пламени плавится, вспучивается. Выделяет серные пары и обра-
зует королек серебра.
Искусственное получение. Аргентит очень легко полу-
чить разными способами при действии серы, двуокиси серы или сероводо-
рода на металлическое серебро или на обычные его соединения — как
в твердом виде, так и в растворах.
Образование и месторождения. Аргентит образуется
гидротермальным путем, главным образом в связи с так называемой кобаль-
то-никелево-серебряной жильной формацией эпитермального типа, где
Рис. 118. Структура (а) и габитус (б) кристаллов аргентита
встречается вместе с самородным серебром и его сульфосолями (пираргири-
том — Ag3ISbS3l), пруститом — Ag3[AsS3], стефанитом — Ag5[SbSJ, а также
с золотом, блеклыми рудами и галенитом, в котором образует мелкие вклю-
чения (серебросодержащий галенит). Самые большие концентрации арген-
тита находятся в зонах окисления и цементации полиметаллических /место-
рождений, где он возникает за счет минералов серебра по схеме:
Ag3[SbS3] —> Ag2S'~> Ag
пираргирит
В зоне окисления аргентит встречается с первичными неокис лепными
сульфидами, а также с халькозином (Cu2S), церусситом (РЬ[СО31), керарги-
ритом (AgCl), самородным серебром и бурыми железняками. Большие само-
стоятельные скопления аргентит дает очень редко. Обычно он встречается
вместе с самородным серебром, сульфосолями серебра и минералами висмута
(месторождение Конгсберг в Норвегии, Сакатекас, Гуанахуато, Пачука
в Мексике, Аннаберг, Шнеберг, Фрейберг в Саксонии и Яхимов в Чехо-
словакии). В месторождениях Фрейберга аргентит наблюдается в виде
больших красивых кристаллов в ассоциации с минералами никеля и кобаль-
та. В СССР незначительные скопления аргентита встречены на Алтае,
в Восточном Забайкалье и в районе Верхоянска.
Разрушение и псевдоморфозы. На земной поверхности
аргентит неустойчив и, окисляясь, переходит в самородное серебро по реак-
циям:
AgzS+2O2= Ag2SO4;
AgzS-p H2SO4 > Ag2SO4 -f- H2S;
Ag2SO4 -|- 2FeSO4 < > 2Ag -)- Fe2(SO4)3.
223
Под действием сильного света полированная поверхность аргентита
темнеет. Известны псевдоморфозы аргентита по самородному серебру и суль-
фосолям серебра (миаргириту, пруститу, пираргириту, стефаниту).
Практическое значение. Вместе с другими серебровме-
щающими минералами аргентит используется для получения серебра. Мини-
мальным промышленным содержанием серебра в рудах считается 0,001%.
ПОДКЛАСС МИНЕРАЛОВ С КОЛЬЦЕВОЙ СТРУКТУРОЙ.
ГРУППА РЕАЛЬГАРА
Из минералов этой группы мы рассмотрим реальгар — As4S4.
Происхождение названия реальгара не известно. Оно перешло к нам
арабского языка, где это слово, вероятно, означало — пыль рудника.
из арабского языка, где это слово, вероятно, означало — пыль рудника.
Синоним — сернистый мышьяк.
Химический состав: As — 70,1%; S — 29,9%.
Сингония моноклинная, вид симметрии призматический —
C2h - 2/ш (LSPC).
Структурная ячейка содержит As4S4. Пространственная
группа — Czh — P2i/n; а0 = 9,29; Ьо = 13,53, с0 = 6,57, 0 = 106,33*;
ап : Ьо : с0 = 0,6878 : 1 : 0,4858. Кри-
сталлическая структура реальгара со-
стоит из кольцевых молекул из 8 ато-
мов, аналогичных молекуле серы. Ионы
серы образуют квадрат, а ионы мышь-
яка — тетраэдр, центры которых соеди-
Рис. 119. Строение молекулы As*S* в структуре реальгара:)
а — в полиэдрах (вид сбоку), б — разреженная модель (вид сверху).
Заштрихованные кружочки — атомы мышьяка
няются (рис. 119). Как видно из рисунка, два атома As (одна пара над квад-
ратом, а вторая под ним) соединяются один с другим непосредственно
через общую электронную пару.
Агрегаты и габитус. Реальгар наблюдается в виде зернистых
скоплений, налетов, землистых
Рис. 120. Габитус кристаллов ре-
альгара
сыпучих масс и кристаллов. Габитус кри-
сталлов реальгара’короткопризматичес-
кий (рис. 120) с развитием пинакоидов
{101}, {010} и призм'{110}, {ОН}, {120}
и {021}. Вдоль вертикальной оси видна
тонкая штриховка.
Физические свойства.
Цвет реальгара оранжево-красный. Цвет
черты светло-оранжевый. Блеск смоли-
стый до жирного. В свежем состоянии
прозрачный. Спайность совершенная по
(010). Излом слегка раковистый. Твер-
дость— 1,5—2 (режется ножом). Плот-
ность— 3,4—3,6. Электричества не про-
водит. Двухосный, отрицательный;
21/ = 40°; показатели"преломления: ng=
2,61; nm = 2,59; пр—2,46. Отражательная способность низкая, около 10%.
Диагностические признаки. Реальгару характерен
оранжево-красный цвет, низкая твердость, штриховатость граней и типич-
224
ный парагенезис с аурипигментом. Главные линии на рентгенограммах:
3,166, 2,931, 2,717. Растворяется в царской водке, выделяя серу, и в подо-
гретом КОН (при добавлении НС1 возникает лимонно-желтый хлопьевидный
осадок). П. п. т. легко плавится, выделяя характерный чесночный запах.
Отличие от сходных минералов. Реальгар можно
спутать с крокоитом (PbfCrOj) и киноварью (HgS). Отличия: 1) крокоит
имеет более высокую твердость (2,5—3), перед паяльной трубкой дает коро-
лек свинца; 2) киноварь имеет ярко-красную черту и высокую плотность (8).
Искусственное получение. Реальгар получается спла-
влением As и S при сжигании руд, содержащих мышьяк и серу.
Образование и месторождения. Встречается реальгар
вместе с аурипигментом в гидротермальных месторождениях. Хорошо обра-
зованные кристаллы реальгара известны в Лухумском месторождении
в Западной Грузии, в месторождении Меркур в штате Юта и в руднике
Гетчелл в штате Невада (США).
Разрушение. На воздухе и на свету реальгар постепенно окис-
ляется согласно реакции:
6AS4S4-F 6O2— SAsgSg-f- 4AS2O3,
т. е. переходит в желтую смесь аурипигмента и арсенолита.
Практическое значение. Очень редко реальгар образует
вместе с аурипигментом месторождения. Используется он как сырье для
получения As2O3.
ПОДКЛАСС МИНЕРАЛОВ С ЦЕЙОЧЕЧНОЙ СТРУКТУРОЙ
Группа миллерита
Из минералов этой группы опишем лишь миллерит — NiS. Минерал
назван по имени английского минералога В. Миллера (1801—1880 гг.).
Синоним — волосистый колчедан. В качестве примесей известны Fe, Со, Си.
Сингония — тригональная, вид симметрии — дитригонально-
пирамидальный — C3v — Зт (Ь^ЗР).
Структурная ячейка содержит Ni9S8. Пространственная
группа Сзи — R3m; а0 = 9,60, с0 = 3,15; а0 : с0 — 1 : 0,328.
о б
Рис. 121. Кристаллическая структура миллерита:
а — разреженная модель, б — в полиэдрах
Кристаллическая структура миллерита (рис. 121)
характеризуется наличием пирамидальных групп NiS5 и Ni5S. Форма
координационного полиэдра приближается к трехгранной призме.
Агрегаты и габитус. Образует радиально-игольчатые, воло-
систые и спутанноволокнистые агрегаты. Кристаллы имеют игольчатую
форму с вертикальной штриховкой, часто волосовидные. Главные формы —
{1010} и {1011} (рис. 122).
15 Лазаренко Е. К,
225
Физические свойства. Цвет минерала латунно-желтый,
иногда с радужной побежалостью. Цвет черты зеленовато-черный. Блеск
металлический. Непрозрачный. Спайность совершенная по (1011) и (0112).
Излом неровный. Хрупкий. Твердость — 3—4. Плотность — 5,2—5,6.
Хороший проводник электричества. Под микроскопом в полированных
Рис. 122. Кристалл
миллерита
шлифах сильно анизотропный. Отражательная способ-
ность высокая — 55 %.
Диагностические признаки. Для
миллерита характерны игольчатые и волосистые кристал-
лы латунно-желтого цвета. Главные линии на рентгено-
граммах: 2,792; 1,876; 1,117. Растворяется в HNO3 и
царской водке, окрашивая раствор в зеленый цвет и вы-
деляя серу. П. п. т. на угле плавится, образуя блестя-
щий кипящий королек, который в конце концов прев-
ращается в слабомагнитную массу никеля.
Отличие от сходных минералов.
Миллерит похож на марказит (Fe[S2]) и айкинит
•(PbCu[BiS3l). Отличия: 1) марказит имеет высокую
твердость; 2) айкинит имеет железо-черный цвет с латун-
ной побежалостью на поверхности.
Искусственное получение. Миллерит получается про-
пусканием H2S через раствор NiSO4, подкисленный H2SO4.
Образование и месторождения. Миллерит сравни-
тельно редкий минерал. Он является типичным гидротермальным образо-
ванием и встречается в сульфидных жилах в виде лучистых агрегатов вместе
с линнеитом (Co3S4), герсдорфитом (Ni[AsSj), галенитом и другими минера-
лами. В месторождениях медно-никелевых сульфидных руд миллерит
образуется гидротермальным путем за счет пентландита — (Fe, Ni)BS8.
Миллерит встречен в Рудных горах Саксонии (месторождения Фрейберг,
Шнеберг), а также в каменноугольных месторождениях Кладно в Чехосло-
вакии и Саарбрюккен в ФРГ. В СССР миллерит встречен в Березовском
золоторудном месторождении на Урале. Красивые волосовидные кри-
сталлы миллерита известны в месторождениях Мертер — Тидвил (Уэльс,
Англия) и Стерлинг (штат Нью-Йорк, США).
Практическое значение. Вместе с другими сульфидами
миллерит — никелевая руда. Нижний предел содержания никеля для ком-
плексных медно-никелевых руд — 0,3%.
Группа киновари
К указанной группе мы относим тригональную разность HgS—киноварь
и условно здесь же рассматриваем в общих чертах кубическую разность
HgS — метациннабарит, относящуюся к сульфидам координационной
структуры. Оба минерала отличаются друг от друга по свойствам (табл. 52)
и условиями образования.
Обычно киноварь и метациннабарит встречаются вместе, но метацинна-
барит в сравнении с киноварью распространен значительно меньше. Суще-
ствовало мнение, что метациннабарит является исключительно экзогенным
минералом, образующимся в кислых растворах за счет киновари как вто-
ричный минерал. Наблюдениями в месторождениях Закарпатья и экспе-
риментами Г. Л. Пиотровского установлено, что при гидротермальных
процессах образования ртутных месторождений вначале выделяется мета-
циннабарит, который в щелочных растворах может перейти в киноварь,
а в кислых условиях наблюдается на протяжении длительного времени.
Происхождение названия киновари — не известно. Считают, что оно
перешло в славянские языки из Индии, где так называется красная смола
и «кровь дракона». Разностью киновари является печеночная руда — смесь
киновари с глиной и битуминозными веществами.
226
ТАБЛИЦА 52
Основные свойства киновари и метациннабарита
Минерал Химический состав, % Фор- мула Сингония Параметры элементарной ячейки, А Плот- ность Твер- дость Цвет
Hg S
Киноварь Метацинна- барит 86,2 86,2 13,8 13,8 HgS HgS Тригональ- ная Кубическая II II II Си "оо Сл^- Q1 Ф фь ф 8 7,6—7,8 2—2,5 3 Красный Черный
Сингония киновари — тригональная, вид симметрии тригональ-
но-трапецоэдрический — D3 — 32 (L33L2).
Структурная ячейка содержит Hg3S3. Пространственная
группа D* — с ЗД а0 = 4,16; с0 = 9,54, а0 : с0 = 1 : 2,2906.
Структура киновари имеет гексагональный внешний вид с винто-
вой осью третьего порядка, параллельной вертикальной оси структуры.
Основой структуры являются бесконечные
спиральные цепочки — Hg — S — Hg (рис.
123), протягивающиеся вдоль оси с. Коорди-
национное число Hg = 2.
Агрегаты и габитус. Кино-
варь обычно встречается в виде вкрапленных
зерен, зернистых скоплений, землистых и
порошковидных примазок и налетов, реже в
виде кристаллов. На ромбоэдрических и тол-
стотаблитчатых кристаллах киновари (см.
рис. 124) главными формами являются ромбоэд-
ры {1011}, {2025} и др., а также пинакоид
{0001} и призма {1010}. Иногда отмечаются
двойники прорастания по (0001).
Физические свойства. Цвет
киновари красный, иногда со свинцово-се-
рой побежалостью. Черта ярко-красная.
Блеск алмазный. Полупрозрачная. Спайность
совершенная по (10W). Излом полураковистый,
неровный. Хрупкая. Твердость — 2 — 2,5.
Плотность — 8,09—8,20.
Оптические свойства: оптически положительная; показа-
тели преломления высокие (для Na-света): ng = 3,272, пт = 2,913,
ng — пт = 0,359; очень сильно вращает плоскость поляризации. Обладает
полупроводниковыми свойствами.
Диагностические признаки. Характерным признаком
киновари является красный цвет, низкая твердость и высокая плотность.
Главные линии на рентгенограммах: 3,372; 2,869; 2,074. Растворяется
в царской водке и в растворах сульфидов едких щелочей. П. п. т. улетучи-
вается без остатка. В закрытой трубке дает черный возгон сульфида Hg,
с содой — возгон Hg. В закрытой трубке выделяет двуокись серы и пары Hg,
конденсирующиеся на холодных стенках трубки.
Отличие от сходных минералов. Киноварь похожа
на прустит — Ag3[AsS3l и пираргирит — Ag3[SbS3l и кристаллический куп-
рит (Си2О). Отличия: 1) прустит и пираргирит имеют призматический габи-
тус, среднюю спайность, не образуют двойников прорастания; 2) у куприта
октаэдрический габитус, твердость 3—4.
Искусственное получение. Киноварь получается при
постепенном нагревании смеси Hg и S до кипения и охлаждения паров,.
15* 227
а также при добавлении тиосульфата натрия к концентрированным ней-
тральным растворам.
Образование и месторождения. Киноварь — типич-
ный низкотемпературный гидротермальный минерал, связанный с моло-
дыми вулканическими районами. Она встречается здесь в виде пластовых
залежей, жил и штокверков главным образом среди песчаников и кварци-
тов. Киноварь обычно ассоциирует с антимонитом (Sb2S3), пиритом (Fe[S2j),
марказитом (Fe[S2]), реальгаром, арсенопиритом (FeAsS), иногда с другими
сульфидами. Крупнейшие месторождения киновари известны в Испании
(Альмаден), Италии (Монте-Амата, Идрия), Югославии (Авала). Они обра-
зуют средиземноморскую ртутную провинцию, где сосредоточено почти 90%
всех запасов ртути. Эти месторождения дают 75% мировой добычи ртути.
В СССР ртутные месторождения находятся в Средней Азии (Хайдаркен,
Чаувай), в Западной Сибири (Акташское месторождение) и на Украине
(Никитовка в Донбассе). Крупные сдвойникованные кристаллы киновари
на друзах кварца встречены в Китае. Красивые кристаллы найдены в руд-
никах горы Авала в Югославии и в окрестности Пайк в Арканзасе (США).
Разрушение и псевдоморфозы. На земной поверх-
ности киноварь устойчива и лишь в некоторых случаях переходит в само-
родную ртуть и каломель (Hg2Cl2). Известны псевдоморфозы киновари
по пириту, блеклой руде, доломиту и антимониту.
Практическое значение. Киноварь — единственный источ-
ник получения ртути. Нижним промышленным пределом содержания ртути
в рудах считается 0,1%.
Группа антимонита,
В группу антимонита входят сернистые и селенистые соединения сурьмы
и висмута, из которых мы рассмотрим антимонит и висмутин, являющиеся
близкими по своим кристаллографическим и физическим свойствам.
Антимонит — Sb2S3. Название антимонита происходит от латинского
(средневекового) слова антимониум — сурьма. Синоним — стибнит, сурь-
мяный блеск.
Химический состав: Sb — 71,4%; S — 28,6%. Иногда отме-
чаются примеси мышьяка.
Сингония — ромбическая, вид симметрии ромбобипирамидаль-
ный — D^h — ттт (3L23PC).
Структурная ячейка антимонита содержит Sb8S12. Простран-
ственная группа — D^h — Pbnm, а0 = 11,22; Ьо = 11,30; с0 = 3,84,
а0 : Ьо : с0 = 0,9926 : 1 : 0,3395. В основе кристаллической
структуры антимонита находятся ленты, сложенные зигзагообразными
цепочками.... Sb — S — Sb — S.... и вытянутые вдоль оси с (см. рис. 9).
Агрегаты и габитус. Антимонит встречается в виде спутанных
агрегатов, иглоподобных кристаллов, радиально-игольчатых и волокнистых
скоплений и вкрапленных зерен. Часто встречаются хорошо образованные
кристаллы призматического, столбчатого и игольчатого облика с вертикаль-
ной штриховкой (рис. 125). Среди большого количества форм наиболее
распространенными являются пинакоид {010}, призмы {ПО}, {210} и пира-
миды {111}, {341}. В отдельных месторождениях кристаллы антимонита
достигают больших размеров (до 0,5 м длины). Наблюдаются двойники
по (120).
Физические свойства. Цвет антимонита свинцово-серый.
Цвет черты тоже свинцово-серый. Блеск металлический, очень яркий на гра-
нях и плоскостях спайности. Непрозрачный. Спайность совершенная
по (010) и несовершенная по (ПО). Излом полураковистый. Хрупкий. Твер-
дость — 2—2,5 (слегка режется ножом). Неэластичный, но очень гибкий.
Плотность — 4,6. Под микроскопом в полированных шлифах белый. Очень
228
анизотропный и плеохроичный. Часто встречаются полисинтетические
двойники. Отражательная способность — 40%. Обладает полупроводнико-
выми свойствами.
Диагностические признаки. Для антимонита харак-
терны игольчатые, иногда призматические кристаллы со штриховкой с сине-
ватой побежалостью на поверхности, а также шестовато-лучистые агре-
гаты и совместное нахождение с киноварью. Главные линии на рентгено-
граммах: 3,566; 1,933; 1,687. Растворяется в HNO3 с выделением SbaO3.
Рис. 124. Габитус кристаллов киновари
П. п. т. на угле очень легко плавится, выделяет и оставляет белыш налет
Sb2O3, улетучивающийся в восстановительном пламени и окрашивающий
его в зеленый цвет. При действии КОН тускнеет и образует желтый налет.
Отличие от сходных минералов. Антимонит похож
на висмутин (Bi2S3), а также на сульфоантимониды свинца (буланжерит —
Pb5[Sb2S4]2S3, джемсонит — Pb4Fe[Sb3S7)2 и т. д.). Отличия: 1) висмутин
редко крупнокристаллический и имеет иной парагенезис, часто — пеструю
желто-коричневую побежалость на поверхности; 2) сульфоантимониды свин-
ца имеют большую плотность и более темный цвет, надежно определяются
с помощью КОН.
Искусственное получение. Антимонит получают при
пропускании H2S и НС! над Sb2O3 при 450° С и действием H2S на раствор
сурьмы.
Образование и месторождения. Антимонит возникает
в гидротермальных низкотемпературных условиях. Вместе с кварцем он
образует самостоятельные жилы и залежи, в которых встречается флюорит—
CaF2 и киноварь — HgS (формация кварц-флюорит-антимонитовых место-
рождений), а также вольфрамит (Fe, Mn)[WO4] и шеелит CalWOJ (формация
вольфрамит-антимонитовых месторождений). Крупнейшие месторождения
антимонита имеются в Японии (Ишинокава на острове Сикоку, где встре-
чаются кристаллы до 50 см длиной) и в Китае, на долю которого приходится
почти 50% мировой добычи сурьмы. В СССР антимонит известен в Раз-
дольнинском (Красноярский край) и Кадамджайском (Фергана) место-
рождениях, а также в Никитовке (Донбасс) и в Закарпатье. Хорошо образо-
ванные кристаллы отмечены в Перети (Тоскана) и Любилаце (Франция).
Разрушение. В зоне окисления за счет антимонита возникают
вторичные сурьмяные минералы.
229
Практическое значение. Антимонит — главнейшая сурь-
мяная руда. Минимальное промышленное содержание сурьмы в рудах
составляет 1—2%.
Висмутин — Bi2S3. Висмутин получил название по содержанию вис-
мута. Синоним — бисмутинит, висмутовый блеск.
Химический состав: Bi — 81,3%; S—18,7%. Наблю-
даются примеси Pb, Sb и Fe.
Сингония ромбическая, вид симметрии ромбобипирамидальный —
D2/l = mmm(3L23PC).
Структурная ячейка содержит Bi8S12. Пространственная
группа—D^h — Pbnm; а0 = 11,15; Ьо = 11,29, с0 = 3,98; а0 : Ьо : с0 =
= 0,9874 : 1 : 0,3523.
Кристаллическая структура висмутина аналогична
структуре антимонита.
Агрегаты и габитус. Для висмутина типичны сплошные зер-
нистые,
иногда лучистые скопления и удлиненные шестоватые кристаллы
(рис. 126), на которых обычно отмечаются грани
призм {ПО}, {301}, {101} и пинакоида {010}; гра-
ни часто покрыты тонкой вертикальной штрихов-
кой.
Физические свойства. Цвет висму-
тина свинцово-серый до оловянно-белого. Часто
встречается желтая или пестрая побежалость. Цвет
черты свинцово-серый. Блеск сильный металли-
ческий. Непрозрачный. Спайность совершенная
по (010). Твердость — 2 — 2,5 (слегка режется
Рис. 125. Габитус кристаллов антимонита
ножом). Гибкий. Плотность — 6,4—6,8. Электричества не проводит. Под
микроскопом в полированных шлифах слабо плеохроирует и сильно ани-
зотропный. Отражательная способность высокая — 40%.
Диагностические признаки. Характерным признаком
висмутина является желтая или пестрая побежалость на поверхности
(рубашка окисления), совершенная спайность, низкая твердость и высокая
плотность. Главные линии на рентгенограммах: 3,50; 3,08; 2,79. Легко
растворяется в HNO3; в разбавленном водой растворе образует белый осадок.
П. п. т. на угле легко плавится, кипит и разбрызгивается. В восстанови-
тельном пламени образует королек висмута, оставляя на угле лимонно-
желтый налет окиси висмута.
Отличие от сходных минералов. Висмутин похож
на антимонит, а также на сульфоантимониды и сульфовисмутиды. Однако
антимонит имеет более слабый блеск, меньшую плотность и реагирует
230
с КОН, оставляя желтый налет. От сульфоантимонидов и сульфовисмутидов
висмутин можно отличить только химическим путем.
Искусственное получение. Висмутин получают при
пропускании H2S с НО над нагретым Bi2O3 и сплавлением висмута и серы.
Образование и месторождения. Месторождения вис-
мутина связаны с гидротермальными процессами. Висмутин ассоциирует
с касситеритом — SnO2, вольфрамитом — (Fe, Mn)[WO4] и сульфидами
(кварц-вольфрамитовая и сульфидно-касситеритовая формации), а также
с медно-висмутовыми минералами и сульфидами (медно-висмутовая и кол-
чеданная формации). Крупнейшими в мире месторождениями висмутина
являются Таена, Чоролк и другие в Боливии, относящиеся к сульфидно-
касситеритовой формации, и Сьерро-де-Паско в Перу (колчеданная форма-
ция). В СССР висмутин встречается в месторождении Брич-Мулла и Вар-
зоб в Средней Азии, в некоторых месторождениях Забайкалья, Урала
и других мест.
Разрушение. В зоне окисления висмутин неустойчив и переходит
в кислородные соединения висмута.
Практическое значение. Висмутин — главная висмуто-
вая руда. Промышленные руды должны содержать не меньше 0,5% висмута.
Группа патронита
Из минералов этой группы мы рассмотрим только патронит — V[S2]2.
( Назван по фамилии А. Ризо-Патрона, открывшего месторождение.
’ Химический состав: V = 28.43%, S = 71.57%.
Сингония
безосный — Cs — т (Р).
Структурная ячейка содержит V8S32. Пространственная
группа — Ci — Сс; а0 = 6,78, Ьо = 10,42, с0 = 12,11.
Кристаллическая структура представлена цепочками,
вытянутыми вдоль оси с, которые состоят из атомов V4+, связующих прямо-
угольники из атомов S2 (рис.
127). Прямоугольники пер-
пендикулярны оси с и повер-
нуты один относительно
другого.
Агрегаты. Обычно
встречаются в виде сплошных
масс, среди которых иногда
обнаруживаются игольчатые
индивиды.
Физические свой-
ства. Цвет и черта темно-
серые. Блеск металлический.
Непрозрачен. Твердость —
около 2. Плотность — 2,98.
состав: V = 28.43%, S = 71.57%.
моноклинная, вид симметрии — диэдрический
110
-010
010
Рис. 126. Габитус кристаллов висмутина
Излом неровный. Под микроскопом различимы мелкие зерна (2—4 мк}
толстотаблитчатого облика со спайностью. В полированных шлифах светло-
серый. Отражательная способность небольшая. Сильно анизотропен.
Диагностические признаки. В полированных шлифах
от КОН дает иризирующий налет. HNO3 и НС1 не действуют. П. п. т. не пла-
вится. В закрытой трубке выделяет S и H2S.
Искусственное получение. Получен в смеси с другими
сульфидами ванадия при нагревании ванадия в струе H2S в запаянной трубке
при 400° С.
Образование и месторождения. Найден в месторожде-
нии Минас-Рагра в Перу в виде черных аморфных скоплений в асфальто-
231
подобном веществе совместно с самородной серой и вторичными соедине-
ниями никеля и молибдена, возникших, вероятно, инфильтрационным путем.
Разрушение. При окислении образуются синие выцветы мина-
срагрита— V2+(OH)2-[SO4]3- 15Н2О и темно-красный игольчатый хьюэт-
тит — Ca[V6O16] • 9Н2О.
Практическое значение. В Минас-Рагра добывается в зна-
чительных количествах как ванадиевая руда. Это месторождение дает при-
мерно 1/4 часть мировой добычи ванадия.
ПОДКЛАСС МИНЕРАЛОВ СЛОИСТОЙ СТРУКТУРЫ
Группа ковеллина
•-V O-S
Рис. 127. Структура патро-
нита
Из минералов этой группы мы рассмотрим ковеллин Cu2S-CuS2- Назва-
ние получил в честь итальянского минералога Н. Ковелли (1790—1829 гг.).
Синоним — медное индиго.
Химический состав: Си —66,48%, S — 33,52%. Обычно
содержит примеси Fe.
Сингония — гексагональная, вид симметрии — дигексагонально-
бипирамидальный — Deh — 6/ттт (Le6L27PC).
Структурная ячейка содержит CueS6. Пространственная
группа — СЪ/ттс', а0 = 3,796, с0 = 16,36; а0 : с0 = 1 : 4,31. Кристал-
лическая структура ковеллина ти-
пично слоистая (см. рис. 10) и состоит из двух
видов ионов серы (одиночные ионы S2- и спа-
ренные ионы [S2]2-) и двух видов ионов меди —
Си+ и Си2+. Каждый ион Си2+ окружен тремя
ионами S2- в виде равностороннего треуголь-
ника. Три таких треугольника, соединяясь
вершинами, образуют листы. Между листами
размещаются два слоя тетраэдров с Си+, ос-
нования которых соединены спаренными иона-
ми [S2]2- в виде треугольных призм.
Агрегаты и габитус. Обычно ко-
веллин наблюдается в виде примазок, порош-
ковидных и сажистых масс, а также тонких
прожилок. Кристаллы встречаются редко и
имеют пластинчатый облик с развитием пина-
коида {0001} и пирамидальных граней {1011}.
Иногда ковеллин образует эпитаксические сра-
стания с пиритом и сфалеритом.
Физические свойства. Цвет ковеллина индигово-синий.
Цвет черты — серый до черного. Блеск полуметаллический. Непрозрачный.
Спайность совершенная по (0001). Хрупкий. Твердость—1,5—2. Плот-
ность — 4,6—4,7. В тонких листочках гибкий. Оптические свойства: одно-
осный, положительный, дисперсия сильная; показатель преломления
п = 1,45 (для Na-света). Под микроскопом в отраженном свете обнаружи-
вает сильную анизотропию в сечении по [0001], очень плеохроичен. Отража-
тельная способность низкая — 9,5—15%. Обладает полупроводниковыми
свойствами.
Диагностические признаки. Ковеллин легко узнается
по ярко-синему цвету и низкой твердости. Главные линии на рентгенограм-
мах: 3,04; 2,81; 1,89. Растворяется в горячей HNO3 с выделением серы.
П. п. т. на угле горит голубым пламенем и дает королек. В закрытой трубке
выделяет серу.
Отличие от сходных минералов. Ковеллин похож
на массивный тенорит (СиО) и асболан (m(Co, Ni)O-MnO2-nH2O). Отличия:
232
1) тенорит черный и имеет твердость 3—4; 2) асболан аморфный и не встре-
чается с сульфидами меди. Искусственно ковеллин получают нагре-
ванием Си над серой и действием H2S на растворы солей окиси меди.
Образование и месторождения. Ковеллин является
типичным экзогенным минералом зоны вторичного обогащения медных
сульфидных месторождений, где образуется за счет метасоматического заме-
щения других сульфидов по таким реакциям:
3ZnS + 3CuSO4 = Cu2S CuS2+3ZnSO4;
3PbS+3CuSO4=Cu2S • CuS2+3PbSO4;
3CuFeS2+3CuSO4 = SCu^ • CuS2+3FeSO4.
В зоне вторичного обогащения особенно характерной является ассо-
циация ковеллина с халькозином; в этом случае оба минерала возникают
по реакции:
4CuFeS2 4- 6CuSO4 -j- 2Н2О = 2Cu2S+2Cu2S- CuS2 4- 4FeSO4 -f- 2H2SO4 + O2.
В зоне окисления ковеллин ассоциирует с купритом. Оба эти минерала
возникают за счет халькозина по^. такой схеме:
12Cu2S+ЗО2=4Cu2S • CuS2+6Cu2O.
В некоторых местах (месторождения Бьютт в США, им. III Интерна-
ционала на Урале) ковеллин известен как гидротермальное образование,
а на Везувии, где он впервые был описан Ковелли,— как продукт деятель-
ности фумарол. Здесь он возникает по реакции:
3H2S+3CuSO4 = Cu2S • CuS2+3H2SO4.
Самостоятельных месторождений ковеллин не образует. В небольших коли-
чествах он присутствует почти во всех месторождениях меди. Значительные
его запасы имеются в месторождении Бьютт в Монтане (США), на острове
Кавау (вблизи Новой Зеландии), в месторождении Бор в Югославии. Боль-
шие кристаллы и кристаллические группы ковеллина найдены в руднике
Калабона в Сардинии и в месторождении Бьютт в Монтане.
Разрушение и псевдоморфозы. Ковеллин может пере-
ходить в халькозин, а при окислении — в легкорастворимый халькантит
(Cu[SO4]-5H2O), из которого образуются окислы меди. Известны псевдо-
морфозы ковеллина по халькозину, халькопириту и блеклой руде.
Практическое значение. Вместе с другими сульфидами
меди, особенно с халькозином, ковеллин разрабатывается как медная руда.
Группа аурипигмента
Из этой группы мы рассмотрим аурипигмент — As2S3. Название аури-
пигмента происходит от латинских слов аурум — золото и пигментум —
краска.
Химический состав: As — 61%, S — 39%. Содержит при-
меси селена, сурьмы, ванадия и германия.
Сингония моноклинная, вид симметрии призматический —
C2h — 21т (L2PC).
Структурная ячейка содержит AsgS12. Пространственная
группа C2h — P2iti, а0 = 11,49; b0 = 9,59; с0 = 4,25; £ = 90°27';
а0 : &о : с0 = 1,198 : 1 : 0,443.
Кристаллическая структура. Для аурипигмента харак-
терна слоистая структура, протягивающаяся перпендикулярно оси [010].
Толщина слоя (расстояние между внешними атомами) составляет о коло 2,3 А,
а расстояние между сетками — 3,1 А. Сера образует четырехугольники,
стоящие ребром к плоскости сеток, и непрерывную сетку с четырехуголь-
233
Рис. 128. Структура аурипигмента
показатели
пт = 2,8,
Рис. 129. Габитус кристаллов аури-
пигмента
ними звеньями. Связь между этими звеньями осуществляется посредством
ионов As.
Из данных рис. 128 видно, что сетка структуры аурипигмента гофри-
рованная и сложена размещенными на двух уровнях (вдоль нормали к сетке)
сдвоенными полосами из атомов. As.
Слои связаны между собой слабыми
ван-дер-ваальсовскими связями.
Агрегаты и габитус. Обыч-
но аурипигмент встречается в виде ли-
стоватых, столбчатых и зернистых скоп-
лений, порошковидных и радиально-
игольчатых и волокнистых агрегатов, а
также в виде кристаллов. Кристаллы
аурипигмента имеют призматический
габитус (рис. 129), часто — искривлен-
ные грани. Главными формами явля-
ются пинакоиды {100}, {010}и{301},
а также призмы {110} и {210}.
Физические свойства. Цвет минерала и черты лимонно-
желтый. Блеск от алмазного до полуметаллического. Прозрачный. Спайность
весьма совершенная по (010). Твердость — 1—2 (режется ножом). Спайные
пластинки гибкие, но не эластичные. Плотность — 3,4—3,5. Электриче-
ства не проводит, однако электризуется при разрыве листочков по спай-
ности. Оптические свойства: двухосный,
отрицательный; 2 У = 76°;
преломления: ng = 3,0,
пр = 2,4. Отражательная способность
средняя — 26%.
Диагностические приз-
наки. Легко узнается по лимонно-
желтому цвету, низкой твердости и
весьма совершенной спайности. Глав-
ные линии на рентгенограммах: 4,77;
2,83; 2,71. Растворяется в щелочах и
царской водке. П. п. т. на угле легко
плавится с кипением и улетучивается с
резким запахом чеснока, оставляя белый
налет As2O3. В закрытой трубке плавится
и дает темно-желтый возгон.
Отличие от сходных минералов. Аурипигмент похож
на урановые слюдки и глет (РЬО). Отличия: 1) урановые слюдки радиоактив-
ные; 2) глет встречается исключительно в зоне окисления.
Искусственное п.о лучение. В виде кристаллов аурипиг-
мент получают при нагревании под давлением мышьяковой кислоты с H2S.
Образование и месторождения. Аурипигмент встре-
чается в низкотемпературных гидротермальных месторождениях вместе
с реальгаром, антимонитом, марказитом (Fe[S2]), пиритом (Fe[S2J). В нез-
начительных количествах он наблюдается как продукт возгона на стенках
кратеров вулканов вместе с самородной серой, а также известен в виде
землистых налетов в месторождениях каменного угля и бурых железняков
как экзогенный минерал. Хорошие кристаллы аурипигмента известны
в Западной Грузии в Лухумском месторождении, где встречены кристаллы
до 5 см длиной, в Македонии (месторождение Аллахар) и в США (месторож-
дение Меркур в штате Юта). В месторождении Джульфа в Азербайджане
аурипигмент имеет вид скрытокристаллических скоплений.
Разрушение. На воздухе и на свету аурипигмент окисляется
по реакции!
As2S3+90=As2O3+3SO2.
234
Практическое значение. Значительные скопления аури-
пигмента используются как сырье для получения As2O3, а также желтой
краски.
Группа молибденита
К группе молибденита принадлежат дисульфиды молибдена, ванадия
и вольфрама. Из них мы рассмотрим только молибденит — MoS2.
Название молибденита происходит от греч. слова молибдос — свинец
(в связи со свинцово-серым цветом). Синоним — молибденовый блеск.
Химический состав: Мо — 60%, S — 40%. Обычно содер-
жит Re (наибольшие количества по сравнению с другими сульфидами).
Сингония — гексагональная, вид симметрии дигексагонально-
бипирамидальный — Deh — Ыттт (LdobjPC).
Структурная ячейка содержит Mo2S4. Пространственная
группа —Dsh — РЫттс, а0 = 3,16, с0 = 12,32, а0 : с0 = 1 : 3,899.
Кристаллическая структура молибденита типично
слоистая (см. рис. 68). Слои атомов молибдена размещаются в ней между
двумя слоями атомов серы. Кроме двухслойной структуры (2Н), сущест-
вует также трехслойная ромбоэдрическая политипная модификация (3R)
с с0 = 18,33. Структуру молибденита можно изобразить как чередование
слоев тригональных призм с ионами молибдена в центрах и пустых
слоев из октаэдров.
Связь внутри слоя ковалентнометаллическая, а между слоями —
остаточная.
Агрегаты и габитус. Обычно отмечаются чешуйчатые и листо-
ватые агрегаты молибденита, а также кристаллы гексагонально-таблитчатого,
Рис. 130. Габитус кристаллов молибденита
а иногда укороченного или боченковидного облика (рис. 130). Нередко
наблюдаются сферолитоподобные образования и тонкорассеянные агрегаты
в кварце. Главными формами являются {0001}, {1010}, {1012} и др.
Грани пинакоида {0001} часто покрыты штриховкой. Очень редко встре-
чаются двойники по (0001).
Физические свойства. Цвет молибденита свинцово-серый.
Цвет черты серый, часто с зеленоватым оттенком. Блеск металлический.
Непрозрачный. Спайность совершенная по (0001). Твердость— 1. Эластичен.
Пластинки гибкие, но не упругие. Плотность — 4,7—5,0. Обладает незна-
чительной электропроводностью, которая увеличивается при нагрева-
нии. Под микроскопом в полированных шлифах молибденит белый, силь-
но анизотропный и плеохроичный. Отражательная способность высо-
кая — 40%.
Диагностические признаки. Свинцово-серый цвет,
типичный металлический блеск, очень низкая твердость и совершенная
спайность. Главные линии на рентгенограммах: 2,045; 1,826; 1,534. Трудно
растворяется в HNO3 и в царской водке, образуя белый осадок МоО3.
П. п. т. не плавится, окрашивает пламя} в слабый желтовато-зеленова-
тый цвет»
235
Отличие от сходных минералов. Молибденит похож
на графит и тетрадимит (Bi2Te2S). Отличия: 1) графит имеет более темный,
железо-черный цвет и металловидный блеск, низкую плотность, расти-
рается в черную пыль; 3) у тетрадимита — более сильный блеск, большая
плотность (7,24—7.54) и иначе ведет себя перед паяльной трубкой и в кис-
лотах.
Искусственное получение. Молибденит получают дей-
ствием паров S и H2S на раскаленный МоО3, а также непосредственно соеди-
нением Мо и S.
Образование и месторождения. Месторождения молиб-
денита являются, как правило, гидротермальными образованиями, генети-
чески связанными с кислыми породами (гранитами и гранодиоритами).
В этих месторождениях молибденит содержится в кварцевых жилах или
в окварцованных породах в ассоциации с пиритом и халькопиритом, а также
в шеелитоносных скарновых зонах с вольфрамитом, касситеритом, шеели-
том и висмутином. Крупнейшими месторождениями молибденита являются
Кляймекс (штат Колорадо, США), на долю которого приходится 55—60%.
мировой добычи молибдена и Бингем (штат Юта, США). В СССР молибденит
встречен на Кавказе, в Восточной Сибири, на Дальнем Востоке и в других
местах. Большие, хорошо образованные кристаллы молибденита встречены
в Кингсгейте (Новый Северный Уэльс, Австралия) и в месторождении Огден
(штат Нью-Джерси, США).
Разрушение и псевдоморфозы. В зоне окисления по
молибдениту чаще всего образует псевдоморфозы повеллит (Са[МоО41).
Практическое значение. Молибденит — единственная про-
мышленная молибденовая руда. Нижним пределом содержания Мо для
молибденово-кварцеворудных жил принимается 0,1%, а для вкраплен-
ных — 0,04%.
КЛАСС ПЕРСУЛЬФИДОВ И ИХ АНАЛОГОВ
В класс персульфидов и их аналогов входят богатые серой соединения,
представляющие собой, по В. И. Вернадскому, производные полисернистых
водородов, главным образом H2S2 и H2S4. По химическим свойствам отно-
симые в этот класс минералы являются аналогами перекисей в окисных
соединениях. При нагревании они легко отдают серу. В минерале пирите
(Fe[S2J), например, это происходит при температуре 650—750°С:
FefS?] —»FeS-|-S.
Основным радикалом персульфидов является сдвоенный ион [S212-.
Один из этих ионов может замещаться мышьяком или сурьмой и тогда
радикал принимает вид [AsS]3- или [SbS]3-.
К этому классу также относятся минералы, в которых вместо отмечен-
ных радикалов находятся [As2]4-, [AsJ4~.
По структурному типу все минералы этого класса принадлежат к остров-
ным и большинство из них характеризуется структурой пирита или марка-
зита, которые мы рассмотрим несколько ниже.
Связь между структурными единицами имеет по преимуществу донорно-
акцепторный характер, рассмотренный на примере некоторых персульфидов.
Металлический блеск, а также теплопроводность и электропроводность
некоторых персульфидов указывают на наличие также металлической
связи.
Состав персульфидов и их аналогов можно выразить общей фор-
мулой АХ, где А — Fe, Ni, Со, Pt, а X — [S2], [As2], [As4], а также [AsSJ
и [SbSJ; n = 1, 2, 4.
Входящие в этот класс минералы кристаллизуются в кубической и ром-
бической сингониях и имеют весьма близкие физические свойства: высокую
236
твердость (от 5 до 6,5), плохо выраженную спайность и плотность от 4,5
до 6,5.
По происхождению персульфиды и их аналоги по преимуществу гидро-
термальные образования. Некоторые из них образуются также при экзо-
генных (пирит и марказит) и магматических (сперрилит) процессах.
Из принадлежащих к этому классу минералов мы рассмотрим только
группу пирита — марказита, кобальтина, арсенопирита, леллингита и скут-
терудита.
Группа пирита — марказита
В этой группе наиболее распространены диморфные разности Fe[S2] —
пирит и марказит — важнейшие минералы сульфидов. Кроме них, дается
характеристика близкому по структуре к пириту сперрилиту (Pt[As2l).
В основе минералов этой группы находится структура пирита и мар-
казита. Структура пирита построена по типу галита с кубической гране-
центрированной решеткой, в
которой на месте Na поме-
щаются атомы Fe, а вместо
С1 — группы [S212-.
Анионные группы [S2]2~
ориентируются по диагона-
лям малых кубов (рис. 131)
так, что они между собой не
пересекаются. Как атомы Fe,
так и анионные группы [S2]2-
находятся в октаэдрической
координации.
В структуре марказита
ионы Fe размещены по уг-
лам ромбической ячейки и в
ее центре и окружены группа-
ми ионов [S2]2~, которые наклонены относительно оси с и обоими концами
как бы упираются в центры триад ионов Fe (рис. 132).
Пирит — Fe[S2J. Пирит получил название от греч. слова пир — огонь,
возможно, потому, что при ударе по нему металлическим предметом воз-
никают искры. Синонимы — серный колчедан, железный колчедан.
Рис. 132. Структура марказита
Химический состав: Fe — 46,6%, F — 53,4 %. Пирит содер-
жит примеси Со, Ni, Си, Мп, а также следы As, Sb, иногда Au и Ag. Мине-
1 раграфические исследования показали, что содержание меди в пирите
237
обусловлено тонкими включениями халькопирита в кристаллах и зернах
пирита. Есть основание считать, что золото и серебро, которые наблюдаются
в пирите, находятся в нем в тонкодисперсном состоянии.
Сингония кубическая, вид симметрии дидодекаэдрический —
Th — m3(3L24L“3PC).
Структурная ячейка содержит Fe4S8. Пространственная
группа Th — Ра3, а0 — 5,4176. Кристаллическая структура
пирита рассмотрена выше.
Агрегаты и габитус. Пирит часто встречается в виде боль-
ших сплошных зернистых скоплений, известных под названием колчедан-
ных залежей, шаровидных, почковидных и лучисто-концентрических агре-
гатов, а также вкрапленников в разных породах и кристаллов. Кристаллы
Рис. 133. Габитус кристаллов пирита
его имеют кубический, пентагон-додекаэдрический и октаэдрический габитус
(рис. 133). Очень часто встречаются комбинации куба и пентагонального
додекаэдра. На гранях куба обычно заметна хорошо выраженная штрихов-
ка, параллельная ребру куба или коньку пентагон-додекаэдра. Штриховка
наблюдается постоянно и в том случае, когда кристалл ограничен только
одними гранями куба, причем штрихи на трех смежных гранях взаимно
перпендикулярны. Размеры кристаллов пирита часто достигают нескольких
сантиметров. Из многочисленных форм наиболее распространенными
на кристаллах пирита являются {100}, {210}, {111}, а также {321} и {ПО}.
Иногда на кристаллах пирита отмечаются двойники прорастания по (110).
Известны эпитаксические срастания пирита с ковеллином, арсенопиритом,
марказитом и тетраэдритом.
Физические свойства. Цвет пирита ярко-желтый, часто
с латунно-желтой, бурой и пестрой побежалостью на поверхности. Тонко-
дисперсные, сажистые разности имеют черный цвет. Цвет черты бурова-
тый или зеленовато-черный. Блеск металлический, особенно сильный на
гранях кристалла. Спайность весьма несовершенная по (100) и (111).
Твердость — 6—6,5. Хрупкий. Плотность — 4,9—5,2. Слабо проводит
электричество, термоэлектричен. Некоторые разности имеют детектор-
ные свойства. Под микроскопом в полированных шлифах пирит кре-
мово-белый и изотропный, лишь иногда проявляет анизотропность. Пирит
с примесью никеля имеет фиолетовый оттенок. При электролитическом
травлении пирита с аммиаком часто проявляется его зональное строение,
которое рассматривается как слои роста пирита. Отражательная способ-
ность высокая — 53%.
Диагностические признаки. Пирит легко узнается
по цвету, форме кристаллов, штриховатости граней и высокой твердости.
Главные линии на рентгенограммах: 2,696; 1,629; 1,040. В НО не раство-
ряется. В HNO3 растворяется в тонком порошке. П. п. т., растрескиваясь,
плавится в магнитный королек. Легко отдает часть серы, горящей голубым
пламенем. В закрытой трубке дает значительный возгон S.
Отличие от сходных минералов. Пирит часто путают
с халькопиритом, пирротином, миллеритом и марказитом. От первых трех
минералов он отличается высокой твердостью (из всех колчеданов только
пирит и марказит царапают стекло), а от марказита — формой кристаллов.
238
В сплошных массах пирит и марказит различаются рентгенометрически
и под микроскопом.
Искусственное получение. Искусственно пирит полу-
чают взаимодействием паров FeCl3 и H2S при красном калении, восстано-
влением раствора FeSO4 органическими веществами, нагреванием многих
' соединений железа в атмосфере H2S.
Образование и месторождения. Пирит возникает
в разнообразных геологических условиях. Он встречается в изверженных
породах как акцессорный минерал, в контактово-метасоматических образо-
ваниях, гидротермальных жилах и образованиях осадочного происхождения.
Наиболее развит пирит в гидротермальных и осадочных месторожде-
ниях. В гидротермальных месторождениях пирит является обычным спут-
ником различных сульфидов, среди которых наиболее распространены
галенит, сфалерит, халькопирит, а также барита, кварца и других мине-
ралов. Пирит играет важную роль в составе рудных тел. При этом он наблю-
дается не только в рудном теле, но и в значительных количествах во вме-
щающих породах. Из гидротермальных образований пирита наибольшее
значение имеют так называемые колчеданные залежи, в которых пирит,
ассоциируя с халькопиритом и другими сульфидами, образует сплошные
рудные тела линзовидной формы, которые достигают значительных разме-
ров. Содержание пирита в колчеданных залежах часто составляет 70—90%
всего их минерального состава. Пириты колчеданных залежей в большин-
стве случаев бывают золотоносными, такими же оказываются и другие
сульфиды, ассоциирующие с пиритом,— халькопирит, блеклые руды, гале-
нит, арсенопирит, пирротин. В результате метаморфических процессов
пириты колчеданных залежей, как правило, сильно перекристаллизовы-
ваются. В таких метаморфизованных зернах пирита иногда удается при
травленци наблюдать реликтовое зональное строение, деформация кото-
рого является доказательством того, что пирит претерпевал метаморфизм.
В осадочных месторождениях пирит образует конкреции, желваки,
а также псевдоморфозы по разным органическим остаткам. Часто он наблю-
дается в виде шаровидных стяжений с радиально-игольчатым и волокни-
стым строением. Пириту осадочного происхождения свойственна коло-
морфная структура, хорошо обнаруживающаяся при микроскопических
исследованиях. В осадочных образованиях пирит чаще всего встречается
в ассоциации с сидеритом (Fe[CO3l), баритом (Ba[SO4]) и опалом (SiO2 -пН 2О).
Изучение конкреционных образований показывает, что пирит в большин-
стве возникает в процессе диагенеза коллоидального мельниковита и кол-
лоидального марказита, преобразование которых в пирит имеет метасома-
тический характер. В зависимости от степени кристаллической зрелости
среди пиритов, кристаллизующихся из гелей, выделяют такие разности:
мельниковит — гелеподобная или сажистая бесструктурная масса; мель-
никовит-пирит •— скрытокристаллическая (кристаллически незрелая) раз-
ность переходного типа между мельниковитом и нормальным пиритом.
Крупнейшие месторождения пирита связаны с колчеданными зале-
жами Урала (Дегтярское, Блявинское, Калатинское, им. III Интернацио-
нала) и Испании (Гуэльва, Рио-Тинто). Среди месторождений осадочного
типа следует отметить месторождения Боровицкого района Новгородской
области, а также Подмосковного угольного бассейна. Особый интерес вызы-
вает Березовское золоторудное месторождение на Урале, в котором встре-
чены большие друзы кристаллов пирита весом до 32 кг.
Разрушение и псевдоморфозы. На поверхности пирит
неустойчив и переходит в разные гидратные формы окислов железа, которые
часто образуют по нему псевдоморфозы. Сам же пирит образует псевдо-
морфозы по органическим остаткам, а в эндогенных условиях — по пирро-
тину, магнетиту (FeFe2O4), гематиту (Fe2O3) и другим минералам железа.
Практическое значение. Пиритовые руды являются основ-
ным сырьем сернокислотной промышленности. С этой целью эксплуати-
239
Стр уктурная
группа — Dl2h — Ptnnnv,
Рис. 134. Гребенчатые и
копьевидные кристаллы
марказита
руются руды, в которых содержание серы колеблется от 35 до 50%. Вред-
ной примесью в рудах является мышьяк.
Марказит — FeS2. Слово марказит арабского происхождения; так назы-
вали пирит и марказит. Синонимы — лучистый, гребенчатый, копьевидный
колчедан.
Химический состав: Fe — 46,6%, S — 53,4%. В незначи-
тельных количествах содержит As, Sb, Т1 и другие элементы.
Сингония — ромбическая, вид симметрии ромбо-бипирамидаль-
ный — D2h — mmm(3L23PC).
ячейка содержит Fe2S4. Пространственная
а0 = 4,445,' Ьо = 5,425, с0 = 3,388; а0 : Ьо : с0 =
= 0,8194:1:0,6245. Кристаллическая
структур,а марказита рассмотрена выше.
При температуре 520—535° С марказит моно-
тропно переходит в пирит.
Агрегаты и габитус. Марказит
встречается в виде желваков, а также гребен-
чатых и копьевидных срастаний кристаллов
(рис. 134), иногда образует радиально-волокни-
стые и массивные агрегаты. Кристаллы марка-
зита главным образом таблитчатые по (010); на
них, кроме граней пинакоида, наблюдаются
также грани призм {110} и {011}. На рис. 135
изображен кристалл такого габитуса, на грань
(010) которого ориентированно нарос куб пири-
та. Здесь трем кристаллографическим осям мар-
казита параллельны две двойные оси пирита.
Марказит часто образует концентрически-
зональные стяжения, конкреции и желваки. Очень часто наблюдаются
двойники марказита по (101). Благодаря частому повторению двойниковых
срастаний для марказита очень характерны зубчатые формы (этим объяс-
няется происхождение названий гребенчатый и копье-
видный колчедан, а также петушиные гребни). Известны
эпитаксические срастания марказита с пиритом.
Физические свойства. Цвет марказита, как
и пирита, латунно-желтый с сероватым или зеленоватым
оттенком. Цвет черты темный, зеленовато-серый. Блеск
металлический. Непрозрачен. Спайность несовершенная
по (101). Излом неровный. Хрупкий. Твердость — 5—6.
Плотность ниже по сравнению с пиритом—4,6—4,9. Сла-
бый проводник электричества. Под микроскопом в поли-
рованных шлифах марказит сильно анизотропный. От-
ражательная способность высокая — 55%.
Диагностические признаки. Для мар-
казита характерен копьевидный и таблитчатый облик
кристаллов. На свежем изломе наблюдается зеленоватый
оттенок. Главные линии на рентгенограммах: 2,690; 2,412;
1,754. П. п. т. ведет себя аналогично пириту.
Отличие от сходных минералов: марказит похож
на пирит, от которого отличается формой кристаллов, а в конкрециях
и сплошных массах — только под микроскопом и рентгенометрически.
Искусственное получение. Марказит получают посте-
пенным действием H2S на сульфат или хлорид железа при температуре
ниже 300° С.
Образование и месторождения. Образование марка-
зита связано главным образом с гидротермальными процессами. Этот мине-
рал возникает также на поверхности при разрушении пирротина и при
осадконакоплении. Гидротермальные месторождения марказита форми-
сталл маркази-
та с наросшим
на него кри-
сталлом пирита
240
руются, как правило, в последние стадии минералообразования; здесь он
чаще всего встречается в друзовых пустотах в виде кристаллов и пылевидных
налетов, наросших на кристаллы кварца и сульфидов. Марказит гидро-
термального происхождения связан с коллоидными или с истинными
минералообразующими растворами, имевшими кисл
температуре даже почти нейтральный характер. В гид-
ротермальных образованиях он встречается в ассоци-
ации с кварцем, пиритом, галенитом, сфалеритом и
другими сульфидами. Марказит известен в колчедан-
ных залежах Урала (в частности, в Блявинском
месторождении на Южном Урале), а также в ме-
сторождениях Шемнице в Чехословакии и Клаусталь
(ФРГ). В Теплице (Чехословакия) отмечено большое
количество копьевидных кристаллов марказита в
пластических глинах буроугольной формации.
Разрушение. На земной поверхности в
условиях кислородного выветривания марказит раз-
лагается легче, чем пирит с образованием сульфатов
железа и свободной H2SO4; в условиях недостачи кис-
лорода он выделяет также самородную серу. Конечным продуктом вывет-
ривания марказита являются бурые железняки.
Практическое значение. Значительные скопления марка-
зита разрабатываются для получения серной кислоты.
С п е р р и л и т — Pt[As2]. Сперрилит получил название по имени
химика, открывшего этот минерал в рудах Седбери в Канаде.
Химический состав: Pt — 56,5%, As — 43,5%. Содержит
примеси Ru (до 1,6%), Fe, Си, Sb, а также Sn (до 3,6%).
Сингония кубическая, вид симметрии дидодекаэдрический —
Th — m3(3L24Lb33PC).
Структурная ячейка содержит Pt4As8. Пространственная
группа — Th — Ра 3, а0 = 6,01. Кристаллическая струк-
тура сперрилита аналогична структуре пирита.
Г а б и т у с. Сперрилит встречается в виде мелких кристаллов (около
0,5—1,0 мм), только в одном случае были отмечены кристаллы, имеющие
до 1,85 см в поперечнике (пегматитовое месторождение Твифонтен в Южной
Африке). Габитус кристаллов сперрилита кубический, октаэдрический,
реже пентагон-додекаэдрический с развитием форм {100}, {11 Г}, {110}
и др. (рис. 136).
Физические свойства. Цвет сперрилита оловянно-бе-
лый. Цвет черты темно-серый. Блеск сильный металлический. Непро-
зрачен. Спайность неясная по (100). Излом раковистый. Хрупок. Твер-
дость— 6—7. Плотность—10,5—10,7 (самая высокая для сульфидов).
Слабый проводник электричества. Отражательная способность высо-
кая — 55 %.
Диагностические признаки. Отличительными призна-
ками сперрилита являются цвет, высокая твердость и высокая плотность.
Главные линии на рентгенограммах: 1,788; 1,144; 0,835. В кислотах не раст-
воряется. П. п. т. на угле легко сплавляется в белый губчатый королек
с выделением белого дыма окиси мышьяка.
Искусственное получение. Сперрилит получается нагрева-
нием Pt до красного каления с пропусканием над платиной паров As в струе
водорода.
Образование и месторождения. Сперрилит относится
к очень редким минералам и встречается в незначительных количествах
в магматических медно-никелевых рудах, связанных с основными поро-
дами. Здесь он наблюдается вместе с халькопиритом, пентландитом, пирро-
тином и магнетитом (FeFe2O4), а также с платиновыми минералами (купе-
рит, браггит, лаурит, платина). Сперрилит встречен также среди пегма-
16 Лазаренко Е. К.
241
титов основных магм в Южной Африке. В СССР этот минерал встречается
в Восточной Сибири.
Разрушение. На земной поверхности сперрилит вследствие высо-
кой устойчивости попадает в россыпи, где отмечается вместе с платиной.
Группа кобальтина
Из минералов, которые относятся к группе кобальтина, рассмотрим
кобальтин и герсдорфит. Эти минералы тесно связаны с пиритом и отли-
чаются от него только тем, что пары S в структуре пирита заменены пара
ми As-—S.
Кобальтин — Co[AsS]. Синоним — кобальтовый блеск.
Химический состав кобальтина приведен в табл. 53. Содер-
жит примеси железа (до 16%), никеля и сурьмы. Разность, богатая железом,
называется феррокобальтином.
ТАБЛИЦА 53
Состав и свойства кобальтина и герсдорфита
Минерал Химический состав, % Блеск Твер- дость Плот- ность Спайность Отра- жатель- ная способ- ность, %
Со Ni As S
Кобальтин 26—34 — 42—48 18—21 Металличе- ский 5—6 6—6,5 Средняя по кубу 51
Герсдорфит 26—40 37-56 10—19 » 5,5 5,6— 6,2 Совершен- ная по кубу 49
Сингония — кубическая, вид симметрии дидодекаэдрический —
Th — m3 (3L24L13PC).
В литературе есть указания, что симметрия кобальтина ниже, а именно:
моноклинная или ромбическая.
Структурная ячейка содержит Co4As4S4. Пространственная
группа — Th — P2i3, а0 = 5,62.
Кристаллическая структура кобальтина сходна
Рис. 137. Габитус кристаллов кобальтина
со структурой пирита.
Агрегаты и габитус. Кобальтин встречается в виде зерни-
стых и массивных агрегатов, а также в виде кристаллов. Хорошо образо-
ванные кристаллы кобаль-
тина по внешнему виду
напоминают пирит. Они
имеют октаэдрический, ку-
бический и додекаэдриче-
ский габитус. Кроме того,
наблюдаются комбинации
пентагонального додекаэд-
ра и октаэдра, которые
обычно одинаково развиты
и образуют типичную фор-
му так называемого мине-
рального икосаэдра (рис.
137). Наиболее распространенные формы—{111}, {100}, {102}, {ПО}.
Физические свойства. Цвет кобальтина белый или стально-
белый с бледно-розовым оттенком. Богатые железом разности имеют
темно-серый или серовато-черный цвет. Цвет черты серовато-черный.
242
Под микроскопом кобальтин часто анизотропный и при скрещенных нико-
лях обнаруживает пластинчатое строение, что, вероятно, является след-
ствием того, что при низких температурах кобальтин в результате поли-
морфного превращения переходит в ромбическую модификацию. Проявляет
слабую электропроводность. Прочие свойства приведены в табл. 53.
Диагностические признаки. Для кобальтина характер-
ны кристаллы — икосаэдры, с бледно-розовым оттенком и высокой твер-
достью. Главные линии на рентгенограммах: 2,495; 2,278; 1,074. Раство-
ряется в HNO3 с выделением серы и окиси мышьяка. П. п. т. сплавляется
в слабомагнитный королек, образуя на угле налет As2O3.
Отличие от сходных минералов. Кобальтин похож
на кобальтсодержащий пирит, самородный висмут и никелин. Отличия:
1) кобальтсодержащий пирит имеет высокую твердость (царапает стекло);
2) самородный висмут имеет низкую твердость (2—3) и совершенную спай-
ность; 3) никелин обычно образует сплошные агрегаты и не имеет спайности.
Образование и месторождения. Кобальтин встре-
чается, главным образом, в гидротермальных месторождениях, где образует
арсенопирит-глаукодот-кобальтиновую и смальтин-хлоантит-аргентито-
вую формации. В первом случае это чаще всего контактово-метасоматические,
во втором — жильные образования. Примером жильных месторождений
кобальтина является месторождение Кобальт в провинции Онтарио в Канаде.
К контактово-метасоматическим месторождениям относится Дашкесанское
в Закавказье. Хорошо образованные кристаллы кобальтина (пиритоэдры)
встречаются в месторождениях Тунаберг (Швеция) и Кобальт.
Разрушение. При выветривании за счет кобальтина образуется
землистый или кристаллический эритрин (кобальтовые цветы) —
Co3[AsO4]2 *8Н2О.
Практическое значение. Кобальтин — одна из важней-
ших руд кобальта. Минимальное промышленное содержание кобальта
в рудах составляет 0,1—0,2%.
Герсдорфит — Ni[AsSJ. Герсдорфит получил название по имени хозяина
никелевого рудника. Синоним — никелевый блеск.
Химический состав приведен в табл. 53.
Сингония — кубическая, вид симметрии дидодек аэдрический
Th — m3 (3L24L6a3PC).
Структурная ячейка содержит Ni4As4S4. Пространственная
группа Тп — РаЗ, а0 = 5,68. Кристаллическая структура
герсдорфита сходна со структурой пирита.
Агрегаты и габитус. Герсдорфит образует зернистые и пла-
стинчатые агрегаты. Кристаллы встречаются редко и чаще всего имеют
октаэдрический и кубический габитус с развитыми формами {111}, {100},
{210} и {311}.
Физические свойства. Цвет герсдорфита серебряно-белый
до стально-серого. Остальные свойства приведены в табл. 55. Хороший
проводник электричества. Под микроскопом изотропный.
Диагностические признаки. Только под микроскопом
и рентгенометрически можно отличить герсдорфит от похожих на него
мышьяковистых минералов — смальтина (CoAs3_n), хлоантита (NiAs3_n),
ульманита (NilSbS]), арсенопирита (Fe(AsSl). Главные линии на рентгено-
граммах: 2,557; 1,725; 1,582. Растворяется в HNO3 с выделением S и As2O3.
П. п. т. на угле дает королек. В закрытой трубке образует желтовато-
коричневый возгон As2O3.
Образование и месторождения. Герсдорфит — ред-
кий минерал, встречающийся главным образом в гидротермальных, а иногда
в контактово-метасоматических месторождениях в ассоциации с хлоанти-
том, никелином, ульманитом, халькопиритом, сфалеритом и карбонатами
(сидеритом — Fe[CO3] анкеритом — (Fe, Mg)Ca[CO3]2 и другими минера-
лами). Герсдорфит известен в месторождениях Гарца, Рудных гор (Саксо-
16» 243
ния), Седбери (Канада), в Мюзене (Вестфалия), Добшине (Чехословакия).
В Советском Союзе этот минерал встречается в Берикульском золоторудном
месторождении в Казахстане в ассоциации с хлоантитом.
Разрушение. На земной поверхности герсдорфит неустойчив
и, выветриваясь, переходит в аннабергит — Ni3[AsO4l2-8H2O.
Практическое значение. Герсдорфит является никелевой
рудой, однако больших самостоятельных скоплений почти не образует.
Группа арсенопирита
К группе арсенопирита относятся арсенид- и антимонидсульфиды Fe,
Со, Ni и Си. Из них мы рассмотрим арсенопирит — FeJAsSJ.
Арсенопирит получил название от близости своего состава к составу
пирита, а также по содержанию мышьяка. Синонимы — мышьяковый
колчедан, миспикель.
Химический состав: Fe — 34,3%, As — 46,0%, S — 19,7%.
В качестве примесей наблюдаются Со, реже Ni и Sb. Во многих месторож -
Рис. 138. Габитус кристаллов арсенопирита:
а — псевдобипирамидальиый кристалл,' б — двойник и тройник
дениях арсенопирит содержит тонкодисперсное золото. Иногда содержа-
ние золота в арсенопирите достигает значительных количеств — 0,07%,
или 700 г на тонну минерала (месторождение Златна в Трансильвании).
Сингония моноклинная, вид симметрии призматический —
C2h — 2/zn (LPC). Структурная ячейка содержит Fe8As8S8.
Пространственная группа — CZh — а = 9,53, b0 = 5,66, с0 — 6,43;
р — 90°; п0 : Ьо : с0 = 1,684 : 1 : 1,136.
Агрегаты и габитус. Арсенопирит образует сплошные и зер-
нистые агрегаты, а также отдельные вкрапленники и друзы в горных поро-
дах. Это хорошо кристаллографически индивидуализированный минерал.
Кристаллы его обычно имеют призматический габитус; они, как правило,
или короткие, или вытянуты в тонкие иголочки, притупленные призмами
первого и второго рода. Равномерное развитие этих двух призм приводит
к образованию псевдобипирамидальных форм, характерных для арсено-
пирита (рис. 138). Чаще всего на кристаллах отмечаются формы {ПО}, {101},
{230}, {210}, {140} и {013}. Для арсенопирита известны двойники прораста-
ния и срастания. Двойники по (100) и (001) приводят к образованию псевдо-
ромбических кристаллов. Часто наблюдаются крестоподобные двойники
по (012). Известны эпитаксические срастания арсенопирита с галенитом,
пиритом и пирротином.
Физические свойства. Цвет арсенопирита оловянно-белый.
Цвет черты серовато-черный. Блеск металлический. Спайность совершен-
ная по (101). Твердость — 5,5—6. Плотность — 5,9—6,2. Проводник элек-
244
тричества. Под микроскопом в полированных шлифах арсенопирит сильно
анизотропный. Отражательная способность высокая — 55%.
Диагностические признаки. Характерными призна-
ками арсенопирита являются оловянно-белый цвет и высокая твердость.
При ударе молотком слышен чесночный запах. Главные линии на рентгено-
граммах: 2,662; 2,443; 1,817. Растворяется в HNO3 с выделением S и As2O3.
П. п. т. в восстановительном пламени арсенопирит плавится, распростра-
няя чесночный запах, и образует магнитный королек. В закрытой трубке
дает красный возгон серного мышьяка.
Отличие от сходных минералов. Арсенопирит похож
на хлоантит, смальтин, герсдорфит и леллингит (Fe[As2]). Первые три мине-
рала отличаются от арсенопирита изометрическим обликом и отсутствием
спайности. Леллингит имеет большую плотность (7,0—-7,4).
Искусственное получение. Арсенопирит получают взаи-
модействием FeSO4, мышьяковистого натрия и соды при нагревании.
Образование и месторождения. Арсенопирит —
довольно распространенный минерал. Для него типично гидротермальное
происхождение, хотя он встречается и в контактово-метасоматических
месторождениях. В гидротермальных месторождениях арсенопирит ассо-
циирует с вольфрамитом — (Fe, Mn)[WO4], касситеритом — SnO2, халько-
пиритом, сфалеритом, галенитом и серебряными рудами. В контактово-
метасоматических месторождениях он кристаллизуется после возникнове-
ния скарнов и образует чаще всего самостоятельные тела. Крупнейшие
месторождения арсенопирита находятся в Швеции (Болиден) и в Мексике.
В СССР арсенопирит известен в месторождениях Урала (Качкарское, Джети-
гаринское), в Восточной Сибири (Дарасунское, Запокровское месторожде-
ния) и на Украине (Нагольный кряж, Закарпатье). Хорошо образованные
большие кристаллы известны в сланцах в Миттерберге (Австрия), в Сули-
тельме (Норвегия), Тавистоке (Девоншир, Англия); звездчатые и кресто-
подобные двойники наблюдались в горах Трес-Германес (штат Нью-Мексико,
США).
Разрушение. При выветривании арсенопирит сравнительно легко
разрушается и образует целый ряд сложных солей мышьяковой кислоты,
среди которых главнейшей является скородит — FelAsOJ -2Н2О.
Практическое значение. Арсенопирит — основная мышья-
ковая руда. Мышьяк используется в виде различных соединений в военном
деле, во многих отраслях промышленности и для борьбы с вредителями
сельского хозяйства. Промышленное содержание мышьяка в рудах для
чисто мышьяковых месторождений принимается равным 5—10%; в ком-
плексных месторождениях содержание мышьяка может быть и несколь-
ко ниже.
Группа леллингита
К группе лёллингита относятся диарсениды железа, кобальта и никеля,
из которых мы рассмотрим только леллингит — Fef As2].
Леллингит получил название по имени города Лёллинга в Каринтии
(Австрия).
Химический состав: Fe — 27,2%, As — 72,8%. В неболь-
ших количествах отмечаются примеси S и Sb, Со и Ni.
Сингония ромбическая, вид симметрии ромбобипирамидальный —
DZh — tnmm (3L23PC).
Структурная ячейка содержит FeAs4 = 0,17. Про-
странственная группа — D'?h — Ртпгг, а0 = 5,26, b0 = 5,93, с0 = 2,88;
а0 : Ьо : с0 — 0,8868 : 1 : 0,4814. Кристаллическая струк-
тура лёллингита сходна со структурой марказита.
Агрегаты и габитус. Лёллингит образует зернистые агре-
гаты, а также встречается в виде кристаллов призматического габитуса
245
(см. рис. 43) с главными формами {ПО}, {140}, {101} и {120}. Встречаются
двойники по (001).
Физические свойства. Цвет леллингита серебряно-белый
до стально-серого. Цвет черты серовато-черный. Блеск металлический.
Спайность совершенная по (010). Излом неровный. Хрупкий. Твердость —
5—5,5. Плотность — 7,0—7,4. Хороший проводник электричества. Под
микроскопом в полированных шлифах сильно анизотропный и слабо плео-
хроичный, часто встречаются полисинтетические двойники. Отражательная
способность высокая — 52 %.
Диагностические признаки. Диагностическими призна-
ками лёллингита являются призматический габитус кристаллов и высокая
плотность. Главные линии на рентгенограммах: 2,589; 1,846; 1,628. Раство-
ряется в HNO3 с выделением As2O3. П. п. т. плавится. В закрытой трубке
выделяет металлический мышьяк в виде мышьякового зеркала.
Отличие от сходных минералов. Лёллингит похож
на арсенопирит, от которого отличается большей плотностью.
Искусственное получение. Лёллингит получают дей-
ствием давлением паров As на порошок железа при температуре 700° С.
Образование и месторождения. Встречается лёллин-
гит исключительно в гидротермальных месторождениях жильного и метасо-
матического типа вместе с арсенопиритом, пирротином, халькопиритом,
арсенидами кобальта и т. д. Он известен в месторождениях Каринтии,
Гарца, Саксонии, Канады. В СССР этот минерал находится в Агуюрминском
(Средняя Азия) и Сохондинском (Восточная Сибирь) месторождениях.
Хорошо образованные мелкие кристаллы лёллингита, заостренные с двух
концов, встречены в месторождении Франклин (штат Нью-Джерси, США).
Разрушение. На земной поверхности лёллингит разрушается
с образованием скородита — Fe[AsO4] -2Н2О.
Практическое значение. В тех случаях когда лёллингит
образует значительные скопления, он может использоваться как руда для
получения металлического мышьяка и разнообразных мышьяковых пре-
паратов.
Группа скуттерудита
Главным представителем этой группы является скуттерудит—минераль-
ный вид переменного состава — (Со, Ni)4[As4]3, крайними членами которого
являются кобальтовая разновидность — собственно скуттерудит — Co4[As4]3
и никелистая разновидность — никель-скуттерудит — Ni4[As4l3.
Частичное замещение [As4]4- на [As2]4- приводит к недостаче мышьяка.
К представителям группы скуттерудита, у которых наблюдается недостача
мышьяка, относятся смальтин — [Со, Ni)4[As4_n]3 и хлоантит —
(Ni, Co)4[As4_n]3. Колебания химического состава указанных минералов
показаны в табл. 54.
ТАБЛИЦА 54
Химический состав минералов группы скуттерудита (в процентах)
Минералы Элементы Скуттерудит Смальтин Хлоантит Никель- скуттерудит
As 76,4—72,9 71,6-63,4 73,5-71,4 78,10—75,4
S 0—1,7 0-1,4 0—0,6 1,67—0,61
Со 20,5—10,8 24,1—13,8 3,6—6,3 7,78—2,30
Ni 0—9,4 1,0—15,0 21,2—14,5 19,89—12,01
Fe 0—5,8 1,2-7,3 2,8—5,2 5,07—0,47
246
Скуттерудит получил название по местности Скуттеруд (в Норвегии),
название смальтина происходит от итальян. слова смальта — глазурь,
хлоантита — от греч. слова хлоантес — зеленеющий (по зеленому продукту
его изменения — аннабергиту — Ni3!AsO4]2-8H2O).
Сингония кубическая, вид симметрии дидодекаэдр ический
Th — тЗ(3£24£“ЗРС).
Структурная ячейка содержит (Со, Ni)8As24. Простран-
ственная группа — — 1тЗ, а0 равно 8,189 (для скуттерудита), 8,24
Рис. 139. Структура скуттерудита.
Черные шарики — места атомов ко-
бальта; заштрихованные квадраты—
расположение атомов мышьяка
(для смальтина), 8,28 (для хло-
антита). Кристалличе-
ская структура скутте-
рудита показана на рис. 139,
из которого видно, что атомы
As составляют четверные груп-
Рис. 140. Габитус
кристаллов скут-
терудита
пы [As41 (на рисунке они заштрихованы), а каждый ион Co(Ni) окружен
шестью ионами As.
Агрегаты и габитус. Минералы группы образуют плотные
и зернистые агрегаты, дендритовидные срастания, а также кристаллы.
Кристаллы скуттерудита имеют кубический, кубооктаэдрический (рис. 140)
или октаэдрический габитус.
Физические свойства. Цвет скуттерудита меняется от оло-
вянно-белого до серебряно-серого. Цвет черты серовато-черный. Блеск метал-
лический. Непрозрачный. Спайность заметна по (100) и (111). Излом рако-
вистый. Хрупкий. Твердость — 5,5—6. Плотность — 6,4—6,8. Проводник
электричества. Под микроскопом в полированных шлифах изотропный,
серый, кремовый и золотисто-белый. Часто наблюдаются зональные кри-
сталлы. Отражательная способность высокая — 60%.
Диагностические признаки. Характерными признаками
скуттерудита являются изометрический облик кристаллов, цвет, высокая
плотность. Главные линии на рентгенограммах: 2,585; 1,607; 1,078 (для
скуттерудита); 2,593; 1,837; 1,609 (для смальтина); 6,4; 3,17; 2,53 (для
хлоантита). Растворяется в HNO3 с образованием красного (Со) или зеле-
ного (Ni) раствора. П. п. т. на угле сплавляется в магнитный королек и уле-
тучивается с чесночным запахом. В закрытой трубке дает возгон металли-
ческого As, в открытой — белый возгон As2O3.
Отличие от сходных минералов. Минералы группы
скуттерудита похожи на герсдорфит (NilAsSl и арсенопирит (FelAsSl),
от которых их можно отличить по таким признакам: 1) герсдорфит имеет
среднюю спайность; 2) арсенопирит образует игольчато-призматические
или пирамидальные кристаллы и имеет среднюю спайность. Надежно отли-
чить эти минералы можно только при детальном исследовании.
Искусственное получение. Смальтин был получен дей-
ствием водорода на смесь хлоридов мышьяка и кобалцта при высоких тем-
пературах.
247
Образование и месторождения. Минералы группы
скуттерудита встречаются исключительно в гидротермальных месторожде-
ниях вместе с кобальтином — Co[AsS] (Скуттеруд в Норвегии), с другими
минералами кобальта, никеля и серебра (Кобальт в Канаде, Яхимов в Чехо-
словакии, Шнееберг и Аннаберг в Саксонии). В СССР эти минералы най-
дены в месторождении Ак-Джилга (Киргизия), а также в Нижне-Сеймчан-
ском месторождении (северо-восток СССР).
Разрушение. При выветривании за счет скуттерудита и смаль-
тина образуется эритрин Co3[AsO4]2-8H2O, за счет никель-скуттерудита
и хлоантита — аннабергит Ni3[AsO4]2-8H2O.
Практическое значение. Вместе с другими арсенидами
и сульфоарсенидами никеля и кобальта минералы группы скуттерудита
используются как руды этих металлов.
КЛАСС СУЛЬФОСОЛЕЙ
В класс сульфосолей (в химии они называются тиосолями, от греч.
тейон — сера) объединяются соли различных тиокислот: тиосурьмянистой —
H3[SbS3l, тиомышьяковистой — H3[AsS3], тиовисмутистой —H3[BiS3],
тиосурьмяной — H3[SbS4], тиомышьяковой — H3[AsS4[ и др.
Некоторые исследователи не выделяют сульфосоли в самостоятельный
класс, а объединяют их с обычными сульфидами под названием сложных
сульфидов, в которых сера играет такую же роль, как кислород в солях
кислородных кислот, т. е. может образовывать сульфооснования и сульфо-
ангидриды, являясь между ними связующим звеном. С этих позиций формула
прустита, например, Ag3IAsS]3 может быть написана так: 3Ag2S*As2S3.
Кристаллохимические исследования показали, что в основе сульфосолей
находятся сульфоанионные радикалы, главными из которых являются
[AsS3]3-, [SbS3]3-, [AsSJ3- и [SbS4]3“ и производными [Sb2S4], [Sb3S7] и др.
Эти радикалы могут объединяться в островные, цепочечные и слоистые
комплексы, которые при помощи катионов Ag, Си, Fe, Pb, Hg и некото-
рых других объединяются в общую структуру минерала. Связь внутри
радикалов преимущественно ковалентная, а с катионами донорно-акцеп-
торная. Роль акцепторов выполняют катионы, а доноров — сульфо-
анионные радикалы.
Металлический блеск и электропроводность некоторых сульфосолей
говорят о наличии в них также металлической связи.
Радикалы типа [AsS3]3- имеют парамидальную, а типа [AsS4)3~ —•
тетраэдрическую конфигурацию.
Об особенностях физических свойств сульфосолей частично уже было
сказано при общей характеристике типа сульфидов, подробнее мьгна них
остановимся при рассмотрении отдельных минералов. Здесь лишь отметим,
что сульфосоли островного строения, как правило, характеризуются изо-
метрическим обликом. Спайность их в большинстве случаев несовершенная
или средняя по нескольким пересекающимся направлениям.
Сульфосоли цепочечного строения характеризуются удлиненным обли-
ком и лучшей спайностью, которая проходит вдоль цепочек.
Слоистые сульфосоли имеют уплощенный облик и совершенную спай-
ность по (001).
По характеру катионов сульфосоли могут быть разделены на сульфо-
соли серебра, меди, свинца и т. д.
Как в катионной части сульфосолей, так и в радикалах наблюдаются
широкие изоморфные замещения главным образом изовалентного типа:
1) Ag — Си; 2) Си — Zn — Fe — Cd — Hg; 3) As — Sb — Bi. Из отмечен-
ных трех рядов совершенный изоморфизм наблюдается лишь для As и Sb.
Гетеровалентный изоморфизм широко развит в сульфосолях меди, в кото-
рых наблюдается взаимное замещение Си+ — Си2+.
248
В некоторых минералах этого класса присутствуют дополнительные
анионы серы (например, в тетраэдрите — CuJ)Cu|+[SbS3]4S).
Сульфосоли преимущественно гидротермального низкотемпературного
происхождения. Входят в состав жильных серебро-свинцовых и поли-
металлических месторождений. В меньшей мере они встречаются в медных
месторождениях, а также в месторождениях олова и вольфрама. Сульфо-
соли обычно находятся совместно с сульфидами, персульфидами и теллу-
ридами.
Из сульфосолей мы рассмотрим только следующие группы:
1. Минералы островной структуры
Группа энаргита
Группа блеклых руд
Группа прустита
Группа бурнонита
2. Минералы цепочечной структуры
Группа джемсонита
Группа буланжерита
3. Минералы неопределенной структуры
Группа стефанита
Группа полибазита
МИНЕРАЛЫ ОСТРОВНОЙ СТРУКТУРЫ
Группа энаргита
В группу энаргита объединяются довольно редкие минералы с общей
формулой Cu3[AS4], где А = V, Sb и As. Из них мы рассмотрим энаргит —
Cu3[AsS4].
Название минерала происходит от греч. слова энаргес — выразитель-
ный, четкий (очевидно, имеется в виду хорошо выраженная спайность).
Химический состав: Си — 48,3%, As — 19,1 %; S — 32,6%.
Иногда медь в минерале замещается цинком и железом, а мышьяк сурьмой.
Сингония ромбическая, вид симметрии ромбопирамидальный —
С20 — mm(L22P).
Структурная ячейка содержит CueAs2S8. Пространствен-
ная группа — — Рпт-, а0 — 4,47, Ъо = 7,44, с0 = 16,91; а0 : Ьо : с0 =
= 0,869 : 1 : 0,832.
Кристаллическая структура энаргита похожа на струк-
туру вюртцита, в которой места 1/4 атомов Zn заняты атомами As, а 3/4 ато-
мов Zn — атомами Си.
Агрегаты и габитус. Энаргит встречается обычно в зер-
нистых скоплениях среди других сульфосолей, а также образует вкраплен-
ники и мелкие столбчатые кристаллы, вытянутые по третьей оси [001], реже
таблитчатые по пинакоиду (001) (рис. 141).. Пояс третьей оси богат формами
и обнаруживает близость к гексагональности, с чем связано образование
двойников прорастания на плоскостях призмы (320). Грани пояса третьей
оси покрыты параллельной этой оси штриховкой. Основные формы на кри-
сталлах энаргита — пинакоиды {100}, {001} и призмы {110} и {120}.
Физические свойства. Цвет энаргита стально-серый
до железо-черного с оттенком, близким к окраске блеклой руды. Цвет черты
серовато-черный. Блеск полуметаллический. Непрозрачный. Спайность
совершенная по (ПО), довольно четкая также по (010). Твердость — 3,5.
Плотность — 4,4—4,5. Слабый проводник электричества. Под микроскопом
в полированных шлифах серый до слегка серовато-коричневого со слабым
плеохроизмом и сильной анизотропностью. На зернах энаргита часто видны
розовые и зеленые каемки, считавшиеся ранее разностью энаргита. Как
показали микроскопические исследования, эти каемки представляют собой
метасоматические замещения энаргита мышьяковистой блеклой рудой.
Отражательная способность невысокая — 23%.
249
Диагностические признаки. Для энаргита характерны
столбчатые и таблитчатые кристаллы, совершенная спайность и цвет. Глав-
ные линии на рентгенограммах: 3,21; 3,08; 2,85. Растворяется в царской
водке с выделением серы. П. п. т. на угле плавится, образуя налет As2O3,
а с содой — королек меди.
Отличие от сходных минералов. В зернистых и сплош-
ных агрегатах энаргит похож на сфалерит, стибиолюцонит — Cu3[SbS4],
борнит, германит — Cu3(FeGe)S4 и др. От сфалерита энаргит отличается
спайностью в одном направлении и более сильным блеском, а от других
Рис. 141. Габитус кристаллов энаргита (справа диой-
иик прорастания)
минералов под микроскопом большей твердостью. Кроме того, борнит более
густо и темнее окрашен и слабо анизотропен. Германит имеет более густую
светлую окраску и изотропен, а стибиолюцонит — сильно одвойникован
и более оранжевый.
Искусственное получение. Энаргит получают из сплавов
в системе Си — Sb — As — S.
Образование и месторождения. Энаргит — сравни-
тельно мало распространенный минерал. Встречается он преимущественно
в гидротермальных рудных жилах в ассоциации с блеклыми рудами, сфале-
ритом, галенитом, пиритом, арсенопиритом, халькопиритом, баритом и дру-
гими минералами. Энаргит известен в рудной зоне Анд и Кордильер (место-
рождения Бьютт в США, Каридад в Мексике, Чукикамата в Чили, Моро-
коча в Перу), в Юго-Западной Африке (Тсумеб). В месторождениях СССР
он встречается в виде незначительных примесей.
Разрушение. На земной поверхности энаргит легко разлагается
с образованием вторичных минералов меди.
Практическое значение. В указанных месторождениях
энаргит является важной медной рудой.
Группа блеклых руд
Блеклые руды представляют собой минеральный вид переменного
состава — (Cut0Cu|+)i2S[(Sb, As)S3]4*, крайними членами которого
являются: сурьмянистая разновидность тетраэдрит — (CUiOCu|+)12S[SbS3]4
и мышьяковистая разновидность теннантит — (CUiUCu|+)12S[AsS3]4.
Свое название блеклые руды (немецкое фальерц) получили в связи
с тусклым блеском на изломе. Название тетраэдрит дано по тетраэдриче-
скому габитусу кристаллов, а теннантит — по фамилии английского химика
С. Теннанта.
* И. А. Победимская в 1968 г. на основании квантово-химических иссле-
дований пришла к выводу, что в блеклых рудах возможны для меди только коорди-
национные числа 4 и 2. Поэтому формула блеклой руды должна быть Cu3[(Sb, As)S3l-
250
Химический состав тетраэдрита: Си — 45,77 %, Sb — 29,22 %
S — 25,01 %; теннантита — Си — 51,57%, As — 20,26%, S — 28,17%. Медь
может замещаться Ag (до 18%), Fe2+ (до 13%), Ni (до 7,55%), Zn (до 9%),
Hg (до 12,65%) и Sn (до 3,21 %). Мышьяк и сурьма могут замещаться Bi (до
13,07%), а сера — селеном и теллуром. В некоторых месторождениях
блеклые руды являются
специфически золотонос-
ными.
Сингония куби-
ческая, вид симметрии —
гексатетраэдрический —
Td — 43m(3L*4L36P).
Структурная
ячейка содержит
CU24(Sb, As)8S26.
Пространствен-
ная группа — Та —
143m, а0 закономерно изме-
няется от теннантита
(10,19) до тетраэдрита
(10,33).
Кристалличе-
ская структура.
Основой кристаллической
структуры блеклых руд Рис- 142’ Структура блеклых руд (по Н. В. Белову)
являются удвоенная по
ребру (увосьмеренная по объему) ячейка сфалерита, содержащая 32 аниона
(24S2- и 8 (Sb, As)3-) и соответственно 32 тетраэдра одной ориентации
(в сфалерите в элементарном кубе их четыре). В отличие от сфалерита здесь
в ячейке имеются также два тетраэдра противоположной ориентации
(рис. 142).
Вершины четырех одинаково ориентированных тетраэдров, как
и в сфалерите, заняты ионами S2-, но в отличие от него часть вершин занята
также ионами (Sb, As)3- в таком соотношении: у трех из них пара вершин
занята серой и пара — сурьмой или мышьяком, а у четвертого, кроме ISb,
остальные три вершины заняты S. Таким образом, важным элементом струк-
туры блеклых руд является тетраэдр SbS3, который благодаря уплощению
превращается в зонтичный радикал [SbS3]3, которому Н. В. Белов придает
такое изображение:
36
; :s;
I • •
В общую структуру минерала радикал увязывается при помощи ионов меди
через общие вершины S^. В структуре блеклых руд одновременно присут-
ствуют Си* и Си2+, часть из которых находится в пятерной координации
[4S и 1 (Sb, As)], а часть — в четверной координации ионов серы. Еще одной
особенностью структуры блеклых руд является наличие дополнительного
«тринадцатого» иона серы, размещающегося в середине фонаря.
Агрегаты и габитус. В большинстве случаев блеклые руды
встречаются в сплошных массах или в виде вкрапленников в жильной или
251
Рис. 143. Габитус кристаллов блеклой руды:
а— одиночные кристаллы, б—двойники, е—мииерагенети-
ческие типы
боковой породе вместе с другими сульфидами, а также в виде кристаллов
преимущественно тетраэдрического, тригон-тритетраэдрического и ромбо-
додекаэдр ического габитуса (рис. 143). Чаще всего на кристаллах блеклой
руды наблюдается один тетраэдр {111}, как господствующая форма, и ром-
бический додекаэдр {110}, притупляющий ребра тетраэдра. Грани тетраэдра
обычно покрыты штрихами, параллельными его ребрам. Считают, что
штриховка является следствием проявления узких ступенчатых полос,
принадлежащих тригон-три-
тетраэдру {211}. Сравнитель-
но редко развиты грани от-
рицательного тетраэдра, при-
тупляющие вершины положи-
тельного тетраэдра. Грани
отрицательного тетраэдра
гладкие и не имеют штрихов.
Как минерагенетические ти-
пы существуют тетраэдриче-
ский и кубо-ромбододекаэд-
рический типы габитусов.
Первый тип свойствен преи-
мущественно сурьмянистым
блеклым рудам, а второй —
мышьяковистым. Для блек-
лой руды характерны двой-
ники срастания по (111) и
двойники прорастания. Часто
блеклая руда обрастает тон-
кой корочкой медного колче
дана, который эпитаксически
с ней срастается. Известны
также эпитаксические сраста-
ния блеклой руды с галени-
том, пиритом, станнином и
сфалеритом.
Физические свой-
ства. Цвет блеклых руд
стально-серый до железо-чер-
ного, цвет черты такой же,
хотя черта теннантита пре-
имущественно имеет буроватый и вишнево-красный оттенок. Блеск метал
лический или полуметаллический. Непрозрачны. Спайность практически
отсутствует. Излом от полураковистого до неровного. Твердость — 3—4,5
(теннантит тверже, чем тетраэдрит). Хрупкие. Плотность закономерно
изменяется от 4,6 (теннантит) до 5,4 (тетраэдрит).
Блеклые руды — слабые проводники электричества. Под микроскопом
в полированных шлифах блеклые руды серые, иногда оливково-коричне-
вые, изотропные. Отражательная способность средняя — 30%.
Диагностические признаки. Характерны тетраэдриче-
ские кристаллы, тусклый блеск на изломе и хрупкость (при царапании
ножом черта «пылится», блестящего следа не остается). Главные линии
на рентгенограммах: 3,00; 1,839; 1,568 (для тетраэдрита); 2,94; 1,803;
1,537 (для теннатита). Растворяются в HNO3 с выделением S, Sb2O3 и
As2O3. П. п. т. легко сплавляются в серый королек и выделяют As2O3 и Sb2O3.
Отличие от сходных минералов. Блеклые руды можно
спутать с халькозином и бурнонитом. Отличия: халькозин ковкий (острие
ножа оставляет на нем блестящий след), имеет большую плотность; бурно-
нит образует столбчато-призматические кристаллы, твердость — 2,5—3
и плотность — 5,7—5,9.
252
Искусственное получение. Блеклые руды получаются
при взаимодействии паров SbCl3 или AsCl3 и H2S с CuCl, FeCl2, AgCl, а также
при нагревании смеси Cu2S и Sb2O3 в H2S.
Образование и месторождения. Блеклые руды —
распространенные минералы, однако они сравнительно редко образуют зна-
чительные скопления. Блеклые руды возникают из гидротермальных раство-
ров и находятся вместе с другими сульфидами главным образом в низко-
температурных рудных жилах. Отдельные находки их известны в пневмато-
литовых и экзогенных образованиях, особенно в зоне цементации. Как
интересный случай, следует отметить образование теннантита за счет энар-
гита (Cu3[AsS/J). Этот процесс имеет метасоматический характер и связан,
вероятно, с преобразованием пятивалентного мышьяка в трехвалентный
и соответствующей перестройкой кристаллической решетки. Наблюдения
показывают, что кристаллы блеклой руды кубо-ромбо-додекаэдрического
габитуса чаще всего отмечаются в карбонатных породах, а кристаллы тетра-
эдрического габитуса наиболее характерны для обычных сульфидных жил.
В гидротермальных образованиях блеклые руды встречаются как второсте-
пенные минералы в связи с месторождениями олова (Корнуэлл в Англии,
Алтай в СССР), молибдена (Алтай), вольфрама (Гумбейка на Урале), золота
(Березовск на Урале, Дарасун в Восточной Сибири), серебра (западные
районы США), меди (колчеданные месторождения Урала), полиметаллов
(Нагольный кряж в Донбассе, Алтай), сурьмы (Фергана в Средней Азии),
мышьяка (месторождения Кавказа). Кроме того, они известны в ряде мест
рудоносного пояса Анд (Южная Америка и Мексика) и Кордильер (Северная
Америка), а также среди рудных жил средней Европы, где крупнейшими
месторождениями являются Клаусталь (ФРГ) и Капник (Румыния).
Теннантит наблюдается в месторождениях, богатых медью, а тетраэд-
рит— в полиметаллических и свинцово-серебряных месторождениях.
Хорошие кристаллы блеклых руд найдены в Шватце (Тироль), Ботеси
и Капнике в Румынии.
Разрушение. На земной поверхности блеклые руды нестойкие
и переходят в медные, сурьмяные и мышьяковые вторичные образования.
Практическое значение. Самостоятельные крупные место-
рождения блеклых руд не встречаются. В промышленных месторождениях
вместе с другими медными минералами они являются медными рудами.
Основное значение блеклых руд состоит в том, что они содержат значитель-
ные примеси золота и серебра.
Группа прустита
В группу прустита входят сульфосоли серебра, из которых мы рас-
смотрим прустит — Ag3[AsS3) и пираргирит — Ag3[SbS3] (табл. 55), объеди-
ненные под общим названием красных серебряных руд.
ТАБЛИЦА 55
Состав и свойства минералов группы прустита
Минерал Химический состав, % Твердость Плотность Спайность Отража- тельная способ- ность, %
Ag Sb As s
Прустит 65,4 — 15,2 19,4 2—2,5 5,57—5,64 Средняя по (ЮН) То же 27
Пираргирит 59,97 22,91 — 17,82 2—2,5 4,77—5,86 33
Прустит получил название в честь французского химика И. Пруста,
название пираргирита происходит от греч. слов пир — огонь и аргирос —
253
и н г о н и я тригональная,
дальный — С3в — 3/и(А3ЗР).
Структурная ячейк
и Ag18Sb6S18 (для пираргирита).
Рис. 144. Габитус кристаллов прустита
серебро. Синонимы прустита — светлая красная серебряная руда, мышья-
ковая серебряная обманка; пираргирита — темная красная серебряная
руда, сурьмяная серебряная обманка.
Химический состав обоих минералов приведен в табл. 55.
В прустите наблюдается примесь Sb (дь 3,74%), а в пираргирите — As
(до 2,6%).
вид симметрии дитригонально-пирами-
а содержит AgeAs2S6 (для прустита)
Пространственная группа С3„ — R3c.
Для прустита а0 = 10,77, с0 = 8,67;
а0 : с0 = 1 : 0,804; для пираргирита
а0 = 11,04, с0 = 8,72; а0 : с0 =
1 : 0,789.
Кристаллическая
структура. В основе кристал-
лической структуры описываемых
минералов находятся тупые трех-
гранные пирамиды из зонтичных
групп [AsS3]3- и [SbS3]3-, направлен-
ные своими вершинами в одну сто-
рону вдоль оси ромбоэдрической
ячейки. [AsS3]3- и [SbS3]3- связаны
ионами Ag.
Агрегаты и габитус.
Прустит и пираргирит встречаются
в виде зернистых агрегатов, зерен и
кристаллов скаленоэдровидного габи-
туса с острыми пирамидами (рис. 144). Главными формами являются гекса-
гональная призма {1120}, а также тригональные и дитригональные пира-
миды {2131} и {1124}. На гранях призмы характерна косая штриховка.
Физические свойства. Цвет прустита ярко-красный пирар-
гирита — темно-красный. Цвет черты прустита — огненно-красный, пирар-
гирита — пурпурно-красный. Блеск алмазный. Просвечивают. Излом рако-
вистый до неровного. Одноосные, отрицательные. Показатели преломления
прустита: пт = 2,979, пр = 2,711; показатели преломления пираргирита
пт = 3,084, пр = 2,881 (для Li-света). Под микроскопом в проходящем
свете прустит просвечивает красными оттенками, пираргирит — темно-
красными. В полированных шлифах эти минералы сильно анизотропны
и плеохроичны.
Диагностические признаки. Для описываемых мине-
ралов характерными являются габитус кристаллов, просвечивающих крас-
ным цветом, красная черта, алмазный блеск. Главные линии на рентгено-
граммах: 3,20; 2,75; 2,53 (для прустита); 3,20; 2,79; 2,55 (для пираргирита).
Растворяются в HNO3 с выделением S и Sb2O3 (пираргирит) и As2O3 (прустит).
П. п. т. на угле плавятся, образуя белый налет As2O3 и Sb2O3 и королек Ag.
В закрытой трубке дают возгон S.
Отличие от сходных минералов. Оба минерала похожи
друг на друга, кроме того, их можно спутать с киноварью (HgS), миарги-
ритом Ag2[Sb2S4], купритом (Си2О) и цинкитом (ZnO). Отличить прустит
от пираргирита можно химическим путем (по содержанию As и Sb), а также
оптически и рентгенометрически.
От киновари эти минералы отличаются поведением п. п. т. (киноварь
полностью улетучивается), от миаргирита — только с помощью химического
анализа. Для куприта характерны октаэдрические кристаллы и буро-
красная черта, у цинкита оранжево-желтая черта и сравнительно высокая
твердость (4—4,5).
254
Искусственное получение. Прустит и пираргирит были
получены сплавлением Ag2S с As2S или Sb2O3, а также Ag и, As(Sb)
в избытке S.
Образование и месторождения. Прустит и пираргирит
характерны для низкотемпературных свинцово-цинково-серебряных жил,
образованных гидротермальным путем. Иногда, например, в верхних гори-
зонтах мексиканских месторождений, они являются вторичными образо-
ваниями. Оба минерала находятся в ассоциации с блеклыми рудами, гале-
нитом, мышьяковистыми соединениями кобальта и никеля, самородным
серебром, кальцитом и другими минералами. В значительных количествах
прустит и пираргирит встречаются в месторождениях Мексики (Сакатекас,
Гуанахуато), Чили, Перу, Боливии. В СССР они известны в месторожде-
ниях, расположенных к западу от Верхоянска (Восточная Сибирь),
и в Закарпатье. Хорошие кристаллы прустита вместе с тетраэдритом, квар-
цем и кальцитом встречены в Сент-Мари-о-Мин (Эльзас), сдвойникованные
кристаллы прустита до 7,5 см в длину — в месторождении Чаньярсильо
(Атакама, Чили), а кристаллы пираргирита — в Андреасберге (Гарц).
Практическое значение. В некоторых месторождениях
разрабатываются как серебряные руды.
Группа бурнонита
В группе бурнонита мы рассмотрим сульфосоли меди и свинца — бур-
нонит и айкинит (табл. 56).
Бурнонит — PbCujSbSs|. Бурнонит получил название по имени фран-
цузского минералога Дж. Бурнона (1751—1825 гг.). Синоним — колесная
руда (в связи с характерной для бурнонита формой агрегатов и двойников).
Химический состав бурнонита приведен в табл. 56.
ТАБЛИЦА 56
Состав и свойства минералов группы бурнонита
Минерал Химический состав, % Примеси Твер- дость Плот- ность Спайность Отра- жа- тель- ная способ- ность, %
РЬ Си Sb Bi s
Бурнонит 42,5 13,0 24,7 — 19,8 Fe, Ag, Zn, Mn (следы) 2,5—3 5,7- 5,9 Несовершен- ная по (010) 33
Айкинит 36,0 11,0 — 36,2 16,8 Fe, Au 2—2,5 6,1- 6,7 То же 46
Сингония ромбическая, вид симметрии ромбопирамидальный
—Сге — mm(L22P).
Структурная ячейка содержит Pb4Cu4Sb4Si2. Простран-
ственная группа —Civ — Рп2т-, а0 — 8,162, Ьо = 8,710, с0 = 7,810;
G0 : b0 : с0 = 0,937 : 1 : 0,897.
Кристаллическая структура бурнонита характери-
зуется наличием комплексов [SbS3]3—, которые образуют уплощенные пира-
миды, соединяющиеся в усложненные цепочки. Связь между цепочками осу-
ществляется катионами Си и РЬ, находящимися в тетраэдрической коорди-
нации ионов серы.
Агрегаты и габитус. Бурнонит образует зернистые скопле-
ния и отдельные зерна среди других сульфидов; встречается также в виде
255
кристаллов таблитчатого и короткопризматического облика с главными
формами {100}, {010}, {001}, {110} и {011}. Часто встречаются двойники
по (ПО); повторяясь, они образуют крестоподобные или колесовидные
четверники (рис. 145), которые придают минералу псевдотетрагональный
вид. Отмечены эпитаксические срастания бурнонита с галенитом.
Физические свойства. Цвет бурнонита стально-серый до
свинцово-серого. Цвет черты серый. Блеск металлический. Непрозрачный.
Спайность несовершенная по (010). Излом полураковистый до неровного.
Довольно хрупкий. Электричества не проводит. Под
- микроскопом в полированных шлифах бурнонит белый
со слабой анизотропией и очень слабым плеохроизмом;
I \ /'Кд обычно наблюдаются полисинтетические двойники.
I /1 001 (С) Диагностические признаки бур-
\ нонита — короткостолбчатые кристаллы, колесовидные
Г”/ двойники, несовершенная спайность. Главные линии на
рентгенограммах: 3,86; 2,96; 2,73. Растворяется в HNO3,
Рис 145 Четвер- образуя голубой раствор, осадок S и белый порошок, со-
ник бурнонита^ держащий Sb и РЬ. П. п. т. на угле с содой сплавляется
в черный королек, который при сплавлении с борной
кислотой дает королек меди.
Отличие от сходных минералов. От похожих на него
блеклых руд бурононит отличается более сильным блеском.
Искусственное получение. Бурнонит был получен при
осторожном нагревании смеси хлоридов и окислов РЬ, Си и Sb в H2S.
Образование и месторождения. Бурнонит возникает
гидротермальным путем и наблюдается в полиметаллических жилах в тес-
ной ассоциации с блеклыми рудами, галенитом, а также с сульфоантимони-
дами свинца — джемсонитом и буланжеритом. Часто он встречается на кон-
такте тетраэдрита и галенита, где, вероятно, является реакционным обра-
зованием. Бурнонит известен в месторождениях Пршибрам (Чехослова-
кия), в Клаустале (ФРГ) и Андреасберге (ГДР). Большие кристаллы бур-
нонита найдены в месторождении Нейдорф в Гарце, в руднике Выбра
в Боливии. В Парк-Сити (Юта, США) встречены красивые кристаллы бур-
нонита до 10 см в длину. В СССР этот минерал встречен в ряде месторожде-
ний Забайкалья и в Нагольном кряже в Донбассе.
Разрушение. На поверхности бурнонит неустойчив и переходит
в разные вторичные минералы меди, свинца и сурьмы.
Практическое значение. Значительные скопления бур-
нонита имеют промышленный интерес как руда на свинец и медь.
Айкинит — PbCufBiSsJ. Айкинит был впервые открыт на Урале вблизи
Свердловска, название получил в честь Артура Айкина, секретаря Лон-
донского геологического общества. Синонимы — игольчатая руда, патри-
нит (по имени минералога Патрина).
Сингония ромбическая, вид симметрии ромбобипирамидальный
—D2h — mmm(3L23PC).
Структурная ячейка содержит Pb4Cu4Bi4Si2. Простран-
ственная группа — £>26к — РЬпт\ а0 = 11,32, Ьо = 11,66, с0 = 4,01;
а0 : Ьо : с0 = 0,9708 : 1 : 0,3436.
Кристаллическая структура айкинита очень близка
к структуре антимонита (см. рис. 9), в которой места Sb занимают поочеред-
но РЬ и Bi. Атомы меди находятся в тетраэдрической координации ионов
серы.
Агрегаты и габитус. Обычно айкинит встречается в виде
призматических и тонкоигольчатых кристаллов, которые часто изогнуты
и надломаны. На них наблюдались только призматические формы.
Физические свойства. Цвет айкинита свинцово-серый до
стально-серого. Цвет черты серовато-черный, блестящий. Блеск металли-
ческий. Спайность несовершенная по (010). Под микроскопом в полирован-
256
ных шлифах минерал кремово-белый с заметной анизотропностью, плео-
хроичен.
Диагностические признаки. Для айкинита характерна
игольчатая форма кристаллов, однако без химических реакций на Bi, Pb
и Си распознать его трудно. Главные линии на рентгенограммах: 3,638; 3,570;
3,141. Растворяется в HNO2, выделяя PbSO4 и серу. П. п. т. на угле легко
плавится, дымит и покрывает уголь белым и желтым налетом.
Образование и месторождения. Айкинит — редкий
минерал. Встречается он в кварцевых жилах гидротермального происхо-
ждения в ассоциации с пиритом, халькопиритом, галенитом, арсенопири-
том, молибденитом и др. Известны случаи нахождения его вместе с вольфра-
митом. Айкинит известен в месторождениях Урала (Березовское, Буранов-
ское), а также Алтая (Колыванское месторождение).
Разрушение. На земной поверхности айкинит неустойчив и легко
преобразуется в разные вторичные минералы (главным образом, в висму-
товые и свинцовые охры).
Практическое значение. Как редкий минерал айкинит
практического значения не имеет. В Березовском месторождении его при-
сутствие в жилах служит признаком золотоносности.
МИНЕРАЛЫ ЦЕПОЧЕЧНОЙ СТРУКТУРЫ
Группа джемсонита
Из этой группы мы рассмотрим только джемсонит — Pb4Fe|Sb3S7J2.
Джемсонит получил название по имени шотландского минералога
Роберта Джемсона (1774—1854 гг.).
Химический состав: РЬ — 40,16%, Fe — 2,17%, Sb—
35,39%, S — 21,74%. Как примеси присутствуют Си, Zn, Ag.
Сингония моноклинная, вид симметрии призматический —
C2h — 2lm(L2PC).
Структурная ячейка содержит Pb3Fe2Sb12S28. Простран-
ственная группа — C'2h — Р21/с; а0 = 15,71, Ьо = 19,05, с0 — 4,04;
Р = 91°48'; а0:Ь0:с0 = 0,8247 : 1 : 0,2120.
Кристаллическая структура. В основе структуры
джемсонита находятся пирамидальные комплексы [SbS3|, которые, связы-
ваясь между собой, образуют цепочки вдоль оси с с радикалом [Sb3S7]5~.
Связь цепочек между собой осуществляется при помощи катионов РЬ и Fe.
Свинец окружен семью и восемью ионами серы, а железо — шестью, кото-
рые образуют искаженный октаэдр.
Агрегаты и габитус. Джемсонит обычно образует лучистые
и плотноволокнистые агрегаты, а также встречается в виде игольчатых
и волосовидных кристаллов, на которых развиты грани пинакоида и призм.
Физические свойства. Цвет джемсонита свинцово-серый.
Цвет черты серовато-черный. Блеск металлический. Твердость — 2—3.
Плотность — 5,5—6,0. Спайность средняя по (001). Под микроскопом в поли-
рованных шлифах джемсонит имеет белый цвет. Сильно анизотропный,
с четким плеохроизмом. Отражательная способность средняя — 32%.
Диагностические признаки. Без химического, оптиче-
ского и рентгенометрического исследования джемсонит невозможно отличить
от других игольчатых сульфоантимонидов свинца, но от буланжерита его
можно отличить по спайности и характеру агрегатов. Главные линии на рент-
генограммах: 3,42; 2,72; 2,05. Растворяется в HNO3 с выделением Sb2O3
и PbSO4. П. п. т. легко плавится и образует королек свинца, с содой дает
белый налет Sb2O3.
Образование и месторождения. Джемсонит — редкий
минерал. Он встречается в гидротермальных полиметаллических месторож-
17 Лазаренко Е. К.
257
дениях в ассоциации с галенитом, кварцем и различными сульфоантимони-
дами. Месторождения с большим содержанием джемсонита встречаются
очень редко (Зимапан в Мексике). Он присутствует в ряде полиметаллических
и серебряно-свинцовых месторождений Мексики, США и других стран.
В Советском Союзе он известен в месторождениях Забайкалья и в Наголь-
ном кряже в Донбассе.
Разрушение. На земной поверхности джемсонит неустойчив
и превращается в биндгеймит — Pb2Sb2O7, англезит — PblSOJ и церус-
сит— РЬ[СО3].
Группа буланжерита
Из этой группы мы рассмотрим буланжерит — Pb5S3|Sb2S/,]2. Назван
по фамилии французского горного инженера К. Буланже.
Химический с о с т а в : РЬ — 55,4%, Sb— 25,7%, S—18,9%.
Иногда содержит Си.
Сингония моноклинная, вид симметрии призматический —
Czh '— %lm(LzPC).
Структурная ячейка содержит Pb4Sb32S88. Пространствен-
ная группа — &2h — P2Ja-, а0 = 21,52, b0 = 23,46, с0 = 8,07; (3 = 100°48';
а0 : Ьо : с0 = 0,9166 : 1 : 0,3475.
Кристаллическая структура буланжерита не изучена.
Агрегаты и габитус. Для буланжерита характерны спутанно-
волокнистые массы, внешне напоминающие сурьмяный блеск. Кристаллы
встречаются очень редко. Чаще они имеют игольчатый и столбчатый облик
и вытянуты по (001). Пояс этой оси богат гранями и обычно покрыт штри-
ховатостыо. Иногда встречаются кристаллы, таблитчатые по пина-
коиду {100}.
Физические свойства. Цвет буланжерита свинцово-серый
до железо-черного. Цвет черты серовато-черный с коричневатым оттенком.
Блеск металлический. Спайность средняя по (100). Твердость — 2,5—3.
Хрупкий. Плотность — 6,23. Под микроскопом в полированных шлифах
буланжерит серовато-белый, явно анизотропен и слабо плеохроичен. Отра-
жательная способность средняя — 34 %.
Диагностические признаки буланжерита — тонко-
волокнистые агрегаты и коричневатый оттенок черты. Без рентгенометри-
ческих, оптических и химических исследований от других сульфоантимо-
нидов его отличить трудно, но от джемсонита он отличается по спайности
и характеру агрегатов. Главные линии на рентгенограммах: 3,71; 2,815;
1,861. Растворяется в HNO3 и горячей НС1 с выделением H2S. П. п. т. легко
плавится. С содой дает королек свинца и густой белый налет Sb2O3.
Образование и месторождения. Буланжерит встре-
чается как второстепенный минерал в гидротермальных полиметаллических
месторождениях вместе с другими сульфосолями свинца, галенитом, анти-
монитом, блеклыми рудами, сфалеритом, пиритом и другими минералами.
Он известен в Восточном Забайкалье (месторождения Алгачинское, Клич-
кинское и Дарасунское) и на Украине — в месторождениях Нагольного
кряжа. Кристаллы буланжерита были встречены в месторождении Сала
в Швеции.
Разрушение. На поверхности буланжерит неустойчив и переходит
в церуссит и окись сурьмы.
Сульфосоли неопределенной структуры
В этом отделе мы рассмотрим недостаточно изученные два минерала —
стефанит и полибазит, представляющие собой сульфоантимониды серебра
и встречающиеся сравнительно редко. Химический состав и некоторые
свойства стефанита и полибазита приведены в табл. 57. В полибазите наблю-
258
Рис. 146. Кристалл полибазита
дается совершенный изоморфизм между Sb и As. Кроме того, часть S может
замещаться Se.
Полибазит — (Ag, Cu)ie[Sb2S4]S7. Название полибазита происходит
от греч. слов поли — много и базис — основа (в связи с тем, что этот мине-
рал содержит большое количество металлических оснований).. Синоним —
эугенблеск (греч. эугенес — благородный).
Сингония моноклинная, вид симметрии призматический —
Cifi — 2/tn(LiPC).
Структурная ячейка содержит (Ag, Cu)32Sb4S22. Простран-
ственная группа — Cs2h —С21т; а0 = 26,17; Ьо = 15,11, с0 = 23,89;
Р » 90°; а0:Ь0:с0 = 1,732 : 1 : 1,581.
Агрегаты и габитус. Полибазит обычно образует листоватые
и зернистые агрегаты, а также кристаллы таблитчатого облика (рис. 146).
Физические свойства. Цвет и цвет черты полибазита серова-
тые и железо-черные. Блеск металлический. Оптические свойства: двух-
осный, отрицательный; 2V — 22°, п >
> 2,72. Под микроскопом в полиро-
ванных шлифах серовато-белый, иногда
с красноватыми внутренними рефлек-
сами. Слабо анизотропен.
Диагностические приз-
наки. Для полибазита характерны
шестиугольные хрупкие чешуйки, совер-
шенная спайность и вишнево-красное
просвечивание в тонких кусочках. Глав-
ные линии на рентгенограммах: 3,18; 2,90; 2,87. Растворяется в HNO3.
П. п. т. легко плавится в металлический королек с выделением дыма и на-
лета Sb2S3.
Отличие от сходных минералов. От стефанита полиба-
зит отличается листоватыми агрегатами и тем, что просвечивает по краям
вишнево-красным цветом.
Искусственное получение. Полибазит получен действием
H2S на расплав AgCl и Sb2S3.
Образование и месторождения. Полибазит образуется
гидротермальным путем. Он входит в состав низкотемпературных поли-
металлических или серебряных месторождений вместе со стефанитом, крас-
ными серебряными рудами, аргентитом, самородным серебром, галенитом,
сфалеритом и другими минералами. Основные месторождения — серебря-
ные рудники Анд и Кордильер, а также Средней Европы.
Псевдоморфозы и разрушение. Известны псевдомор-
фозы полибазита по стефаниту и наоборот. На земной поверхности полибазит
переходит во вторичные минералы меди, серебра, сурьмы и мышьяка.
Практическое значение. Полибазит является второсте-
пенной серебряной рудой.
Стефанит Ag5[SbS4]. Стефанит получил название по имени горного
директора в Австрии эрцгерцога Стефана. Синоним — черный серебряный
блеск.
ТАБЛИЦА 57
Состав и свойства стефанита и полибазита
Минералы Химический состав, % Твердость Плотность Спайность Отража- тельная способ- ность, %
Ag Си Sb S
Полиба ЗИТ Стефа- нит 57,96— 74,32 68,sl- eeps 5,21— 12,52 5,15— 10,49 15, CO- 15,86 15,19— 1.7,45 19,59— 16,70 2—3 2-2,5 6,27— 6,33 6,2—6,3 Несовер- шенная То же 25—29 25—29
17* 259
Сингония ромбическая, вид симметрии ромбопирамидальный —
С2с — mm(L22P).
Структурная ячейка содержит Ag20Sb4Sle. Пространствен-
ная группа — С™ — Стс2; а0 = 7,72, Ьо = 12,34, с0 = 8,50; а0 : Ьо : с0 =
= 0,625 : I : 0,688.
Агрегаты и габитус. Стефанит встречается в виде тонкозер-
нистых агрегатов, отдельных зерен и кристаллов. Кристаллы чаще таблит-
чатые по третьему пина-
коиду, а иногда несколь-
ко вытянуты вдоль глав-
ной оси [001] (рис. 147).
Физические
свойства. Цвет и
цвет черты стефанита
черные. Блеск металли-
ческий. Под микроско-
пом в полированных
шлифах наблюдается
Рис. 147. Габитус кристаллов стефанита
сильная анизотропия.
Диагностические признаки. Характерные признаки
стефанита — мелкотаблитчатые кристаллы, железо-черный цвет самого
минерала и черты. Главные линии на рентгенограммах: 3,03; 2,86; 2,55.
Растворяется в HNO3 с выделением S и Sb2O3. П. п. т. плавится и на угле
дает налет Sb2O3; с содой образует королек Ag.
Отличие от сходных минералов. От таблитчато-кри-
сталлического энаргита стефанит отличается менее совершенной спайностью
и более низкой твердостью. Похожий на стефанит минерал полибазит обра-
зует в отличие от стефанита листоватые агрегаты, а также просвечивает
в тонких осколках вишнево-красным цветом.
Искусственное получение. Стефанит получен действием
H2S на смесь AgCl и Sb2O3 в присутствии раствора Na2CO3.
Образование и месторождения. Стефанит входит
в состав полиметаллических жил гидротермальных месторождений главным
образом в ассоциации с полибазитом, красными серебряными рудами, сфа-
леритом и пиритом. Известны образования стефанита, возникающие
на поверхности в результате вторичного обогащения вместе с самородным
и иодистым серебром, аргентитом и ковеллином. Месторождения стефанита
имеются в поясе серебряных рудников Анд и Кордильер, а также рудных
зон Средней Европы. Хорошо образованные кристаллы найдены в Пршибра-
ме (Чехословакия) и Андреасберге (ГДР), а хорошие двойники — в Монте-
Нарба (Сардиния)..
Разрушение и псевдоморфозы. На земной поверхности
стефанит неустойчив и переходит во вторичные образования аналогично
Состав и свойства
Минерал Химический состав, %
Au Ag Bi Pb Sb
Калаверит Сильванит Креннерит Тетрадимит Нагиагит Гессит 43,59 24,19 34,77—43,86 7,51—10,16 Переменные коли- чества 13,22 0,46—5,87 Переменные коли- чества 6,33 59,27 52,55—56,81 6,61-7,00
260
аргентиту и антимониту. Наблюдаются псевдоморфозы стефанита по поли-
базиту и наоборот.
Практическое значение. Подобно полибазиту стефанит
является второстепенной серебряной рудой.
КЛАСС ТЕЛЛУРИДОВ
К классу теллуридов относятся минералы, представляющие собой
соединения металлов с теллуром. В их состав входит около 30 минералов,
большинство из которых довольно редки и лишь некоторые пользуются
широким развитием и образуют промышленные скопления. В природе
известны соединения теллура с такими элементами: Au, Ag, Си, Hg, Ni, Fe,
Pb, Bi, As, Sb, S и О, из них максимальное количество принадлежит соеди-
нениям теллура с Au и Ag. Химический характер большинства теллуридов
довольно простой и может быть выражен общей формулой AmTen, где
А — отмеченные выше элементы. В структурном отношении теллуриды
представлены координационным, островным и слоистым типами, причем для
теллуридов Си, Ag и Bi отмечается наличие дефектных структур. Характер
связи преимущественно ковалентный, но четко выраженные металлические
свойства (сильный металлический блеск и электропроводность) многих
теллуридов говорят о наличии также металлического типа связи. Кристалли-
зуются теллуриды, главным образом, в высшей сингонии и лишь некоторые
из них принадлежат к средним и низшим сингониям. Большинство теллу-
ридов обычно находится в виде тонкозернистых агрегатов и микроскопи-
ческих включений среди других минералов, главным образом среди суль-
фидов, образуя в них пластинчатые, листоватые и иногда сплошные ско-
пления.
Кристаллы теллуридов встречаются очень редко. Они чаще всего имеют
изометрический облик, а иногда также наблюдаются кристаллы пластинча-
того и игольчатого облика. В виде кристаллов были встречены почти исклю-
чительно теллуриды Au и Ag. Так же как и для сульфидов, окраска теллу-
ридов определяется содержащимися в них хромофорами (Ag, Au, Hg, Си, Bi
и др.). Все теллуриды непрозрачны и характеризуются сильным металли-
ческим блеском и высокой отражательной способностью. Твердость теллу-
ридов сравнительно невысокая и колеблется от 1,5 (теллуровисмутит —
Bi2Te3) до 3,5 (риккардит — Cu4_nCui/2nTe2), средняя твердость около 2.
Плотность довольно высокая, около 8, с колебаниями от 6 (вейссит — Си5Те3)
до 9,40 (калаверит — АиТе2).
По своему происхождению теллуриды являются почти исключительно
образованиями гидротермальными. Лишь в отдельных случаях они известны
ТАБЛИЦА 58
некоторых теллуридов
Твердость Плотность Отражатель- ная способ- ность, % Главные линии на рентгенограммах, А
S Те
— 56,41 2,5—3,0 9,10—9,40 60 3,01; 2,19; 2,09
— 62,59 2,0 8,07—8,24 48 3,04; 2,25; 2,14
— 55,68—58,60 2,5 8,62 61 3,03; 2,94; 2,11
4,55 36,18 1,5—2,0 7,2—7,3 48 5,06; 3,20; 2'16
8,62—11,90 16,24—18,99 1,5 7,49 35 3,02; 2,82; 2,08
— 36,7 2,5—3,0 8,24—8,45 40 2,30; 2,86; 2,24
261
в магматических сульфидных медно-никелевых месторождениях, а также
в россыпях и зоне окисления сульфидных месторождений.
На земной поверхности за счет теллуридов образуются кислородные
соединения, а также теллуриды ителлураты тяжелых металлов. При доста-
точных содержаниях в рудах теллуриды могут быть использованы для
получения теллура, золота, серебра, а также висмута.
По типу кристаллических структур среди теллуридов выделяются три
подкласса, представленные ниже. Состав и свойства теллуридов приведены
в табл. 58.
I. Минералы координационной структуры
Группа калаверита
II. Минералы островной структуры
Группа сильванита
III. Минералы слоистой структуры
Группа тетрадимита
Группа нагиагита
МИНЕРАЛЫ КООРДИНАЦИОННОЙ СТРУКТУРЫ
Подкласс теллуридов с координационной структурой включает группу
калаверита. В группе калаверита мы рассмотрим калаверит АиТе2. Назван
по местности Калаверас в Калифорнии.
Химический состав см. в табл. 58. Часто содержит Ag.
Сингония моноклинная, вид симметрии призматический или
диэдрический, осевой — C2h — 2lm(L2PC) или С2 — m(L2).
Структурная ячейка содержит Аи2Те4.Пространственная
группа C2h — C2Jm или С| — С2; а0 — 7,19, Ьо = 4,41, с0 = 5,08;
р = 90°30'; а0 : Ьо : с0 = 1,632 : 1 : 1,152.
В кристаллической структуре каждый атом Au окру-
жен шестью атомами Те, из которых два находятся на более близком рас-
стоянии, чем остальные. Каждый атом Те окружен тремя атомами Ап
и тремя Те на неравных расстояниях.
Агрегаты и габитус. Наблюдается в виде зернистых агре-
гатов, единичных мелких зерен, а также в кристаллах призматическо-
го и игольчатого облика, вытянутых вдоль оси Ь. Отмечены двойники
по (101).
Физические свойства. Цвет латунно-желтый до серебряно-
белого. Черта зеленовато-серая. Блеск металлический. Непрозрачен. Спай-
ности нет. Хрупок. Под микроскопом в полированных шлифах кремово-
белый. Ясно анизотропен.
Другие свойства указаны в табл. 58.
Диагностические признаки — поведение в кисло-
тах. В HNO3 растворяется с образованием осадка Au цвета ржавчины.
Раствор H2SO4 с калаверитом при нагревании приобретает малиновую
окраску. П. п. т. на угле с содой дает королек Au. Плавится при темпера-
туре 464° С. В открытой трубке дает белый налет ТеО2.
Отличие от сходных минералов. От сходного пирита
отличается низкой твердостью и реакциями на Au и Те, а от сильванита
более слабой анизотропией.
Искусственное получение. Сплавлением в вакууме
порошков Au и Те.
Образование и месторождения. Калаверит является
гидротермальным минералом главным образом низкотемпературных обра-
зований, где находится в ассоциации с самородным Au, электрумом, силь-
ванитом, атакже другими теллуридами, пиритом, галенитом, блеклой рудой,
антимонитом и другими минералами. В значительных количествах имеется
в месторождениях Крипль-Крик (штат Колорадо, США) и в Калгурли
262
(Западная Австралия). В СССР встречен в микроскопических выделениях
в некоторых колчеданных месторождениях Южного Урала (Учалы), в золо-
торудных месторождениях Ключи (Читинская область) и др.
Разрушение. При выветривании калаверита образуется само-
родное золото.
Практическое значение. При достаточных содержаниях
в рудах используется для получения золота.
©Au.Ag ®-Те
Рис. 148. Кристал-
лическая структура
сильванита
МИНЕРАЛЫ ОСТРОВНОЙ СТРУКТУРЫ
К минералам островной структуры относится группа сильванита.
В группе сильванита мы рассмотрим теллуриды золота и серебра —
сильванит, креннерит и гессит.
Сильванит — AuAgTe4. Название получил по первому названию, пред-
ложенному для теллура (сильваниум).
Химический состав приведен в табл. 58.
Сингония моноклинная, вид ^симметрии призматический —
Czh — <2ltn(L,zPC).
Структурная ячейка содержит Au2Ag2Te8. Пространствен-
ная группа — С2л — P2Jcr, а0 = 8,96, b0 = 4,49; с0 = 14,62; р = 145°26';
а0 : Ьо : с0 = 1,996 : 1 : 3,256.
В кристаллической решетке (рис. 148) атомы Те рас-
полагаются почти на одной линии с атомами Au и Ag параллельно (010),
определяя совершенную спайность минерала в этом
направлении. Атомы Au, Ag и Те находятся в шестер-
ной координации.
Агрегаты и габитус. Наблюдается в ви-
де кристаллов, дендритообразных выделений и зерни-
стых агрегатов. Кристаллы имеют удлиненный и тол-
стотаблитчатый облик (рис. 149) с развитием пина-
коидов (100), (010), (001) и призмы (ПО) и др. Часто
наблюдаются двойники (прорастания и срастания),
развитые по (101).
Физические свойства. Цвет серебря-
но-белый. Черта стально-серая. Блеск металличе-
ский. Непрозрачен. Спайность совершенная по
(010). Излом неровный. Хрупок. Под микроскопом в
полированных шлифах кремово-белый. Сильно ани-
зотропен, обнаруживает полисинтетическое двойни-
кование. Другие свойства приведены в табл. 58.
Диагностические признаки. Раст-
воряется в HNO3 с выделением Au цвета ржавчи-
ны. Прибавление к раствору НС1 вызывает появление
белого творожистого осадка AgCl. Горячую H2SO4
окрашивает в характерный малиновый цвет. П. п. т.
на угле с содой дает королек Au. В открытой труб-
ке — белый налет ТеО2.
Отличие от сходных минералов. От других теллуридов
золота отличается сильной анизотропией и наличием полисинтетических
двойников.
Образование и месторождения. Встречается в низко-
температурных гидротермальных месторождениях золота совместно с дру-
гими теллуридами, самородным золотом и сульфидами (висмутин, халько-
пирит, сфалерит, пирит, буланжерит, блеклые руды и др.). В значительных
количествах имеется в месторождении Крипль-Крик (штат Колорадо,
США), Калгурли и Кулгарди (Западная Австралия), Сэкэрымб и Бан-
де-Ар ьеш (Румыния) и др. В СССР встречен в золоторудных месторож-
263
дениях Ключи (Читинская область), им. Кирова (Амурская область)
и др.
Разрушение. При выветривании образуется тонкокристалличе-
ское порошковатое самородное золото.
Практическое значение. При достаточных содержаниях
в рудах используется для получения золота.
Креннерит — (Au, Ag)Te2. Назван в честь венгерского минералога
Жозефа Креннера (1839—1920 гг.).
Химический состав указан в табл. 58.
Сингония ромбическая, вид симметрии ромбопирамидальный —
Сг® — mm(L22P).
Структурная ячейка содержит (Au, Ag)8Te16. Простран-
ственная группа C2v — Рта2-, а0 = 16,54, Ьо = 8,82, с0 = 4,46; а : Ьо :
: с0 = 1,875 : 1 : 0,506.
Кристаллическая структура сходна со структурой
сильванита. Атомы Au располагаются в направлении оси b в координации
шести Те, образуя искаженные октаэдры. Те также имеет шестерную коор-
динацию (ЗАи + ЗТе или 5Au + 1Те, или lAu + 5Те). <_J
Агрегаты и габитус. Наблюдается в виде отдельных зерен
среди сульфидов, а также в виде кристаллов коротко-призматического
габитуса (рис. 149), с характерной штриховкой вдоль {001} и {010}. Глав-
ные формы: {001}, {120}, {НО}, {111}.
Физические свойства. Цвет серебряно-белый до светлого
латунно-желтого. Блеск металлический. Непрозрачен. Спайность совер-
шенная по (001). Излом полураковистый до неровного. Хрупок. Под микро-
скопом в отраженном свете кремово-белый. Анизотропен. Остальные свой-
ства приведены в табл. 58.
Диагностическим признаком является наличие
спайности и поведение в кислотах. НО и KCN не действуют. В HNO3
и H2SO4, а также п. п. т. ведет себя точно так же, как калаверит.
264
Отличие от сходных минералов. От похожего кала-
верита отличается наличием спайности, а от сильванита — отсутствием
двойников.
Образование и месторождения. Креннерит является
гидротермальным низкотемпературным минералом и встречается в золото-
рудных месторождениях в ассоциации с пиритом, халькопиритом, арсено-
пиритом, самородным золотом, а также с теллуридами (калаверит,
колорадоит — HgTe) и др.
Известен в месторождении Сэкэрымб в Трансильвании, в Румынии,
в Калгурли (Западная Австралия), Крипль-Крик (Колорадо, США) и др.
В СССР встречен в Константиновском золоторудном месторождении
в Красноярском крае.
Разрушение. На земной поверхности изменяется до металличе-
ского золота.
Практическое значение. При достаточных содержаниях
в рудах может служить источником для получения золота.
Гессит — Ag2Te. Назван в честь профессора Петербургского (ныне
Ленинградского) горного института Г. И. Гесса. Синоним — теллуристый
серебряный блеск.
Химический состав приведен в табл. 58.
Сингония моноклинная, выше 149,5° С переходит в кубическую
модификацию.
Структурная ячейка содержит AggTe4. Пространственная
группа — Clh— P2t/c; а0 = 8,09, b0 = 4,48, с0 = 8,98; р = 123°20';
а0 : Ьо : с0 = 1,806 : 1 : 2,000.
В кристаллической решетке часть ионов серебра имеет
четверную координацию, а часть пятерную. Расстояние Ag — Те = 2,95 А,
а Те — Те > 4,26 А.
Агрегаты и габитус. Встречается в виде массивных, плотных
или тонкозернистых скоплений, а также в виде неправильно развитых, реже
изометрических кристаллов, отвечающих по симметрии кубической синго-
нии (см. рис. 149).
Физические свойства: цвет свинцово-серый. Блеск металли-
ческий. Непрозрачен. Спайность по (100) неясная. Другие свойства указа-
ны в табл. 58.
Под микроскопом в полированных шлифах в отраженном свете серо-
вато-белый, ясно анизотропный, обнаруживает двойниковое сложение.
Иногда наблюдаются мирмекитовые срастания с сильванитом.
Диагностические признаки. Растворяется в HNO3.
При растворении в H2SO4 раствор окрашивается в малиновый цвет. П. п. т.
плавится, окрашивая пламя в бледно-зеленый цвет. При прокаливании
на угле дает черный королек, который после обработки в восстановитель-
ном пламени и охлаждения покрывается дендритами Ag; с содой дает коро-
лек Ag. В открытой трубке — белый налет ТеО2.
Отличие от сходных минералов. От других теллуридов
серебра отличим только рентгенометрически и химически. От аргентита
отличается более сильной анизотропией.
Искусственно получен путем пропускания паров
Те в смеси с N над нагретым Ag, а также сплавлением составных ча-
стей.
Образование и месторождения. Встречается в гидро-
термальных богатых теллуридами сереброносных жилах и свинцово-цинко-
вых месторождениях в ассоциации с другими теллуридами золота и серебра.
В СССР встречен в Заводинском месторождении на Рудном Алтае, где
наблюдался в виде скоплений до 200 кгр.
Практическое значение. При крупных скоплениях
является рудой для получения теллура или серебра.
265
, МИНЕРАЛЫ СЛОИСТОЙ СТРУКТУРЫ
Группа тетрадимита
Из этой группы рассмотрим тетрадимит (Bi2Te2S). Название получил
от греческого тетрадимос — четырехкратный, по характерным четверникам.
Химический состав приведен в табл. 58. Иногда содержит
примеси Se.
Сингония тригональная, вид симметрии дитригонально-скалено-
эдрический — D3d — 3m(L®3L23PC).
Структурная ячейка содержит Bi6Te6S3. Пространственная
группа —D53d — P3m; а0 = 4,326, с0 = 30,07; а0 : с0 — 1 : 6,952.
Кристаллическая структура типично слоистая
(см. рис. 69) с атомами одного рода в каждом слое. Плотнейшую упаковку
образуют атомы Те и S.
Агрегаты и габитус. Наблюдается в виде листоватых и зер-
нистых агрегатов и отдельных пластинчатых выделений. Кристаллы встре-
чаются редко и имеют ромбоэдрический габитус (см. рис. 149), чаще встре-
чается в виде двойников и четверников срастания по (0П2).
Физические св ой с т в а. Цвет и черта бледные стально-
серые. Блеск металлический. Непрозрачен. Спайность совершенная. Другие
свойства указаны в табл. 58. Под микроскопом в полированных шлифах
белый со слабым желтоватым оттенком. Анизотропен.
Диагностические признаки. Пластинчатые агрегаты
и высокая отражательная способность. Растворяется в HNO3 с выделением
S. Концентрированную H2SO4 окрашивает в характерный малиновый цвет.
П. п. т. легко плавится и улетучивается, окрашивая восстановительное
пламя в голубоватый цвет. С содой дает королек висмута. В открытой труб-
ке — белый налет ТеО2. Плавится при температуре 600° С.
Образование и месторождения. Наиболее распростра-
ненный из теллуридов минерал. Обычно встречается в гидротермальных
'золоторудных месторождениях совместно с самородным золотом, висмути-
ном, блеклыми рудами, халькопиритом и другими сульфидами. Известен
в месторождениях Румынии (Бейца, Бихорулуй, Окна-де-Фер, Чиклова
и др.), США (Ред-Клауд в Колорадо, Монтгомери в Аризоне и др.), Канады
(Лидер-Крик в Британской Колумбии, Пайнкилер-Лейк в Онтарио и др.)
и других стран. В СССР встречен в золотоносных месторождениях Степняк
(Казахская ССР), Шилово-Исетском (Средний Урал) и др. В виде хорошо
образованных сдвойникованных кристаллов встречен в месторождении
Жарковицы в Банской Штиявнице (Чехословакия).
Разрушение. На земной поверхности легко выветривается с обра-
зованием висмутовых охр и монтанита — Bi2TeO6*2H2O.
Практическое значение. Встречаясь в висмутовых и золо-
торудных месторождениях, может быть использован при комплексной пере-
работке руд как источник висмута и теллура.
Группа нагиагита
Из этой группы рассмотрим нагиагит, который также может быть
отнесен к сульфидам — PbsAuTe3S6. Назван по месторождению Нагиаг
(ныне Сэкэрымб) в Румынии.
Химический состав приведен в табл. 58. Химическая фор-
мула точно не установлена.
Сингония тетрагональная, вид симметрии тетрагонально-тетраэд-
рический — S4 — 4(Lj).
Структурная яч е й к а содержит одну единицу. Простран-
ственная группа - SJ — Р4, а0 = 4,15, с0 = 30,21; а0 : с0 = 1 : 7,283.
266
Агрегаты и габитус. Наблюдается в листоватых и тонко-
кристаллических выделениях, а также в виде кристаллов таблитчатого
облика (см. рис. 149).
Физические свойства. Цвет темно-свинцово-серый. Черта
черноватая. Блеск металлический. Непрозрачен. Спайность совершенная
по (001). Под микроскопом в полированных шлифах серовато-белый. Ясно
анизотропен. Другие свойства даны в табл. 58.
Диагностические признаки. Только качественные
реакции. Растворяется в царской водке. При растворении в HNO3 остается
осадок Au ржаво-бурого цвета. П. п. т. на угле образует белый летучий
налет Sb2S3 и ТеО2, ближе к пробе желтый налет РЬО. С содой дает коро-
лек Au.
Образование и месторождения. Встречается в гидро-
термальных золоторудных месторождениях совместно с другими теллури-
дами, самородным золотом и сульфидами. В заметных количествах известен
в месторождениях Сэкэрымб в Румынии, Крипль-Крик в Колорадо (США),
Калгурли (Западная Австралия) и др. В СССР встречен в месторождении
Манка (Казахская ССР).
Разрушение. На земной поверхности превращается во вторичное
самородное золото («Горчичное золото»).
Практическое значение. Может использоваться для полу-
чения золота.
ЛИТЕРАТУРА
Белов Н. В. Шпигованная структура блеклых руд. Минерал, сб. Львов, ун-та,
№ 19, вып. I, 1965.
Белов Н. В., Победимская Е. А. Характерные особенности кристаллохи-
мии сульфидов, сульфосолей и их аналогов. Минерал, сб. Львов, ун-та, № 20, вып. 3, 1966.
Бетехтин А. Г. Гидротермальные растворы, их природа и процессы рудообразо-
вания. В кн.: «Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях».
Изд-во АН СССР, 1953.
Бетехтин А. Г. Курс минералогии. Госгеолиздат, 1961.
Болдырев А. К. Курс описательной минералогии, вып. 1. Изд-во
КУБУЧ, 1926.
В е й ц Б. И., Покровская И. В., Болгов Г. П. Минералы Рудного
Алтая, т. 1. Изд-во АН Каз. ССР, 1957.
Вернадский В. И. Опыт описательной минералогии, т. II. Сернистые и се-
ленистые соединения. Избр. соч., т. III, Изд-во АН СССР, 1959.
Изотопы серы и вопрос рудообразовання. «Наука», 1967.
Костов И. Минералогия. София, 1957.
Крутов Г. А. Месторождения кобальта. Госгеолтехиздат, 1959.
Курс минералогии, под ред. А. К- Болдырева. ОНТИ, 1936.
Лазаренко Е. К. Курс мшералогп. ч. II. Видавн. Льв1в. ун!в., 1959.
Лазаренко Е. К. Минералогия медно-цинковых месторождений Среднего
Урала. Изд-во Львов, ун-та, 1947. .
Лазаренко Е. К- О блеклых рудах. Минерал, сб. Львов, ун-та, № 10, 1956.
Лазаренко Е. К- Сульфиды меди в колчеданных залежах Среднего Урала.
В сб.: «Питания геологи». Вып. 9, изд-во Львов, ун-та, 1958.
Лазарев ко Е. К-, Лазаренко Э. А., Барышников Э.К-, Ма-
лыгина О. А. Минералогия Закарпатья. Изд-во Львов, ун-та, 1963.
Минералогия Урала, т. II. Изд-во АН СССР, 1941.
Минералы. Справочник, т. I. Изд-во АН СССР, 1960.
Минералы СССР, т. II. Изд-во АН СССР, 1940.
Пилипенко П. П. Минералогия Западного Алтая. Изв. Томск, ун-та, 1915.
Р а м д о р П. Рудные минералы и их срастания. ИЛ, 1962.
Синдеева Н. Д. Минералогия, типы месторождений и основные черты гео-
химии селена и теллура. Изд-во АН СССР, 1959.
Смирнов С. С. Зона окисления сульфидных месторождений. Изд-во
АН СССР, 1955.
Чухров Ф. В. О возможной роли аэрозолей, гидрозолей и гидрогелей в маг-
матогенном рудообразовании. Изв. АН СССР, серия геолог., 1950, № 6.
В о у I R. W., Jambor J.L. The geochemistry and geothermomen try of sphalerite
in the lead-zinc-silver loder of Keno Hill Galens Hill Area. Canad. Mineral. V. 7.
N 3, 1963.
267
Dana Y. D., Palache Ch., Berman H., Fr on d e 1 C. The System of Mine-
ralogy. V. J. Seventh edition. London, 1946. Есть русский перевод. ИЛ, 1950.
G а г г е 1 s R. М. Solubility of metal sulphoides in ditute vein forming solutions.
Econ. Geol. N 7, 1944.
К u 1 1 e r u d G. Sulfide system as geological thermomenters. Research in Geolo-
chemistry. New York, 1959.
Ramdohr P. und S t r u n z H. Klockmanns Lehrbuch der Mineralogie.
Stuttgart, 1967.
Smith F. G. Physical Geochemistry. Addison-Wesley Publishing Compa-
ny, 1963.
Smith F. G. The alkali sulphide theory of gold deposition. Econ. Geol.
n. 7, 1943.
ТИП КИСЛОЕОДНЫХ СОЕДИНЕНИЙ
Кислородные соединения являются наиболее многочисленными.
По химическому характеру это соединения катионов с кислородом или гид-
роксилом, а также с разными радикалами, в состав которых входит кисло-
род. Разнообразие связи кислорода с разными элементами определяет все
особенности минералов этого типа.
Кислород составляет 91,83% объема земной коры, или 49,13% ее веса.
В разных оболочках земной коры содержание кислорода неодинаково.
В гидросфере на его долю приходится 86%, в атмосфере — 23,15%. Среднее
содержание в изверженных породах — 46,42%, причем основные породы
содержат кислорода меньше (габбро — 45,11%), а кислые — больше (гра-
ниты — 48,53%). Вместе с тем кислород является одним из наиболее актив-
ных химических элементов, играющих главную роль в реакциях окисления
в земной коре. Этим объясняется тот факт, что свыше 99,99% его атомов
находятся в связанном состоянии (в виде анионов О2-) и только 0,01 % —
в свободном. Различное содержание кислорода в магме определяет ход
кристаллизации и образование кислородных соединений. При нормальной
кристаллизации магмы первыми образуются минералы с меньшим содер-
жанием кислорода (ортосиликаты магния и железа), а потом те, которые
содержат больше кислорода. Характерным образованием магматической
стадии с низким содержанием кислорода является минерал магнетит
(FeFe2O4), в котором часть железа находится в закисной форме, а часть —
в окисной. Концентрация свободного кислорода в земной коре возрастает
с приближением к земной поверхности, поэтому гидротермальные растворы
при своем движении повышают окислительный потенциал, и из них откла-
дываются минералы с большим содержанием кислорода. Концентрация
кислорода возрастает особенно интенсивно при смешивании гидротер-
мальных растворов с вадозными. Вообще можно считать, что минералы при
этом выделяются в соответствии с их растворимостью. Изучение парагене-
тических соотношений минералов показывает, что изменение концентрации
кислорода определяет ход химических процессов и взаимодействие гипо-
генных растворов с окружающими породами. Типичным примером в этом
отношении является процесс мушкетовитизации — преобразование гема-
тита (Fe2O3) в магнетит (FeFe2O4) при понижении концентрации кислорода.
О том, что при продвижении растворов в толщах земной коры происходит
их окисление, свидетельствуют многочисленные факты, в частности законо-
мерное увеличение в минеральных месторождениях таких богатых кисло-
родом минералов, как сульфаты, поскольку образование комплексного анио-
на [SO4]2- может происходить в явно окислительной среде, а также —
повышенное содержание среди сульфидных минералов окислов металлов,
например магнетита и даже гематита. Однако концентрация кислорода
может меняться и в самой минералообразующей среде, что, очевидно, обу-
словлено реакциями обменного разложения в связи с изменением внешних
факторов равновесия. Концентрация свободного кислорода на больших
глубинах неизмеримо мала по сравнению с концентрацией его в верхних
268
частях земной коры, поэтому химические элементы, могущие образовывать
соединения в виде разновалентных ионов, в глубинных условиях образуют
Минералы, в которых эти элементы имеют меньшую валентность. Этим объяс-
няется, например, тот факт, что обычный минерал земной поверхности
пиролюзит (МпО2) с высоковалентным Мп при метаморфизации переходит
в минералы с низковалентными формами — браунит (Mn2+Mn|+SiO12),
манганит — (MnOIOHJ) и гаусманит — (МпМп2О4), а также то, что в мета-
морфических породах, возникающих на глубине за счет экзогенных обра-
зований, никогда не бывает богатых кислородом соединений (сульфатов,
некоторых из фосфатов).
В коре выветривания происходит энергичное окисление продуктов
эндогенных процессов с образованием окислов, гидроокислов, сульфатов
и т. д. В условиях земной поверхности главными аккумуляторами кисло-
рода являются живые организмы, а также соединения железа, марганца
и серы, которые часто преобразуются из низковалентных в высоковалент-
ные. Вследствие этого концентрируется значительная часть окислов и гид-
роокислов железа и марганца.
. Процессы минералообразования кислородных соединений в значи-
тельной мере определяются изотопным составом кислорода. В природных
условиях известны три устойчивых изотопа кислорода — О16, О17 и О18,
находящиеся в таком количественном соотношении: О1® — 99,760%, О17 —•
0,042%, О18 — 0,198%. Они имеют разную подвижность, что определяется
изотопным соотношением О16 к О18, и играют разную роль в процессах мине-
ралообразования. Ионы, содержащие О16, имеют высокий химический
потенциал и являются более подвижными, чем ионы, обогащенные О18.
Отношение О16 : О18 больше в эндогенных образованиях, при экзогенных
процессах (выветривание, седиментация) увеличивается количество изо-
топа О18.
Исключительно большое значение при образовании окислов и гидро-
окислов имеет наряду с кислородом также и вода. Вода фактически является
распространенным окислом, свойства которого обусловлены особым харак-
тером ее молекулы, характеризующейся тем, что протоны Н1+, как ионы
очень малого размера, не имеющие собственных электронов, внедряются
глубоко внутрь иона кислорода. Ион водорода, не существующий в сво-
бодном состоянии, имеет сильное электрическое поле и может соединяться
с молекулой воды, образуя устойчивый комплексный ион оксония:
Н+-|-Н2О = [Н3О]+-|—200 ккал.
Оксоний, как и гидролитическая диссоциация воды (Н?О ГН1 + +
+ [ОН]-), играет большую роль в процессах минералообразования, осо-
бенно при образовании гидроокислов и некоторых окислов. Разные раство-
ренные в воде соли вступают в реакцию с Н+ и (ОН)- и образуют гидраты
(или основные соли) и свободные кислоты, например:
Fe2[SO4]3 2Fe3++3[SO4]2-
6НгО 6+(ОН)-+6+Н+
И и
2Fe(OH)3+3H2SO4
При устранении ионов (ОН)- происходит концентрация в растворе ионов Н+,
которую обозначают через pH. Гидроксильный ион [ОН]-, входящий в состав
гидратов, имеет ясно выраженную способность к поляризации и поэтому
труднорастворимые гидраты образуются с сильно поляризующими катио-
нами. Такими катионами являются ионы с малыми ионными радиусами
и высокой валентностью (четырехвалентные Si, Мп, Sn, Ti, трехвалентные
Fe, Al, Мп, двухвалентные Fe, Мп, Си, Pb, Zn, Sn, Be, Mg).
269
Дождевая вода, просачивающаяся с поверхности в земную кору, имеет
растворенный кислород и углекислоту. Установлено, что в дождевой воде,
насыщенной воздухом, на литр воды в среднем приходится 25—30 см3 газа,
в состав которого входит около 30% кислорода, 60% азота и 10% углекис-
лоты, т. е. дождевая вода значительно обогащена кислородом и углекисло-
той. С приближением дождевой воды к уровню грунтовых вод ее окисли-
тельная способность заметно слабеет, потому что свободный кислород рас-
ходуется на окислительные реакции (особенно при окислении сульфидов
и близких к ним соединений) и на перевод металлов Fe2+, Mn2+, V3+ и дру-
гих в высшую форму валентности. При этом происходит разрушение пер-
вичных минералов и образование новых соединений, в первую очередь
сульфатов и карбонатов.
В кристаллохимическом отношении кислородные соединения харак-
теризуются тем, что большие анионы О2- преобладают по объему во всех
их кристаллических структурах. Между отдельными структурными еди-
ницами этих соединений существует главным образом ионная связь,
т. е. связь, обусловленная в основном электростатическим притяжением
между противоположно заряженными ионами (кулоновские силы).
По своему происхождению кислородные соединения чаще являются
образованиями эндогенными и экзогенными и, в значительно меныпей мере,
метаморфогенными. За исключением некоторых минералов окислы и сили-
каты образуются в основном магматическим путем при высокой температуре.
Это касается также безводных фосфатов и боратов. Возникновение карбо-
натов происходит главным образом в низкотемпературных условиях. Среди
сульфатов только отдельные представители образуются гидротермальным
путем, основное количество их связано с низкотемпературными процессами.
Для нитратов характерен экзогенный процесс.
Особенности кристаллической структуры, физические и химические
свойства, а также морфологию кислородных соединений мы рассмотрим
при описании отдельных классов, выделяющихся по силе соответствующей
кислоты от солей наиболее слабых кислот — окислов — до солей наиболее
сильных кислот — нитратов: 1) окислы и гидроокислы, 2) силикаты, 3) бора-
ты, 4) фосфаты и их аналоги, 5) карбонаты, 6) вольфраматы и молибдаты,
7) хроматы, 8) сульфаты, 9) нитраты.
КЛАСС ОКИСЛОВ И ГИДРООКИСЛОВ
К классу окислов и гидроокислов относятся простейшие соединения
металлов и металлоидов с кислородом и гидроксилом. Среди них известно
свыше 150 минералов, которые составляют около 5% общего веса земной
коры. В состав этих минералов входит 47 химических элементов (рис. 150),
из которых только половина играет в окислах важную роль. Приблизи-
тельно 50 минералов упомянутого класса образует железо. Характерней-
шими окислами являются наиболее слабые основания пли ангидриды слабых
кислот, особенно Al3+, Fe3+, Ti4+.
Среди минералов класса окислов и гидроокислов широко развит изо-
валентный и гетеровалентный главным образом несовершенный изоморфизм.
Совершенный изоморфизм наблюдается только в окислах сложного состава
для таких элементов: 1) Mg—Fe — Мп; 2) La — Се — Y; 3) Nb — Та.
Окислы, возникшие экзогенным путем из коллоидных растворов, содер-
жат разные адсорбированные примеси.
Основой кристаллической структуры минералов описываемого класса
является плотнейшая упаковка ионов О2- (в окислах) и (ОН)“ (в гпдро-
окислах). Размер ионных радиусов их приблизительно одинаковый (соот-
ветственно 1,36 и 133, А), поэтому тип положительных ионов не влияет
на характер кристаллической структуры. Все разнообразие минералов
класса окислов и гидроокислов определяется характером катионов и их
270
координацией. Преобладают катионы с размером ионных радиусов между
0,6 и 1,0 А (колебания наблюдаются от 0,34 А — Ве2+ до 1,36 А — Ва2+)
и с координационными числами в основном 4 и 6 (табл. 59). Между отдель-
ными структурными единицами окислов и гидроокислов существует пре-
имущественно ионная связь (степень ковалентности связи лежит в преде-
лах 12—56%).
Замена кислорода гидроксилом приводит к возникновению слоистых
структур с ионной связью в слоях и ван-дер-ваальсовской — между ними.
При переходе к слоистой структуре снижается симметрия кристаллической
решетки.
Окислы и гидроокислы в большинстве представлены координацион-
ными, слоистыми и цепочечными структурами, в значительно меньшей мере —
каркасными, и только единичные минералы этого класса имеют островную
структуру.
В морфологическом отношении окислы и гидроокислы являются мине-
ралами с хорошо развитой кристаллографической индивидуальностью.
Некоторые из них (например, брукит — ТЮ2) встречаются только в виде
кристаллов. Для большинства минералов описываемого класса кристалли-
ческая форма является важным диагностическим признаком. Часто встре-
чаются хорошо образованные кристаллы размером до нескольких десятков
Н
2
He
to
Ne
18
Ar
36
Kr
54
Xe
86
Rn
11
Na
19
К
37
Rb
55
Cs
SI
Fr
4
Be
12
Mg
20
Ca
38
Sr
56
Ba
88
Ra
5
В
13
Al
21
Sc
6
С
/4
Si
22
39 40
_Zr_
72
Hf
90
Th
57-71
TR
89
Ac
1
N
15
P
23
\!
41
Nb
73
Ta
91
Pa
8
о
№
s
24
Сг
42
Mo
74
w
92
u
17
Cl
25
Mn
43
Tc
75
Re
26
Fe
44
Ru
76
Os
27
Co
45
Rh
77
lr
28
Mi
46
Pd
78
Pt
29
Cu
47
Acl
79
Au-
30
Zn
48
Cd
80
Hg
31
Ga
49
In
81
Tl
32
Ge
50
Sn
82
Pb
33
As
51
Sb
—83
Bi
54
Se
52
Те
84
Po
35
Br
53
J
85
At
)
Рис. 150. Элементы, для которых характерны природные окислы и гид-
роокислы (обозначены жирным шрифтом)
сантиметров, что особенно характерно для минералов, в состав которых
входят элементы с малыми ионными радиусами (Be, Al, Mg, Fe, Sn, Ti, Zr,
Nb, Та) и которые образуются эндогенным путем. Минералы этого класса
известны также в виде мелкозернистых, скрытокристаллических и землистых
агрегатов, кристаллические очертания которых можно установить только
под электронным микроскопом. Такие агрегаты характерны для минералов,
возникающих экзогенным путем из коллоидных растворов, которые содер-
жат элементы с большими и средними размерами ионных радиусов. В коли-
чественном отношении явно преобладают минералы кубической и ромби-
ческой сингоний, а на втором месте находятся минералы гексагональной
(и тригональной) и тетрагональной сингоний. Соответственно этому их
обликами являются изометрический, удлиненный и сплюснутый. Минералы
изометрического облика обычно образуют зернистые агрегаты, которые
в экзогенных условиях являются мелкокристаллическими и скрытокристал-
лическими, а в эндогенных — крупно- и среднезернистыми. Для минералов
удлиненного облика характерны лучистые и игольчатые агрегаты, а для
сплюснутых — слоистые и чешуйчатые. Слоисто-концентрические агрегаты
с типичным блеском получили название стеклянных голов.
В зависимости от условий образования один и тот же окисел может
встречаться и в виде кристаллов, и в виде разных агрегатов.
271
Для окислов и гидроокислов характерны закономерные срастания
(гематит — рутил, магнетит — ильменит, магнетит — шпинель), а также
миметические кристаллы, образующиеся вследствие срастания (хризобе-
рилл — ВеА1О4, рутил и т. д.).
ТАБЛИЦА 59
Координационные числа главнейших катионов в природных окислах
Координационные числа Катионы
4 Ве2+, Mg2+, Fe2+, Мп2+, Zn2+, Cu2+ Mg2+, Fe2+, Mn2+, Ni2+, Al3+, Fe3+, Cr3+, U3+, Ti4+, Zr4+, Sn4+, Ta6+, Nb6+
6
8 Zr4+, Th4+, U4+
12 Ca2+, Na+, Y3+, Ce3+, La3+
Основные химические и физические свойства минералов класса окислов
и гидроокислов определяются прочными кристаллическими постройками
в основном с ионным типом связи. Они имеют высокую химическую устой-
чивость, растворяются только в концентрированной НС1, обычно разла-
гаются после сплавления с содой. Окислы и гидроокислы имеют также
повышенную твердость (6—9), высокую плотность, относительно высокий
показатель преломления и высокую точку плавления. Плотность минералов
этого класса колеблется от 2,2 (гидрокалюмит — Са2А1(ОН)7-ЗН2О) до 11,2
(монтроидит — HgO). Изменение плотности происходит в соответствии
с изменением атомного веса главных катионов в составе отдельных минера-
лов и зависит от их структуры, что можно показать на примере трех поли-
морфных модификаций TiO2 — рутила (4,23), брукита (4,14) и анатаза
(3,90). При замене кислорода гидроксилом плотность уменьшается. Так,
плотность корунда — А12О3 равна 4,02, диаспора — АЮ(ОН) — 3,44,
бемита — АЮ(ОН) — 3,01, гидраргиллита — А1(ОН)3 — 2,40.
Минералы описываемого класса имеют спайность разной степени совер-
шенства, однако гидроокислы, кристаллические решетки которых значи-
тельно слабее, характеризуются совершенной спайностью, проходящей
параллельно слоистости.
Преобладающее количество этих минералов, кроме бесцветных окислов
и гидроокислов Mg и А1, интенсивно окрашены в темные цвета. Окислы
и гидроокислы непрозрачные или просвечивают в осколках и шлифах и имеют
полуметаллический блеск. Из других свойств следует отметить для неко-
торых из этих минералов повышенную магнитность.
Основная часть окислов и гидроокислов сосредоточена в верхних слоях
земной коры на границе ее с атмосферой, в которой содержится свободный
кислород. Глубина проникновения кислорода в земную кору контроли-
руется уровнем грунтовых вод. Химические реакции, приводящие к обра-
зованию окислов и гидроокислов, происходят в основном в коре выветри-
вания и зоне окисления минеральных месторождений, а также в водных бас-
сейнах — болотных, озерных и морских, где часто возникают сложные мине-
ральные смеси, состоящие из гидроокислов железа (бурые железняки),
алюминия (бокситы) и марганца (вады), являющимися важными рудами
этих металлов. Гидроокислы в воздушно-сухих условиях могут терять воду
и переходить в безводные окислы. В условиях метаморфизма за счет гидро-
окислов могут образовываться кристаллически-зернистые агрегаты без-
водных окислов. При эндогенных процессах возникает значительно меньше
этих минералов, однако некоторые из них имеют значительное распростра-
нение. К эндогенным минералам относятся в основном минералы, содер-
жащие в своем составе элементы Be, Та, Nb, TR, Sr, Zr, U, Cr3+, V3+, Mg2+,
т. e. элементы, которые при гидролизе солей образуют нерастворимые в воде
гидроокислы, а также Fe и Мп.
272
Все минералы класса окислов и гидроокислов соответственно их струк-
туре, химическому составу и физическим свойствам разделим на 5 под-
классов: I) координационные, 2) каркасные, 3) островные, 4) цепочечные,
5) слоистые. Из них мы рассмотрим только 4 подкласса.
В первом подклассе выделяются два отдела — простые и сложные
окислы, а в подклассе окислов и гидроокислов цепочечного строения —
отделы с простыми и двойными цепочками. При этом общая классифика-
ция класса окислов и гидроокислов приобретает такой вид:
I. Подкласс окислов и гидроокислов координационного строения
Отдел простых окислов
Группа льда
Группа уранинита
Группа цинкита
Отдел сложных окислов
. Группа браунита
Группа шпинели
Группа пирохлора
II. Подкласс окислов и гидроокислов каркасного строения
Группа куприта
Группа перовскита
Группа эшинита
III. Подкласс окислов и гидроокислов цепочечного строения
Отдел минералов с простыми цепочками
Группа рутила
Группа колумбита
Группа самарскита
Отдел минералов с двойными цепочками
Группа гетита
Группа манганита
Группа псиломелана
IV. Подкласс окислов и гидроокислов слоистого строения
Группа брусита
Группа корунда — ильменита
Группа лепидокрокита
Группа гидраргиллита
ПОДКЛАСС ОКИСЛОВ И ГИДРООКИСЛОВ КООРДИНАЦИОННОГО СТРОЕНИЯ
ПРОСТЫЕ окислы
Группа льда
В группе льда мы рассмотрим только лед (Н2О), представляющий
собой воду в твердом кристаллическом состоянии.
Химический состав льда: Н — 11,2%, О — 88,8%. Иногда
содержит газообразные и твердые механические примеси. В земной коре
существует несколько разностей льда: речной, озерный, морской, грунто-
вый, фирновый и глетчерный.
Сингония гексагональная, вид симметрии дигексагонально-пира-
мидальный — C6v — 6mm(Le6P).
Структурная ячейка содержит 12Н2О. Пространственная
группа — CL — Сбтс; а0 = 7,82, с0 — 7,36; а0 : с0 = 1 : 0,942.
Кристаллическая структура льда похожа на струк-
туру алмаза: каждая молекула Н2О окружена четырьмя ближайшими к ней
молекулами, находящимися на одинаковых расстояниях от нее, равных
2,76 А и размещенных в вершинах правильного тетраэдра. В связи с низким
координационным числом структура льда является ажурной, что влияет
на его плотность (0,917).
Агрегаты и габитус. В природе лед — очень распространен-
ный минерал. Чаще он образует агрегатные скопления мелкокристалли-
ческий зерен. Известны также кристаллические образования льда, возни-
кающие сублимационным путем, т. е. непосредственно из парообразного
состояния. В этих случаях лед имеет вид скелетных форм и фигур роста
18 Лазаренко Г* К«
273
(пещерный лед, снег, изморозь на стекле). Большие хорошо ограненные
кристаллы льда встречаются очень редко. Н. Н. Стуловым описаны кри-
1f20 1
Рис. 151. Соот-
ношения между
криста л л а м и
льда при раз-
личных усло-
виях образова-
ния:
/ — призматиче-
ский кристалл
льда (образование
происходит иа
большой высоте
при сильных мо-
розах), 2 — таб-
литчатый лед (об-
разуется при
сильных моро-
зах), 3 — чаше-
подобный лед (об-
разуется во влаж-
ных пещерах),
4 — обычная сне-
жинка
сталлы льда северо-восточной части СССР, встреченные на
глубине 55—60 м от поверхности, имеющие изометрический
и столбчатый облик, причем длина наибольшего кристалла
равнялась 60 см, а диаметр его основания — 15 см. Из про-
стых форм на кристаллах льда выявлены только грани
гексагональной призмы {1120}, гексагональной бипирамиды
{1121} и пинакоида {0001}.
Физические свойства. Лед бесцветен.
В больших скоплениях он приобретает синеватый отте-
нок. Блеск стеклянный. Прозрачный. Спайности не имеет.
Твердости—1,5. Хрупкий. Оптически положительный,
показатель преломления очень низкий (ng = 1,310,
пт = 1,309).
Образование и месторождения. Лед
образуется в основном в водных бассейнах при пони-
жении температуры воздуха. На поверхности воды при
этом появляется ледяная каша, сложенная из иголочек льда.
Снизу на нее нарастают длинные кристаллики льда, у ко-
торых оси симметрии шестого порядка размещаются пер-
пендикулярно к поверхности корочки. Соотношения меж-
ду кристаллами льда при разных условиях образования
показаны на рис. 151. Лед распространен всюду, где
имеется влага и где температура опускается ниже 0° С.
В некоторых районах грунтовый лед оттаивает только на
незначительную глубину, ниже которой начинается вечная
мерзлота. Это так называемые районы вечной мерзлоты.
Месторождения льда общеизвестны. В местностях с холод-
ной долгой зимой и коротким летом, а также в высоко-
горных районах образуются ледяные пещеры со сталакти-
тами и сталагмитами, среди которых наиболее интересны-
ми являются Кунгурская в Пермской области Приуралвя,
а также пещера Добшине в Словакии.
Практическое значение. Лед применяет-
ся главным образом в холодильном деле, а также для раз-
личных целей в быту и технике.
Группа уранинита
К группе уранинита относятся двуокиси урана, тория и циркония,
среди которых наибольшее значение имеют уранинит и бадделеит.
Уранинит — U2UO7. Назван по содержанию урана.
Плотные скрытокристаллические разности называются настураном
(от греч. настоз — плотный), а рыхлые скрытокристаллические и аморф-
ные — урановой чернью.
Химический состав непостоянен в связи с окислением U4+
до U6+. Содержание UO2 колеблется от 34,49 до 70,09%, a UO3 от 22,69
до 36,94%. U4+ может замещаться Th (до 14%), иттриевой группой TR
(до 15%), цериевой группой TR (до 3,3%), Zr (до 7,6%) и Fe3+ (до 4%). Кроме
того, в уранините содержится радиогенный РЬ (до 20%).
Сингония — кубическая, вид симметрии — гексоктаэдрический —
Oh — m3ni(3L,^lJfiLz9IJC).
Структурная ячейка уранинита содержит U2UO7. Простран-
ственная группа — Оп — Fm3m; а0 = 5,48.
Кристаллическая структура состоит из участков
структуры типа флюорита (см. рис. 22), в которой атомы U4+ находятся
274 ...
в несколько нарушенной и неполной восьмерной координации атомов О.
Это нарушение обусловлено смещением части атомов О от центров октантов
по тройным осям в направлении атомов Ue+ с образованием линейных ура-
нильных групп UO|+. Компенсация зарядов уранильных групп достигается
внедрением в структуру дополнительных атомов О в количестве, равном
числу атомов Ue+.
Агрегаты и габитус. Уранинит образует зернистые массы
и натечные агрегаты, реже он наблюдается в отдельных кристаллах, врастаю-
щих в породу и представляющих собой комбинацию октаэдра и куба или
куба и ромбического додекаэдра (рис. 152).
Физические свойства. Цвет уранинита смоляно-черный,
цвет черты — черный. Блеск смолистый
на несвежих изломах. В тонких пластин-
ках просвечивает. Излом неровный,
раковистый. Твердость — 5—6. Хруп-
кий. Плотность — 10,3—10,6. Сильно
радиоактивный. Оптически изотропный.
Под микроскопом в проходящем свете
уранинит зеленоватый, желтоватый и
темно-коричневый. В полированных
шлифах имеет серый цвет с коричнева-
тым оттенком. Отражательная способ-
ность низкая — около 14%.
или полуметаллический, матовый
Рис. 152. Габитус кристаллов . ура-
нинита
Диагностические признаки. Основным признаком ура-
нинита является сильная радиоактивность. Главные линии на рентгено-
граммах: 3,112; 1,917; 1,634.
Растворяется в HNO3, HF, H2SO4 и труднее в НС1. П. п. т. не плавится.
Отличие от сходных минералов. Уранинит похож
на блеклую руду и ильменит. Отличия: 1) блеклая руда имеет матовый
блеск; плотность ниже 5, радиоактивность отсутствует; 2) ильменит имеет
меньшую плотность и другие кристаллические формы.
Искусственное получение. Уранинит получен при дли-
тельном сплавлении окиси урана с бурой, при выпаривании UO2C12 с NaCl
и NH4C1 досуха и плавлении осадка, при нагревании UO3 до красного кале-
ния в струе водорода.
Образование и местор о-ж д е н и я. Месторождения ура-
нинита редки. Встречается он вместе с ортитом, торитом и другими мине-
ралами пегматитовых жил. В гидротермальных месторождениях и рудных
жилах уранинит находится в ассоциации с серебро-кобальтовыми и серно-
мышьяковыми минералами, галенитом, баритом и касситеритом (в оловян-
ных месторождениях). Гидротермальные месторождения дают более 80%
урана. Известен в гидротермальных жилах медно-урано-кобальтовой фор-
мации месторождения Катанги, а также в рудных жилах района Боль-
шого Медвежьего озера в Канаде.
Разрушение. На поверхности превращается в различные пестрые
водные окислы.
Практическое значение. Является важнейшей урановой
и радиевой рудой.
Бадделеит — ZrO2. Назван по имени Бадделея, который доставил пер-
вые образцы этого минерала из Цейлона. Синоним — бразилит.
Химический состав: Zr — 73,9%, О2 = 26,1%; содержит
примеси Hf, U, V, Th, Sc и Fe.
Разностью бадделеита является циркон-фавас, образующий
скрытокристаллические, натечные,концентрически-скорлуповатые агрегаты.
Сингония моноклинная, вид симметрии призматический —
C2h — 2/т(£2РС). Структурная ячейка содержит Zr4O8. Про-
странственная группа Czh — PZtlc, «о = 5,21, Ьо = 5,26, с0 = 5,375;
₽ = 99°28'; а0 : Ьо : с0 = 0,991; : 1 : 1,022.
18* -275
Кристаллическая структура недостаточно изучена.
Цирконий находится в семерной координации ионов кислорода.
Агрегаты и габитус. Встречается в плотных массах в виде
бобовин и желваков с волокнистым строением (циркон-фавасы). Редко —
в виде мелких пластинчатых и таблитчатых кристаллов, которые обычно
сдвойникованы по (100) и (ПО), с образованием полисинтетических двой-
ников.
Физические свойства. Цвет желтый и бурый до черного.
Блеск жирный до стеклянного. Излом полураковистый до неровного. Твер-
дость — 6,5. Хрупок. Плотность — 5,4—6,02. Оптически двухосный, отри-
цательный. 2V = 30°. Показатель преломления 2,13—2,20.
Диагностические признаки. Высокая температура пла-
вления (около 3000° С). Главные линии на рентгенограммах: 3,159; 2,826;
2,611. П. п. т. накаливается, становится белым, не плавится. В НС1 и HNO3
не растворяется. Тонкий порошок разлагается в горячей концентрирован-
ной H2SO4. Искусственно получается при плавлении
ZrO2 в буре или фосфорной соли.
Образование и месторождения. Встречается главным
образом как акцессорный минерал среди карбонатитов (Кольский п-ов
и Карелия) и в магнетит-пироксеновых породах Якупиранги в Брази-
лии. Известен в алмазоносных россыпях Бразилии и россыпях драго-
ценных камней Цейлона. На земной поверхности устойчив и попадает
в россыпи.
Практическое значение. Является важным сырьем для
получения ZrO2 и препаратов циркония, используемых для изготовления
непрозрачных эмалей и огнеупорных тиглей.
Группа цинкита
В эту группу мы объединяем окислы типа RO, где R = Zn, Си, Mg, Be,
Pb и др. Из них мы рассмотрим только цинкит и тенорит.
Цинкит — ZnO. Химический состав. Zn — 80,3%. 0—19,7%.
Название получил по содержанию цинка. Часто часть Zn замещена Мп.
Сингония — гексагональная, вид симметрии дигексагонально-
пирамидальный Свс — 6 mm(L6<oP).
Структурная ячейка содержит Zn2O2. Пространственная
группа — С^в — Р63тс, а0 = 3,25, с0 = 5,19; а0 : с0 = 1 : 1,597. Кри-
сталлическая структура типа вюртцита (установлена также кубическая
модификация со структурой типа сфалерита).
Агрегаты и габитус. Обычно встречается в виде сплошных,
листоватых и зернистых агрегатов. Кристаллы очень редки.
Физические свойства. Цвет оранжево-желтый до темно-
красного, цвет черты оранжево-желтый. Блеск полуалмазный. Спайность
совершенная по (1010). Излом раковистый. Хрупкий. Твердость — 4. Плот-
ность— 5,66. Отражательная способность низкая — около 10%. Одноос-
ный положительный. Обладает полупроводниковыми свойствами.
Диагностические признаки. Оранжево-желтый цвет
черты, твердость и плотность. П. п. т. не плавится. В закрытой трубке
чернеет, но при охлаждении принимает первичную окраску. Растворим
в кислотах.
Отличие от сходных минералов. Цинкит можно сме-
шать с киноварью, которая от него отличается ромбоэдрическим габитусом
кристаллов, темно-красным цветом черты, высокой плотностью (8) и низкой
твердостью (2—2,5).
Искусственное получение. Получается при сжигании
металла на воздухе и при обжиге солей цинка. Часто наблюдается в пла-
вильных печах.
276
Образование и месторождения. Цинкит довольно
редкий минерал. В значительных количествах известен в скарновых место-
рождениях Франклин-Фернес и Стерлинг-Хилл (Нью Джерси, США), где
находится совместно с виллемитом (Zn2[SjO4l), франклинитом ((Zn, Mn)Fe2O4)
и родонитом CaMn4[Si5O15],
Тенорит — СиО. Название получил в честь неаполитанского ботаника
М. Тенора. Синоним мелаконит (от греч. меляс — черный и конна — пыль).
Химический состав. Си — 79,80%, О — 20,11%.
Сингония моноклинная, вид симметрии призматический —-
C2h — 2lm(L2PC).
Структурная ячейка содержит Си4О4. Пространственная
группа C2h — С2/с; а0 = 4,653, Ьо = 3,411, с0 = 5,108; а0 : Ьо : с0 =
= 1,365 : 1 : 1,498; ₽ = 99°29'.
Кристаллическая структура близка к структуре купе-
рита (см. рис. НО). Каждый атом Си окружен 4 атомами О, образующими
плоский прямоугольник, а каждый атом О окружен 4 атомами Си, обра-
зующими искаженный тетраэдр.
Агрегаты и габитус. Образует землистые и порошковатые
скопления, реже листоватые двойниковые агрегаты и пластинки. Кристаллы
редки.
Физические свойства. Цвет тенорита стально- или железно-
серый до черного. Черта черная. Блеск металлический. Твердость — 3—4.
Плотность — 6. Двухосный с большим 2V. Обладает полупроводниковыми
свойствами.
Диагностические признаки— цвет и цвет черты.
П. п. т. не плавится. Легко растворим в разбавленных НС1 и HNO3.
Отличие от сходных минералов. Смешать тенорит
можно с ковеллином. Отличие: ковеллин имеет синеватый оттенок, низкую
твердость (1—2) и более низкую плотность (4,6—4,7).
Искусственное получение. При медленном охлаждении
расплава СиО в NaOH или КОН, а также при нагревании СиС12 в атмосфере
водяного пара или CuCl в кислороде.
Образование и месторождения. Обычно наблюдается
в зоне окисления медных месторождений в виде землистых и массивных
агрегатов. Кристаллы наблюдались в лавах Везувия, Этны и других вулка-
нов как продукт сублимации. В значительных количествах был встречен
в месторождениях Верхнего Озера в США и в месторождениях пустыни
Атакама (Чили). В СССР наибольшие скопления известны в Турьинских
рудниках и Меднорудянске на Урале.
Практическое значение. Вместе с другими медными мине-
ралами используется как медная руда.
СЛОЖНЫЕ окислы
Группа браунита
Из этой группы мы рассмотрим только браунит — Mn2+Mn2+SiO12.
Браунит назван по имени советника двора Брауна из Готы.
Химический состав: Мп—11,73%, Мп2О3— 78,34%,
SiO2—9,93%. Обычно присутствуют примеси Fe и Си.
Сингония—тетрагональная, вид симметрии тетрагонально-ска-
леноэдрический — P2d — 42m(L?,2L22P).
Структурная ячейка содержит 8 единиц. Пространственная
группа — — /4с2; а0 = 13,44, Ьо = 18,93; а0 : Ьо = 1 : 1,408.
Кристаллическая структура. В структуре браунита
из 56 атомов Мп в ячейке 48 имеет координационное число шесть и восемь
атомов (Мп2+) — координационное число восемь. Они связываются с 8 ато-
мами кремния, имеющими четверную координацию кислорода.
277
Агрегаты и габитус. Браунит обычно встречается в виде
зернистых скоплений и иногда в виде кристаллов бипирамидального (октаэд-
роподобного) габитуса (рис. 153), с развитием тетрагональной бипирамиды
{101}, а иногда призмы {110} и пинакоида {001}.
Физические свойства. Цвет браунита черный. Цвет черты
буровато-черный. Блеск полуметаллический. Непрозрачный. Спайность
совершенная по (112). Излом неровный до полураковистого. Хрупкий.
Рис. 153. Габитус кристаллов браунита
Твердость — 6. Плотность — 4,7—
5,0. Не магнитный. Под микро-
скопом в полированных шлифах
анизотропен; отражательная спо-
собность низкая—16,5%.
Диагностические
признаки браунита — высо-
кая твердость, буровато-черная
черта. Главные линии на рентге-
нограммах: 2,69; 1,65; 1,415. Раст-
воряется в HNO3 с выделением осад-
ка МпО и МпО2, в НС1 — трудно, с
выделением С1 и студенистого SiO2.' П. п. т. не плавится.
Отличие от сходных минералов. Браунит похож
на многие марганцевые минералы, от которых отличается твердостью и цве-
том черты. Окончательно может быть определен под микроскопом и рентге-
нометрически. При нагревании в пределах температур 770 — 860° С пере-
ходит в гаусманит МпМп2О4.
Образование и месторождения. Браунит образуется
в восстановительной среде, однако в более сильных восстановительных
условиях замещается гаусманитом. Встречается он главным образом среди
метаморфических первично-осадочных пород (Джезды в Казахстане, Пост-
масбург в Южной Африке), а также в жилах гидротермального происхожде-
ния (Каражал в Центральном Казахстане, рудник Сапальского на Урале).
В метаморфических и гидротермальных месторождениях браунит встре-
чается вместе с минералами марганца и железа, с сульфидами, баритом,
кварцем и др. Хорошо образованные кристаллы браунита величиной до 5 см
найдены в месторождении Сен-Марсель в Пьемонте (Италия).
Разрушение. На поверхности браунит неустойчив и переходит
в пиролюзит (МпО2).
Практическое значение. Браунит — важная марганцевая
руда, которая используется в основном для получения ферромарганца.
Группа шпинели
В эту группу входят двойные окислы типа R2+O -R8+O3, где R2+ — Mg2+,
Fe2+, иногда Zn2+, Mn2+ и Be2+ и очень редко Ni2+ и Со2+, a R8+, — Fe8+, Al8+,
Сг8+, Мп8+.
Минералы группы шпинели имеют некоторые общие свойства. Боль-
шинство из них кристаллизуется в гексоктаэдрическом классе кубической
сингонии — Ок — тЗт(ЗЬ^Ь36Ь29РС) и только некоторая часть — в тетра-
гональной сингонии. Несколько в стороне находится хризоберилл. Все эти
минералы имеют ярко выраженную кристаллографическую индивидуаль-
ность и образуют хорошие кристаллы, чаще всего октаэдрического и октаэд-
ровидного габитуса с преобладающим развитием октаэдра {111} (рис. 154).
Они характеризуются также широким развитием двойникования по шпине-
левому закону, когда двойниковой плоскостью является грань октаэдра
{Ш}. а двойниковая ось перпендикулярна ей. Минералы группы построе-
ны по типу структуры шпинели, изображенной на рис. 155. В этой струк-
туре ионы кислорода плотно упакованы в плоскостях, параллельных граням
278
октаэдра. Половина октаэдрических и 1/8 тетраэдрических пустот плот-
нейшей упаковки атомов кислорода занята атомами двух и трехвалентных
элементов. По характеру их распределения в тетраэдрических и октаэдри-
ческих пустотах все шпинели делятся на три типа: нормальные, обращенные
и смешанные. К нормальным относятся такие, у которых двухвалентные
катионы выполняют тетраэдрические пустоты, а трехвалентные — октаэд-
рические, а к обращенным — у которых двухвалентные катионы выполняют
октаэдрические пустоты, а
трехвалентные — и тетраэд-
рические и октаэдрические.
У смешанных шпинелей как
тетраэдрические, так и окта-
эдрические пустоты выполня-
ются и двухвалентными и
трехвалентными
катионами
Рис. 155. Кристаллическая структура шпинели
и двойник
Рис. 154. Кристалл
шпинели по (111)
при таких соотношениях: (RiLxR¥) в тетраэдрических пустотах и (7?х+/?!-х)
в октаэдрических пустотах. Большинство природных шпинелей относится
к нормальному типу.
Особенности структуры минералов группы шпинели хорошо объясняют
их свойства (табл. 60), в частности отсутствие спайности, раковистый излом,
оптическую анизотропность, химическую и термическую устойчивость,
высокую твердость.
Из минералов, относящихся к группе шпинели, мы рассмотрим нор-
мальные шпинели (шпинель, франклинит и хромит) и обращенные. Кроме
того, в этой группе рассмотрим также гаусманит и хризоберилл.
Шпинель — (Mg, Fe)Al2O4. Представляет собой минеральный вид пере-
менного состава от крайнего магнезиального члена собственно шпинели —
MgAl2O4 до крайнего железистого члена — герцинита — FeAl2O4. Происхо-
ждение названия шпинели неизвестно. Герцинит назван по латинскому
названию чешского массива (Silva Hercynia), где впервые был найден.
Прозрачные, хорошо окрашенные в разные цвета разности называются
благородной шпинелью. К благородным шпинелям относятся красная
шпинель (окрашена примесями Сг2О3), цейлонит, или плеонаст (черная
железо-магнезиальная разность), хлорошпинель (травянисто-зеленая раз-
ность), а также пикотит (зеленовато-бурая разность).
Химический состав: собственно шпинели — MgO — 28,2%;
А12О3— 71,8%; ’герцинита — FeO — 41,34%; А12О3 — 58,66%. Обычные
примеси: Cr, Zn, Fe3+, Mn2+.
Структурная ячейка содержит (Mg, Fe)8AlleO32. Простран-
ственная группа — Oh — Fd3m.
Агрегаты и габитус. Образует отдельные кристаллы октаэд-
рического габитуса или небольшие сростки (шпинель) и плотные тонкозер-
нистые агрегаты (герцинит).
Физические свойства. Цвет от кроваво-красного с фиоле-
товым или оранжевым оттенком, а также желтого, синего и бутылочно-
зеленого (шпинель) до черного (герцинит). Прочие свойства приведены
в табл. 60.
279
Диагностические признаки — октаэдрический габитус
кристаллов и высокая твердость. Главные линии на рентгенограммах:
2,441; 1,427; 1,053. Растворяется в концентрированной H2SO4 (трудно).
П. п. т. не плавится.
Отличие от сходных минералов. Благородные разности
шпинели похожи на гранаты и соответствующие разности корунда. От гра-
натов они отличаются габитусом кристаллов и более высокой твердостью,
а от корунда — оптическими свойствами (корунд анизотропен).
ТАБЛИЦА 60
Свойства минералов группы шпинели
Минерал Параметры элементарной Плотность Твердость Показатель преломления
ао ячейки, А Ьо со
Шпинель 8,086 3,5—3,7 8 1,718-1,75
Герцинит 8,135 —. — 3,90—3,95 7,5—8 1,80
Магнетит ..... 8,37 — — 4,9—5,2 5,5—6, хрупкий 2,42
Хромшпинслиды . . 8,35 - — — 4,0—4,8 5,5—7,5 2,07-2,16
Г аусманит 5,75 — 9,42 4,7—4,9 * 5, хрупкий пт = 2,46; пр=2,15
Хризоберилл .... 5,47 9,39 4,42 3,50—3,84 8,5, хрупкий ng =1,753; пт= 1,747; пр — 1,744
Искусственное получение. Шпинель получена из сили-
катных расплавов, содержащих А12О3, MgO и FeO, а также А12О3 и MgO
или FeO в присутствии В2О3.
Образование и месторождения. Шпинель — типичное
контактово-метасоматическое образование, возникающее в пневмолитовых
и гидротермальных условиях на контакте с известняками. Реже она наблю-
дается в магматических породах как продукт непосредственной кристалли-
зации магмы, а иногда — в метаморфических породах. Шпинель находится
в ассоциации с магнетитом, хондродитом, везувианом пироксенами, гра-
натами, хлоритами и др. В Советском Союзе известна в Шишимских и Назям-
ских горах, по р. Каменка (Северный Урал), в Слюдянке (Забайкалье),
на Памире и в других местах. Благородные разности шпинели известны
в россыпях Цейлона (цейлонит и красная шпинель), в известняках и сер-
пентинитах США (цейлонит и красная шпинель), в вулканических бомбах
Везувия, в Бирме, Таиланде, Афганистане. Наибольшее количество шпи-
нели добывают в рубиновых шахтах Могон в Северной Бирме.
Герцинит встречается с корундом, гранатом и роговой обманкой
в контактовых месторождениях (Чехословакии), Кортленд Весччестер
(Нью-Йорк, США) и др.
При выветривании устойчива и обычно попадает в россыпи, где иногда
содержится в значительных концентрациях.
Практическое значение. Благородные шпинели исполь-
зуются как драгоценные камни.
Франклинит — (Zn, Mn)Fe2O4- Назван по месторождению Франклин-
Фернес (Нью Джерси, США).
Химический состав: ZnO—17,25%; МпО—15,04%;
Fe2O3 — 67,71%. Содержит также Мп8+ (до 14,8%).
Структурная ячейка содержит (Zn, Mn)gFei6O32 — 8,403.
Пространственная группа — Оп — Fd3m.
Агрегаты и габитус. Встречается в виде плотных зернистых
агрегатов, иногда в виде кристаллов ромбододекаэдрического габитуса.
280
Физические свойства. Цвет черный до коричнево-черного.
Черта черная до красновато-бурой. Твердость —5,5—6,5. Плотность —
5,07—5,22. п = 2,36.
Образование и месторождения. В значительных
количествах встречается в скарновых месторождениях Франклин-Фернес
и Стерлинг-Хилл (Нью-Джерси, США), где вместе с другими цинковыми
минералами разрабатывается как цинковая руда.
Хромит — (Mg, Fe)Cr2O4. Представляет собой минеральный вид пере-
менного состава от крайнего магнезиального члена магнезиохромита
MgCr2O4 до крайнего железистого члена феррохромита — FeCr2O4. Чистые
крайние разновидности в природе не установлены. Название дано по соста-
ву. Часто употребляется также название хромшпинелиды.
Химический состав: MgO — 9,69%; FeO — 17,26%;
Cr2O3— 73,05%. Содержит примеси Fe3+ (до 25,6%); Al (до 24,6%) и Zn
(до 5,8%).
Структурная ячейка содержит (Mg, Fe)8Cri6O32. Прост-
ранственная группа — Од — Fd3m.
Агрегаты и габитус. Хромиты встречаются в виде сплош-
ных зернистых агрегатов, а также закругленных неправильных зерен.
Кристаллы встречаются редко и имеют октаэдрический габитус.
Физические свойства. Цвет черный. Цвет черты бурый.
Блеск металловидный. Разности, бедные FeO и Fe2O3, в тонких шлифах
полупрозрачны. Спайность отсутствует. Разности, богатые FeO и Fe2O3,
сильно магнитны, обладает полупроводниковыми свойствами. Под микроско-
пом в проходящем свете коричневый до коричнево-черного. Изотропный.
В полированных шлифах имеет серовато-белый цвет с коричневым и корич-
нево-красным внутренним рефлексом. Отражательная способность низкая —
около 12%.
Диагностические признаки. Черный цвет, бурая чер-
та, высокая твердость, реакция на хром и постоянная связь с ультраоснов-
ными породами. В кислотах не растворяются. П. п. т. не плавятся.
Искусственное получение. Хромиты получены при
кристаллизации силикатных расплавов состава перидотита с небольшим
содержанием Сг2О3 и А12О3, а также при сильном нагревании Сг2О3 и FeCl2
в тигле с криолитом (Na2[NaAlF6J).
Образование и месторождения. Хромиты образуются
магматическим путем и связаны с ультраосновными породами, в которых
находятся в виде вкрапленников, а также сплошных скоплений в ассоциации
с серпентином (Mg6(OH)8[Si4O10l), оливином (Mg, Fe)2[SiO4J), хромовыми
разностями хлоритов, гранатом, везувианом, пироксеном, тальком и пла-
тиной. Месторождения хромитов известны в Северной Родезии (Африка)
и Новой Каледонии, а также на Урале (Сарановское, Кемпирсайское и дру-
гие месторождения). На земной поверхности они устойчивы и образуют
россыпи.
Практическое значение. Хромиты — основная хромовая руда.
Магнетит — (Ре1УиРе2/зп)Ре2О4. Происхождение названия минерала
неясное. Одни исследователи считают, что оно имеет в своей основе назва-
ние города Магнесия в Малой Азии, другие же придерживаются взгляда,
что название магнетита дано по имени пастуха Магнеса, впервые нашедшего
этот минерал. Синоним — магнитный железняк.
Химический состав: FeO — 31,03%; Fe2O3 — 68,97%.
Обычно содержит примеси Ti, V, Мп, Сг и др. Разности, содержащие повы-
шенные количества титана, выделяются под названием титаномагнетитов,
а хрома — хроммагнетитов.
Структурная ячейка содержит Fe8Fe16O32. Пространствен-
ная группа — 01 — Fd3m.
Кристаллическая структура. Как указывалось выше,
магнетит по характеру распределения двухвалентных и трехвалентных
281
атомов в тетраэдрических и октаэдрических пустотах принадлежит к типу
обращенных шпинелей. В магнетите атомы Fe2+ могут замещаться атомами
Fe3+ с образованием дефектной структуры и освобождением до 1/3 ранее
занятых Fe2+ октаэдрических позиций. Разности с такой структурой полу-
чили название маггемита (магнитный гематит).
Агрегаты и габитус. Магнетит встречается в виде тонкозер-
нистых массивных агрегатов и вкрапленников, а также хорошо образован-
ных кристаллов, вросших в породу. Отдельные кристаллы магнетита имеют
октаэдрический и реже ромбододекаэдрический габитус. Грани (НО) обычно
имеют комбинационную штриховку параллельно длинной диагона-
ли. Наблюдаются двойники по (111)—шпинелевому закону, а также па-
раллельные срастания с гематитом, ильменитом, рутилом, хлоритом, оли-
вином.
Физические свойства. Цвет магнетита железо-черный.
Цвет черты — черный. Блеск полуметаллический. Непрозрачный. Спай-
ность отсутствует, но иногда отмечается отдельность по (111). Сильно маг-
нитный, причем при нагревании до температуры 580° С магнитные свой-
ства исчезают, однако после охлаждения возникают вновь. Это определяет-
ся отмеченными выше особенностями его кристаллической и магнитной
структуры (см. рис. 59). Под микроскопом в полированных шлифах магне-
тит изотропен. Иногда видны двойниковые пластинки и зональный рост.
Часто наблюдается правильная решетка ориентированных включений иль-
менита и гематита. Отражательная способность низкая — 21%.
Диагностические признаки. Диагностическими призна-
ками магнетита являются магнитные свойства, габитус кристаллов, а также
черный цвет черты.
Главные линии на рентгенограммах: 2,541; 1,612; 1,479. Магнетит рас-
творяется в НС1, но только в порошке. П. п. т. не плавится. В окисли-
тельном пламени превращается в маггемит, а затем в гематит.
Отличие от сходных минералов. Магнетит похож
на гематит, гетит FeO(OH), гаусманит (МпМп2О4), от которых отличается
магнитностью и черным цветом черты.
Искусственное получение. Получен магнетит при кри-
сталлизации силикатных расплавов, содержащих Fe, а также из расплавов
с участием галоидов и минерализаторов, например В(ОН)3.
Образование и месторождения. Магнетит возникает
в восстановительных условиях, чаще всего магматическим путем, а также
на контактах под действием гидротермальных и пневматолитовых процессов.
При метаморфизме он чаще всего образуется за счет преобразования осадоч-
ных месторождений бурых железняков и находится в ассоциации с гемати-
том и многими силикатами. Наибольшее практическое значение имеют мета-
морфические и контактово-метасоматические месторождения. К первым
принадлежат месторождения Кривого Рога на Украине, Курской магнитной
аномалии, а также Верхнего озера в США. Представителями крупнейших
контактово-метасоматических месторождений являются месторождения
горы Магнитной, Высокой и Благодати на Урале. В обеих группах место-
рождений широко развит процесс мартитизации и мушкетовитизацпи.
К магматическим относятся Кусинское месторождение титаномагнетитов
на Южном Урале, а также Кирунаваара и Люоссаваара в Швеции. Назем-
ной поверхности магнетит устойчив и попадает в россыпи; он
является основной составной частью так называемых черных шлихов золото-
носных россыпей. В странах с жарким климатом по магнетиту образуются
псевдоморфозы гематита — мартит.
Практическое значение. Магнетит — важнейшая желез-
ная руда. Минимальное содержание Fe в магнетитовых рудах должно состав-
лять 45—50%.
Гаусманит—МпМп2О4. Название получил от В. Гайдингера в честь
немецкого минералога Л. Гаусмана (1782—1859 гг.).
282
Химический состав: МпО — 62,0%, МпО2 — 38,0%. Содер-
жит также FeO, Fe2O3 и ZnO.
Сингония — тетрагональная, вид симметрии — дитетрагонально-
бипирамидальный — £>4Jl — Hmmm(L^L^>PC).
Структурная ячейка содержит Mn4Mn80i6. Пространствен-
ная группа — Z)4?i — 14/amd-, а0 = 5,75, с0 = 9,42; а0 : с0 = 1 1,638.
Кристаллическая структура гаусманита представле-
на тетрагонально искаженным типом шпинели.
Агрегаты и габитус. Гаусманит образует сплошные зерни-
стые массы, иногда встречается в виде октаэдроподобных кристаллов
(рис. 156), представляющих собой тетрагональные бипирамиды. Известны
двойники гаусманита по (112), которые, повторяясь, образуют пятерники.
Физические свойства. Цвет гаусманита буровато-черный.
Цвет черты коричневый или красновато-бурый. Блеск сильный алмазный
или полуметаллический. Спайность совершенная по (001). Немагнитный.
Рис. 156. Габитус кристаллов гаусманита
Под микроскопом в проходящем свете минерал темный, красновато-корич-
невый, без плеохроизма. Одноосный, отрицательный. В полированных
шлифах имеет серовато-белый цвет с четкой анизотропией и темными крова-
во-красными или красновато-коричневыми внутренними рефлексами. Под
микроскопом в полированных шлифах часто наблюдаются пластинчатые
двойники гаусманита. Отражательная способность низкая — около 15%.
Обладает полупроводниковыми свойствами.
Диагностические признаки. Гаусманит определяется
лишь микроскопически. Главные линии на рентгенограммах: 2,73; 2,45;
1,53. Растворяется в НС1 с выделением С1. П. п. т. не плавится. Перл буры
в окислительном пламени окрашивается в фиолетовый цвет.
Отличие от сходных минералов. От похожи х на него
других минералов марганца гаусманит можно отличить главным образом
при микроскопическом исследовании.
Искусственное получение. Гаусманит получен при
нагревании МпО или осажденного Мп3О4 на воздухе с минерализатором
и при разложении МпС12 в окислительной атмосфере.
О б р,а зование и месторождения. Образуется гаусма-
нит гидротермальным путем при метаморфизме осадочных месторождений
марганца в условиях недостатка кислорода. Встречается он вместе с брау-
нитом, манганитом, магнетитом, гематитом и другими минералами в гидро-
термальных жилах (рудник Сапальского на Среднем Урале, в Гарце).
Гаусманит известен также как метасоматическое образование в доломитах
(Вермланд, Нордмарк и Лонгбан в Швеции).
Разрушение и псевдоморфозы. На земной поверхно-
сти, разрушаясь, переходит в псиломелан и пиролюзит. Известны псевдо-
морфозы гаусманита по кальциту и манганиту.
Практическое значение. Гаусманит — важная руда
на марганец, который используется главным образом для изготовления
специальных сортов стали и ферромарганца.
283
Хризоберилл — ВеА12О4. Название минерала происходит от греческих
слов хрисос — золото и бериллос — берилл (по цвету хризоберилл похож
на берилл). >
Химический состав: ВеО — 19,8%, А12О3 — 80,2%. Содер-
жит примеси Fe2O3, TiO2, Сг2О3. Хромсодержащая разность называется
александритом.
С и н г о н и я — ромбическая, вид симметрии ромбобипирамидальный—
D2h — ттт^ЗЬ^РС).
Структурная ячейка содержит Ве4А18О16. Пространствен-
ная группа — D2h — Ртсп\ а0 = 5,47, Ьо = 9,39, с0 = 4,24; а0 : Ьо : с0 =
= 0,583 : 1 : 0,471.
Кристаллическая структура хризоберилла тождест-
венна структуре оливина (см. рис. 6), в которой ионы кислорода образуют
плотнейшую гексагональную упаковку; в пустотах упаковки ионы берил-
лия находятся в четверной координации ионов кислорода, ионы алюми-
ния — в шестерной координации.
Агрегаты и габитус. Хризоберилл образует включения
в граните и слюдяных сланцах, а также друзы в пустотах (рис. 157). Кри-
сталлы хризоберилла имеют толстотаблитчатый (рис. 158), иногда коротко-
призматический облик и характеризуются комбинацией пинакоидов {100}
Рис. 157. Друза кристаллов хризоберилла
и {010}, а также призм {011} и {120}. Иногда к ним присоединяются грани
бипирамиды {111}. Для хризоберилла типичным является развитее законо-
мерных сростков по призме (031), состоящих из трех индивидов, которые
взаимно прорастают друг друга. Плоскости (100) сливаются в одну, и толь-
ко направление штриховатости на этих плоскостях позволяет различить
участки, принадлежащие отдельным индивидам. Двойниковые сростки
лучше определяются в том случае, когда плоскости бипирамид {121} обра-
зуют входящие углы (см. рис. 158); если же этих плоскостей нет (что встре-
чается чаще), сросток напоминает единичный гексагональный кристалл.
Физические свойства. Цвет хризоберилла зеленовато-
желтый, реже минерал бесцветный. Хромсодержащая разность — алек-
сандрит — имеет изумрудно-зеленую окраску, а при электрическом свете —
фиолетово-красную. Согласно исследованиям С. В. Грум-Гржимайло,
окраска александрита зависит от изменения относительной интенсивности
284
сине-зеленых лучей в падающем на кристалл свете. При освещении дневным
светом в восприятии цвета основную роль играют сине-зеленые лучи,
и кристалл кажется зеленым. Искусственный свет по сравнению с дневным
беден этими лучами, в результате чего кристалл кажется красным. Это
изменение цвета является важным признаком хризоберилла. Блеск стек-
лянный. Спайность совершенная по (ПО); несовершенная по (010) и (001).
Излом раковистый. Двухосный, положительный; показатели преломления
Рис. 158. Габитус кристаллов хризоберилла:
а — одиночные кристаллы, б — двойник
приведены в табл. 60. Под микроскопом в проходящем свете минерал бес-
цветный или имеет слабые оттенки зеленого, желтого и красного цветов.
Для александрита характерен четкий плеохроизм: по Ng — красный,
по Nm — оранжевый, по Np — зеленый.
Диагностические признаки хризоберилла — форма
кристаллов и высокая твердость. Главные линии на рентгенограммах: 3,24;
2,08; 1,61. В кислотах не растворяется. Разлагается лишь при сплавлении
порошка с КОН или KHSO4. П. п. т. не плавится.
Искусственное получение. Хризоберилл получен сплав-
лением А12О3, ВеО, Н3ВО3 и СаСО3 с различными примесями, а также при
реакции A1F3, BeF3 и В2О3 при белом калении.
Образование и месторождения. Хризоберилл встре-
чается в пегматитовых жилах и в контактово-пневматолитовых образова-
ниях в ассоциации с бериллом, фенакитом, флюоритом, апатитом и другими
минералами. Он известен в месторождениях Бразилии (Минас-Жерайс),
Цейлона, где встречается в аллювиальных отложениях, и на Мадагаскаре.
В виде хорошо образованных кристаллов и друз хризоберилл отмечен
в месторождениях Урала, Бразилии (Эспириту-Санто), а также в Колорадо
в США (близ Голдена). На земной поверхности он устойчив и попадает
в россыпи.
Практическое значение. Хризоберилл — минерал ред-
кий. Александрит благодаря красивой окраске является драгоценным кам-
нем первого класса.
Группа пирохлора
К группе пирохлора относятся сложные окислы, близкие по своему
составу к минералам группы перовскита, но отличающиеся от них хими-
ческим составом. Из этой группы мы рассмотрим пирохлор —
NaCa(F, OH)Nb2O6. Название получил от греч. слов пир — огонь и хлорос —
зеленый, так как некоторые его разности перед паяльной трубкой прини-
мают желтовато-зеленую окраску.
Химический состав: Na2O — 8,53%; СаО—15,39%;
Nb2O5 — 73,06%; F — 5,22%. Са и Na могут замещаться U (до 17%), Се
(до 13%), Y (до 13%) и Zr (до 6%), a Nb — Та (до 33%), Ti (до 11%) и Fe
285
(до 6%). Химический состав пирохлора усложняется метамиктным состоя-
нием, которое особенно характерно для разностей, обогащенных ураном.
Сингония кубическая, вид симметрии гексоктаэдрический —
Oh — m3m(3Lt4L3fjL29PC).
Структурная ячейка содержит NagCagNb16O4g(F, ОН)8. Про- ,
странственная группа — 01 — Fd3m, а0 — 10,35.
Кристаллическая структура пирохлора может быть
выведена из структуры типа флюорита, в котором (при удвоенной по реб-
ру ячейке) половина кубов замещена октаэдрами, а один анион выпадает
(рис. 159).
Агрегаты и габитус. Пирохлор наблюдается в виде отдель-
ных кристаллов и зерен, вросших в сиениты и их пегматиты. Чаще всего
он образует хорошие кристаллы октаэдрического габитуса с максимальным
развитием октаэдра {111} (рис. 160), к которому иногда присоединяются
Рис. 159. Структура
пирохлора
Рис. 160. Габитус кристаллов пирохло-
ра (а) и самарскита (б)
грани ромбического додекаэдра {110}. Встречается пирохлор также в сплош-
ных массах и колломорфных выделениях. Изредка наблюдаются двойники
пирохлора по шпинелевому закону, а также параллельные срастания его
с цирконом (ZrlSiOJ).
Физические свойства. Цвет минерала темно-бурый, крас-
новато-бурый и желтовато-зеленый. Цвет черты желтовато-белый до светло-
бурого. Блеск алмазный. Полупрозрачный или просвечивает. Спайность
отсутствует. Излом раковистый. Твердость — 5—5,5. Хрупкий. Плот-
ность — 4,03—4,36. Иногда пирохлор сильно радиоактивен. Для метамикт-
ного пирохлора характерно содержание воды от 7 до 14%, стеклянный или
смолистый блеск, а также пониженный показатель преломления (до 1,96),
который обычно лежит в пределах 2,23—2,27. При нагревании метамикт-
ный пирохлор вспыхивает при температуре около 500° С. Под микроскопом
в шлифах пирохлор изотропный, бесцветный или бледно-желтый, бурый;
иногда обнаруживает зональное строение.
Диагностические признаки пирохлора — октаэдриче-
ский габитус, цвет, алмазный блеск. Главные линии на рентгенограммах:
1,830; 1,558; 0,8740. Разлагается в концентрированной H2SO4 и HF. П. п. т.
с трудом сплавляется в буровато-черный королек.
Отличие от сходных ми нерадо в. Пирохлор иногда
можно спутать с цирконом и шеелитом, от которых он отличается твер-
достью и отсутствием спайности.
Образование и месторождения. Пирохлор образует-
ся пневматолитовым путем в пегматитах щелочной магмы, где находится
в ассоциации с нефелином, калиевым полевым шпатом, эгирином, цирко-
ном, апатитом, магнетитом, перовскитом. Часто с ним тесно срастается
альбит, окрашивающийся в коричневато-желтый цвет. Пирохлор встре-
чается как новообразование в агрегате ильменита (возникает, очевидно,
при эндогенном разложении ильменорутила — (Ti,Nb,Fe)O2). Он известен
в месторождениях Швеции и Норвегии в связи с нефелиновыми сиенитами
286
и в контактово-метаморфизованных известняках. В пегматитах окрестно-
стей Амелия-Коурт-Хауза в штате Виргиния (США) пирохлор наблюдался
в октаэдрических кристаллах с ребрами до 6,5 см и массой свыше 3,5 кг.
Разрушение и псевдоморфозы. При гидратации пиро-
хлор легко превращается во вторичный продукт, образуя псевдоморфозы
по октаэдрическим кристаллам.
Практическое значение. Пирохлор является важным
промышленным минералом, из которого получают ниобий и частично уран.
ПОДКЛАСС ОКИСЛОВ И ГИДРОКИСЛОВ КАРКАСНОГО СТРОЕНИЯ
Группа куприта
В этой группе мы рассмотрим куприт Си2О, представляющий собой
закись меди.
Куприт получил название от лат. слова купрум — медь. Синоним —
красная медная руда.
Химический состав: Си — 88,8%, О—11,2%. В виде
механических примесей часто содержит самородную медь. В зависимости
от морфологии и состава выделяются такие разности куприта: 1. Халько-
трихит — волосовидные или игольчатые кристаллы, которые можно рассмат-
ривать как фигуры роста куприта. Они состоят из тонких кубических кри-
сталлов, вытянутых параллельно одной из кристаллографических осей.
Рис.
а — разреженная
161. Структура куприта:
модель, б — в полннговских полиэдрах
В тех случаях когда халькотрихит образует сетчатые агрегаты, его выделяют
под названием медных цветов. 2. Кирпичная медная руда, представляющая
собой смесь куприта, окислов железа и глинистого вещества.
Сингония кубическая, вид симметрии гексоктаэдрический —
Оь — тЗт(ЗЬ$Ь36Ь29РС).
Структурная ячейка содержит Си4О2. Пространственная
группа — Oh — РпЗт, а0 = 4,26. В основе кристаллической структуры
куприта лежит центрированный куб из ионов кислорода; ионы меди раз-
мещены на диагонали куба в виде тетраэдров вокруг центрального иона
кислорода (рис. 161).
Агрегаты и габитус. Куприт образует сплошные, зернистые,
иногда землистые агрегаты, а также мелкие кристаллы октаэдрического,
реже кубического и додекаэдрического габитуса (рис. 162).
Физические свойства. Куприт окрашен в разные оттенки
красного цвета. Наблюдаются карминово-красные оттенки. Цвет черты
коричневато-красный. Блеск алмазный. Спайность несовершенная по (111).
Твердосты—3—4. Плотность — 6. Иногда полупрозрачный, п = 2,85. Под
287
микроскопом в полированных шлифах минерал голубовато-белый с красно-
вато-красными внутренними рефлексами; обычно аномально анизотропен,
плеохроичен. В проходящем свете красный или карминово-красный. Отра-
жательная способность средняя—около 25%. Обладает
Рис. 162. Габи-
тус кристаллов
куприта
полупроводниковыми свойствами.
Диагностические признаки. Приз-
наками куприта являются алмазный блеск, красная
черта и одновременное нахождение с самородной медью
и вторичными минералами меди — малахитом и азури-
том. Главные линии на рентгенограммах: 2,456; 1,505;
1,280. Растворяется в НС1 (из концентрированного ра-
створа после охлаждения и разбавления холодной во-
дой выпадает тяжелый белый осадок СиС12), в концент-
рированных NaOH, HNO3 и H2SO4. П. п. т. на угле чер-
неет, затем плавится и в восстановительном пламени
образует королек меди.
Отличие от сходных минералов.
От похожих на него пираргирита, киновари и пру-
стита куприт отличается цветом черты, а также пове-
дением перед паяльной трубкой.
Искусственное получение. Куприт
получен восстановлением медных солей в щелочных раст-
ворах, а также при нагревании на воздухе металлической
меди.
Образование и месторождения. По
своему происхождению куприт — типичный экзогенный
минерал, возникающий в верхних горизонтах медных
месторождений как продукт выветривания медных
сульфидов, возможно, по реакциям:
C112S 2О2 Н2О=С112О -}- H2SO4.
Cu5_nCu1^FeS4 4- О2 —* CuSO4+FeSO4 Cu2O.
В зоне окисления сульфидных месторождений он находится в ассоциации
с такими вторичными медными минералами, как малахит, азурит, само-
родная медь, а также бурые железняки, образуя псевдоморфозы по тетра-
эдриту, халькопириту и другим сульфидам меди. В значительных количе-
ствах в хорошо образованных кристаллах куприт встречался в медных
месторождениях Урала (Гумешевском, Меднорудянском и Турьинском),
а также в месторождениях Шесси вблизи Лиона во Франции, откуда извест-
ны кристаллы размером до 3 см, и Бисби в Аризоне (США).
Разрушение и псевдоморфозы. На земной поверхно-
сти куприт изменяется и переходит главным образом в малахит с образова-
нием псевдоморфоз, в самородную медь, иногда — в тенорит, атакамит и дру-
гие окисные минералы меди.
Практическое значение. Самостоятельного значения куп-
рит не имеет, поскольку не встречается в больших скоплениях; использует-
ся вместе с другими минералами как руда на медь.
Группа перовскита
Эту группу образуют сложные окислы типа СаО-ТЮ2, в которых каль-
ций может изоморфно замещаться редкими землями (Се, Y, La), а титан —
ниобием и танталом. Из них мы рассмотрим перовскит и лопарит.
Перовскит — СаТЮ3. Перовскит получил название в честь графа
Л. Перовского.
Химический состав: СаО — 41,1%; TiO2 — 58,9%. В каче-
стве примесей присутствуют Nb (до 26%), Zr (до 22%), Се (до 11,3%), А1
288
Рис. 163. Кристаллическая структура перовскита:
а — разреженная модель, б — в октаэдрах
(до 10%), Fe2+ (до 9%), Fe3+ (до 5,7%) и Na (до 4,4%). Разность, содержащая
в своем составе редкие земли, называется кнопитом — в честь немецкого
минералога А. Кнопа (1828—1893 гг.). Кристаллизуется перовскит, возмож-
но, в моноклинной сингонии, однако кристаллы его имеют форму, свойст-
венную минералам кубической сингонии, и поэтому перовскит считают
псевдокубическим.
Структурная ячейка содержит Ca8Ti8O24, а0 — 7,58 (для
псевдокубической сингонии). Кристаллическая структура перовскита имеет
кубическую или псевдокубическую элементарную ячейку (рис. 163). Ионы
кальция — в центрах
кубов, а ионы титана—
в их вершинах, кисло-
род же находится по-
средине ребер этих ку-
бов. Каждый ион каль-
ция окружен двенад-
цатью, а каждый ион
титана — шестью ато-
мами кислорода. Ионы
кислорода связаны с
четырьмя катионами
кальция и двумя ка-
тионами титана.
Г а б и т у с. Пе-
ровскит образует куби-
ческие единичные кристаллы. На их гранях наблюдается своеобразная
' скульптура, созданная штриховкой, параллельной ребрам куба, возника-
ющей вследствие двойникования при переходе перовскита в моноклинную
модификацию.
Физические свойства. Цвет перовскита серовато-черный
и красновато- коричневый. Цвет черты белый или серовато-желтый. Блеск
алмазный. Прозрачен только в тонких осколках. Спайность несовершенная
по кубу (100). Излом неровный до полураковистого. Твердость — 5,5—6.
Плотность — 3,97—4,04. Оптические свойства: двухосный, положитель-
ный, п = 2,34, 2V = 90°. Под микроскопом в проходящем свете меняется
от бесцветного до темно-коричневого, изотропный. В полированных шли-
фах темный, синевато-серый, с коричневатыми внутренними рефлексами,
невыразительно анизотропный. Обладает полупроводниковыми свойствами.
Диагностические признаки. Для перовскита характе-
рен кубический габитус кристаллов, грани которых покрыты короткими
штрихами, параллельными ребрам. Главные линии на рентгенограммах: 2,69;
1,903; 1,552. Растворяется только в кипящей H2SO4. П. п. т. не плавится.
Образование и месторождения. Перовскит образует-
ся как контактово-метаморфический минерал в тальковых и хлоритовых
сланцах с известняками в ассоциации с хлоритом, магнетитом, везувианом,
сфеном, а иногда также с корундом, рутилом и ильменитом. Месторождения
кнопита обычно магматического происхождения и связаны с щелочными
породами, в которых образуют так называемую кнопит-титаномагнетитовую
формацию.
Встречается перовскит в месторождениях Урала, а также в долине
Церматт в Швейцарии.
Практическое значение. Перовскит — редкий минерал;
в крупных скоплениях он может быть использован как титановая руда.
Кнопит используется для получения редких земель цериевой группы.
Лопарит — (Na, Се)Т1О3. Назван по имени народности лопари (саами),
живущей на Кольском полуострове.
Химический состав его непостоянный, содержание отдель-
ных составных частей колеблется в таких пределах: ТЮ2 — 39,2—40,0%;
19 Лазаренко Е. К,
289
TR2O3— 32—34%, Na2O— 7,8—9%. кроме того, присутствуют SrO —
2,0—3,4%, К2О —0,2—0,7%, (Nb,Ta)2O5 — 8—10%, CaO — 4,2—5,2%
и ThO2.
Сингония кубическая, вид симметрии гексоктаэдрический — 0h
тЗт(ЗЬь4Ь36Ь29РС).
кристаллическая структура лопарита похожа на
структуру перовскита.
Габитус. Для лопарита характерны кубические кристаллы,
на которых развиты формы куба и октаэдра (рис. 164). Часто эти кристаллы
сдвойникованы по флюоритовому закону.
Физические свойства. Цвет минерала черный или серова-
то-черный. Цвет черты коричнево-бурый. Блеск полуметаллический. Про-
Рис. 164. Габитус кристаллов лопарита:
а — одиночные кристаллы, б — двойники
свечивает только в тонких осколках. Спайность отсутствует. Излом неров-
ный. Твердость — 5,5—6. Плотность — 4,75—4,89. Оптические свойства:
п = 2,24; наблюдаются оптические аномалии.
Диагностические признаки лопарита — цвет, черта,
твердость, а также двойники прорастания. Главные линии на рентгенограм-
мах: 2,749; 1,583; 1,226. В кислотах не растворяется. Разлагается только
в HF. П. п. т. не плавится.
Образование и месторождения. Лопарит возникает
магматическим путем в нефелиновых сиенитах, где он является важным1
породообразующим минералом, а также в пегматитах этих пород. Обычно
он встречается с микроклином, альбитом, нефелином, эгирином. Этот мине-
рал известен в Ловозерской тундре Кольского полуострова.
Практическое значение. Лопарит — руда на ниобий, ред-
кие земли, титан и другие элементы.
Группа эшинита
К этой группе относятся сложные окислы, содержащие редкие земли,
титан и ниобий. Из них мы рассмотрим эшинит — CeTiNbO6. Название
получил от греч. эсхине — стыд (в свое время химики долго не могли опре-
делить его химический состав).
Химический состав колеблется в значительных пределах:
(Се, Ьа)2О3—15,5—19,5%; ТЮ2 — 21,2—23,9%; Nb2O5 — 23,8—52,0%.
Кроме того, обычно содержатся: Та (до 32%), Th (до 29,5%), Y (до 9%),
U (до 6,8%) и др.
Сингония ромбическая.
Структурная ячейка содержит Се4Т4 Nb4O24. Простран-
ственная группа — Z)2h — Pbnm; а0 = 5,37, Ьо = 11,08, с0 = 7,56.
Кристаллическая структура представлена каркасом
из (Ti,Nb) — октаэдров, связанных ребрами попарно. Пары связываются
между собой вершинами октаэдров (рис. 165). Ti-восьмивершинники
занимают полости каркаса и связываются ребрами в изолированные друг
от друга цепочки, параллельные оси с.
290
Рис. 165. Структура эшинита. По-
казаны (Ti, Nb) октаэдры и атомы
TR (черные кружки)
Габитус. Эшинит встречается в виде призматических (удлиненных
вдоль [ООН) кристаллов, достигающих 12 см в длину; иногда образует таб-
литчатые кристаллы.
Физические свойства.
Цвет черный, коричнево-черный. Цвет
черты темно-бурый, почти черный. Блеск
алмазный, жирный. Спайность отсутствует.
Излом раковистый. Твердость — 5—6.
Хрупкий. Плотность — 5,16—5,23. Сильно
радиоактивен. Часто встречается в мета-
миктном состоянии. Оптические свойства:
разности, претерпевшие метамиктный рас-
пад, изотропны: п = 2,26.
Диагностические приз-
наки. В кислотах, кроме HF, эшинит
не растворяется. П. п. т. не плавится, но
вспучивается.
Образование и месторож-
ден и я. Эшинит наблюдается в пегмати-
тах нефелиновых сиенитов в ассоциации с нефелином, полевыми шпатами,
биотитом, цирконом и др. Редкий минерал. Известен в Ильменских горах
на Урале, в месторождении Гитере в Норвегии и в других местах.
ПОДКЛАСС ОКИСЛОВ И ГИДРООКИСЛОВ ЦЕПОЧЕЧНОГО СТРОЕНИЯ
МИНЕРАЛЫ С ПРОСТЫМИ ЦЕПОЧКАМИ
Группа рутила
К группе рутила относятся двуокиси титана (рутил), олова (касситерит)
и марганца (пиролюзит). Кроме этих минералов, мы здесь условно рассмот-
рим также полиморфные модификации ТЮ2 — анатаз и брукит. Первый
относится к минералам каркасного строения, а второй — к минералам слои-
стого строения. За исключением брукита, все эти минералы кристаллизуют-
ся в классе дитетр агональный бипирамиды тетрагональной сингонии —
£>4/i — 4/mmm(L44L25PC). Брукит кристаллизуется в классе ромбической
бипирамиды ромбической сингонии — DZh — mmm(3LJiPC). Состав и неко-
торые свойства минералов группы рутила приведены в табл. 61.
ТАБЛИЦА 61
Состав и свойства минералов группы рутила
Минерал Химический состав, % Твер- дость Плот- ность Оптические свойства Спайность
Ti Sn Мп О . ns пт пр ng~np
Рутил 60 — 40 6 4,2— 4,3 2,903 2,616 — 0,287 Совер- шенная по (НО)
Анатаз 60 40 5-6 3,9 2,55 2,49 0,06 Совер- шенная по (001) (и 111)
Брукит 60 — — 40 5-6 3,9—4 2,74 2,586 2,583 0,158 Несовер- шенная
Кассите- рит — 78,8 — 21,2 6—7 6,8— 7,0 2,09 1,99 — 0,10 То же
Пиролю- зит 63,2 36,8 5—6 4,7— 5,0 Совер- шенная по (НО)
19* 291
Рутил, брукит, анатаз — ТЮ2. Наиболее устойчивой модификацией
является рутил. В виде изоморфных примесей в нем присутствуют Nb, Та,
Fe, Сг и V.
По Н. В. Белову, ТЮ2 в виде рутила возникает в тех случаях, когда
в минералообразующей среде присутствует железо, в других случаях про-
исходит образование анатаза. Наименее частой модификацией является
брукит. Его устойчивость определяется участием в структуре колумбито-
вого компонента (Fe, Mn)(Nb, Та)2Ов, количества которого для кристал-
лизации колумбита явно недостаточны.
Название рутила происходит от лат. слова рутилюс — красноватый,
анатаза — от греч. слова анатасис — вытянутость (подчеркивается, что
Рис. 166. Структура анатаза
а — элементарная ячейка, б — связи между титаном и кислородом, в — та же струк-
тура в октаэдрах, г — титаиокислсродная цепочка
обычная пирамида длинней, чем в других тетрагональных кристаллах).
Брукит назван в честь английского минералога Генри Джемса Брука
(1771—1857 гг.).
Структурная ячейка рутила содержит Т2О4, анатаза —
Ti4O8, брукита — Ti80ie. Пространственная группа рутила—О44л—
анатаза — D1^ — 14lamd, брукита — D™h — Pbca.
Размеры элементарной ячейки для рутила — а0 = 4,58, с0 — 2,95;
а0 : с0 = 1 : 0,644; для брукита — а0 = 5,436, Ъо = 9,16, с0 = 5,14;
а0 : Ьо : с0 — 0,591 : 1 : 0,5602; для анатаза — а0 = 3,73, с0 = 9,37;
а0 : с0 = 1 : 2,512.
Кристаллическая структура этих минералов разная,
чем и обусловлены различия в их физических свойствах (см. табл. 61).
В основу кристаллической структуры рутила положена плотнейшая гекса-
гональная упаковка ионов кислорода. Одна из двойных осей упаковки парал-
лельна четверной оси рутила. В направлении этой оси возникают колонки
из октаэдров, заполненных ионами титана. Ионы титана в элементарной
ячейке образуют объемноцентрированную решетку, в которой два атома
кислорода размещены по диагонали основания тетрагональной призмы.
Каждый атом титана окружен октаэдрически шестью атомами кислорода,
а каждый атом кислорода — тремя атомами титана, расположенными в верши-
нах почти равностороннего треугольника. Вытянутость колонок октаэдров
вдоль оси с обусловливает призматический, а часто даже игольчатый габи-
тус кристаллов рутила, а размещение этих колонок в плоскости гексагональ-
ной плотнейшей упаковки вызывает образование коленчатых двойников
и тройников с углом между индивидами, близким к 120°. Кристаллическая
структура анатаза (рис. 166) характеризуется плотнейшей кубической
упаковкой ионов кислорода с вертикальной четверной осью. Каждый ион
титана окружен октаэдрически шестью ионами кислорода, а каждый ион
292
кислорода — тремя ионами титана (так же, как и у рутила). Кристалличе-
ская структура брукита (рис. 167) состоит из листов гексагональной и куби-
ческой упаковок ионов кислорода (возникает так называемая топазовая
плотнейшая упаковка). Меж-
ду ионами кислорода в ше-
стерной координации нахо-
дятся ионы титана, образу-
ющие зигзагообразные цепоч-
ки октаэдров в каждом слое
плотнейшей упаковки.
Агрегаты и габи-
тус. Облик кристаллов
рутила в большинстве слу-
чаев столбчатый, обусловлен-
ный развитием призматиче-
ских форм (рис. 168), до
игольчатого, причем особенно
характерно образование уд-
линенных призм и тонково-
локнистых кристаллов. Тон-
кие иголочки рутила, прони-
•Ti О О
а
Рис. 167. Структура брукита:
а — разреженная модель, б — в октаэдрах
зывающие кварц, называются
волосатиками. Они особенно распространены в некоторых месторождениях
Среднего и Северного Урала. В кристаллических сланцах рутил иногда
встречается в виде более или менее изометрических зерен, а также мелких
Рис. 168. Габитус кристаллов рутила:
а — одиночные кристаллы, б — коленчатый двойник
коленчатых двойников (см.
рис. 42). Сложносетчатые
двойниковые срастания назы-
ваются сагенитами.
По Н. В. Белову, колен-
чатые двойники рутила (так-
же и касситерита) возникают
в тех случаях, когда в мине-
ралообразующей среде при-
сутствует Fe2O3.
Главными формами на
кристаллах рутила являются
{100}, {111}, {НО}, {101}.
В отличие от рутила
брукиту свойствен уплощен-
ный облик (рис. 169) с вер-
тикальной штриховкой на
гранях, для анатаза харак-
терен бипирамидальный (ост-
рые бипирамиды), а также
пинакоидальный габитус
(рис. 170). Рутил встречается
в зернистых и сплошных аг-
регатах, а брукит и анатаз —
.почти исключительно в кристаллах. Известны закономерные срастания
анатаза с рутилом (а также пароморфозы анатаза по рутилу), рутила с
гематитом, магнетитом, ильменитом и брукитом.
Физические свойства. Цвет описываемых минералов обыч-
но темно-желтый, бурый, красный, черный. Черта бесцветная до буровато-
желтой. Блеск — от алмазного до металловидного. Прозрачны в тонких
осколках. Излом от раковистого до ровного. Спайность, твердость, а также
плотность приведены в табл. 61. Оптические свойства: рутил одноосный,
положительный; брукит двухосный, положительный; анатаз одноосный,
293
отрицательный. Показатели преломления и двупреломления даны в табл. 61.
У брукита в зависимости от длины волны света наблюдается изменение
показателей преломления, вследствие чего он имеет сильную дисперсию
Рис. 169. Габитус кристаллов бру-
кита
ные линии на рентгенограммах:
1,877; 1,696 (для анатаза); 3,22;
плавятся и не изменяются.
оптических осей. Под микроскопом в
проходящем свете рутил обычно красный
или коричневато-красный, брукит жел-
товато-коричневый до темно-коричнево-
го, анатаз коричневый, желто-коричне-
вый, зеленоватый и синий. Иногда наб-
людаются зональные пояса роста (брукит
и анатаз).
Рутил обладает полупроводнико-
выми свойствами.
Диагностические приз-
наки. Диагностическим признаком
описываемых минералов является габи-
тус их кристаллов: характерны тетра-
гонально-призматические кристаллы и
коленчатые двойники рутила, остроби-
пирамидальные кристаллы анатаза и
таблитчатые кристаллы брукита. Глав-
3,242; 2,488; 1,689 (для рутила); 3,508;
2,45; 1,681 (для брукита). П. п. т. не
Отличие от сходных минералов. Рутил похож
на’циркон (ZrlSiOJ) и касситерит (SnO2), в виде волосовидных кристал-
лов — на турмалин. От циркона рутил отличается твердостью (твердость
Рис. 170. Габитус кристаллов анатаза
/а/'
циркона 7—8), от касситерита — плотностью (плотность касситерита 6,8—
7), от турмалина — оптическими свойствами.
Искусственное получение. Рутил можно получать при
разложении TiCl4 или TiF4 при температуре красного каления, а также
сплавлением ТЮ2 в буре, фосфорной соли или в вольфрамовокислом натрии
(при температурах порядка 760—700° С образуются брукит и анатаз).
Переход брукита в рутил происходит при температуре выше 700° С, а ана-
таза в рутил — при 915° С.
Образование и месторождения. Рутил преимуществен-
но постмагматический минерал. Встречается он в интрузивных изверженных
породах, кристаллических сланцах, гидротермальных рудных жилах.
В осадочных горных породах’рутил известен как минерал россыпей. Послед-
нее обстоятельство важно в том отношении, что оно иногда может служить
критерием для определения материнских пород и областей сноса. Чаще
всего рутил встречается в связи с метаморфическими образованиями, где
формируется за счет титансодержащих минералов. В метаморфизованных
породах он иногда образует тонкие, явно поляризующие иголочки вокруг
углистых частичек. То же самое касается брукита и анатаза, встречающихся
в изверженных породах и кристаллических сланцах. Кроме того, эти мине-
294
ралы образуются пневматолитовым путем, входят в состав пегматитов
и других жил. Особенно характерны для всех трех минералов так называе-
мые альпийские жилы. На земной поверхности анатаз образуется при
выветривании титансодержащих минералов изверженных пород. Наибольшее
практическое значение принадлежит гидротермальным и россыпным место-
рождениям. Месторождения анатаза — Семиз-Бугу в Центральном Казах-
стане, месторождения Северной Каролины в США, россыпные месторожде-
ния Урала (особенно Атлянское вблизи Миасса), Самотканское на Украине,
а также альпийские жилы Швейцарских Альп, Северного Урала, Бразилии.
Хорошо образованные таблитчатые кристаллы брукита до 5 см в диаметре
были найдены в Граубюндене в Альпах, а кристаллы всех трех минералов —
в Атлянских золотоносных россыпях на Урале. На земной поверхности
рутил, анатаз и брукит устойчивы и при разрушении материнских пород
образуют россыпные месторождения.
Практическое значение. Описываемые минералы являют-
ся рудой для получения ферротитана. Они используются для выплавки
специальных сортов стали, для изготовления титановых белил и т. д.
Касситерит — SnO2. Название получил от греч. слова касситерос, что
означает олово. Синоним — оловянный камень. Обычно содержит примеси
Fes+, Та, Nb, Sc, In, Мп и W.
Сингония — тетрагональная, вид симметрии — дитетрагонально-
бипирамцдальный — Dih — 4lmmm(Li,4Lz5PC').
Структурная ячейка содержит Sn2O4. Пространственная
группа — DW — Р4/тпт; а0 = 4,72, с0 = 3,17; а0 : с0 = 1 : 0,672.
Кристаллическая структура касситерита идентична
структуре рутила.
Агрегаты и габитус. Касситерит относится к минералам,
часто встречающимся в виде хорошо образованных кристаллов. Кристаллы
его в большинстве случаев малы и лишь изредка достигают значительных
Рис. 171. Габитус кристаллов касситерита
размеров (известны кристаллы до 10 см длиной и массой в несколько кило-
граммов). Обычно касситерит образует неправильные зерна или вкраплен-
ные кристаллы. Габитус кристаллов касситерита в основном бипирамидаль-
ный, бипирамидально-призматический (рис. 171). Наблюдаются также столб-
чатые и игольчатые кристаллы. Главные формы {100}, {НО}, {230}, {Ш},
{231}. Известны разности, называемые деревянистым касситеритом, имею-
щие вцд желваков и натечных форм с концентрически-зональным строе-
нием. Как и для рутила, для касситерита характерны коленчатые двойники.
Встречаются также параллельные срастания касситерита с норденшель-
дитом (CaSn[BO3]2) и кварцем (SiO2).
Физические свойства. Касситерит обычно желтоватого
или красновато-коричневого до коричневато-черного цвета. Иногда он бы-
вает красный, желтый, серый или белый, редко — бесцветный. Цвет черты
буроватый, светлый. Блеск алмазный, жирноватый.
295
На кристаллах и кристаллических агрегатах касситерита часто наблю-
дается зональная, пятнистая и неравномерная по интенсивности окраска.
По Г. Л. Вазбуцкому, пятнистость окраски касситерита является признаком
изменения цвета минерала после его образования. Это вторичное окрашива-
ние возникает при переходе первичного цвета последовательно в ряд других
цветов или при понижении интенсивности окрашивания, т. е. посветлении
до обесцвечивания. Причина изменения окраски касситерита связана с при-
внесем или выносом элементов-хромофоров или элементов, влияющих
на окраску. Элементы Nb, Та, Fe и Мп придают касситериту темную
окраску, a IF — восково-желтую. Светлые разности касситерита прозрачны,
темные просвечивают в тонких осколках. Излом минерала часто ракови-
стый. Спайность, твердость, плотность приведены в табл. 61.
Черные разности касситерита, обогащенные железом, имеют электро-
магнитные свойства, которые при выветривании минерала исчезают. Обла-
дает полупроводниковыми свойствами. В оптическом отношении касситерит
одноосный, положительный, иногда проявляет оптические аномалии
и в таком случае явно двухосный. Показатели преломления и двупрелом-
ления даны также в табл. 61. Под микроскопом в проходящем свете касси-
терит коричневато-красный, желтый, зеленый, иногда бесцветный. Харак-
терным является неправильное зональное или сегментное распределение
окраски. В полированных шлифах минерал светло-серый с сильной анизо-
тропией и слабым плеохроизмом. Наблюдается тонкопластинчатое двойни-
ковое строение по (011), особенно заметное после травления; последнее
обнаруживает также зональное строение. Отражательная способность низ-
кая— около 10%.
Диагностические признаки касситерита — форма
кристаллов, двойники и высокая плотность. Главные линии на рентгено-
граммах: 1,758; 1,213; 1,079. В кислотах не растворяется. П. п. т. не пла-
вится,, с тремя объемами соды в восстановительном пламени дает мелкие
корольки Sn и белый налет SnO2. Обломки касситерита, помещенные в раз-
веденную НС1 вместе с металлическим цинком, покрываются темно-серым
налетом металлического олова, который при трении становится блестящим.
Отличие от сходных минералов. Касситерит можно
спутать с рутилом, имеющим, однако, плотность 4,2—4,3, и с цирконом,
от которого касситерит отличают по твердости (твердость циркона 7—8).
Искусственное получение. Касситерит получен сплав-
лением SnO2 при действии паров на галоиды олова при температуре крас-
ного каления, при плавлении SnO2 в буре, а также осаждением оловянных
солей из растворов щелочей (таким образом образуются гели и золи гидро-
окиси олова, которые, старея, переходят в касситерит).
Образование и месторождения. Месторождения кас-
ситерита генетически связаны с кислыми изверженными породами. Они
встречаются в пегматитах, а также в пневматолитовых и гидротермальных
образованиях. Касситерит пегматитов и пневматолитовых месторождений
характеризуется темным, почти черным цветом и короткопризматическим,
почти бипирамидальным габитусом, тогда как касситерит гидротермаль-
ных жил бурого цвета и имеет удлиненно-призматический габитус (см.
рис. 80). В пегматитах касситерит чаще всего находится в рассеянном состоя-
нии. В пневматолитовых образованиях он возникает, очевидно, по реакции:
SnF4 + 2Н2О = SnO2 -J- 4HF
и ассоциирует с вольфрамитом, молибденитом и арсенопиритом. Из неруд-
ных минералов, кроме кварца, присутствуют турмалин, берилл, флюорит
и другие минералы, в состав которых входят летучие компоненты. Кассите-
рит пневматолитовых месторождений концентрируется или в верхних частях
интрузий или вблизи изверженных пород. Образование его сопровождается
интенсивной грейзенизаццей вмещающих пород (преобразованием гранитов
в слюдисто-кварцево-полевошпатовую породу с топазом, флюоритом и тур-
296
малином). Среди гидротермальных месторождений касситерита выделяют-
ся две группы: I) кварцево-касситеритовая, напоминающая по своему
составу пневматолитовые образования, и 2) сульфидно-касситеритовая.
Характерной чертой второй группы является широкое развитие таких суль-
фидов, как арсенопирит, пирит, пирротин, висмутовый блеск, халькопирит.
Касситерит находится здесь в подчиненных количествах по отношению
к другим минералам, однако имеет большое промышленное значение.
Названные типы месторождений касситерита относятся к первичным. За
счет их при выветривании образуются вторичные, или россыпные, местр-
рождения, представляющие значительный промышленный интерес.
Крупные месторождения касситерита имеются на островах Малайского
архипелага (Бирмано-Малайская зона). Эти месторождения связаны с гра-
нитами и тянутся на протяжении 2500 км через весь Малайский полу-
остров, Таиланд и Бирму. Касситерит добывается здесь также из мощных
россыпей с содержанием 0,02—0,05% металла. Крупные скопления касси-
терита имеются в Боливии, где разрабатываются коренные месторождения
с содержанием 3—6% металла, а также в Корнуэлле в Англии, где они
известны были еще в древности. В СССР за последние годы создана своя
оловорудная база. В дореволюционное время касситерит добывался в Рос-
сии только в Ононском месторождении (Восточное Забайкалье) и в Питкя-
ранте (Карелия). Важнейшими районами добычи олова являются сейчас
северо-восточная часть Азии, а также Дальний Восток и Восточное Забай-
калье. Касситерит образует псевдоморфозы по ортоклазу
(KIAlSi3О81), висмутину (Bi2S3) и гематиту. На земной поверхности он устой-
чив и переходит в россыпи. В зоне окисления месторождений олова вслед-
ствие вторичных процессов могут возникать желваки с лучистым строением
касситерита — деревянистый касситерит.
Практическое значение. Касситерит — основная и почти
единственная руда для получения олова, используемого главным образом
для изготовления белой жести. Содержание олова в россыпных месторожде-
ниях, имеющих промышленное значение, колеблется от 0,01 до 0,1 %; при
разработке коренных месторождений руда должна содержать не меньше
0,15—0,2% металла.
Пиролюзит — МпО2. Название минерала происходит от греческих слов
пир — огонь, люсис — мытье (при изготовлении стекла уничтожает его
зеленый цвет). Синоним — полианит
(от греч. полиайно, что значит становиться
серым).
Сингония — тетрагональная, вид
симметрии — дететрагонально-бипирами-
дальный — D,th — 4/mmm(L44L25PC).
Структурная ячейка со-
держит Мп2О4. Пространственная группа —
DW — Р4тппт, а0 = 4,38, с0 — 2,85;
: Со = 1 : 0,651. Кристалличе-
ская структура пиролюзита аналогична
структуре рутила.
Агрегаты игабитус. Пиро-
люзит встречается в форме сплошных зер-
нистых, порошковатых и сажистых агрега-
тов и конкреций, а также радиально-иголь-
чатых образований. Кристаллы встречаются очень редко. Они имеют
удлиненный до игольчатого, а также изометрический облик (рис. 172) с
главными формами {НО}, {120}, {011}, {111} и {231}.
Физические свойства. Цвет минерала и черты черный.
Блеск полуметаллический. Непрозрачный. Хрупкий. Спайность, твердость
и плотность приведены в табл. 61. Под микроскопом в полированных шлифах
пиролюзит кремово-белый с заметной анизотропией, иногда наблюдается
297
полисинтетически-двойниковое строение. Отражательная способность сред-
няя— около 35%. Обладает полупроводниковыми свойствами.
Диагностические признаки — черная черта, спай-
ность, хрупкость и сравнительно низкая твердость. Главные линии на рент-
генограммах: 3,118; 2,404; 1,622. Растворяется в НС1 с выделением С1.
П. п. т. не плавится, в закрытой трубке выделяет кислород и переходит
в низшие окислы марганца. При нагревании до 500° С в минерале не наблю-
дается никаких изменений. В интервале 550—650° С происходит диссоциа-
ция с образованием кубической разности — браунита; при 940—1100° С
браунит переходит в более устойчивый при высоких температурах гаус-
манит (МпМп2О4).
^Отличие от сходных минералов. Пиролюзит похож
на другие черные минералы марганца, от которых отличается спайностью,
хрупкостью и низкой твердостью.
Искусственное получение. Пиролюзит получен посте-
пенным разложением Mn[NO3]2 при 154° С и пониженном давлении, а также
окислением солей марганца КС1О3, HNO3 и другими окислителями.
Образование и месторождения. Месторождения
пиролюзита возникают главным образом в экзогенных условиях. Промыш-
ленное значение имеют осадочные месторождения, в которых пиролюзит
находится в ассоциации с другими марганцевыми и железистыми окислами
и гидроокислами (гаусманитом, манганитом, браунитом, псиломеланом,
бурыми железняками). Встречаются и месторождения выветривания, обра-
зующие марганцевые шляпы в зоне окисления месторождений, содержащих
бедные первичные руды марганца. Осадочные месторождения марганца воз-
никают за счет коллоидных растворов, выносящихся речными водами и пре-
терпевающих коагуляцию в прибрежных зонах морских бассейнов. Процес-
су коагуляции способствуют растворенные в морской воде минеральные
соли, играющие роль электролитов. Сравнительно редко наблюдаются
месторождения пиролюзита гидротермального происхождения. Осадочные
месторождения пиролюзита находятся в СССР в Закавказье (Чиатура)
и на Украине. Месторождения, возникшие вследствие выветривания,
известны в Индии (Балагхат, Нагнур, Бандар) и в Западной Африке (Золо-
той Берег). Крупные кристаллы пиролюзита встречены в месторождении
Платтен в Чехословакии. На земной поверхности пиролюзит как высший
окисел марганца является наиболее устойчивым. В зоне окисления в пиро-
люзит переходят все марганцевые минералы, по которым пиролюзит обра-
зует псевдоморфозы. Известны псевдоморфозы пиролюзита по ман-
ганиту, кальциту, родохрозиту и доломиту.
Практическое значение. Пиролюзит — важнейшая мар-
ганцевая руда. Он используется для производства сухих электрических
батарей, для обесцвечивания стекла в стекольной промышленности, для
изготовления химических препаратов, в медицине, для получения ферро-
марганца и т. д.
Группа колумбита — танталита
К этой группе принадлежит колумбит — (Мп, Fe)(Ta, Nb)2O6, мине-
ральный вид переменного состава, меняющегося от ниобиевого крайнего
члена собственно колумбита — (Mn,Fe)Nb2Oc до танталового крайнего
члена танталита — (Fe,Mn)Ta2O6. Кроме того, состав меняется от чисто
железистых членов к чисто марганцевистым. Названия получили по глав-
ным химическим элементам, входящим в их состав — ниобию (американ-
ское название — колумбий) и танталу. Синоним колумбита — ниобит.
Химический состав колеблется в таких пределах: МпО —
1,2—16,25%; FeO— 1,89—16,25%; Та2О5 — 5,56—83,57%; Nb2O6—
1,97—78,88%. Кроме того, содержат примеси Ti (до 12,8%), Sn (до 2,5%),
TR (до 2%), W (до 0,5%), U (до 0,5%), Sc (до 0,15%) и др.
298
Сингония ромбическая, вид симметрии ромбопирамидальный —
D2h — mmn(3Lz3PC).
Структурная ячейка содержит (Fe,Mn)4(Nb,Ta)8O24. Про-
странственная группа —Л>2л — Pbch\ а0 — 13,97 — 14,41, b0 = 5,75—5,62,
.с0 = 5,09 — 4,99.
Кристаллическая структура аналогична структуре
брукита (см. рис. 167). Ионы Nb, Та, Мп и Fe располагаются на местах Ti,
т. е. в центре октаэдрических групп кислорода.
Габитус. Колумбит встречается в виде отдельных кристаллов,
вросших в породу. Чаще всего они имеют пинакоидальный и призматиче-
ский габитус. Главными формами на кристаллах колумбита (рис. 173)
Рис. 173. Габитус кристаллов колумбита:
а — одиночные кристаллы, б — двойник
являются пинакоиды {100} и {010}, а также призмы {110} и {130}. Иногда
отмечаются двойники по плоскости (201). Штриховка, присутствующая
на плоскости пинакоида {010} и параллельная третьей оси, позволяет
легко различать индивиды двойников. Встречаются закономерные срастания
колумбита с самарскитом.
Физические свойства. Цвет черный или буровато-черный.
Цвет черты красный или красновато-бурый. Блеск полуметаллический.
Спайность совершенная по (100). Твердость — 6. Хрупкий. Плотность —
5,15—8,20 (возрастает с увеличением содержания тантала). Характери-
зуется радиоактивностью; колумбит проводит электричество. Оптические
свойства: двухосные (колумбит отрицательный, а танталит — положитель-
ный); п колеблется от 2,30 до 2,45. Двупреломление сильное — около 1,17.
С увеличением содержания Та2О5 показатель преломления уменьшается,
а двупреломление увеличивается. Под микроскопом в проходящем свете
красные, красновато-желтые. Некоторые разности сильно плеохроируют.
В полированных шлифах — серовато-белые с буроватым оттенком, слабо
анизотропные. Отражательная способность низкая — около 16%.
Диагностические признаки. Главные линии на рент-
генограммах: 2,909, 1,685; 1,433 (для колумбита); 2,97; 1,72; 1,458 (для
танталита). В кислотах не растворяются. П. п. т. не плавятся.
Отличие от сходных минералов. Танталит и колум-
бит часто путают с ильменитом, вольфрамитом, ортитом, а также с эшини-
том, самарскитом и другими минералами, содержащими Та, Nb и радиоак-
тивные элементы. Отличие: 1) для ильменита характерны черный цвет
черты, иной габитус кристаллов и отсутствие реакции на Nb и Та; 2) у воль-
фрамита — совершенная спайность и меньшая твердость; 3) ортит имеет
светлую черту и меньшую плотность; 4) от эшинита, самарскита и других
299
минералов с содержанием Та и Nb колумбит и танталит можно отличить
только с помощью химического анализа.
Образование и месторождения. Колумбит встречает-
ся обычно в пегматитовых жилах в ассоциации с альбитом, кварцем, муско-
витом, турмалином, цирконом, вольфрамитом, касситеритом. Известен
в месторождениях Норвегии (Мосс, Крагере и Финбо), Гренландии (Ивиг-
тут) и Франции (вблизи Лиможа). В месторождении Ингерсолл (южная
Дакота, США) была найдена группа сплюснутых кристаллов массой около
900 кг. На земной поверхности устойчивый и переходит в россыпи.
Практическое значение. Колумбит и танталит являются
рудой ниобия и тантала.
Группа самарскита
В этой группе мы рассмотрим только самарскит — Y(Fe, U)(Ta, Nb)2O8,
который получил свое название по фамилии начальника штаба корпуса
горных инженеров В. Е. Самарского.
Химический состав самарскита очень сложный и колеблет-
ся в таких пределах: (Y,Er)2O3 — 9,03—27,86%; FeO — 0,0—11,15%;
UO2— 4,02—16,0%; Та2О5 — 1,81—27,03%; Nb2O5 — 27,77—46,44%.
Состав усложняется метамиктным состоянием, а также широкими
изоморфными замещениями. Та и Nb могут замещаться Ti, Sn, W и Al.
Y может замещаться Fe2+, Са, Pb, Th, Zr, Mn, Er, Ce, La и Dy. Кроме того,
между Та и Nb. наблюдается совершенный изоморфизм.
Сингония моноклинная, псевдоромбический.
Кристаллическая структура сходна со структурой
вольфрамита — (Fe, Mn)[WO4] (см. рис. 308) и характеризуется чередова-
нием слоев из неправильных октаэдров. В пределах слоев октаэдры, соеди-
ненные общими ребрами, слагают зигзагообразные цепочки, параллельные
оси с. Пространственная группа С2п — С2/с. а0 = 4,82, Ьо — 5,63, с0 = 5,15;
Р = 90°. Структурная ячейка содержит одну единицу.
Агрегаты и габитус. Наблюдается в виде кристаллов
и сплошных скоплений. Кристаллы имеют призматический и таблитчатый
облик (см. рис. 160), на них развиты пинакоиды {100}, {010}, а также приз-
ма {101}. Наблюдаются параллельные срастания самарскита с колум-
битом.
Физические свойства. Цвет минерала бархатно- или буро-
вато-черный. Цвет черты темный, красновато-бурый до черного. Блеск
сильный смолистый. Почти непрозрачный. Спайность отсутствует. Излом
раковистый. Твердость — 5—6. Плотность — 5,6—5,8. Сильно радиоак-
тивный. Оптические свойства: показатель преломления равен 2,21—2,25,
иногда наблюдается сильное двупреломление. Диагностические
признаки самарскита — бархатно-черный цвет, раковистый излом
с сильным смолистым блеском. Главные линии на рентгенограммах: 2,94;
1,555; 1,190. Растворяется в НС1, H2SO4 и HNO3 только в тонком порошке.
П. п. т. по краям слегка оплавляется в черное стекло. В закрытой трубке
растрескивается и самораскаляется.
Образование и месторождения. Самарскит — редкий
минерал. Он связан с пегматитами гранитного типа, где находится в ассо-
циации с монацитом, цирконом, биотитом, уранинитом, танталитом, магне-
титом, топазом, альбитом, бериллом и гранатом. Самарскит встречается
во многих месторождениях Норвегии (вблизи Мосса) и США (Северная
Каролина, Мериленд), на Мадагаскаре, а также в Ильменском заповеднике
на Урале.
Практическое значение. Самарскит может использо-
ваться для получения редких земель, тантала и ниобия.
300
МИНЕРАЛЫ С ДВОЙНЫМИ ЦЕПОЧКАМИ
Группа гетита
В этой группе объединяются гидроокислы Fe и А1, из которых мы рас-
смотрим гётит и диаспор.
Гётит — FeO(OH). Гётит получил название в честь Иоганна Вольф-
ганга Гете. Вначале этот минерал был назван онегитом (найден на острове
в Онежском озере), однако свойства его не были описаны и поэтому это
название не получило распространения. Синоним — игольчатая желез-
ная руда.
Химический состав: Fe2O3 — 89,86%, Н2О — 10,14%. Часто
содержит примесь Мп (до 5%).
Разности, содержащие больше воды (до 12—14%) и отвечающие фор
муле FeO(OH) -пН2О, называются лимонитом (от греч. слова леймон — луг
имеются в виду луговые и болот-
ные руды) или гидрогетитом. При-
родные скрытокристаллические
смеси, имеющие в своем составе
гётит, лимонит, а также гидроокис-
лы кремнезема и глинистые мине-
ралы, называются бурыми желез-
няками.
Сингония — ромбическая,
вид симметрии — ромбобипирами-
дальный — D2h — mmm(3h23>PC).
Рис. 174. Структура диаспора-гетита
Структурная ячейка содержит Fe4O4(OH)4. Пространствен-
ная группа — — Pbnm; а0 = 4,64, Ьо — 10,0, с0 = 3,03; а0 : Ьо : с0 =
= 0,464 : 1 : 0,303. Кристаллическая структура гётита
характеризуется сдвоенными цепочками из октаэдров Fe3+(O,OH)6, вытя-
нутых по оси с (рис. 174), которые между собой соединяются вершинами,
а октаэдры внутри цепочки — ребрами.
Агрегаты и габитус. Гётит образует натечные почкообраз-
ные или сталактитовые формы, а также плотные, пористые, ноздреватые
и порошковатые агрегаты и оолиты, редко
встречается в виде кристаллов игольчатого или
столбчатого облика (рис. 175). Иногда отмеча-
ются коленчатые .двойники, наподобие двойни-
ков рутила.
Физические свойства. Цвет
гётита желто-бурый, темно-бурый до черного.
Цвет черты бурый с красноватым оттенком.
Блеск алмазный до полуметаллического. В тон-
ких осколках прозрачный. Спайность совершен-
ная по (010). Твердость гётита — 4,5—5,5;
лимонита — 1—4 (в зависимости от типа агре-
гата). Плотность гётита — 4,0—4,4; лимонита —
3,3—4,0. Оптические свойства — двухосный,
отрицательный; ng — 2,35—2,40; пт = 2,35—
Рис. 175. Габитус кристал-
лов гетита
2,39; пр = 2,21—2,26; ng— пр — 0,014. Под микроскопом в полирован-
ных шлифах гётит серый, сильно анизотропный, и слабо плеохроирует.
Отражательная способность низкая — около 15%.
Диагностические признаки. Для гётита характерны
концентрически-зональные агрегаты, а также бурая черта и желто-бурые
охристые примазки. Главные линии на рентгенограммах: 4,18; 2,69; 2,45.
Медленно растворяются вНС1. П. п. т. плавится, при длительном нагре-
вании приобретает магнитные свойства. В стеклянной трубке выделяет
воду и краснеет, превращаясь в Fe2O3. При нагревании и обезвоживании
адсорбционная вода в гётите выделяется постепенно (рис. 176). Выделение
301
Рис. 176. Кривые нагревания не-
которых гидроокислов:
I — диаспора, 2 — лепидокрокита, 3 —
гетита, 4 — манганита
воды начинается при температуре 180 — 300° С с образованием ге-
матита.
Искусственное получение. Искусственно гётит получен
окислением растворов соединений закиси железа, при постепенном гидро-
лизе большинства солей окиси железа и при затвердении золей и гелей основ-
ного гидроокисла железа.
Образование и месторождения. Гётит и лимонит
образуются почти исключительно экзогенным путем и входят в состав бурых
железняков, значительные массы кото-
рых возникают в результате отложения
в озерах и прибрежной полосе моря хи-
мическим путем. Крупные месторожде-
ния бурых железняков известны, в ча-
стности, в Лотарингии, Люксембурге,
на острове Куба. В Советском Союзе
они развиты в районе Липецка и Тулы
(озерно-болотные образования), в Ба-
кальском месторождении на Урале (про-
дукты выветривания карбонатных по-
род), в районе Керчи на Украине (оса-
дочно-морские бурые железняки) и в
других местах. Очень редко гётит встре-
чается как гидротермальный минерал—
в виде игольчатых, а также столбчатых
кристаллов (Волк — остров на Онеж-
ском озере, Пршибрам в Чехословакии).
При метаморфических процессах про-
исходит дегидратация и преобразование
гётита и лимонита в гематит и магнетит.
Разрушение и псевдо-
морфозы. На земной поверхности
гётит часто образует псевдоморфозы по-
сидериту, пириту, бариту и кальциту.
По гётиту известны псевдоморфозы ге-
матита.
Практическое значение.
Гётит и лимонит — важнейшие желез-
ные руды.
Диаспор — АЮ(ОН). Диаспор получил название от греч. слова диа-
спора — рассеяние (некоторые образцы этого минерала при нагревании
растрескиваются и распадаются на мелкие части). Впервые диаспор был
найден в прошлом столетии на Урале.
Химический состав: А12О3 — 85%, Н2О—15%. В каче-
стве примесей отмечены Fe, Мп, Сг.
Сингония — ромбическая, вид симметрии — ромбобипирамндаль-
ный — D2h — tnmm(3L23PC).
Структурная ячейка содержит А14О4(ОН)4. Пространствен-
ная группа —£)2h — Pbntn\ а0 = 4,40, b0 = 9,39, с0 = 2,84; а0 : b 0 : с0 =
= 0,468 : 1 : 0,302.
Кристаллическая структура рассмотрена при харак-
теристике гётита (см. рис. 174), от которого отличается лишь тем, что места
Fe3+ в структуре диаспора заняты А13+. Как и в структуре гётита, цепочки
также удерживаются дополнительными гидроксильно-водородными связями,
которые проявляются между атомами кислорода в плоскостях, перпендику-
лярных оси с.
Агрегаты и габитус. Диаспор обычно встречается в чешуй-
чатых и тонкочешуйчатых агрегатах. Кристаллы его имеют тонкопластин-
чатый, таблитчатый и столбчатый облик (рис. 177).
302
Рис. 177. Габитус кристалла диаспора
минералов.
Физические свойства. Цвет диаспора желтовато-бурый,
белый, светло-фиолетовый. Цвет черты белый. Блеск стеклянный, по плос-
костям спайности — перламутровый. Спайность совершенная по (010),
менее совершенная по (ПО). Твердость — 6—7. Очень хрупкий. Плот-
ность — 3,3—3,5. Оптические свойства — двухосный, положительный;
ng= 1,750, пт = 1,722,
пр = 1,702, 2V = 84°. Под
микроскопом в проходящем
свете диаспор бесцветный
или слабоокрашенный.
Диагностиче-
ские признаки
диаспора — чешуйчатые
агрегаты и высокая твер-
дость. В кислотах не раст-
воряется. П. п. т. не пла-
вится.
Отличие от сход-
ных
Диаспор похож на хлоритоид, от которого отличается оптически, а также
нерастворимостью в H2SO4. При нагревании (см. рис. 176) диаспор выде-
ляет воду, а при прокаливании переходит в корунд.
Искусственное получение. Искусственно диаспор полу-
чен при нагревании водной окиси алюминия под давлением в растворе
едкого натрия.
Образование и месторождения. Образуется диаспор
главным образом экзогенным путем; вместе с гидраргиллитом и бемитом
входит в состав бокситов, возникающих как осадочные образования или как
продукт выветривания. Он встречается и в метаморфических месторожде-
ниях вместе с корундом, хлоритоидом, дистеном и другими минералами,
очевидно, как продукт метаморфизации бокситов (Косой Брод на Урале,
Честер в США, остров Наксос в Греции). Хорошо образованные кристаллы
диаспора найдены в месторождении Дилне вблизи Шемнице в Чехословакии,
а также в шахтах Честер (Массачусетс, США).
Практическое значение. Диаспор — важнейшая алюми-
ниевая руда.
Группа манганита
Из этой группы рассмотрим только манганит — МпО(ОН).
Химический состав: МпО — 80,66%, Н2О—10,22%,
0-9,12%.
Сингония моноклинная, вид симметрии призматический —
С2/, — 2ltn(L2PC).
Структурная ячейка содержит Мп8О8(ОН)8. Пространст-
венная группа — С2ь — B2Jd-, а0 = 8,86, b0 = 5,24, с0 = 5,70; р « 90°;
с0/а: Ьо : с0/а = 0,8454 : 1 : 0,5439.
Кристаллическая структура представлена цепочками
из октаэдров МпО6, вытянутых вдоль оси с.
Агрегаты и габитус. Обычно манганит образует тонкокри-
сталлические агрегаты, оолиты, а также натечные формы, сложенные шесто-
ватыми, лучистыми и волокнистыми агрегатами. В виде кристаллов этот
минерал встречается сравнительно редко. Для кристаллов характерен столб-
чатый или игольчатый облик с развитием призм {НО}, {120} и бипирамид
(рис. 178). Грани призм имеют вертикальную штриховку вдоль [001]. Часто
встречаются двойники прорастания.
303
совершенная по (010). Излом
а
Рис. 178. Габитус кристаллов манганита:
а — одиночные кристаллы, б — двойники
Физические свойства. Цвет манганита черный. Цвет черты
бурый. Блеск полуметаллический. Прозрачен только в тонких осколках,
неровный. Твердость — 3—4.
Хрупкий. Плотность — 4,2—
4,33. Оптические свойства:
двухосный, положительный;
ng = 2,53, пт = 2,24, пр =
2,24. Под микроскопом в
проходящем свете краснова-
то-коричневый, слабо плеох-
роирует. В полированных
шлифах серовато-белый с ко-
ричневым оттенком. Анизот-
ропный со слабым плеохро-
измом. Отражательная спо-
собность низкая — около
15%.
Диагностические
признаки манганита —
столбчатый облик, характер-
ная штриховка. Совершенная
диагностика возможна только
по рентгенограммам, главны-
ми линиями на которых яв-
ляются 3,40; 2,65; 2,41. Раст-
воряется в концентрирован-
ной НС1 с выделением хлора.
П. п. т. не плавится. В закры-
той трубке выделяет воду.
Кривые нагревания приведе-
ны на рис. 176.
Искусственное
получение. Получен
манганит при нагревании МпС12 и СаО до красного каления в кислой сре-
де. При нагревании в кислороде или на воздухе он переходит в пиролю-
зит, а при нагревании в азоте — браунит.
Образование и месторождения. Манганит возникает
главным образом в экзогенных условиях за счет выветривания марганец-
содержащих минералов и горных пород, встречаясь в ассоциации с пиро-
люзитом, гаусманитом, браунитом, а также гидротермальным путем —
в жилах и на контактах с изверженными породами, где образует псевдо-
морфозы по кальциту.
В значительных количествах манганит присутствует в Чиатурском
месторождении (Грузия) и в районе Верхнего озера, а также в месторожде-
нии Поуэллс в Виргинии (США) и в Никопольском месторождении на
Украине. В виде хорошо образованных кристаллов и друз этот минерал
найден в Гарце и в Тюрингии.
Разрушение и псевдоморфозы. На земной поверхности
манганит неустойчив и переходит в скрытокристаллический пиролюзит
МпО2, который иногда образует псевдоморфозы по манганиту.
Практическое значение. Манганит — важнейшая мар-
ганцевая руда.
Группа псиломелана
В группу псиломелана входят разнообразные гидроокислы марганца
сложного и непостоянного состава, которые чаще всего образуют скрыто-
кристаллические скопления. Наиболее распространенным из этих минера-
304
лов является псиломелан — BaMn+2Mrig *О20 • ЗНгО. Название минерала про-
исходит от двух греч. слов: псилос — лысый и меляс — черный (черная
стеклянная голова).
Химический состав — непостоянный: ВаО — 12—17%,
МпО2 — 60—80 %, МпО — 8—25 %, Н2О — 4—6 %.
Мп4+ может замещаться Мп2+ в отношении 9 : 1, а также W, Fe, Al
и V; Мп2+ — Mg, Со, Си, а барий — Са, U, Sr и Na. Вода имеет цеолитный
характер и выделяется до температуры 500° С. Выше этой температуры
псиломелан превращается в голландит — ВаМпМп7О16.
Сингония ромбическая или моноклинная.
Кристаллическая структура представлена сложными
цепочками с крупными каналами. Цепочки состоят из октаэдров МпОв,
которые по оси с сдвоены, а по оси а состо-
ят из трех соединенных ребрами октаэдров
(рис. 179). В каналах цепочек располага-
ются ионы Ва и молекулы Н2О. Барий на-
ходится в окружении 60 и 4Н2О.
Агрегаты. Псиломелан образует
натечные агрегаты с концентрически-зо-
нальным строением, а также дендритовид-
ные налеты (см. рис. 49).
Физические свойства. Цвет
Рис. 179. Структура псиломелана
псиломелана черный, иногда буровато-
черный. Цвет черты черный. Блеск полуметаллический. Твердость —
5—6 (для плотных разностей). Хрупкий. Плотность — 3,95—4,71.
Диагностические признаки. Псиломелан определяется
только с помощью химического анализа. Растворяется в НО, выделяя С1.
П. п. т. не плавится. В закрытой трубке выделяет воду и кислород.
Образование и месторождения. Образуется псиломе-
лан экзогенным путем за счет других марганцевых минералов — браунита,
гаусманита, а также силикатов и карбонатов марганца. Иногда встречается
в гидротермальных месторождениях марганца как второстепенный минерал.
Находится в Чиатурском (Грузия) и Никопольском (Украина) месторож-
дениях.
Разрушение. При выветривании псиломелан окисляется и дегид-
ратируется, переходя в пиролюзит.
Практическое значение. Вместе с другими минералами
марганца псиломелан является важнейшей марганцевой рудой.
ПОДКЛАСС ОКИСЛОВ И ГИДРООКИСЛОВ СЛОИСТОГО СТРОЕНИЯ
Группа брусита
Группу брусита составляют гидраты окислов Mg, Са, Ni и Мп. Из них
мы рассмотрим только брусит — Mg(OH)2.
Брусит получил название по имени американского минералога Арчи-
бальда Бруса (1777—1818 гг.). Волокнистая асбестовидная разность бру-
сита называется немалитом (от греч. слова нема — нитка, литое — камень).
Химический состав: MgO — 69%, Н2О — 31 %. В качестве
изоморфных примесей иногда присутствуют Fe (ферробрусит), Мп (мангано-
брусит) и Zn. Сингония—тригональная, вид симметрии — дитри-
гонально-скаленоэдрический — D3d — 3m(Ll3L23PC). Структур ная
ячейка брусита содержит Mg(OH)2. Пространственная группа этого
минерала —D3a — СЗт, а0 = 3,125, с0 = 4,75; а0 : с0 = 1 : 1,520. Кри-
сталлическая структура брусита типично слоистая. Ионы
(ОН)- образуют плотнейшую гексагональную упаковку (см. рис. 17),
в которой каждый слой состоит из двух плоских листов, параллель-
ных плоскости (0001). Октаэдрические пустоты между ионами гидро-
20 Лазаренко Е. К.
305
ксила заполняются ионами Mg2+, имеющими, таким образом, шестерную
координацию (связаны с тремя ионами (ОН) - одного листа и с тремя ионами
другого листа). Особенностью структуры обусловлены физические свойства
брусита, в частности совершенная спайность по (0001), проходящая между
тройными слоями, соединяющимися с другими очень слабыми остаточными
связями.
Агрегаты и габитус. Брусит встречается в виде сплошных
листоватых масс, по внешнему виду напоминающих гипс. Обычно это таб-
литчатые кристаллы (рис. 180). Главными формами являются пинакоид
{100} и призма {1120}. Иногда отмечаются параллельно-волокнистые агре-
гаты (немалит).
Физические свойства. Цвет брусита белый, иногда зелено-
ватый. Цвет черты белый. Блеск на изломе стеклянный, на плоскости спай-
ности—перламутровый. Прозрачный. Спайность совершенная по (0001).
Рис. 180. Габитус кристаллов брусита
Твердость — 2,5 (легко режется ножом). Тонкие листочки гибкие и дают
фигуру удара с лучами под углом 60°. Плотность — 2,3—2,4. Пироэлектри-
ческий. Оптические свойства: одноосный, положительный; ng = 1,580,
пт = 1,559. Под микроскопом в проходящем свете бесцветный. Часто
наблюдаются аномальные интерференционные цвета, вызванные различным
двупреломлением для разных длин волн.
Диагностические признаки брусита — оптические
свойства и рентгенограммы. Главные линии на рентгенограммах: 2,361;
1,793; 1,189. Растворяется в кислотах. П. п. т. не плавится. Раскаленный
брусит ярко светится. В закрытой трубке выделяет воду.
Отличие от сходных минералов. Брусит можно спутать
с тальком, пирофиллитом и гидраргиллитом, от которых он отличается
только по оптическим свойствам.
Искусственное получение. Искусственно брусит получен
при нагревании до 200° С раствора MgCl2 с избытком КОН. Этот минерал
наблюдается также как накипь в паровых котлах при пользовании водой,
содержащей магний.
Образование и месторождения. Брусит возникает
за счет горячих и холодных вод в щелочной среде как вторичное образование
по магнезиальным силикатам. Наблюдаются переходы брусита в гидромаг-
незит. Сопутствующие минералы — серпентин, магнезит, гидромагнезит
и хлорит. Промышленные месторождения брусита известны в штате Не-
вада (США) вблизи г. Габбе и в Хабаровском крае (Кульдурское). Кроме
того, он известен на Урале, в Сибири и на Кавказе в серпентинизированных
массивах. Волокнистая разность брусита — немалит встречается в Баже-
новском асбестовом месторождении (вблизи Свердловска). Хорошо образо-
ванные кристаллы в виде широких пластинок до 19 см длиной встречены
на рудниках Вуд и Лоу (штат Техас. США). Немалит с волокнами, длина
которых превышает 50 см, найден в Асбестосе (провинция Квебек
в Канаде).
Разрушение и псевдоморфозы. Брусит легко превра-
щается в гидромагнезит. На земной поверхности он переходит в карбонаты.
Известны псевдоморфозы брусита по доломиту.
Практическое значение. Значительные скопления брусита
могут использоваться как сырье для получения магния.
306
Группа корунда—ильменита
К группе -корунда относятся полиморфные разности окислов алюминия
и железа, а также двойные окислы магния, железа, марганца и титана.
Из минералов этой группы мы рассмотрим корунд (А12О3), гематит (Fe2O3)
и ильменит (FeTiO3). Все они кристаллизуются в тригональной сингонии
и характеризуются кристаллической структурой типа корунда, хотя ильме-
нит имеет более низкую симметрию. Между гематитом и ильменитом при
высоких температурах наблюдается непрерывный ряд твердых растворов,
распадающихся при охлаждении.
Корунд — А12О3. Происхождение названия корунда неизвестно. Пола-
гают, что так назвали этот минерал в Индии. Известно много разностей
корунда, среди которых различают обычные и прозрачные (благородные).
Рис. 181. Габитус кристаллов корунда
Главными среди прозрачных корундов являются: 1) лейкосапфир — бес-
цветный, 2) сапфир —синий и 3) рубин — красный. Кроме того, выделяют
еще наждак, являющийся смесью корунда, магнетита, гематита и шпинели.
Химический состав: А1 — 52,2%, 0 — 47,8%; содержит
примеси Сг, Fe и Ti.
Сингония — тригональная, вид симметрии — дитригонально-ска-
леноэдрический — D3d — 3m(L|3L23PC).
Структурная ячейка содержит А112О18. Пространственная
группа — £>3d — 7?3с; а0 = 4,76, с0 = 13,01; а0 : с0 = 1 : 1,365.
Кристаллическая структура корунда характеризуется
плотнейшей гексагональной упаковкой, образованной ионами кислорода,
размещающимися листами перпендикулярно к тройной оси; листы нало-
жены один на другой (см. рис. 19, а). Катионы алюминия заполняют1 2/3
октаэдрических пустот и в плоскости (0001) находятся в вершинах правиль-
ных гексагонов.
Агрегаты и габитус. Корунд наблюдается преимущественно
в виде вкрапленников в породе и значительно реже в зернистых скоплениях.
Кристаллы его, как правило, хорошо образованы и характеризуются бочен-
ковидным, столбчатым, пирамидальным и пластинчатым обликом (рис. 181).
Иногда они достигают 10 см в диаметре. Главными формами на кристаллах
корунда являются гексагональная призма {1120}, гексагональные бипи-
рамиды {2241}, {2243}, ромбоэдр {1011} и пинакоид {0001}. Грани призмы
и бипирамид обычно покрыты косой штриховкой вследствие полисинтети-
ческого двойникования по {1011}.
Физические свойства. Цвет корунда синевато-.или желто-
вато-серый (сапфир — синий, рубин — красный, лейкосапфир — бесцветный).
Черты не дает. Блеск стеклянный. Спайность отсутствует. Имеет отдель-
20* 307
ность по (0001) и (1011) вследствие полисинтетического двойникования.
Твердость — 9. Плотность — 3,95—4,10. Оптические свойства: одноосный,
отрицательный, часто аномально двухосный, пт— 1,767, пр = 1,759,
2V = до 58°. Обладает полупроводниковыми свойствами.
Диагностические признаки корунда — форма кри-
сталлов, шероховатость на гранях, синевато-серая окраска, высокая твер-
дость. Главные линии на рентгенограммах: 2,081; 1,599; 1,374. П. п. т. не
плавится, в кислотах не растворяется.
Отличие от сходных минералов. Корунд иногда
путают с дистеном (Al2O[SiO4J, от которого он отличается отсутствием спай-
ности и высокой твердостью. Рубин можно спутать с красной шпинелью,
имеющей, однако, иную форму кристаллов. В зернистых агрегатах отли-
чие между рубином и красной шпинелью устанавливается под микро-
скопом.
Искусственное получение. Корунд получен при плавле-
нии бокситов в электрической печи. Искусственные рубины и сапфиры
получены плавлением и раскристаллизацией глинозема в кислородно-водо-
родном пламени, при этом образуются чистые и прозрачные «бульки», кото-
рые при добавлении солей хрома становятся рубиново-красными, а с солями
кобальта и титана приобретают разные оттенки цвета сапфира.
Образование и месторождения. Главные промышлен-
ные месторождения корунда возникают в гранитных пегматитах в связи
с их десилификацией, а также в контактово-метасоматических образованиях.
Они являются продуктом пневматолитового и гидротермального метамор-
физма кислых эффузивных пород, вызванного влиянием молодых интрузий
кислого состава. Эти процессы часто сопровождаются образованием так
называемых вторичных кварцитов, из которых добывается основная масса
природного корундового сырья. Во вторичных кварцитах корунд находится
в ассоциации с кварцем, андалузитом, мусковитом, диаспором, пирофилли-
том, каолинитом и др.
К. Н. Озеров наметил эмпирическую связь между условиями образова-
ния и габитусом кристаллов корунда. Согласно его данным, бипирамидаль-
ные и призматические кристаллы, удлиненные по главной кристаллографи-
ческой оси, а также ромбоэдрические кристаллы изометрической формы
характерны для месторождений, залегающих среди несиликатных или бед-
ных кремнеземом пород, содержащих много оснований: в щелочных и нефе-
линовых сиенитах, ультраосновных, основных и карбонатных породах.
Пластинчатые и таблитчатые пинакоидальные формы встречаются почти
исключительно среди богатых кремнеземом и бедных основаниями горных
пород — во вторичных кварцитах, кварцево-слюдяных сланцах, гнейсах
и гранитогнейсах. Крупные месторождения благородного корунда имеются
в Бирме (рубины), откуда известен кристалл рубина весом в 690 г, в Индии
(сапфиры в россыпях). Обычный корунд добывается в больших количествах
в Канаде, Трансваале. Крупнейшее месторождение наждака находится
на острове Наксос в Греции. В Советском Союзе наиболее значительные
скопления корунда находятся на восточном склоне Урала (Борзовское
и Иртяшское месторождения) и в Центральном Казахстане (Семиз-Бугу).
Крупные кристаллы найдены в Пенсильвании в США (Корундум-Хилл
и Шимерсвилл). В последнее время обнаружен на Украине в пределах
Украинского кристаллического массива.
Разрушение. На земной поверхности корунд как очень устой-
чивый минерал образует вторичные месторождения, попадая в россыпи.
При метаморфических процессах он превращается в другие минералы,
содержащие алюминий (маргарит, силлиманит, дистен).
Практическое значение. Основное применение корунд
находит в абразивной промышленности, где используется обычный корунд
и наждак. Благородные корунды являются драгоценными камнями первого
класса.
308
Гематит — Fe2O3. Название минерала происходит от греческого слова
гематикос — кровавый. Гематит упоминается, в частности, у Теофраста,
который говорит, что этот минерал кажется образованным из запекшейся
крови. Синоним — красный железняк.
Химический состав: Fe — 70 %,О — 30%. Иногда в незна-
чительных количествах содержит примеси Ti, Al и Fea+.
Сингония — тригональная, вид симметрии — дитригонально-ска-
леноэдрический — D3d — 3m(Les3L23PC').
Структурная ячейка содержит Fe4Oe. Пространственная
группа — — R3c, а0 = 5,049, с0 = 13,75; а0 : с0 — 1 : 2,732.
Кристаллическая структура гематита аналогична
структуре корунда.
Агрегаты и габитус. Гематит чаще встречается в сплошных,
плотных, скрытокристаллических, листоватых и чешуйчатых, а также
землистых агрегатах. По характеру агрегатов различают целый ряд разнос-
тей гематита, главнейшими среди которых являются: 1) железный блеск —
явнокристаллическая разность черного цвета с металлическим блеском;
Рис. 182. Габитус кристаллов гематита
среди железных блесков выделяются железные розы, являющиеся скопле-
нием таблитчатых кристаллов, сросшихся в направлении основного пинакои-
да или в близком к нему положении, и железная слюдка — тонкочешуйчатая
или мелкоскорлуповатая разность железного блеска, а также железная
сметана — скопление очень тонких чешуек железного блеска, без металли-
ческого блеска, жирная на ощупь, красного цвета; 2) красный железняк —
плотные агрегаты красного цвета; к красным железнякам относятся мар-
титы — псевдоморфозы гематита по магнетиту; оолитовые красные желез-
няки, образованные отдельными округлыми зернами, сцементированными
плотным красным железняком; глинистые, охристые и другие красные
железняки; 3) красная стеклянная голова — натечная форма радиально-
игольчатого и волокнистого и концентрически-скорлуповатого строения.
Кристаллы гематита имеют пластинчатый, ромбоэдрический и таблит-
чатый облик (рис. 182). Главными формами на кристаллах являются ром-
боэдры {10Т1}, {1014}, пинакоид {0001} и гексагональная бипирамида
{2243}. Часто наблюдаются полисинтетические двойники гематита по {1011}.
Следствием двойникования является треугольная штриховка на гранях
пинакоида и параллельная диагональная штриховка на гранях ромбоэдра.
Гематит образует эпитаксические срастания с рутилом (TiO2), магнетитом
(FeFe2O4), шпинелью (MgAl2O4), кальцитом (Са[СО31), а также ориентиро-
ванные прорастания с ильменитом, возникшие в результате распада твер-
дого раствора.
Физические свойства. Цвет кристаллических разностей
железо-черный, землистые разности ярко-красные. Цвет черты вишнево-
красный. Блеск — полуметаллический. Полупрозрачный в тонких пла-
стинках. Спайность отсутствует, однако- имеется отдельность по (0001)
и (1011) вследствие двойникования. Излом полураковистый до неровного.
Твердость — 5,5—6. Хрупкий. Плотность — 5,0—5,2. Оптические свой-
ства: одноосный, отрицательный; пт = 3,01, пр = 2,78. Под микроскопом
в полированных шлифах анизотропен и слабо плеохроирует. Отражательная
способность средняя — около 25%. Обладает магнитными (см. рис. 59)
и полупроводниковыми свойствами.
309
Диагностические признаки гематита — вишнево-крас-
ная черта, высокая твердость, пластинчатые и чешуйчатые агрегаты. Глав-
ные линии на рентгенограммах: 2,696; 2,518; 1,834. Растворяется в кон-
центрированной НС1. П. п. т. не плавится. В восстановительном пламени
становится магнитным.
Отличие от сходных минералов. Гематит похож на иль-
менит, магнетит, бурые железняки и бурнонит. Отличия: 1) у ильменита
черная до бурой черта; 2) магнетит обладает магнитными свойствами;
3) бурые железняки имеют коричнево-бурую черту; 4) для бурнонита
характерна низкая твердость (2—3) и свинцово-серая черта.
Искусственное получение. Искусственно гематит получен
при взаимодействии паров FeCl3 и Н2О, осаждением Fe(OH)3 при нагрева-
нии в Na(OH) до 280—450° С, при нагревании окиси железа и гидрата окиси
железа.
Образование и месторождения. Гематит образуется
в окислительных условиях в месторождениях и горных породах разного
генетического типа. Он возникает магматическим путем, выделяясь в извер-
женных породах как акцессорный минерал, и при вулканических процессах,
покрывая стеЦки кратеров вулканов, поры и поверхность застывающих лав.
По наблюдениям А. Брейтгаупта, в 1817 г. в трещине на Везувии за 10 дней
отложилась масса гематита до 1 м мощностью. Гематит встречается в гидро-
термальных месторождениях, где он может переходить в магнетит. Этот
процесс называется мушкетовитизацией (мушкетовит — псевдоморфоза маг-
нетита по гематиту). Наблюдается и обратный процесс образования псев-
доморфоз гематита по магнетиту, называемый мартитизацией (мар-
тит — псевдоморфоза гематита по магнетиту). При метаморфизме возникают
главным образом железная слюдка и сплошные массы красного железняка
(преимущественно за счет метаморфизма бурых железняков). Экзогенным
путем скопления гематита образуются при мартитизации магнетита (это
особенно характерно для стран с жарким климатом) по такой возможной
реакции:
4FeFe2O4+О2=6Fe2O3.
Указанная реакция, возможно, имеет место и при гидротермальных про-
цессах. Крупнейшие месторождения гематита известны на Украине (в Кри-
вом Роге), в районе Курской магнитной аномалии (Белгородская обл.)
и вблизи Верхнего озера в США. Все они являются метаморфическими обра-
зованиями, возникшими за счет осадочных пород. Для этих месторождений
характерно тонкое чередование мелкозернистого кварца с гематитом (в виде
красного железняка и железного блеска), мартитом и магнетитом. Хорошо
образованные кристаллы гематита найдены на Урале в окрестностях Сверд-
ловска, в месторождении Догнашка и на Какук-горе в Румынии, а также
на острове Эльба. В виде железных роз гематит встречается в разных райо-
нах Швейцарии, особенно в Сен-Готарде. На земной поверхности гематит
устойчивый и, как правило, подвергается только незначительному выве-
триванию (чаще всего образует железную сметану).
Практическое значение. Гематит — важнейшая железная
руда. Минимальное промышленное содержание железа в рудах — не менее
46—50%. Чистые разности порошковатого гематита используются как
краска для изготовления красных карандашей.
Ильменит. Представляет собой минеральный вид переменного соста-
ва — (Fe, Mg)TiO3, изменяющегося от крайнего железистого члена соб-
ственно ильменита — FeTiO3 до крайнего магниевого члена гейкилита —
MgTiO3. Название получил от Ильменских гор на Урале, где впервые был
установлен. Название гейкилит дано по фамилии английского геолога
А. Гейки. Синоним — титанистый железняк.
Химический состав ильменита — Fe — 36,8%, Ti — 31,6%,
О — 31,6%; гейкилита — FeO — О — 47,34%, Mg — О — 33,54%, TiO2 —
52,66—66,46%, часть Fe2+ замещается Mn2+, Fe3+ и РЬ.
310 ’
Сингония — тригональная, вид симметрии — ромбоэдрический
-C3i - 3m(L‘C).
Структурная (ромбоэдрическая) ячейка содержит
(Fe, Mg)2Ti2O6. Пространственная группа — С|г — R3, а0 — 5,093—5,100;
Ch = 14,07—14,12; а0 : с0 = 1 : 2,764.
Кристаллическая структура ильменита аналогична
структуре корунда.
Агрегаты и габитус. Ильменит наблюдается в виде вкрап-
ленных зерен неправильной формы и кристаллов. Кристаллы его имеют
толстотаблитчатый облик, иногда чешуйчатый (рис. 183). Главными фор-
мами являются пинакоид {0001} и ромбоэдры {10Г1}, {0221}, {2243}. Встре-
чаются двойники по ромбоэдру {1011}. Известны ориентированные прора-
стания ильменита с гемати-
том и магнетитом (продукт
распада твердого раствора).
Физические свой-
ств а. Цвет минерала желе-
зо-черный. Цвет черты чер-
ный, иногда бурый или буро-
красный. Блеск полуметал- Рис. 183. Габитус кристаллов ильменита
лический. Непрозрачный.
Спайность отсутствует. Излом раковистый до полураковистого. Твер-
дость — 5 —-6. Хрупкий. Плотность — 4,72. Слабо магнитный. Оп-
тические свойства: одноосный, отрицательный. Отмечается очень силь-
ное двупреломление. Под микроскопом в полированных шлифах се-
ровато-белый, слабо плеохроичный, анизотропный. Часто наблюдаются
полисинтетические двойники. Отражательная способность низкая — 18%.
Диагностические признаки. Характерный признак
ильменита — габитус кристаллов (благодаря присутствию ромбоэдров).
Главные линии на рентгенограммах: 2,74; 2,53; 1,720. Медленно раство-
ряется в горячей НС1. П. п. т. в окислительном пламени не плавится; в вос-
становительном пламени слегка оплавляются края.
Отличие от сходных минералов. От магнетита ильме-
нит в сплошных массах отличается более слабыми магнитными свойствами,
а иногда отличие устанавливается только химическим путем.
Искусственное получение. Ильменит получен сплавле-
нием TiO2 с FeCl3 при красном калении, а также пропусканием HF над
смесью аморфного TiO2, металлического Fe и слабо прокаленного Fe2O3
при температуре 270—300° С.
Образование и месторождения. Образуется ильменит
главным образом магматическим путем в основных изверженйых породах,
выделяясь в виде мелких кристаллов в начальной стадии кристаллизации
магмы как акцессорный минерал. Известны также месторождения ильме-
нита пневматолитового, пегматитового и гидротермального происхождения,
связанные со щелочными породами.
Ильменит ассоциирует с магнетитом (FeFe2O4), сфеном (CaTiO[SiO4l)
и рутилом (TiO2), образующим иногда в ильмените мирмекитовые выделе-
ния. Крупнейшие месторождения ильменита находятся в Норвегии (Экер-
зунд-Зоггендаль, Крагере, откуда известны большие кристаллы массой
до 6—7 кг). Большие кристаллы ильменита найдены также в Ильменских
горах (Урал) и в месторождении Сен-Кристоф (Франция). На земной поверх-
ности ильменит устойчивый и образует россыпные месторождения, имею-
щие часто промышленное значение (морские россыпи Японии, Италии, рос-
сыпи на побережье Черного моря).
Практическое значение. Ильменит является рудой на
титан, который используется для получения ферротитана, титановых
белил и т. д.
311
Группа лепидокрокита
Из этой группы рассмотрим лепидокрокит и бемит.
Лепидокрокит — FeO(OH). Название получил от греч. слов лепис
(родительный падеж лепидос) — скорлупа, пластинка и крокос — шафран.
Синоним — рубиновая слюдка.
Химический состав: Fe2O3 — 89,86%, Н2О — 10,14%.
Иногда содержит Мп.
Сингония — ромбическая, вид симметрии — ромбобипирами-
дальный — DZh — mmm(3Lz3PC).
Структурная ячейка содержит Fe4O4(OH)4. Простран-
ственная группа — D^h — Атапт, а0 = 3,88, Ьо — 12,54, с0 = 3,07;
«о : Ьо : с0 = 0,309 : 1 : 0,245.
Кристаллическая структура лепидокрокита типично
слоистая (рис. 184). Катионы Fe3+ в кристаллической решетке находятся
Рис. 184. Структура лепидокрокита,
проекция на плоскость (001)
в шестерной координации относитель-
но ионов кислорода; последние раз-
мещены в вершинах деформирован-
ных октаэдров, вытянутых в цепоч-
ки параллельно оси с. Цепочки пос-
редством ребер октаэдров соединены в
двойные листы параллельно (010).
Листы связаны между собой водо-
родными связями в виде непрерыв-
ных зигзагообразных шнурков:
—О — Н — О — Н — О—.
Агрегаты и габитус.
Обычно наблюдаются тонкочешуйча-
тые или волокнистые, иногда почковидные агрегаты лепидокрокита. Кри-
сталлы этого минерала имеют пластинчатый по (010) облик (рис. 185, а).
Физические свойства. Цвет лепидокрокита красный до крас-
новато-черного. Цвет черты оранжевый или кирпично-красный. Блеск
Рис. 185. Габитус кристаллов лепидокрокита (а), бемита (б)
и гидраргиллита (в)
алмазный. Прозрачный в тонких шлифах. Спайность весьма совершенная
по (010) и совершенная по (001). Твердость — 4—5. Плотность — 3,84—
4,10. Оптические свойства: двухосный, отрицательный; ng = 2,51, пт —
= 2,20, пр =1,94, 2V=83°. Под микроскопом в проходящем свете красно-
ватый, оранжево-красный, сильно плеохроирует. В полированных шлифах
серовато-белый с сильной анизотропией и плеохроизмом. Отражательная
способность низкая — около 17%.
Диагностические признаки лепидокрокита — форма
кристаллов, цвет черты и сравнительно низкая плотность. Главные линии
на рентгенограммах: 3,292; 2,471; 1,937. Растворяется в НС1. П. п. т.
312
не плавится. При высокой температуре становится черным и магнитным.
В закрытой трубке выделяет воду.
Отличие от сходных минералов. Лепидокрокит похож
на гематит, отличается от него меньшей плотностью. При нагревании лепи-
докрокит выделяет воду при 160—180° С, переходя в маггемит.
При температуре 460—600° С превращается в гематит.
Искусственное получение. В лабораторных условиях
лепидокрокит получен из свежеприготовленных Fe2O3, Fe2S3 и FeS.
Образование и. месторожд ения. Лепидокрокит воз-
никает главным образом в экзогенных условиях в месторождениях бурых
железняков, образуя чешуйчатые агрегаты. Лепидокрокит гидротермаль-
ного происхождения встречается в виде пластинчатых кристаллов в Зигене
(ФРГ) и в железорудных месторождениях Ангаро-Илимского района Вос-
точной Сибири.
Бемит — АЮ(ОН). Бемит получил название в честь немецкого химика
И. Бема, открывшего этот минерал.
Химический состав: А12О3 — 84,97%. Н2О—15,03%,
иногда содержит примесь Ga.
Сингония — ромбическая, вид симметрии — ромбобипирамидаль-
ный — D2h — mmm(3L23PC).
Структурная ячейка содержит А14О4(ОН)4. Пространствен-
ная группа — ОД — Атат\ а0 = 3,78, Ьо = 11,8, с0 = 2,85; а0 : Ьо : с0 =
= 0,320 : 1 : 0,242.
Кристаллическая структура бемита аналогична струк-
туре лепидокрокита.
Агрегаты и габитус. Для бемита характерны скрытокристал-
лические образования. Макрокристаллы с совершенной спайностью впервые
были найдены в Вишневых горах на Урале Э. М. Бонштед-Куплетской
(рис. 185, б).
Физические свойства. Цвет бемита бледно-желтый. Спай-
ность совершенная по (010). Твердость — 3,5—4. Хрупкий. Плотность —
3,019. Оптические свойства: п = 1,640—1,645.
Диагностические признаки. Наиболее надежно бемит
определяется рентгенометрически. Главные линии на рентгенограммах:
2,344; 1,849; 1,306. В кислотах не растворяется. П. п. т. не плавится.
В закрытой трубке выделяет воду.
Образование и месторождения. Бемит образуется
главным образом экзогенным путем и входит в состав бокситов. Он встре-
чается также как гидротермальное образование в ассоциации с нефелином
и цеолитами (в пегматитах). В бокситах он встречается с гидраргиллитом
и хлоритами. Известен бемит в бокситовых месторождениях Франции (Бо),
на Урале (Вишневые горы, Красная Шапочка), в Тихвинском, Салаирском
и других месторождениях СССР.
Практическое значение. Бемит является алюминиевой
РУДОЙ.
Группа гидраргиллита
К группе гидраргиллита относятся тригидраты некоторых трехвалент-
ных металлов, среди которых наиболее распространен гидраргиллит —
А1(ОН)3. Название минерала происходит от греч. слов гидор — вода и аргил-
лос — белая глина. Синоним — гиббсит (по имени полковника Джорджа
Гиббса — собирателя минералов). Впервые этот минерал был найден в прош-
лом столетии на Урале.
Химический состав: А12О3 — 65,4%, Н2О —34,6%.
Сингония моноклинная, вид симметрии призматический —
C2h—2lm(L2PC).
313
Структурная ячейка содержит А13(ОН)24. Пространствен-
ная группа — Clh — Р21/п- а0 = 8,624, Ьо = 5,060, с0 = 9,700, 6 = 94°34';
а0:Ь0:с0 = 1,7043 : 1 : 1,9168.
Кристаллическая структура гидраргиллита типично
слоистая, аналогичная структуре брусита (рис. 186). Количество катионов
А1 в решетке гидраргиллита в полтора раза меньше, чем катионов Mg в решет-
ке брусита. Как атомы магния, так и каждый атом алюминия находится
Рис. 186. Кристаллическая структура гидраргиллита:
с — проекция решетки на плоскость (001), б — поперечный вид трех слоев, связанных
ваидер-ваальсовскими силами, в — в виде полиэдров
в центре октаэдра из шести групп ОН. Атомы алюминия занимают центры
шестиугольников, причем каждый третий шестиугольник остается пустым.
Агрегаты и габитус. Гидраргиллит встречается в виде лучи-
сто-листоватых, а также натечных агрегатов и тонкочешуйчатых и скрыто-
кристаллических масс, значительно реже — в виде кристаллов шести-
угольно-таблитчатого облика. Главными формами на кристаллах являются
пинакоиды {001} и {100} и призма {110}. Очень распространены двойники,
главным образом по (100) и (ПО).
Физические свойства. Цвет гидраргиллита белый или
сероватый, зеленоватый, красноватый. Блеск стеклянный, на плоскостях
спайности перламутровый. Прозрачный. Твердость — 2,5—3,5. Плот-
ность — 2,43. Спайность весьма совершенная по (001). Оптические свой-
ства: двухосный, положительный; ng— 1,587, пт = пр— 1,566, ng —
пр = 0,021.
Диагностические признаки. Гидраргиллиту свой-
ственны весьма совершенная спайность, стеклянный блеск и светлые оттенки
окраски. Главные линии на рентгенограммах: 4,82; 2,378; 1,458. Медленно
растворяется в концентрированной H2SO4 и легко в горячих щелочах.
П. п. т. не плавится; теряя воду, становится непрозрачным. При смачива-
нии раствором азотнокислого кобальта после прокаливания синеет.
Отличие от сходных минералов. Некоторые разности
гидраргиллита похожи на диаспор и слюду, от которых его можно отличать
при оптическом исследовании. При температуре 196—202° С гидраргиллит
переходит в бемит — А1О(ОН), а при температуре 950° С — в А12О3.
Искусственное получение. Искусственно гидраргиллит
получен при гидролизе и пропускании СО2 через щелочные растворы алюми-
натов. Сферолиты гидраргиллита образуются при выщелачивании сплава
СаО -|- А12О3 при температуре выше 50° С.
314
Образование и месторождения. Гидраргиллит возни-
кает главным образом на поверхности за счет выветривания алюмосилика-
тов, входит в состав бокситов. Иногда гидраргиллит встречается как гидро-
термальное образование в ассоциации с нефелином, каолинитом и алунитом.
Единичные кристаллы гидраргиллита размером до 5 см в диаметре
встречены в Ильменских, Шишимских и Назямских горах, а также в Журав-
линском алунитовом месторождении (Урал).
Практическое значение. Гидраргиллит входит в состав
бокситов, являющихся основной рудой на алюминий.
ЛИТЕРАТУРА
Бетехтин А. Г. Гидротермальные растворы, их природа и процессы рудо-
образования. В кн.: «Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторо-
ждениях». Изд-во АН СССР, 1953.
Бетехтин А. Г. Курс минералогии. Госгеолтехиздат, 1961.
Болгов Г. П., В е й ц Б. И., Покровская Н. М. и др. Минералы Руд-
ного Алтая, т. II. Изд-во АН Каз. ССР, 1957.
Болдырев А. К. Курс описательной минералогии, вып. II. Изд-во
КУБУЧ.1928.
Геохимия, минералогия и генетические типы месторождений редких элементов,
т. II. Минералогия редких элементов. Изд-во «Наука», 1964.
Костов И. К вопросу о классификации окислов. Минерал, сб. Львов, геол,
общ-ва, № 10, 1956.
Костов И. Минералогия. София, 1957.
Курс минералогии, под ред. А. К. Болдырева. ОНТИ, 1936.
Лазаренко Е. К. Курс мшералогн. Ч. II. Видавн. Льв1в. уюверс., 1959.
Лазаренко Е. К., Лазаренко Э. А., Барышников Э. К-,
Малыгина О. А. Минералогия Закарпатья. Изд-во Львов, ун-та, 1963. В
Малышев И. И. Закономерности образования и размещения месторождений
титановых руд. Госгеолтехиздат, 1957.
Минералы. Справочник, т. 11, вып. 2 и вып. 3. Изд-во АН СССР, 1965—1967.
Пилипенко П. П. Минералогия Западного Алтая. Изв. Томск, ун-та, 1915.
Р а м д о р П. Рудные минералы и их срастания. Изд. ин. лит., 1962.
Смирнов С. С. Зона окисления сульфидных месторождений. Изд-во
АН СССР 1955
Хромиты СССР. т. I. Изд-во АН СССР, 1937.
Dana J. D., Р а 1 а с h е Ch., Berman Н. Fr on d el C. The system of
Mineralogy V. I. Seventh Edition. London, 1946.
Есть русский перевод. ИЛ, 1950.
Sorem R. К. Manganese Nodules. Econ. Geol. V. 62, № 1, 1967.
S о r e m R. K. and Gunn D. N. Mineralogy of Manganese Deposits. Econ. Geol.
V 62, № 1, 1967.
R a m d о h r P. und S t r u n z H. Klockmans Lehrbuch der Mineralogie.
Stuttgart, 1967.
Temple A. K. Alteration of Ilmenite. Econ. Geol. V. 61, N 4, 1966.
КЛАСС СИЛИКАТОВ
К силикатам относятся соли различных кислот кремния. Это наиболее
многочисленный класс минералов. На долю силикатов приходится 1/3 всех
известных минералов. По подсчетам В. И. Вернадского, земная кора
до глубины приблизительно 16 км от земной поверхности на 85% состоит
из силикатов, являясь по сути кремнекислородной оболочкой. Этот факт
в значительной степени объясняется тем, что силикаты содержат кремний,
на долю которого приходится 27,59% всей массы земной коры. В природных
условиях кремний образует три устойчивых изотопа Si28, Si29 и Si30 с таким
соотношением: Si28—92,27%, Si29—4,68%, Si30—3,05%. Для познания про-
цессов минералообразования важным является соотношение Si28 : Si30,
изучение которого показывает, что Si80 концентрируется в образованиях,
возникающих при пониженных температурах. Силикаты имеют большое
значение не только благодаря широкому распространению, но и потому,
что многие из них являются полезными ископаемыми. Силикаты входят
как преобладающая составная часть почти во все магматические и мета-
морфические породы. Они играют значительную роль также в осадочных
315
породах. Если состав большинства рассмотренных выше минералов изобра-
жается довольно простыми стехиометрическими формулами, то состав сили-
катов, как правило, трудно укладывается в обычные формулы. Объясняется
это тем, что силикаты, несмотря на разнообразие и отличие их свойств,
состоят из немногих элементов (рис. 187). Кроме того, анализ и синтез
силикатов достаточно затруднен, поскольку состав этих минералов претер-
певает изменения. Поэтому для силикатов многие теоретические построения
Рис. 187. Положение элементов, входящих в состав силикатов, в табли-
це Менделеева (главные элементы обозначены жирным шрифтом):
1 — элементы, отсутствующие или почти отсутствующие в силикатах, 2 — элементы,
входящие в силикаты в виде простых анионов или в состав комплексных анионов, 3 —
элементы, играющие в некоторых минералах силикатов роль самостоятельных ка-
тионов
являются в значительной мере гипотетическими. Экспериментальными
исследованиями силикатов особенно много занимались С. Тугутт, С. Вей-
берг, И. Морозевич и др. Раньше формулы силикатов писались в виде окис-
лов. По отношению количества атомов кислорода, связанных с кремнием,
к количеству атомов кислорода в основаниях в соответствующих солях
выделялись такие группы силикатов:
1. Моносиликаты, например SiO2-2MgO— оливин (указанное отноше-
ние равно 1).
2. Дисиликаты, например SiO2-MgO— энстатит (отношение равно 2).
3. Трисиликаты, в частности 6SiO2-NaO-А12О3 — альбит (отношение
равно 3).
4. Субсиликаты (отношение меньше 1).*
Многие силикаты имеют в своем составе алюминий и его аналоги (Fe, Сг
и др.). В связи с ролью, отводящейся разными исследователями алюминию
и его аналогам в минералогии силикатов определились два направления:
алюмоосновное и алюмокислотное. Согласно алюмоосновному направлению,
главным представителем которого был П. Грот, алюминий и его аналоги
считаются элементами оснований, способных замещать водород разных
кремниевых кислот.
* Написание формул силикатов в виде суммы окислов имеет значение при кристал-
лохимическом анализе процессов минералообразования, так как подчеркивает принадлеж-
ность кислорода кроме Si и А1 также к Mg, Са и др.
316
В основу предложенной П. Гротом
алюмоосновной теории положена спо-
собность кремния образовывать разные
кремниевые кислоты. Важнейшая из
них — ортокремниевая кислота H4SiO4,
солями которой являются ортосилика-
ты, например форстерит Mg2[SiO4l.
Другие кислоты выводятся из ортокрем-
ниевой вычитанием из нее Н2О (нап-
ример, H4SiO4 — Н2О = H2S1O3).
H2SiO3 — метакремниевая кислота, со-
ли которой называются метасиликатами
(Mg[SiO3l—энстатит). Кроме орто-
кремниевой и метакремниевой кислот,
являющихся общепризнанными, сторон-
ники алюмоосновной теории различают
также еще некоторые гипотетические
кислоты, не известные в свободном со-
стоянии, но которые могут быть выве-
дены из состава некоторых минералов.
К этим кремниевым кислотам относятся:
1. Диортокремниевая кислота —
H6Si2O7, формула которой получается
при вычитании Н2О из ортокремниевой кислоты: 2H4SiO4 — Н2О =
= HeSi2O7. Солью этой кислоты является, например, Ca2Mg[Si2O7l.
2. Диметакремниевая кислота с формулой H2Si2O5(2H2SiO3 — Н2О =
= H2Si2O5).
Выделяются и другие аналогичные кислоты под общим названием
поликремниевых. Данные химических анализов силикатов показывают,
что даже такое большое количество кислот не может охватить всего разно-
образия состава этих минералов.
Алюмокислотная теория разработана у нас В. И. Вернадским и его
школой. Согласно алюмокислотной теории, алюминий и его аналоги играют
роль кислотного элемента, который вместе с кремнием принимает участие
в построении комплексных алюмокремниевых кислот; водород этих кислот
может замещаться металлами. Соли алюмокремниевых кислот выделяются
под названием алюмосиликатов. Основой теории В. И. Вернадского является
положение о том, что при выветривании силикатов, содержащих алюминий,
многие из них, несмотря на разный состав, дают как конечный продукт
каолинит — H2Al2Si2O8-2H2O *, тогда как элементы Na, К, Са, Mg, Fe
выносятся из минерала. Такая же картина наблюдается при проведении
опытов по образованию и разрушению силикатов. Таким образом, в основе
многих алюмосиликатов, по В. И. Вернадскому, лежит комплекс AI2Si2O7,
имеющий характер сложного ангидрида; А12О3 и SiO2 в нем выполняют
одинаковые функции кислотных ангидридов. Очевидно, что в кристалличе-
ской решетке А12О3 и SiO2 должны быть одинаково расположенными отно-
сительно атомов, окружающих их. В. И. Вернадский считает,— и это под-
тверждено рентгенометрией,— что в алюмосиликатах существуют ком-
плексы [ А1О4] и [SiO4], способные замещать друг друга. Они имеют характер
комплексных ионов с отрицательным зарядом—[АЮ4]-5 и [SiO4]~4. Эти
комплексы образуют тетраэдры, в центре которых находятся ионы А1+3
или Si+4, а в вершинах — ионы кислорода. Между алюминием, кремнием
и кислородом нет никаких других ионов. Расстояния между ними во всех
алюмосиликатах, которым свойственно каолинитовое строение, почти оди-
наковы. Химическая структура комплексного ангидрида, лежащего в основе
многих алюмосиликатов и названного В. И. Вернадским каолинитовым
* Формула каолинита приведена по В. И. Вернадскому.
317
ядром, изображается таким образом:
O=Si
О—Al—О
Si=O
Структура каолинитовой кислоты имеет соответственно вид:
ОН
I
,О—Al—(X
O = Si^ 'Si = O-H2O(H2Al2Si2O8.H2O).
Al— Си
Ьн
Кольцевое строение каолинитового ядра свидетельствует о его устой-
чивости в природных и лабораторных условиях. Из структуры ядра видно,
что связь между атомами Si и А1 осуществляется не непосредственно, а через
атомы кислорода. Тетраэдрическое строение комплексного ангидрида,
установленное рентгенометрически, натолкнуло В. И. Вернадского придать
А1 четвертую валентность, что соответствует современной четверной коор-
динации А1. Два атома кислорода в формуле каолинита присоединены
к кремнию двойной связью. Из органической химии известно, что соедине-
ния с такими двойными связями способны сравнительно легко давать про-
дукты присоединения. Например, для каолинита:
ОН
/°\ А1—Оч Я
O=Si Si Si Si = O
V ХО-А1-О/ V
ОН
Поскольку и в полученной алюмокремниевой кислоте существуют такие же-
двойные связи, как и у каолинита, то процесс присоединения может повто-
ряться. Теоретически можно допустить существование ряда алюмокрем-
ниевых кислот, причем некоторые из них существуют в природе или в сво-
бодном состоянии, или в виде солей.
Кислоты
Н2А l2Si2OgHgO—каолинит
H2Al2Si4O12—пирофиллит
H2Al2Si6O16 • 6Н2О—термьерит
Соли
(Н, K)2Al2Si2O8—мусковит
К2А12S i4O12—лейцит
К2А l2SieOle—ортоклаз
Присоединение в местах двойных связей вызывает возникновение так
называемых боковых цепочек каолинитового ядра. При этом могут при-
соединяться не только новые количества SiO2, но и другие компоненты (СаО,
CaSiO3, Na2SO4). Примером может быть пренит — CaAl2Si2O8-CaSiO3-H2O.
Большой заслугой В. И. Вернадского является утверждение за алюми-
нием в природных условиях такой же роли, как и за кремнием. На близость
свойств этих элементов обращал внимание еще Д. И. Менделеев. Алюмокис-
лотная теория в современном трактовании позволяет объяснить изоморфизм
таких минералов, как альбит и анортит. Известно еще со времен Г. Чермака,
что известково-натриевые полевые шпаты, или плагиоклазы, представляют
собой изоморфный ряд с крайними членами альбитом^—Na[AlSi3O8]
и анортитом — Ca[Al2Si2O8], которые могут смешиваться друг с другом
во всех пропорциях. Из приведенных формул видно, что пятивалентная
группа NaSi в первой формуле замещена пятивалентной группой СаА1
в другой. Таким образом, Са анортита играет ту же роль, что и натрий аль-
бита, а А1 анортита — роль Si альбита.
318
Если написать структурные формулы этих минералов, то указанное
положение станет еще ясней:
,О —Si=O
/ >°
А1 —О —Si—О—Na
\o = sXo
,О—Si = O
/ /°
Al— О — Si-O-Ca
X
ЧО— А1 = О
Сточки зрения алюмоосновнойтеории эти два минерала входят в разные
группы. Альбит является солью первой трикремниевой кислоты — H4Si3O8,
а анортит — диортокремниевой кислоты — H6Si2O7.
Несмотря на целый ряд положительных сторон алюмокислотной теории,
она, как и алюмоосновная, оказывается в затруднении при решении вопроса
о химическом характере си-
ликатов, содержащих в своем
составе воду. Это наглядно
видно из примера с серпен-
тином. Химические анализы
этого минерала обнаружива-
ют такой его состав: 3MgO-
2SiO2-2H2O. Не зная, ка-
кой характер имеет в минера-
ле вода, формулу серпентина
можно писать: H4Mg3Si2O9
Рис. 188. Кремнекислородный тетраэдр
(кислая соль ортокремниевой кислоты)
H2Mg3Si2O8-H2O (кислый ортосиликат Mg, содержащий кристаллогидрат-
ную воду), MgsSi2O7-2H2O (соль диортокремниевой кислоты) или, как при-
нято теперь, Mg6(OH)8[Si4O10) (основная соль диметакремниевой кислоты).
В результате для многих минералов было предложено более десяти консти-
туционных формул, построенных на основании второстепенных фактов.
Появление в 1912 г. рентгеноструктурного метода позволило разре-
шить основной вопрос химической конституции силикатов. Рентгенострук-
турный анализ показал, что в кристаллической решетке минералов нет
молекул, а имеются связанные между собой атомы или ионы. В. Л. Брэггом
и Е. Шибольдом (1937) было доказано, что основой структуры силикатов
является кремнекислородный тетраэдр. В центре его находится атом Si,
а в вершинах — атомы кислорода (рис. 188). Расстояние Si — О равно
в среднем 1,62—1,66 А, расстояние О — О — 2,65 А. У разных минералов
эти расстояния несколько варьируют. Исследования В. Л. Брэгга и Е. Ши-
больда заложили основы кристаллохимии силикатов и подтвердили основ-
ную идею учения о силикатах В. И. Вернадского об одинаковой роли в них
алюминия и кремния. По выражению Е. Шибольда, эта одинаковая роль Si
и Al, «предугаданная с гениальной интуицией» В. И. Вернадским, не только
подтвердилась, но лежит в основе современной кристаллохимии силикатов.
Исследования В. Л. Брэгга и Е. Шибольда относятся к силикатам
с малыми катионами: Mg, Al(Fe, Ti), которые находятся в октаэдрическом
окружении ионами кислорода и связывают тетраэдры [SiO4] в общую струк-
туру минералов. Эти исследования Н. В. Белов выделяет как первую главу
кристаллохимии силикатов. В первой главе за основную кремнекислород-
ную единицу принимается радикал [SiOJ, соотношение которого с малыми
катионами определяется «соизмеримостью» ребра Si-тетраэдра (2,55—2,75 А)
с ребром Mg, Al октаэдра (2,7—2,9 А). Указанная соизмеримость показала,
что силикаты представляют собой плотнейшую (главным образом кубиче-
скую) упаковку из атомов О(ОН, F), в которой октаэдрические пустоты
заселены катионами Mg, Al(Fe, Ti), а тетраэдры — атомами Si(Al).
Вторая глава кристаллохимии силикатов, созданная Н. В. Беловым,
связана с крупными катионами, главным образом Са, Na и TR. В октаэдрах
они имеют ребра 3,7—3,8 А, т. е. несоизмеримые с ребром одиночного
319
Si-тетраэдра (2,55—2,75 А) и основной единицей во второй главе кристалло-
химии силикатов, соответствующей крупным катионам, оказывается [Si2O7];
здесь сумма продолжающих друг друга высот двух Si-тетраэдров соста-
вляет — 4,0 А, т. е. является соизмеримой с ребром Са, Na, TR-октаэдра.
В процессе конденсации (обобществления некоторых ионов О) возни-
кают двухэтажные кольца, пироксеноидные цепочки, ксонотлитовые ленты
(рис. 190) и восьмимерные кольца в листоватых силикатах.
Важнейшей особенностью силикатов является тенденция кремнекисло-
родных тетраэдров к ассоциации^группы (рис. 189) и, что особенно важно,
Рис. 189. Типы отдельных групп кремнекислородных тетраэдров (в двух изображениях):
а — одиночный изолированный тетраэдр [SiO4]4-, б — группа из двух тетраэдров [Si2O7]6-, свя-
занных общей вершиной, в — группа нз трех тетраэдров, связанных в кольцо [Si3O6]e-, г —
rpynnajns четырех тетраэдров, связанных в кольцо [Si4Oi2J8-, д — группа из шести тетраэдров,
связанных в кольцо [Si6OI8]
в бесконечные кремнекислородные построения (цепочки, ленты, слои, кар-
касы), стехиометрические формулы которых и отвечают разным кремне-
кислородным радикалам*. На основании изложенных исследований среди
силикатов можно выделить такие структурные типы.
1. Отдельные группы S1O4. Каждый атом кремния в этой структуре
окружен четырьмя атомами кислорода, размещенными в вершинах правиль-
ного тетраэдра. Атомы кислорода здесь не связаны с каким-либо другим
атомом кремния и по своему значению одинаковы. Каждый из них имеет
свободную отрицательную валентность, равную единице, которая должна
быть уравновешена металлическими катионами. Такие структуры харак-
терны для так называемых ортосиликатов (группы оливина, хондродита,
фенакита). Для примера рассмотрим структуру форстерита, приведенную
на рис. 6. Левая часть рисунка (а) показывает действительное размещение
ионов, определенное рентгенометрическим способом. Ионы кислорода
изображены большими кружками, ионы магния и кремния — малыми.
Справа приведена идеализированная структура этого минерала и показаны
только центры ионов. Каждый ион кислорода в этой схеме связан с одним
ионом кремния и, кроме того, с тремя ионами магния. Ионы магния разме-
щаются в центрах октаэдра, на вершинах которых находятся ионы кисло-
рода. Ионы магния (маленькие белые кружочки) размещены над плоскостью
* Н. В. Белов подчеркивает, что тетраэдр SiO4 представляет собой лишь статиче-
скую единицу, которая прочно закрепляется с соседними Si-тетраэдрами (н другими поли-
эдрами) за счет общности его кислородных вершин, т. е. тетраэдр SiO4 является основной
архитектурной деталью. Динамической единицей, в виде которой кремнезем переходит из
одной решетки в другую, из жидкой фазы в кристаллическую—является незаряженная
молекула SiO2.
320
рисунка на высоте а, равной высоте ячейки (10,12 А). Большие белые кружки
изображают ионы кислорода, находящиеся на высоте 3/4а; черные круж-
ки — ионы магния, лежащие на высоте, равной 172а. Большие заштрихо-
ванные кружки— ионы магния, лежащие на высоте 1/4а. Звездочками пока-
заны ионы магния, лежащие на высоте, равной 1/2а, но в центрах симме-
трии. Ионы кремния, находящиеся в центрах тетраэдра, с целью упрощения
рисунка не показаны. Описанная структура может быть безгранично про-
должена параллельным перенесением вверх и вниз, а также влево и вправо.
2. Отдельные сложные кремнекислородные комплексы. Кремнекисло-
родные тетраэдры соединены в более сложные, но все же отделенные одна
от другой замкнутые группы, в которых тетраэдры связаны общими ионами
кислорода. Среди этих структур могут быть выделены группы, изображен-
ные на рис. 189. Кремнекислородные группы соединяются между собой
в структуру кристаллов с помощью ионов металлов. Металлы связываются
с теми кислородами групп, которые соединены с кремнием только одной
своей валентностью, а вторая валентность их свободна. Такими группами
являются: а) два тетраэдра с одной общей вершиной, образующие группу
состава [Si2O7]e~; б) три тетраэдра в кольцевом размещении с составом
[Si3Oe]e~; в) четыре тетраэдра в кольцевом размещении с составом [SitO^]8”;
г) шесть тетраэдров в кольцевом размещении с составом [SieO18]12-. Такие
кольцевые кремнекислородные группировки большого значения не имеют,
поскольку структур такого типа установлено пока еще немного. В качестве
примера можно назвать структуру берилла — ВезА12[51вО18], в которой
два кольца [SieOj»]12-, несколько повернутые вокруг оси шестого порядка,
размещаются в параллельных плоскостях на расстоянии 4,58 А и образуют
вдоль оси шестого порядка полые трубки. Связь между кольцами осуще-
ствляется с помощью ионов алюминия, каждый из которых находится среди
шести ионов кислорода, и с помощью ионов бериллия, каждый из которых
размещается среди четырех ионов кислорода (см. рис. 7).
3. Кремнекислородиые цепочки. Эти цепочки существуют в пироксенах
и амфиболах (рис. 190). В цепочках, встречающихся в пироксенах, кремне-
кислородные тетраэдры связаны общей вершиной и имеют вид незакончен-
ного ряда с формулой [SiO3]2-. Если цепочку пироксена отразить в плоскости,
Рис. 190. Типы одномерных непрерывных кремнекислородных цепочек.
А — разреженная модель, Б — модель в тетраэдрах:
а — одинарная цепочка» б —• сдвоенная цепочка (лента). Вершины тетраэдров, направ-
ленные к наблюдателю, утолщены
нормальной к рисунку и параллельной оси цепочки, то получим ленту,
составленную из звеньев, каждое из которых представляет собой шестер-
ное кольцо. Эти ленты характерны для амфиболов. Они состоят как бы
из двух цепочек пироксена, связанных между собой ионами кислорода, раз-
мещенными в вершинах каждого кремнекислородного тетраэдра. Формула
ленты — [Si4O1i]e-. Два кислорода в каждом тетраэдре цепочки связывают
ионы кремния и поэтому являются инертными, а два других имеют свободную
21 Ла? я реп ко Е, К.
321
валентность. Ею они соединяются с катионами, образуя, таким образом,
структуру кристалла, в основу которой положены кремнекислородные це-
почки. В последнее время Н. В. Беловым установлены новые типы цепо-
чек. На них мы остановимся при рассмотрении депочечных силикатов.
4. Кремнекислородные листы. Кремнекислородные листы образуются
при соединении трех вершин каждого тетраэдра с окружающими тетраэд-
рами. Ионами кислорода, находящимися в вершинах шестиугольников
и имеющих свободную валентность, отдельные .листы через ионы металлов
соединяются один с другим в кристаллические решетки (рис. 191). Формула
кремнекислородного листа — [Si2O6]a~. Такие кремнекислородные листы
являются основой структуры разнообразных пластинчатых минералов,
в частности талька и слюды. В слюде часть кремния замещена алюминием
соответственно формуле [AlSi3Oi0].
5. Кремнекислородные каркасы. Эти структуры представляют собой
непрерывный каркас (имеющий три измерения в пространстве) связанных
между собой тетраэдров. Такой каркас известен для кварца, тридимита,
Рис. 191. Кремнекислородный лист:
а — разреженная модель, б — в тетраэдрах
Рис. 192. Алюмокремнекислород-
ный каркас в структуре нозеана
кристобалита. Некоторая часть ионов кремния может быть замещена 'здесь
ионами алюминия, и тогда равновесие в структуре должно достигаться
связью с металлическими катионами (рис. 192). Формула кремнекислород-
ного каркаса — [(Si, Al)nOZnL В качестве примера можно назвать альбит —
Na[AlSi3O8l. В некоторых случаях в промежутках структуры силикатов
размещаются такие группы, как NaCl, СаСО3, и т. д. (например, в сода-
лите, канкрините). Эти группы, очевидно, образуют твердый раствор
в структуре вещества. Таким образом, все разнообразие структур, встре-
чающихся в силикатах, может быть сведено к типам, указанным в табл. 62.
ТАБЛИЦА 62
Типы структур силикатов
Тип структуры Формула Si : 0 Заряд комплекса Заряд на одни ион Si
Тетраэдр [SiO4] 1 :4 —4 —4
Сдвоенный тетраэдр [Si2O7] 2 : 7 —6 —3
Кольцо тройное [Si3Og] 1 : 3 —6 —2
Кольцо шестерное [SieOig] 1 : 3 — 12 —2
Цепочка [SiO3] 1:3 —2 —2
Лента [Si4OuJ 4: 11 —6 —1,5
Лист [Si2Os] 2:5 —2 -1
Каркас [AlmSi?l„7nO2n] — m —
322
В силикатах очень развито явление изоморфизма, причем изоморфизм
имеет как изовалентный, так и гетеровалентный характер. Наиболее рас-
пространенные случаи изовалентного изоморфизма в силикатах приве-
дены в табл. 63.
ТАЙЛИЦА 63
Ряды изовалентного изоморфизма в силикатах
Ряды Элементы и размеры ионных радиусов, А
Двухвалентные Mg 0,74 Ni 0,74 Fe 0,80 Mn 0,91 Ca 1,04
Трехвалентные Al 0,57 Fe 0,67
Четырехвалентные Ti 0,64 Zr 0,82 Hf 0,80 (Si) 0,39
Одновалентные К 1,33 Na 0,98 Rb 1,49 Cs 1,65
Гетеровалентный изоморфизм происходит с соответствующей компен-
сацией валентности. Например.
1) 3Mg2+ 2А13+, 2) Al:,+-1-Na1+ н т. д.
Силикаты, в которых часть Si4+ в тетраэдрах замещена А18+, называются
алюмосиликатами, В3+ — боросиликатами, Ве2+ — бериллосиликатами,
Zr4+ — цирконосиликатами и [UO2]2+ — ураносиликатами.
В составе силикатов значительную роль играют так называемые допол-
нительные ионы, которые могут быть простыми или комплексными. К пер-
вым относятся О2-, F1-, С11” и S2, а ко вторым — (ОН)-, [POJ3-, [SO4]2-,
[СО3]2-, а также вода, которая может быть кристаллизационной, цеолитной
и гигроскопической. Как и окислы, силикаты — устойчивые минералы,
труднорастворимые в кислотах. Морфологические особенности силикатов
определяются в первую очередь тем, что они кристаллизуются в большин-
стве случаев в низших сингониях (73%), среди которых явно преобладает
моноклинная (43%). На долю средних сингоний приходится 18%, а на долю
кубической — только 9% минералов этого класса.
Для силикатов характерны закономерные срастания (параллельные
и эпитаксические) и двойники, а для некоторых —• миметичность (напри-
мер, для цеолитов). Часто встречаются двойники срастания и особенно
полисинтетические двойники. Тип агрегатов силикатов обусловлен их
внутренним строением. Островные, каркасные и кольцевые силикаты
образуют зернистые агрегаты, цепочечные — волокнистые, ленточные —
игольчатые, лучистые и сноповидные агрегаты, а для слоистых силикатов
характерны пластинчатые и чешуйчатые агрегаты.
В полной зависимости от структуры находятся также и физические
свойства силикатов. Силикаты слоистого строения имеют совершенную
спайность, проходящую в одном направлении, цепочечные и ленточные —
по призме. В силикатах кольцевого строения спайность обычно проявляется
плохо: в большинстве случаев она параллельна плоскости колец, реже
перпендикулярна к ней. В островных силикатах спайность несовершенная.
Твердость только в незначительной мере снижается при переходе
от островных силикатов к цепочечным и ленточным, для которых равна
в среднем 5,5—7. Однако твердость резко снижается в силикатах слоистого
типа, доходя даже до 1. Среди силикатов преобладают минералы с низкой
21* 323
А. Винчелл
сокое двупреломление
(до 2,6) и особенно средней плотностью
(до 3,5). Силикаты с высокой плотностью
(выше 3,5) встречаются реже и представ-
лены ортосиликатами с наиболее плот-
ной упаковкой и содержанием тяжелых
катионов Fe, Pb и Bi.
Цвет силикатов разнообразный и
полностью определяется хромофорами,
входящими в их состав. В шлифах и в
порошке все силикаты прозрачны.
Показатель преломления силика-
тов находится в тесной связи с их
плотностью и химическим составом. Са-
мый низкий показатель преломления
имеют каркасные силикаты (от 1,48 до
1,6), самый высокий — островные и це-
почечные, средний показатель преломле-
ния характерен для кольцевых, ленточ-
ных и слоистых силикатов. Двупрелом-
ленйе, как правило, невысокое. Самое
низкое — у каркасных алюмосилика-
тов (почти всегда ниже 0,40 и лишь
иногда повышается до 0,015), а также у
кольцевых (до 0,010, иногда до 0,020) и
слоистых силикатов. Сравнительно вы-
наблюдается у островных силикатов (до 0,035).
Присутствие различных катионов, например Са и Mg вместо Na и А1,
повышает двупреломление. Такую же роль играют Fe2+, Fe3+, Ti4+.
Исследованию связи между химическим составом и физическими свой-
ствами минералов посвящены работы А. Винчелла, П. Н. Чирвинского
и др. По своему происхождению силикаты главным образом связаны с эндо-
генными процессами, среди которых исключительное значение имеют соб-
ственно магматические и пегматитовые, и значительно реже — с мета-
морфическими и экзогенными процессами. Несмотря на то, что силикаты
относятся к менее растворимым в воде веществам, на земной поверхности
они со временем разрушаются и переходят в разнообразные вторичные
продукты, среди которых особенно распространены различные слоистые
глинистые образования.
За основу классификации силикатов мы приняли характер кремне-
кислородных радикалов, соответственно которым можно выделить такие
подклассы: 1) силикаты с трехмерными каркасами (силикаты каркасного
строения), 2) силикаты с изолированными тетраэдрами и группами тетраэд-
ров [SiO4l (так называемые островные орто- и диортосиликаты); 3) силикаты
с кольцевыми анионными радикалами (кольцевые мета- и диметасиликаты),
4) силикаты с непрерывными цепочками тетраэдров [SiO4] (цепочечные
метасиликаты), 5) силикаты с непрерывными слоями тетраэдров [SiO4]
(слоистые диметасиликаты).
ПОДКЛАСС СИЛИКАТОВ С ТРЕХМЕРНЫМИ КАРКАСАМИ
(КАРКАСНЫЕ СИЛИКАТЫ)
К подклассу каркасных силикатов относятся очень распространенные
соединения, большинство из которых является важнейшими породообра-
зующими минералами. Среди других силикатов они являются самыми близ-
кими к окислам, в частности минералы группы кварца, которые мы рас-
смотрим в этом подклассе. Соотношение Si : О в минералах группы кварца
и (Si + Al) : О р каркасных алюмосиликатах всегда равно 1 : 2. В основе
324
силикатов этого подкласса лежит непрерывный каркас из связанных между
собой кремнекислородных тетраэдров, которые имеют три измерения (в про-
странстве). Большинство описываемых минералов представляет собой алю-
мосиликаты, в которых часть Si4+ в анионных комплексах замещается ионами
А18+, причем А13+ занимает не более половины всех мест. Как пра-
вило, в каркасных алюмосиликатах устанавливаются стехиометрические
соотношения Si : А1, равные 3 : 1,3 : 2 или 1 : 1, т. е. комплексные анионы
чаще всего имеют формулу [AlSi3O8], [AlSiOJ или [Al2Si2Os] и [Al2Si3O10l-
Тетраэдрические группы в структуре этих минералов, окружающие кремний
и алюминий, связаны так, что каждый атом кислорода является общим для
двух третраэдрических групп. Такую же структуру мы наблюдаем в разных
модификациях SiO2. Кремнекислородные каркасы в кварце электрически
нейтральны; каждый ион О2- принадлежит одновременно двум тетраэдрам;
его отрицательные валентности насыщены положительными валентностями
двух ионов Si4+. Поскольку в силикатах часть кремния замещается алюми-
нием, то в кислородном тетраэдре освобождается одна отрицательная валент-
ность, которая уравновешивается положительными ионами Са2+, Na+, К+
и т. д. Общую формулу кремнеалюмокислородного каркаса можно изобра-
зить в виде [AlmSi„_mO2„]'"_. Для кварца, у которого т = 0, формула кар-
каса — SiO2. В силикатах же т<у «.’^каркасе алюмосиликатов имеются
большие пустоты и вся структура приобретает вид пчелиных сот. В пусто-
тах размещаются катионы К, Na, Са, Ва, а также молекулы воды и кис-
лотные радикалы Cl~, ISOJ2" и др. Структура такого типа называется струк-
турой внедрения. Примером может быть каркасная структура нозеана
(см. рис. 192). Структуры особого типа наблюдаются у так называемых цео-
литов, которые мы рассмотрим при описании этих минералов.
Свойства силикатов каркасного строения полностью определяются
особенностями их структуры. Так, плотность благодаря тому, что каркас
имеет пустоты, является низкой — около 2,5; невелики также показатель
преломления (средний — 1,525) и величина двупреломления (ng — пр =
= 0,010). Твердость силикатов каркасного строения колеблется в пределах
5—6. Окраска почти всегда светлая, а в тех случаях, когда в них присут-
ствует железо—бурая. Каркасные силикаты растворяются в плавиковой
кислоте; в соляной кислоте моносиликаты растворяются хорошо, трисили-
каты — плохо. Для многих представителей этого подкласса очень харак-
терна мимитизия, т. е. приближение по внешней форме к кристаллам
с высшей симметрией. Этим объясняется широко развитая склонность
каркасных силикатов к двойникованию. При рассмотрении каркасных
алюмосиликатов мы будем придерживаться такой классификации:
Силикаты и алюмосиликаты без добавочных анионов и Н2О
Группа кварца
Группа полевых шпатов
Группа фельдшпатоидов
Алюмосиликаты с добавочными анионами
Группа скаполита
Алюмосиликаты, содержащие Н^О (цеолиты)
Группа натролита
Группа шабазита
Группа гейландита — филлипсита
СИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТЫ БЕЗ ДОБАВОЧНЫХ АНИОНОВ И Н2О
Группа кварца
Кварц по сути дела является окислом, но от него и других модифика-
ций кремнезема легко непосредственно перейти к структурным мотивам
основных типов алюмосиликатов, о чем уже частично говорилось выше.
Поэтому мы его рассматриваем непосредственно перед каркасными силика-
325
ТАБЛИЦА 64
Некоторые физические свойства основных полиморфных модификаций SiO2
Минерал Параметры элемен- тарной ячейки, А Плот- ность Твер- дость Оптические свойства
«о Ьо СО ng пт пр ng — пр (нли пт — пр}
Кварц 4,903 5,393 2,65 7 1,553 1,554 0,009
Тридимит 9,88 17,01 16,3 2,30 6-7 1,473 1,470 1,469 0,004
Кристобалит 4,96 — 6,92 2,27 7 1,487 1,484 — 0,003
Коусит 7,23 12,52 7,23 3,01 — 1,599 1,595 1,594 0,005
Стишовит 4,179 2,664 — 4,35 —• 1,826 — 1,799 0,027
тами. Такое положение кварца вошло уже во многие курсы и справочники
по минералогии.
Минералы, относящиеся к группе кварца, являются полиморфными
модификациями кремнезема. Сейчас этих модификаций установлено семь.
Для четырех из них благодаря физико-химическим исследованиям опре-
делены температурные интервалы наибольшей устойчивости при атмосфер-
ном давлении. Это интервалы минимальной упругости пара данной моди-
фикации (рис. 193). Из приведенной диаграммы видно, что при нормальном
давлении устойчивыми являются такие модификации кремнезема:
Температурный интервал Стабильная модификация
0—573° С кварц
573—870° С кварц (в) *
870—1470° С трндимнт (в)
1470—1710° С кристобалит (в)
>1710’С жидкий SiO2 (стекло)
Рнс. 193. Диаграмма устойчивости различных мо-
дификаций SiO2
В основе структуры приведенных модификаций кремнезема лежат
кремнекислородные тетраэдры [SiO4]4~, которые, соединяясь между собой,
образуют кремнекислород-
ный каркас (рис. 194).
Основные свойства мине-
ралов группы кварца пока-
заны в табл. 64.
Кроме этих модифика-
ций, экспериментальным
путем были получены еще
три: коусит (по фамилии
американского исследова-
теля Л. Коуса), стишовит
(по фамилии советского
исследователя С. М. Сти-
шова) и китит (по фами-
лии американского иссле-
дователя Д. Д. Кита).
Коусит — моноклин-
ная модификация SiO2 со
структурой, близкой к
полевому шпату, получена
из кварца под давлением около 35 тыс. атм и температуре 500—800° С.
Стишовит — тетрагональная модификация SiO2 со структурой рутила,
получена из кварца при давлении от 100 до 180 тыс. атм и температуре
1200—1400° С.
* Буквой (в) обозначена высокотемпературная полиморфная модификация.
326
Китит — тетрагональная модификация синтезированная при темпера-
туре 380—585° С и давлении 350—1260 кг!см2-. Первые две модификации
встречены в песчаниках метеорного кратера Каньон Дьявола в Аризоне
Рис. 194. Кристаллическая структура различных модификаций
SiO2:
а — ни в кварц, б — тридимит, в — кристобалит, г — коусит, д — стишовит
(США), где образовались за счет кварца при мгновенном сверхвысоком
давлении при ударе метеорита. Китит в природе не встречается.
Кварц — SiO2. Наиболее распространенная и лучше всего изученная
модификация кремнезема — низкотемпературный кварц известен под назва-
нием просто кварца. Происхождение этого названия неизвестно.
327
Сингония — тригональная, вид симметрии — тригонально-трапе-
цоэдрический — D3—32(L33L2).
Кристаллическая структура. В основе структуры
кварца лежат кремнекислородные тетраэдры, в которых вокруг каждого
атома кремния приблизительно на одинаковых расстояниях находятся
четыре атома кислорода, а каждый атом кислорода соединяет два тетраэдра,
Рис. 195. Габитус кристаллов кварца:
а — обычные кристаллы* б — левый, в — правый кварц* г — дофинейскнй и д — бразиль-
ский двойники
т. е. размещается между двумя атомами кремния. Тетраэдры соединены
между собой вершинами. Структура высокотемпературного кварца несколь-
ко отличается от структуры кварца — она более симметрична (класс гекса-
гонального трапецоэдра). При переходе кварца (в) в кварц происходит незна-
чительное смещение атомов кремния, нарушающее симметрию, причем ось
шестого порядка при переходе к кварцу превращается в ось третьего порядка.
Г а б и т у с кристаллов кварца удлиненно призматический, реже —
бипирамидальновидный (рис. 195). Главными формами на кристаллах
являются гексагональная призма— {1010}, ромбоэдры — {1611}, {0111},
тригональная пирамида — {1121} и тригональный трапецоэдр.— {5161}.
Гексагональная призма и ромбоэдры являются универсальными формами,
определяющими габитус кристаллов кварца. Грани призмы часто имеют
горизонтальную штриховку. Преобладающее большинство кристаллов
заканчивается только одной головкой — другим концом они прикрепляются
к стенке пустот. Кристаллы кварца с головками на обоих концах встре-
чаются очень редко. Они получаются в результате регенерации «хвоста»
у отломанного кристалла или при свободном росте, когда кристалл кварца
прикрепляется к субстрату гранью призмы. Отсутствие у кварца центра
симметрии обусловливает энантиоморфные формы кристаллов, что может
быть установлено при наличии граней трапецоэдра. В зависимости от поло-
жения этих граней различают правый и левый кварцы. Для кварца очень
характерны двойники, особенно дофинейские, когда оба индивида являются
правыми или левыми, а также бразильские, в которых один индивид пра-
вый, а второй — левый (рис. 195), и японские, когда двойниковой плоско-
328
стью является грань бипирамиды,
причем основные оси образуют
угол, равный 84°31' (рис. 196).
Физические свойст-
в а. Кварц бывает окрашенным
в различные цвета. Чаще всего он
водянопрозрачный. Излом ракови-
стый. Спайность отсутствует. Твер-
дость —7. Плотность — 2,65. Очень
важными являются оптические
свойства кварца, поскольку они
имеют большое значение для
диагностики других минералов в
прозрачных шлифах (табл. 64).
Вращает плоскость поляризации.
Характерной особенностью [квар-
ца являются пьезоэлектрические
свойства, возникающие при сжа-
тии и растяжении пластинки
кварца в направлении, параллель-
ном оси второго порядка. Из боль-
шого количества разностей кварца
мы остановимся на минералогиче-
ски чистых кварцах и кварцах с
включениями других минералов.
Среди минералогически чистых
кварцев выделяют прозрачные, ма- Рис. 196. Японский двойник кварца
лопрозрачные и непрозрачные.
К прозрачным относятся горный хрусталь, аметист (фиолетовый кварц),
раухтопаз (дымчатый кварц), цитрин (желтый кварц). Малопрозрачными
кварцами являются морион (черный), а также розовый и молочный кварцы.
К непрозрачным относятся железистый и обыкновенный кварцы. Среди
кварцев с включениями других минералов могут быть названы: I) празем —
зеленый кварц, окраска которого вызвана тонкими включениями актино-
лита или хлорита; 2) авантюрин.— буро-красный кварц с мерцающим золо-
тистым отливом от включений слюды, гетита или железной слюдки; 3)
кошачий глаз — зеленоватый кварц с шелковистым отливом от включений
асбеста; 4) тигровый глаз — темно-бурый кварц с золотистым отливом;
5) соколиный глаз — синеватый кварц с включениями крокидолита.
Волокнистой скрытокристаллической разностью кварца является хал-
цедон. Название происходит от древнего города Халцедон на побережье
Мраморного моря. Раньше считалось, что он не имеет полиморфного
превращения при температуре 573" С. Рентгенометрические иссле-
дования показали, что структура халцедона аналогична структуре
кварца. Халцедон благодаря своей тонкой дисперсности загрязняется
посторонними примесями, образуя много разностей. Он встречается
в виде натеков и желваков радиально-концентрического строения серого
цвета (обычный халцедон). Реже встречается синеватый( сапфирин) и бледно-
розовый до красного (карнеол, или сердолик) халцедон. Зеленый халцедон
называют плазмой, яблочно-зеленый — хризопразом. Кроме того, выде-
ляют моховики — халцедоны, пронизанные хлоритом; гелиотропы — зеле-
ные халцедоны с ярко-красными пятнами; кахчолонг — белый халцедон,
являющийся переходной формой от опала к безводному халцедону. Отметим
также агаты, яшмы, кремни и роговики. Агат — это полосчатая разность
халцедона (см. рис. 55), грубополосчатая разность называется ониксом.
Халцедон с большим количеством примесей в виде тонкорассеянного окра-
шенного материала носит название яшмы. Под названием роговиков выде-
ляют окремнелые породы и халцедоновидные жильные массы скрытокри-
329
-сталлического кварца. Среди осадочных горных пород часто встречаются
стяжения и желваки халцедона, Получившие название менилитов. Считают,
что большинство халцедонов образуется путем несовершенной кристал-
лизации кремнекислых гелей. Это обстоятельство объясняет наличие
в халцедонах следов остаточной воды и понижения их плотности и свето-
преломления в сравнении с кварцем (для халцедона ng—1,539, пр—1,531,
ng — пр = 0,008).
Диагностические признаки. Кварц легко узнается
по характеру габитуса кристаллов, а в плотных агрегатах — по отсут-
ствию спайности, раковистому излому и стеклянному блеску. Главные
линии на рентгенограммах: 3,34; 1,813; 1,539. В кислотах не растворяется.
Исключением является лишь HF, с которой кварц реагирует следующим
образом:
4HF+SiO2=2H2O+SiF4.
(газ)
П. п. т. не плавится.
Отличие от сходных минералов. Кварц похож на нефе-
лин и кордиерит, от которых отличается оптическими свойствами.
Искусственное получение. Искусственно кристаллы
кварца получают в автоклавах из воднощелочных растворов SiO2 при тем-
пературе 300—420° С и давлении 350—1200 атм.
Кроме того, кварц образуется при застывании кварцсодержащих рас-
плавленных горных пород (в интервале температур 750—1000° С), а также
при действии водяного пара на SiF4 при красном калении.
Образование и месторождения. Кварц может обра-
зовываться в самых разнообразных условиях. Он возникает в связи с маг-
матическими процессами и является породообразующим минералом, ассо-
циирующим с другими минералами изверженных горных пород и пегмати-
тов. Большое количество кварца образуется гидротермальным путем за счет
выделения из горячих растворов. В этих случаях он является важным
минералом многих рудных жил. По сравнению с другими минералами кварц
характеризуется прекрасной кристаллографической индивидуальностью
(как микроскопические, так и очень большие кристаллы кварца хорошо
огранены). Из гигантских кристаллов следует отметить кристалл кварца,
который сохраняется в Ленинградском горном музее (длина его — 90 см).
На Волыни найден кристалл кварца весом в 10 т, длина которого равна
2,7 м. Наличие гигантских кристаллов кварца указывает на значительную
продолжительность периода кристаллизации, а неоднородность их строения
свидетельствует о том, что рост кристаллов происходил с разной степенью
интенсивности. Однородность кристаллов кварца в основном зависит от кон-
центрации растворов, которая отражается также и на габитусе. Так, соглас-
но исследованиям А. Е. Карякина, высокотемпературные кристаллы кварца
из Приполярного Урала, образовавшиеся из пересыщенных растворов,
имеют, как правило, короткопризматический габитус и симметричное разви-
тие всех граней. Низкотемпературные кристаллы, возникшие из растворов
с незначительной концентрацией, имеют удлиненную обелисковидную
форму и неравномерное развитие граней.
Кварц образуется также при метаморфических процессах. Распростра-
нен кварц гипергенного происхождения, выпадающий в осадочных породах
из холодных растворов. Гипергенный кварц образует хорошие кристаллы.
В магматических породах, иногда в пегматитах наблюдаются параморфозы
кварца по кварцу (в). Кварц, возникший при температуре выше 573° С
и претерпевший инверсию при охлаждении, обычно раздроблен вследствие
изменения объема (при инверсии кварца объем его изменяется).
Месторождения кварца необычайно многочисленны. Среди них поль-
зуются особой известностью месторождения Мурзинско-Алабашкинского
района на Урале. Горный хрусталь, аметисты и дымчатый кварц присут-
ствуют здесь в кварцевых жилах и [пегматитах. На^Северном Урале место-
330
рождения прозрачного кварца связаны с жилами альпийского типа.
На Украине крупные месторождения мориона находятся в пегматитах
Волыни. Месторождения прозрачных кварцев известны в Минас-Жерайс
(Бразилия), где присутствуют все разности, в Альпах (все разности), на
Мадагаскаре (горный хрусталь), на Цейлоне и в Бирме (аметисты). На
земной поверхности кварц устойчив и переходит в россыпи.
Практическое значение. Прозрачные и полупрозрачные
разности кварца используются как цветные камни. Благодаря своим пьезо-
электрическим свойствам эти разности находят применение также в радио-
технике (по данным А. Е. Карякина, пьезоэлектрический кварц некоторых
месторождений характеризуется резко выраженным тригональным внеш-
ним видом, развитием граней бипирамиды и трапецоэдра и четко выражен-
ной горизонтальной штриховкой на гранях призм и острого ромбоэдра).
Непрозрачные разности кварца используются в металлургической, сте-
кольнокерамической и в других отраслях промышленности.
Халцедон и его разности используются в ювелирном деле как абразив-
ный материал, для изготовления агатовых ступок, а также точных лабора-
торных приборов.
Тридимит — SIO2. Название минерала происходит от греческого слова
тридимос — тройной (встречается в виде тройников — см. рис. 197). Раз-
личают две модификации тридимита: низкотемпературную ромбической
сингонии и высокотемпературную гексагональной сингонии. Тридимит
со временем переходит в кварц; тридимит наблюдается в виде кристаллов
псевдогексагонального габитуса (рис. 197), белого и серовато-белого цвета;
иногда встречается бесцветный. Основные физические свойства
тридимита приведены в табл. 64.
Образование и месторождения. Тридимит встречается
главным образом в пустотах кислых эффузивных пород: в Сан-Кристобале
в Мексике, на Везувии и в других местах. Он известен также в дацитах
и андезитах Закарпатья.
Кристобалит — SiO2. Кристобалит получил название по местности
Сан-Кристобаль в Мексике. Встречается он в виде двух полиморфных моди-
фикаций: низкотемпературная модификация, тетрагональная или псевдо-
Рис. 197. Габитус кристаллов:
а — тридимита, б — кристобалита, в — тройник тридимита
кубическая сингония и высокотемпературная модификация, кубическая
сингония. Высокотемпературный кристобалит обычно образует кристаллы
октаэдрического габитуса (см. рис. 197). Цвет кристобалита белый, блеск
стеклянный. Другие физические свойства этого минерала
приведены в табл. 64. Встречается кристобалит вместе с тридимитом в эффу-
зивных породах, в частности в андезитах Сан-Кристобаля в Мексике, в Рейн-
ланде в ФРГ, в Западной Грузии и в вулканических породах Закарпатья.
Опал— SiO2 «H2O. Полагают что название опала происходит от сан-
скритского слова «упала» — драгоценный камень, или самоцвет. Рентгено-
структурные исследования и исследования методом инфракрасной спектро-
скопии показывают, что опал является аморфизированной смесью кварца
и тридимита с большим содержанием молекулярной воды. Количество воды,
331
которая определяется анализом, колеблется от 0,4} до 28%. Кроме того,
присутствуют MgO, CaO, А12О3, Fe2O3, а также FeO, Na2O, КгО. Опал
имеет большое количество разностей, основными среди которых являются
благородный (драгоценный) опал с красивой игрой цветов благодаря опа-
лесценции; гидрофан — пористый и мутный в сухом состоянии, прозрач-
ный в воде опал; гиалит — опал, прозрачный, как стекло, в виде бесцвет-
ных корок и натечных масс. Кроме того, выделяют обычный опал, не
имеющий опалесценции и непрозрачный. Среди обычных опалов по цвету
различают: молочный, восковой и т. д. К опалам органического происхож-
дения относят трепел и диатомит.
Агрегаты. Обычно опал наблюдается в виде натечных почковидных
образований, сталактитов, а также сплошных или землистых скоплений
и плотных, похожих на стекло масс. Часто отмечаются псевдоморфозы
опала по органическим остаткам (например, по дереву, раковинам моллю-
сков и т. д.).
Физические свойства. Цвет опала преимущественно белый,
серый, но может быть разнообразным в зависимости от примесей. Блеск
главным образом стеклянный. Твердость — 5,5—6,5. Плотность — 1,9—2,3.
Показатель преломления'— 1,40—1,46. П. п. т. выделяет воду, иногда
краснеет. На кривых нагревания опала отмечается эндотермический эффект
при температуре около 130° С и экзотермический эффект при температуре
около 640* С. Первый связан с выделением воды, а второй — с раскристал-
лизацией.
Образование и месторождения. Опал выделяется
из водных растворов — как горячих (например, в гейзерах Исландии
и Йеллоустонского парка в США), так и холодных — за счет разрушения
разных кремнеземистых соединений. Большую роль в образовании опала
играет жизнедеятельность организмов (например, радиолярий, губок, диа-
томовых водорослей), после отмирания которых образуются пористые слои
опала (трепел, кизельгур). Со временем опал переходит в халцедон, а потом
в кварц. Опаловые осадочные породы известны в ряде мест европейской
части СССР — Ульяновской, Саратовской, Курской областях, в Днепров-
ско-Донецкой впадине. Месторождения опала имеются на Камчатке, во мно-
гих местах Украинской кристаллической полосы, в Закарпатье, в Исландии,
США, Венгрии, в Италии и Триполи.
Группа полевых пшатов
Полевые шпаты являются одной из важнейших групп минералов. Это
главные породообразующие минералы большинства изверженных, многих
метаморфических и некоторых осадочных пород. Происхождение названия
связано с присутствием брусочков (швед, spath) полевых шпатов на пашнях
(швед, feldt), расположенных на гранитных массивах.
На долю полевых шпатов приходится около 50% всей массы земной ко-
ры. По химическому составу полевые шпаты представляют собой алюмосили-
каты Na, К, Са. В очень малых количествах присутствуют Li, Rb и Cs
(в качестве изоморфной примеси к щелочам), а также Sr, замещающий Са,
и Ва, замещающий К- Особенностью полевых шпатов является их способ-
ность образовывать изоморфные, главным образом бинарные ряды. Изуче-
нию химической структуры и условий образования полевых шпатов посвя-
щены работы Г. Чермака, В. Ю. Тарасенко, А. Н. Заварицкого и других
исследователей. Основным элементом структуры полевых шпатов являются
цепочки, которые тянутся параллельно и состоят из кольцевых звеньев,
образованных четырьмя тетраэдрами. Причем в каждом звене два тетраэдра
повернуты вершинами вверх, а два — вниз (рис. 198). Одна четвертая
(в щелочных полевых шпатах) или половина (в анортите) ионов кремния
в тетраэдрах замещена ионами алюминия.
332
В каркасе, между цепочками из кремнеалюмокислородных тетраэдров,
существуют большие пустоты, в которых помещаются ионы Na+, К+ и Са2+.
Рис. 198. Основные звенья и габитусные цепочки в структуре полевых
шпатов:
а — цепочка кольца в разреженной модели. б — цепочки в полиэдрах
Свойства полевых шпатов очень близки, на описании их мы остановимся
немного позже. Искусственно полевые шпаты получены путем раскристал-
лизации сплавов соответствующего состава при длительной поддержке тем-
пературы раскристаллизованной массы, близкой к температуре затвердения.
Большинство полевых шпатов с химической точки зрения входит
в тройную систему Na[AlSi3O8] — KIAlSi3O8] — Ca[Al2Si2O8|. Это натрие-
вый, калиевый и известковый полевые шпаты. Минералы, промежуточные
по составу между Na[AlSi3O8] и Ca[Al2Si2O8], называются плагиоклазами,
а минералы, промежуточные между Na[AlSi3O8] и KlAlSi3O8], — щелочными
полевыми шпатами. Кроме того, в этой группе мы рассмотрим цельзиан.
Плагиоклазы представляют собой минеральный вид переменного соста-
ва — (Na, Ca)[Al(Si, Al)Si2O8] от крайнего натриевого члена аль-
бита (АЬ)—Na[AlSi3O8l до крайнего кальциевого члена анортита
(An)—Ca[A12Si2O8I. Чистый натриевый полевой шпат в зависимости от сте-
пени упорядоченности называется низким или высоким альбитом (низко-
температурная и высокотемпературная разности).
Плагиоклазы — наиболее распространенные полевые,шпаты. Название
их происходит от греч. слов плягиос — косой, клясис — расщепление:
по граням (001) и (010) в плагиоклазах проходит совершенная спайность,
а угол между гранями колеблется от 86°24' до 86°50' (у других полевых
шпатов угол между гранями близок к 90°).
В плагиоклазах раньше выделяли 6 минералов — альбит, олигоклаз,
андезин, лабрадор, битовнит, анортит. Е. С. Федоровым предложена дру-
гая, теперь общепринятая, классификация. Каждый член изоморфного ряда
Е. С. Федоров условно обозначает номером, соответствующим процентному
содержанию в плагиоклазе анортитового компонента (табл. 65).
333
ТАБЛИЦА 65
Разделение плагиоклазов
Минерал Состав Пределы колебаний в про- центном содержании анор- титового компонента
Альбит Олигоклаз Авдезин Лабрадор Битовнит Анортит Na[AlSi3Og] Изоморфные смеси Ab-j-An Са[ A l2Si2OgJ 0—10 10—30 30—50 50—70 70—90 90—100
Название альбита происходит от лат. слова альбус — белый; олиго-
клаза — от греч. слов олигос —- незначительный и клясис —- расщепление
(спайность этого минерала немного хуже, чем у других полевых шпатов)..
Андезин получил название от гор Анд, где впервые был описан, лабрадор
и битовнит — по месту нахождения (п-ов Лабрадор и месторождение
Байтаун в Канаде); название анортита происходит от греч. слова анортос —
косой (имеется в виду кристаллизация этого минерала в триклинной син-
гонии).
По мере уменьшения содержания анортита в плагиоклазе увеличивается
процентное содержание SiO2, вследствие чего весь ряд плагиоклазов раз-
бивают на три группы: кислые плагиоклазы (№ 0—30), средние (№ 30—60)
и основные (№ 60—100).
Химический состав плагиоклазов приведен
в табл. 66. Почти всегда в составе плагиоклазов имеются примеси К2О (ДО не-
скольких процентов), а также BaO, SrO, FeO, Fe2O3.
ТАБЛИЦА 66
Химический состав плагиоклазов (в процентах)
Состав Плагиоклазы
№ 0 (альбит) № 25 № 50 № 75 № 100 (анортит)
SiO2 68,81 62,43 56,05 49,67 43,28
А12О3 19,40 23,70 28,01 32,33 36,62
СаО — 5,03 10,05 15,08 20,10
Na2O 10,79 8,84 5,89 2,92 —
ячейка
Структурная
элементарной ячейки приведены в табл. 67.
содержит
4 единицы.
Параметры
ТАБЛИЦА 67
Параметры элементарной ячейки плагиоклазов
Минерал ао Ьо со ао : Ьо : со а ₽ V
Альбит 8,13 12,788 7,154 0,636 : 1 : 0,559 94°13' 116°ЗГ 87°42,5'
Олигоклаз .... 8,18 12,93 7,14 0,633: 1 : 0,552 93°04' 116°22' 90°05'
Андезин Близкие к олигоклазу 93°23' 116°28' 89°59'
Лабрадор .... 8,16 12,86 14,2010,635: 1 : 2-0,552 93°34' 116°06' 89°54'
Битовнит Параметры, б лизкие к анортитовым 115°5Г
Анортит 8,177 12,877 14,168 0,635: 1 : 2-0,550 93° 13' 91°13'
334
Рис. 199. Габитус кристаллов плагиоклазов
Рис. 200. Двойники плагиоклазов:
а — альбитовый, б — манебахский, в — бавенский, г — положение одиночных кристаллов
перед образованием периклииового двойника, д — ромбическое сечение альбита, а пе-
риклиновый двойник, ж — положение одиночных кристаллов перед образованием карл-
сбадского двойника, з — карлсбадский двойник
Пространственная группа —Cl Pl. Сингония — триклинная, вид
симметрии —'пинакоидальный — С1 — Pl (С).
Высокотемпературные альбиты могут быть моноклинными.
Агрегаты и габитус. Плагиоклазы встречаются в виде зер-
нистых агрегатов во многих изверженных породах (некоторые из этих пород
почти полностью состоят из
Рис. 201. Зональный плагиоклаз под микроско-
пом (по И. Костову)
плагиоклазов, например лаб-
радор иты). В пустотах пла-
гиоклазы часто образуют дру-
зы. Хорошие кристаллы
встречаются сравнительно
редко и имеют таблитчатый
и таблитчато-призматический
облик (рис. 199). Очень рас-
пространены двойники по не-
скольким законам (табл. 68 и
рис. 200), особенно полисин-
тетические, четко различимые
в шлифах под микроскопом
при скрещенных николях.
Часто встречаются зональные
кристаллы (рис. 201). Зональ-
ное строение возникает вслед-
ствие последовательного чере-
дования зон разного химического состава. Оно особенно характерно для
плагиоклазов эффузивных горных пород. Зональность ^возникает, в
частности, в результате быстрого охлаждения магматического расплава,
когда образованные кристаллы плагиоклаза одного состава находятся в
расплаве другого состава. Как правило, зональность выражается в обога-
щении плагиоклаза от центра к’периферии альбитовым компонентом (цент-
ральные части являются основными, а внешние — более кислыми).
Законы двойникования плагиоклазов
ТАБЛИЦА 68
Название закона Плоскость срастания Двойниковая плоскость Двойниковая ось Распространенность
Двойники по закону пинакоида, или так называемые нормальные
Альбитовый Манебахский Бавенский (ОЮ) • (001) (021) (010) (001) (021) ± (010) ± (001) ± (021) Наиболее распространен- ный Нечасто вс.речается Редко встречается’’
Двойники по закону оси, или так называемые параллельные
Переклиновый Ромбическое сечение или (001) (010) Близка к (ОЮ) [ОЮ] Часто' [встречается
Карлсбадский (001)] [001] Очень"часто наблюдается]
Сложный (010) Близка к (ЮО) [010] Часто ]наб лю дается
Физические свойства плагиоклазов подчиняются закону
аддитивности, т. е. свойства промежуточных членов имеют промежуточные
значения по отношению к свойствам крайних членов и изменяются в зави-
симости от изменения состава. Цвет плагиоклазов белый, серовато-белый,
иногда с зеленоватым, синеватым или красноватым оттенком. Твердость,
336
плотность и оптические свойства плагиоклазов приведены в табл. 69, из кото-
рой видно, что плотность и показатель преломления повышаются при
переходе от альбита к анортиту. Достаточно характерным является изме-
нение ориентировки оптической индикатрисы, о чем уже было сказано
в первой части (см. стр. 122 и рис. 66).
ТАБЛИЦА 69
Некоторые физические свойства плагиоклазов
Минерал Твердость Плотность Оптические свойства
ng пт Пр 2V
Альбит 2,624 1,539 1,528 1,532 78°32'
Олигоклаз .... 2,64 1,546 1,539 1,549 94°
Андезин £ R К 2,67 1,557 1,549 1,553 90°
Лабрадор .... О 0,0 2,69 1,563 1,559 1,558 75°
Битовнит .... 2,72 1,573 1,564 1,569 94°
Анортит 2,758 1,589 1,576 1,584 103°5'
Среди плагиоклазов выделяют такие разности: 1) лунный камень —
кислый плагиоклаз (чаще щелочной полевой шпат), для которого характер-
на своеобразная игра цветов (синевато-белые и зеленовато-белые оттенки
этой разности напоминают лунный свет); 2) солнечный камень (иногда
называется авантюрином) — кислый плагиоклаз (также щелочной полевой
шпат) с красивым золотистым отливом благодаря тонкому прорастанию
чешуек железного блеска. У некоторых плагиоклазов, например у лабра-
дора, на плоскостях (100), (010) и (201) наблюдается игра цветов — ириза-
ция. Причины иризации еще окончательно не установлены. Считают, что
она вызвана интерференцией в тонких пластинках или связана с закономерно
размещенными тонкими включениями.
Диагностические признаки плагиоклазов — только
микроскопические и рентгенометрические характеристики (табл. 70). В кис-
лотах плагиоклазы ведут себя по-разному. Растворимость их увеличивается
от альбита, почти нерастворимого в кислотах, до анортита, который срав-
нительно легко в них растворяется. П. п. т. с трудом сплавляются в стекло.
ТАБЛИЦА 70
Главные линии иа рентгенограммах плагиоклазов
Минерал Главные линии, А
Альбит 3,21 4,11 2,955
Олигоклаз 3,18 4,07 3,67
Лабрадор 3,22 2,534 1,824
Анортит 3,20 2,509 2,135
Образ о’в ан не и месторождения. Плагиоклазы обра-
зуются эндогенным путем. В большинстве изверженных горных пород они
являются главными породообразующими минералами. Высокотемператур-
ные плагиоклазы входят в состав некоторых эффузивных пород, а низкотем-
пературные — встречаются в большинстве интрузивных пород. Химиче-
ский состав пород определяет состав самих плагиоклазов. Для основных
пород характерны основные плагиоклазы, а для кислых — кислые. В пег-
матитовых образованиях номер плагиоклазов обычно не поднимается
выше 30. При метаморфизме плагиоклазы претерпевают ряд изменений,
причем особенно следует отметить явление альбитизации и эпидотизации.
22 Лазаренко Е. К.
337
Альбитизация, вернее деанортизация, состоит в превращении основных
плагиоклазов в более кислые. Под влиянием гидротермальных растворов
плагиоклазы разрушаются, анортит легко преобразуется в ряд силикатов
(эпидот, серицит, цоизит), тогда как альбит оказывается устойчивым и ос-
тается на месте или просачивается с растворами через горные породы,
вызывая в них альбитизацию в узком понимании. Весь этот процесс известен
в геологии под названием зеленокаменного перерождения, потому что гор-
ные породы благодаря образованию эпидота приобретают зеленую окраску.
В общем виде этот процесс может быть изображен так:
6Na[AlSi3O8].4Ca[Al2Si2O8]+K2SiCb-H2O+2H2O+2CO2+O:=6Na[AlSi3O8] +
альбит
+2KAl2(OH)2[AlSi3Ow] + Ca2Al3(OH)O[Si2O7] [SiO4] +2Са[СО3].
серицит эпидот
Зеленокаменное перерождение обычно происходит в последние гидро-
термальные стадии метаморфизма и связано с привносом калия, железа
и других элементов. Месторождения плагиоклазов многочисленны. Круп-
нейшие месторождения лабрадора находятся на Украине, в Житомирской
области. Лунный камень известен в пегматитовых жилах Шайтанки и Ли-
цовки на Среднем Урале, вместе с солнечным камнем он встречается в Иль-
менских горах на Южном Урале.
Разрушение. На земной поверхности плагиоклазы неустойчивы
и под влиянием процессов выветривания полностью разлагаются; при
этом из них совсем выносятся щелочи и щелочноземельные металлы. В неко-
торых случаях наблюдается образование за счет плагиоклазов каолиновых
залежей.
Практическое значение. Серые лабрадориты (от светло-
серых до черных), красиво переливающиеся синим цветом и состоящие
почти из одного лабрадора, используются как облицовочный камень.
Щелочные полевые шпаты по своему составу являются изоморфными
смесями KlAlSi3O8] и Na[AlSi3O8]. В отличие от плагиоклазов в щелочных
полевых шпатах смесимость этих компонентов ограничена, они не дают одного
непрерывного ряда. Щелочные полевые шпаты, как однородные минералы
состава (К, Na)[AlSi3O8], устойчивы только при температурах выше 900° С,
ниже этой температуры они распадаются на К[AlSi3O8] (ортоклаз или микро-
клин) и Na[AlSisO8] (альбит). В результате этого распада возникают зако-
номерные прорастания ортоклаза альбитом, широко развитые в группе
полевых шпатов и называемые пертитами. Прорастания альбита калиевым
полевым шпатом называются антипертитами.
Для щелочных полевых шпатов можно выделить два ряда: моноклин-
ный и триклинный. К первому относятся санидин и ортоклаз. Оба эти мине-
рала по своему составу являются существенно калиевыми полевыми шпа-
тами. В триклинный ряд входят микроклин и анортоклаз. Состав триклин-
ных щелочных полевых шпатов также является существенно калиевым,
но в некоторых случаях содержание Na[AlSi3O8I превышает 50%.
Название санидина происходит от греч. санидос — родительного паде-
жа слова санис — табличка; ортоклаза — от греч. слов ортос — прямой
и клясис — расщепление (угол между направлениями спайности равен 90°);
микроклина — от греч. микрос — малый и клино — нагибаю (угол между
плоскостями спайности отличается от прямого угла всего на 20'); анорто-
клаза — от греч. ан —• не, без (не ортоклаз).
Химический состав щелочных полевых шпатов приведен
в табл. 71.
Санидин и ортоклаз кристаллизуются в призматическом виде сим-
метрии моноклинной сингонии — P2lm{L2PC), а микроклин и анор-
токлаз— в пинакоидальном виде симметрии триклинной сингонии —Р1(С).
Параметры структурной ячейки приведены в табл. 72.
338
ТАБЛИЦА 71
Химический состав щелочных полевых шпатов (в процентах)
Минерал SIO2 A12O3 NagO K20 Примеси
Санидин Ортоклаз Микроклин Анортоклаз Кристалл тов построена оди1 1 64,7— J 65,7 65,7— 67,7 ичес! таково и 18,4— 18,7 18,7— 19,2 а я ст з каркас 0,0— 2,9 2,9— 8,9 р у к т ов А1 и 12,7— 16,9 4,2— 12,7 ура ще Si-тетра Ва (до 5%), Fes+ (до 13% н ортоклазе), Rb, Са СаО (до нескольких про- центов) блочных полевых шпа- эдров, но с различной
Рис. 202. Габитус щелочных полевых’шпатов:
а, б, в — ортоклаз, г — адуляр, д—санидин, е — анортоклаз
степенью упорядоченности атомов А1 и Si: в санидине полностью неупоря-
доченное положение, в ортоклазе — некоторое упорядоченное и в низко-
температурном микроклине полностью упорядоченное.
ТАБЛИЦА 72
Характеристика структурной ячейки щелочных полевых шпатов ’
Минерал Простран- ственная группа “о Ьо Со с0 : fco : eg а V
Санидин . . c32h—С2/т 8,56 13,03 7,17 0,652:1 :0,553 — 115°54' —
Ортоклаз C^h—C2/m 8,56 13,06 7,19 0,658:1 :0,551 — 116°03' —
Микроклин С\—Р1 8,57 13,00 7,21 0,649: 1 :0,555 90°07' 115°50' 89°53' z
22* 339
Агрегаты и габитус. Щелочные полевые шпаты встречаются
в виде зернистых и крупнокристаллических агрегатов (для микроклина раз-
мер индивидов, устанавливающихся по спайности, измеряется десятками
сантиметров и даже метрами), а также в виде вкрапленников в изверженных
горных породах (санидин). Часто они образуют друзы и отдельные кри-
сталлы призматического и таблитчатого облика (рис. 202), на которых
главными формами являются грани призмы {110} (на кристаллах ортоклаза)
и пинакоидов {010}, {001}, {101}, {201}. Часто наблюдаются двойники
(простые и полисинтетические), образованные главным образом по карлс-
бадскому, а иногда и по манебахскому и бавенскому законам (см. табл. 68
и рис. 200). Нередко встречается одновременное двойникование по двум
законам (например, по карлсбадскому и бавенскому), что особенно типично
для микроклина. В результате такого двойникования возникает микрокли-
новая решетка, хорошо заметная под микроскопом. Для микроклина
характерны также зональные кристаллы.
Физические свойства. Цвет щелочных полевых шпатов
обычно бледный разных оттенков и обусловлен механическими примесями
или продуктами распада. Спайность совершенная по (001) и (010). Твер-
дость — 6—6,5. Плотность — 2,55—2,58. Оптические свойства приведены
в табл. 73.
. ТАБЛИЦА 73
Оптические свойства щелочных полевых шпатов
Минерал ng пт пр ng— пр 2V
Санидин 1,527 1,527 1,521 0,006 0—30°
Ортоклаз 1,526 1,524 1,519 0,007 60°
Микроклин 1,529 1,526 1,522 0,007 83°
Анортоклаз 1,581 1,529 1,523 0,007 48°
В щелочных полевых шпатах по оптическим свойствам выделяют высо-
котемпературные и низкотемпературные серии (упорядочивающиеся ряды):
высокий альбит — высокий санидин, высокий альбит — низкий санидин,
низкий альбит — ортоклаз, низкий альбит — микроклин.
Из разностей щелочных полевых шпатов мы назовем адуляр — гидро-
термальный, часто водянопрозрачный калиевый полевой шпат, имеющий
своеобразный облик кристаллов (см. рис. 202), амазонский камень, или
амазонит — голубовато-зеленый микроклин, окраска которого, возможно,
обусловлена ионами рубидия, и гиалофан — барий, содержащий ортоклаз.
Диагностические признаки описываемых полевых шпа-
тов — только микроскопические и рентгенометрические характеристики.
Главные линии на рентгенограммах: 4,02; 3,80; 3,183 (для ортоклаза); 3,22;
2,16; 1,80 (для микроклина). В кислотах не растворяются. П. и. т. не пла-
вятся.
Образование и месторождения. Щелочные полевые
шпаты возникают в результате магматических и пегматитовых процессов.
При магматических процессах они входят в состав кислых изверженных
пород как типичные породообразующие минералы. Крупные скопления
щелочных полевых шпатов связаны с пегматитами, где они часто образуют
большие кристаллы. Главное значение в гранитных пегматитах принадле-
жит микроклину (главным образом микроклин-пертиту). В пегматитах
щелочные полевые шпаты ассоциируют с кварцем, часто образуя с ним про-
растания типа еврейского камня, а также с мусковитом и другими мине-
ралами пегматитовых жил. В пегматитах щелочных пород, где кварц обычно
отсутствует, полевые шпаты встречаются вместе с нефелином и другими
щелочными силикатами. Месторождения пегматитов, являющиеся основ-
340
ным источником полевых шпатов, многочисленны во всех странах. В СССР
месторождения пегматитов находятся в Карелии, на Среднем и Южном
Урале, в Сибири, на Волыни и в приазовской части Украинской кристалли-
ческой полосы.
Разрушение. На земной поверхности щелочные полевые шпаты
неустойчивы. Конечным продуктом их изменения в зависимости от клима-
тических условий являются' различные глины и каолины (в умеренных
широтах) и так называемые латериты (в тропических странах). По совре-
менным представлениям, изменение полевых шпатов на земной поверх-
ности является результатом их гидролиза, который проходит благодаря
диссоциации воды по схеме Н20ч^Н+ + (ОН)-. Вода растворяет малые
количества полевого шпата, которые трудно установить методами химиче-
ского анализа, но, обогащаясь свободными ионами, такой раствор становит-
ся более активным и вызывает дальнейшее разрушающее действие. Общую
схему разрушения на примере ортоклаза можно изобразить так:
K[AlSi3O8]+H.OH = KOH+HAlSi3O8,
Na и К являются легкорастворимыми составными частями и образуют
с (ОН)- свободные основания, легко выносящиеся за пределы минерала.
Из неустойчивого силиката HAlSi3O8 при выносе соответствующего коли-
чества SiO2 образуется каолинит:
4HAlSi3O8 4-2Н2О— 8SiO2 = Al4(OH8)[Si4O10],
Практическое значение. Щелочные полевые шпаты исполь-
зуются при изготовлении фарфора, фаянса, а также глазури и эмали.
Цельзиан — Ba[Al2Si О]8. Название получил по фамилии шведского
естествоиспытателя А. Цельзиуса.
Химический состав: ВаО — 35,8—38,99%; А12О3 — 25,20—
27,28%; SiO2 — 32,20—35,10%. Содержит примеси К2О (до 2,30%), Са и Sr.
Сйнгония моноклинная, вид симметрии призматический —
C2h — 2/m(L2PC). По своим морфологическим и физическим
свойствам он очень близок к ортоклазу, от которого отличается при-
сутствием бария, повышенной плотностью 3,31—3,37 и оптическими
свойствами: ng = 1,596—1,600, пт = 1,589—1,953, пр = 1,584—1,587,
ng— пр = 0,010—0,013; (+)2У = 71—86°. Цельзиан встречается в некоторых
пунктах Украинской кристаллической полосы, в Якобсберге в Швеции,
на полуострове Карнарвон и в других местах.
Группа фельдшпатоидов
К этой группе относятся минералы, являющиеся заместителями полевых
шпатов при образовании изверженных горных пород, недосыщенных SiO2.
К ним относятся: нефелин, лейцит, канкринит, содалит, лазурит, нозеан,
гаюин. В этой группе мы также рассмотрим поллуцит и анальцим, весьма
близкие к лейциту.
Нефелин — Na3K[AlS104]4. Название минерала происходит от греч.
нефеле — облако (при разложении в сильных кислотах образует облако-
видный кремнезем).
Химический состав: SiO2 — 41,48—46,41 %; А12О3— 31,07—
33,99%; Na2O — 15,67—17,25%; К2О— 3,66—6,57%; остальное приходит-
ся на Fe2O3, Cl, F и Н2О; примеси Са и Be.
Сингония — гексагональная, вид симметрии — гексагонально-
пирамидальный — Св — 6 (L6).
Структурная ячейка содержит 2 единицы; а0 = 10,01,
с0 = 8,41; а0 : с0 = 1 : 0,840. Пространственная группа — С® — Р63.
Кристаллическая структура нефелина выводится
из структуры тридимита (см. рис. 194), в которой половина ионов Si4+
замещена А13+.
341
В структуре нефелина по сравнению с тридимитом наблюдается значи-
тельное искажение тетраэдров, которое является результатом внедрения
ионов Na. Ионы Na+ располагаются в пустотах каркаса из тетраэдров и осу-
ществляют полную нейтрализацию отрицательных зарядов О2-, возникаю-
щих вследствие замены части ионов Si4+ на А13+. Неполная стехиометрич-
ность замены Si4+ на А13+, вероятно, объясняет избыток SiO2 в нефелине,
обычно устанавливаемый анализами.
Агрегаты и габитус. Нефелин обычно’образует зернистые
и массивные агрегаты. Кристаллы его встречаются сравнительно редко.
Они мелкие и имеют призматический короткостолбчатый облик (рис. 203).
Главными формами являются призма {1010} и пинакоид {0001}, к которым
Рис. 203. Габитус кристаллов нефелина
иногда присоединяются пирамида^ {1011} и призма {1120}. Фигуры травле-
ния на кристаллах нефелина свидетельствуют о том, что простые по внеш-
нему виду формы кристаллов этого минерала в действительности предста-
вляют собой двойниковые сростки.
Физические свойства. Нефелин бесцветный, но часто имеет
серовато-белый или серый цвет с желтоватым, буроватым, красноватым
и зеленоватым оттенками. Непрозрачные окрашенные разности крупно-
зернистого нефелина с жирным блеском выделяют под названием елеолита.
Блеск на плоскостях кристаллов стеклянный, на изломе жирный. Спай-
ность отсутствует. Излом раковистый или неровный. Твердость — 5—6.
Хрупкий. Плотность — 2,6. Оптические свойства: одноосный, отрицатель-
ный; пт = 1,532—1,547, пр — 1,529—1,542, пт — пр = 0,003—0,005.
Диагностические признаки нефелина — сероватая
окраска и жирный блеск. Главные линии на рентгенограммах: 3,001; 2,338;
1,553. В кислотах растворяется, выделяя SiO2 в виде облаковидного геля.
П. п. т. плавится, окрашивая пламя в желтый цвет.
Искусственное получение. В лабораторных условиях
нефелин получен кристаллизацией расплава нефелинового состава при дли-
тельном нагревании при температуре 900—1000° С.
Образование и месторождения. Нефелин образуется
магматическим путем и входит в состав многих щелочных пород. В богатых
щелочами, но бедных SiO2 магмах нефелин играет такую же роль, как
и полевые шпаты в обычных магмах. Нефелин щелочных пород чаще всего
находится в ассоциации с другими фельдшпатидами (лейцит, содалит, нозе-
ан, канкринит). С первичным кварцем нефелин никогда не встречается,
потому что он реагирует с кремнекислотой и в зависимости от количества
SiO2 дает или альбит, или нефелин и альбит, или альбит и кварц:
;Na[AlSiO4]+2SiO2=Na[AISi3O8];
2Na[AlSiO4]+2SiOs=Na[AlSiO4l + Na[AlSi3O8];
2Na[AlSiO4] -ф- 5SiO2=2Na[ AlSi3O8] -|2SiO2.
Месторождения нефелина имеются в районе Хибин, а также в Ильмен-
ских и Вишневых горах на Урале и в Приазовском районе Украинской
кристаллической полосы.
Разрушение. Нефелин нередко замещается цеолитами, канкри-
нитом и содалитом. На земной поверхности он легко выветривается и пере-
ходит в каолинит, карбонаты, сульфаты и другие кислородные образования.
342
Практическое значение. Нефелин используется как руда
на алюминий, для получения соды, в стекольной промышленности. В фар-
форовой промышленности он служит заменителем полевых шпатов.
Лейцит — K[AlSi2O6j. Название происходит от греч. лейкос — светлый.
Химический состав: KzO — 21,5%, А12О3 — 23,5%, SiO2 —
55,0%. В качестве примесей присутствуют Na2O и СаО. По сравнению с фор-
мулой обычно содержит некоторый избыток SiO2.
Сингония тетрагональная (при нагревании до температуры выше
620° С лейцит переходит в кубическую модификацию).
Кристаллическая структура лейцита не изучена.
Структурная ячейка содержит 16 единиц; а0 = 13,04, с0 =
= 13,85, а0 : с0= 1 : 1,062.
Агрегаты и габитус. Лейцит встречается в виде хорошо обра-
зованных кристаллов тетрагон-триоктаэдрического габитуса (рис. 204)
с главной формой {211}. Благодаря оплавленности кристаллы часто имеют
Рис. 204. Габитус кристаллов лейцита:
а—одиночный кристалл, б — двойниковое строение (в разрезе), в—скелет-
ные кристаллы роста
сферическую форму. Типичным является развитие полисинтетических двой-
ников, направленных под разными углами. При нагревании лейцита выше
620° С двойниковое строение исчезает и минерал становится изотропным.
При охлаждении ниже этой температуры снова появляются двойникование
и анизотропия. В кристаллах лейцита часто наблюдаются включения пирок-
сена и магнетита, размещенные параллельно очертаниям кристалла или
по определенным направлениям.
Физические свойства. Цвет лейцита серовато-белый или
пепельно-серый, иногда лейцит бесцветный. Блеск стеклянный. Твердость —
5,5—6. Хрупкий. Спайность отсутствует. Излом раковистый. Плотность —
2,45—2,50. Оптически положительный; ng = 1,509, пр = 1,508,
ng — пр = 0,001.
Диагностические признаки лейцита — форма кристал-
лов и светлая окраска. Главные линии на рентгенограммах: 3,432; 3,252;
1,659. Растворяется в HCI с выделением порошковатого кремнезема.
П. п. т. не плавится.
Искусственное получение. Лейцит получен сплавлением
смеси состава лейцита, а также сплавлением кремнефтористоводородного
калия с А12О3 при избытке расплавленного KF.
343
Образование и месторождения. Лейцит является
типичным магматическим минералом, причем он встречается почти исклю-
чительно в молодых вулканических щелочных породах в виде скелетных
форм (см. рис. 204). В древних лавах, а также в интрузивных породах
присутствует так называемый псевдолейцит, представляющий собой псевдо-
морфозу нефелина, альбита, ортоклаза и серицита по лейциту. В щелочных
породах лейцит находится в ассоциации с щелочными полевыми шпатами,
пироксенами и магнетитом. Он никогда не встречается вместе с первичным
кварцем, потому что подобно нефелину, взаимодействуя с кремнеземом,
переходит в ортоклаз:
K[AlSi2O6] + SiO2 = K[AISi3O8]
Хорошо образованные кристаллы лейцита найдены в лавах Везувия и Аль-
банских гор (Италия). В СССР лейцит встречается на Алдане, в Приуралье
и Закавказье.
Разрушение. На земной поверхности лейцит неустойчив и срав-
нительно легко разрушается. Конечным продуктом изменения лейцита
являются глинистые минералы. Иногда в качестве промежуточных продук-
тов разрушения лейцита наблюдаются мусковит, ортоклаз и анальцим.
Превращение лейцита в анальцим особенно характерно для почв, содержа-
щих лейцит и соли Na, например:
2К[ A lSi2O6] -р Na2CO3+Н2О=2Na[AlSi2O6] К2СО3.
Практическое значение. В некоторых странах лейцит
используется как сырье для получения соединений калия и алюминия.
Анальцим — Na[AlSi2O6|-H2O. Название происходит от греч. слова
аиалькис—-слабый, бессильный (при трении только слабо электризуется).
Химический состав: Na2O—14,07%, А12О3 — 23,29%,
SiO2 — 54,47%; Н2О — 8,17%. Содержит также КгО, иногда СаО и MgO.
Сингония — кубическая, гексоктаэдрический вид симметрии
Oh — m3m(3A44Z46L29PC).
Структурная ячейка содержит 16 единиц; а0 = 13,71.
Пространственная группа — ОК° — Ia3d.
Кристаллическая структура. Основой структуры
анальцима являются четверные и шестерные кольца, в которые соединяются
алюмокремнекислородные тетраэдры. Такая структура имеет ячеистое
строение, причем ячейки связаны между собой открытыми каналами, кото-
рые обусловливают сравнительно легкую дегидратацию минерала, а также
легкий катионный обмен.
Агрегаты и габитус. Анальцим очень часто встречается
в друзах, образуя хорошие кристаллы, главным образом тетрагон-триокта-
эдрйческого (рис. 205) или кубического габитуса. В последнем случае грани
куба комбинируются с тетрагон-триоктаэдром.
Физические свойства. Анальцим обычно бесцветный, белый
и только иногда слегка окрашенный в разные светлые тона. Блеск стеклян-
ный. Спайность отсутствует. Твердость — 5—5,5. Хрупкий. Плотность —
2,2—2,3. Оптические свойства: показатель преломления равен 1,489—1,479;
при дегидратации обнаруживает слабое двупреломление.
Диагностические признаки анальцима — форма кри-
сталлов, твердость и поведение перед паяльной трубкой. Главные линии
на рентгенограммах: 3,45; 2,923; 1,735. П. п. т. легко сплавляется в прозрач-
ное стекло. При нагревании легко выделяет воду и мутнеет. Растворяется
в НС1 с выделением осадка илистого кремнезема.
Отличие от сходных минералов. Анальцим можно
спутать с лейцитом, от которого он отличается более низкой твердостью,
а также поведением перед паяльной трубкой.
Образование и месторождения. Анальцим образуется
гидротермальным путем в основных эффузивных породах в последнюю ста-
344
дию их застывания, выполняя миндалины вместе с цеолитами. В некоторых
породах (например, в героните в районе Верхнего озера в США) содержание
анальцима достигает 47%. Большое значение для образования анальцима
имеют экзогенные процессы, в результате которых он возникает за счет поле-
вых шпатов, лейцита и других минералов. Такой процесс образования
анальцима особенно интенсивен в почвах, богатых лейцитом. Месторожде-
ния анальцима довольно многочисленны. Наиболее важные из них нахо-
Рис. 205. Габитус кристаллов анальцима
дятся в Чехословакии, в лавах Везувия и в Гарце. В СССР анальцим встре-
чается в Хибинских и Ловозерских месторождениях, в Якутии и в основных
породах Кара-Дага в Крыму.
Поллуцит — Cs[AlSi2O6J. Поллуцит получил название от имени мифи-
ческого героя Поллукса — близнеца Кастора (в связи с парагенезисом
полуцита на острове Эльба с касторитом, или петалитом). Синоним —
поллукс.
Химический состав: Cs2O — 32%, Na2O — 2,8%, А12О3 —
16,3%, SiO2 — 46,4%, Н2О — 2,5%. В незначительных количествах при-
сутствуют РЬ2О, КзО и Т12О.
Сингония — кубическая, вид симметрии — гексоктаэдр ический
Oh — m3/?z(3A44L|6L29PC). Структурная ячейка содержит 16 еди-
ниц, а0 = 13,74.
Кристаллическая структура поллуцита аналогична
структуре анальцима.
Агрега.ты и габитус. Поллуцит наблюдается в виде жилок
и сплошных стекловидных масс. Хорошо образованные кристаллы встре-
чаются редко и представляют собой комбинацию {100} и {211}, достигая
2 см в сечении.
Физические свойства. Поллуцит бесцветный, прозрачный.
Блеск стеклянный. Спайность отсутствует. Излом раковистый. Твердость —
6,5. Плотность — 2,86—2,90. Показатель преломления поллуцита равен
1,506—1,524.
Диагностические признаки поллуцита — стекловид-
ные массы, похожие па кварц, от которого он отличается оптически. Глав-
ные линии на рентгенограммах: 3,43; 2,925; 1,740. В соляной кислоте раство-
ряется с трудом (только при нагревании) с выделением порошковатого
кремнезема. П. п. т. плавится в белую эмаль, окрашивая пламя в красно-
вато-желтый цвет.
Образование и месторождения. Поллуцит возникает
гидротермальным путем в миаролитовых пустотах и прожилках в гранитах
и пегматитах, где встречается вместе с литиевыми минералами, кварцем
и др. Крупные скопления поллуцита найдены в районе месторождений
Карибиб (Юго-Западная Африка). Этот минерал известен также в месторо-
ждении Варутреск (Швеция), на острове Эльба, где впервые был описан,
в Геброне в США и в других местах.
Разрушение. На земной поверхности поллуцит неустойчив
и, разрушаясь, превращается в каолинитоподобные минералы, почти всегда
сопровождающие скопления поллуцита.
345
Практическое значение. Поллуцит — важнейшая руда
на цезий, применяющийся для изготовления светочувствительных авто-
матических электроаппаратов и разрядных ламп (в частности, в телеви-
дении) .
Канкринит представляет собой минеральный вид переменного состава
Na6Ca2(CO3, SO^OH^lAlSiOJe, меняющегося от карбонатной разности
собственно канкринита — Na6Ca2(CO3)(OH)2[AlSiO4]6 до сульфатной
разности вишневита—NagCaKSO^lOHKlAlSiOJg. Канкринит получил
название по фамилии Канкрина, министра финансов России, а вишневит
по имени Вишневых гор на Урале.
Химический состав: SiO2 — 33,7—34,7%, А12О3 —• 29.0—
29,41%, Na2O — 15,6—18,9%, СаО — 1,2—4,2%, К2О — 1,4—5,1 %, СО2—
0,3—6,3%, SO3 — 4,6—6,2%,
Н2О — 3,9—7,6%. Синго-
ния — гексагональная, вид
симметрии — гексагонально-пи-
рамидальный — С — 6 (L6).
Структурная ячейка
содержит одну единицу, а0 =
= 12,63—12,78, с0 = 5,11—5,19;
п0 : с0 = 1 : 0,405. Пространст-
венная группа —С® — Р63.
Кристалл и ч е с к а я
структура состоит из
каркаса состава [Al6Si6O24], в
котором тетраэдры (Si, Al) — О
связаны друг с другом в четы-
рех-, шести- и двенадцатичлен-
ные кольца. В полостях и ка-
налах, образуемых этими коль-
цами, расположены ионы Na,
Са, (СО3) и (SO4).
Агрегаты и габи-
тус. Канкринит, как правило,
наблюдается в сплошных зерни-
Рис. 206. Габитус кристаллов канкринита (а),
солалита (б) и лазурита (в, г, д)
стых массах. Сравнительно ред-
призматический габитус. На кристал-
ко он образует кристаллы, имеющие
лах развиты грани призмы и бипирамиды (рис. 206).
Физические свойства. Цвет канкринита белый, голубой,
синий, красновато-розовый. Блеск на плоскостях спайности стеклянный,
на изломе жирный. Спайность совершенная по (1010). Твердость — 5—5,5.
Хрупкий. Плотность — 2,42—2,48. Оптические свойства: одноосный, отри-
цательный, пт = 1,515—1,524, пр = 1,491—1,502, пт — пр = 0,023—
—0,024.
Состав и свойства содалита, лазурита,
Минерал Химический
SiO2 A1?.O3 СаО МпО ВеО Na2O Cl
Содалит . . . 37,1 31,7 25,5 7,3
Лазурут . . . 38,7 32,9 — — — 26,7 —
Нозеан . . . 36,2 30,8 —. — — 25,0 —
Гаюин .... 36,4 31,0 5,7 — — 18,8 .—
Гельвин . . . 32,46 — — 51,12 13,52 — —
346
Диагностические признаки канкринита — окраска
и спайность. Растворяется в НС1 с шипением. П. т. т. с трудом сплавляется
Г*------olefin ------Н
Рис. 207. Структура содалита
в пузырчатое стекло.
Отличие от сходных минералов. Канкринит можно
спутать с нефелином, от которого он отличается наличием спайности.
Образование и месторождения. Канкринит образуется
гидротермальным путем за счет изменения нефелина под влиянием углекис-
лых и сернокислых растворов. Встречается он в нефелиновых пегматитах
Вишневых и Ильменских гор на Юж-
ном Урале в ассоциации с нефелином,
содалитом, кальцитом, цеолитами.
Разрушение. За счет кан-
кринита образуются слюды, цеолиты,
карбонаты, каолинит, сульфаты и дру-
гие кислородные соединения. Прак-
тического значения кан-
кринит не имеет.
Содалит — Na8Cl2[AlSiO4]6. Наз-
ван по наличию натрия. Иногда со-
держит примеси К, Са и Мо (молибдо-
содалит из Монте-Сомми).
Сингония — кубическая, вид
симметрии — гексоктаэдрический —
Td — 43n(3L44L636L29PC).
Кристаллическая
структура содалита (рис. 207)
состоит из алюмокремнекислородных
тетраэдров. Тетраэдры образуют вязь,
обволакивающую большие пустоты, в каждой из которых размещается один
добавочный анион и щелочные катионы. Ионы С1 расположены в вершинах
и в центре куба и окружены тетраэдрическими группировками ионов натрия.
Агрегаты и габитус. Содалит встречается в виде зернистых
масс. Кристаллы образует редко. Они имеют ромбододекаэдрический габи-
тус (см. рис. 205).
Физические свойства. Цвет содалита синий, серый, зеле-
новатый. Блеск стеклянный, на изломе жирный. Спайность отчетливая
по (ПО). Излом неровный. Твердость, плотность и оптические свойства
приведены в табл. 74.
Диагностические признаки содалита — только микро-
скопическая и химическая характеристики. Главные линии на рентгено-
граммах: 6,38; 3,68; 2,60. В НС1 легко растворяется с выделением студени-
стого SiO2. П. п. т. плавится, иногда вспучиваясь.
О б р а з о
магматическим
вание и месторождения. Содалит является
минералом. Обычно он связан со щелочными эффузивными
нозеана, гаюина и гельвина
ТАБЛИЦА 74
состав, % «0 Твердость Плотность Показатель преломления
SO4 SO3 S
8,87 5,5—6 2,13—2,35 1,483—1,49
— — 3,4 9,08 5,5—6 2,4 1,500
8,0 — —, 9,06 5,5—6 2,28—2,40 1,495
— 8,1 — 9,12 5,5—6 2,5 1,495—1,504
— — 5,78 8,27—8,20 6—6,5 3,17—3,87 1,728—1,747
347
породами, хотя встречается и в интрузивных породах (например, сиенитах).
Спутниками содалита являются нефелин, канкринит, эвдиалит. В ряде
месторождений содалит возникает за счет нефелина. В этих случаях он
образует голубые оторочки вокруг зерен нефелина или полностью его
замещает. Содалит встречается в нефелиновых сиенитах Ильменских гор на
Урале, в содалитовых сиенитах Зеравшаиа (Таджикская ССР), в Жданов-
ском районе Украинской кристаллической полосы, в лавах Везувия и Тран-
сильвании.
Лазурит — Na6Ca(SO4, Cl, S)2[AISiOJ6. Лазурит получил название
по ярко-синей окраске.
Сингония — кубическая, гексоктаэдрический вид симметрии —
Td — 43n(3L44L®6L29PC).
Агрегаты и габитус. Лазурит наблюдается в виде сплошных
плотных масс. Кристаллы встречаются очень редко и образованы гранями
куба {100} и ромбододекаэдра {ПО}. Ребра кристаллов закруглены
(см. рис. 206).
Физические свойства. Минерал имеет лазурно-синий, голу-
бой, фиолетовый или зеленовато-синий цвет. Блеск стеклянный. Спай-
ность несовершенная по (ПО). Другие физические свойства приведены
в табл. 74.
Диагностические признаки. В НС1 порошок лазурита
быстро обесцвечивается и разлагается с выделением студенистого SiO2
и H2S. П. п. т. закипает и легко плавится в белое стекло.
Образование и месторождения. Лазурит встречается
преимущественно на контактах щелочных изверженных пород и известня-
ков в ассоциации с кальцитом, диопсидом, скаполитом, главколитом и суль-
фидами (халькопиритом, пиритом). Он обнаружен в Южном Прибайкалье
(р. Быстрая), а также в Бадахшанском месторождении в Афганистане.
Практическое значение. Лазурит используется как поде-
лочный камень, а также применяется при изготовлении синей краски.
Нозеан — Na8|AlSiO4]6(SO4). Получил название в честь французского
минералога К. В. Ноза (1753—1835 гг.). По свойствам он очень похож
на содалит.
Химический состав приведен в табл. 74.
Физические свойства. Цвет нозеана серый с желтоватым,
зеленоватым или голубым оттенком, реже белый. Плотность и оптические
свойства приведены в табл. 74.
Образование и месторождения. Нозеан образуется
в щелочных изверженных породах, главным образом эффузивных. Он изве-
стен в щелочных лавах Канарских островов и островов Зеленого мыса,
в Альбапских горах Италии, в районе Минусинска в Сибири и в других
местах.
Гаюин — Na2Ca2[AlSiO4]6(SO4)2. Получил название в честь известного
минералога и кристаллографа Рене Жюста Гаюи (1743—1822 гг.).
Химический состав приведен в табл. 74. Иногда содержит
также КгО.
Габитус. Гаюин образует кристаллы додекаэдрического или окта-
эдрического габитуса, чаще — оплавленные и округленные зерна.
Физические свойства. Цвет гаюина ярко-синий, небесно-
голубой, зеленовато-синий, реже желтый и красный. Блеск стеклянный,
на изломе жирный. Твердость, плотность и показатель преломления приве-
дены в табл. 74.
Месторождения. Гаюин найден в лавах Везувия в ассоциации
с нефелином и лейцитом, в Альбанских горах в Италии, а также в Мало-
быстр инском месторождении лазурита в Прибайкалье.
Гельвин — Mn4[BeSiO4]3S (название происходит от греч. гелиос —
солнце, благодаря желтому цвету).
Химический состав приведен в табл. 74.
348
Физические свойства. Цвет желтый, желто-бурый, красно-
бурый, реже зеленоватый. Плотность и оптические свойства см. табл. 74.
Образование и месторождения. Гельвин редкий мине-
рал. Встречается в пегматитовых жилах в ассоциации с кварцем, альбитом,
амазонитом, а также в контактовых зонах риолитов и гранитов с известня-
ками в ассоциации с магнетитом и флюоритом. Известен в месторождениях
Нью-Мексико (Айрон, Маунтейн, Сиерра и Сокорро) и Вирджинии (Амелия
Курт) в США.
Практическое значение. В случае значительных скопле-
ний может иметь промышленное значение как руда па бериллий.
АЛЮМОСИЛИКАТЫ С ДОБАВОЧНЫМИ АНИОНАМИ
Группа скаполита
К этой группе принадлежит скаполит — минеральный вид переменного
состава (Na, Ca)4(CI, CO3)[Al(Si, Al)Si2O8]3, меняющегося от натриевой раз-
новидности мариалита -— Na4Cl[AlSi3Ogl3 до кальциевой разновидности
мейонита -— Ca4(CO3)[Al2Si2O8]3.
Название происходит от греч. слов скапос —- стержень, столб и литое —
камень (имеется в виду столбчатый облик кристаллов), мариалит назван
по имени Марии — дочери минералога Г. Ро-
зе, а мейонит от греч. мейон — малый, незна-
чительный.
Химический состав: SiO2 —
41—64%; А12О3 — 24—29%, СаО —7—9%,
Na2O — 5—10%; (Cl, СО2, SO3) — 1— 3%.
Рис. 208. Кристаллическая структура скаполита:
а — группа (Si, A1)i2OZ4 в горизонтальной и вертикальной проекциях, б — проекция
части кристаллической решетки скаполита на плоскость (100)
Сингония — тетрагональная, вид симметрии — тетрагоналыю-
бипирамидальный — С4/г — 4/m(L4PC).
Структурная ячейка содержит 1 единицу, а0 = 12,11—
12,23; с0 = 7,56—7,68; а : с = 1 : 0,4425 (мариалит); а : с — 1 : 0,4393
(мейонит). Пространственная группа — С\^ — 14/га.
Кристаллическая структура скаполита (рис. 208)
характеризуется наличием сложных колец из четырех тетраэдров. Тетраэд-
349
ры размещены в виде колонки вдоль оси с и связаны между собой в кольца
вокруг оси, на которой находятся ионы С1_. В пустотах образованного кар-
каса размещены катионы Na+,Ca2+, а также анионы 1SOJ2-, С1“ или [СО3]2-,
Агрегаты и габитус. Скаполит образует массивные зерни-
стые агрегаты, иногда хорошие большие кристаллы призматического габи-
туса (рнс. 209), главными формами на которых являются {100}, {110}, {111},
{311}, {331}, и {120}.
Физические свойства. Обычно скаполит бесцветный, однако
встречаются белые, зеленые, синие и бурые разности. По цвету выделяют —
строгановит (серовато-зеленый скаполит) и главколит (серая или сине-
фиолетовая разность). Спайность — совершенная по (100). Излом неровный.
Твердость — 5—6. 1 Тлотносгь колеб-
лется от 2,55 до 2,75, причем увели-
чивается с повышением содержания
мейонитового компонента. Преломле-
ние зависит от состава: пт = 1,546—
1,610; пр = 1,540—1,570. Повыше-
ние двупреломления связано с содер-
жанием [СО3]2- и при замене его на
[SO J2- резко снижается, пт — пр —
от 0,006 до 0,040.
Диагностические приз-
н а к и. Характерным признаком
скаполита является тетрагональный
Рис. 209. Габитус кристаллов скаполита габитус кристаллов. Главные линии
на рентгенограммах: 3,304;3,215; 1,79.
Растворяется в НО тем легче, чем больше в составе минерала мейонитового
компонента П- п. т. вспучивается, а потом сплавляется в бурое пузырча-
тое стекло.
Отличие от сходных минералов. От похожих на него
полевых шпатов скаполит отличается тетрагональным габитусом кристаллов.
Искусственное получение. Скаполит получен при рас-
кристаллизации стекла соответствующего состава в присутствии водного
раствора NaCl.
Образование и месторождения. Скаполит возникает-
главным образом метаморфическим путем при изменении полевых шпатов
горячими растворами, содержащими Cl, SO3 и СО2. Наиболее характерным
для скаполитов является развитие их на контакте кристаллических извест-
няков с кислыми породами. Здесь скаполиты часто переполнены мелкими
включениями кальцита и находятся в ассоциации с такими минералами, как
диопсид, тремолит, сфен, гранат, флогопит. В этих зонах скаполит часто
образует псевдоморфозы по полевому шпату. Скаполит в кристал-
лических сланцах, некоторых изверженных породах и пегматитовых телах
также образован благодаря скаполитизации полевых шпатов под влиянием
горячих растворов, содержащих Cl, SO3 иСО2. Скаполит встречен на острове
Паргас в Финляндии, в Аредзале (Норвегия), на Мадагаскаре, в СССР —
по рр. Слюдянке и Быстрой (Прибайкалье), откуда известны кристаллы
до 0,5 м в длину, в Ильменских горах на Урале и в других местах.
Алюмосиликаты, содержащие Н2О (цеолиты)
Цеолиты получили название благодаря способности вспучиваться
перед паяльной трубкой (от греч. слов зео — вскипаю и литое — камень).
Эти минералы содержат так называемую цеолитную воду, которую минерал
может легко отдавать, не изменяя своей структуры, в отличие от кристалли-
зационной воды, выделение которой при нагревании нарушает структуру
минерала. Наличие цеолитной воды обусловлено особенностями структуры
350
И/И/И/. MINERAL. SU
цеолитов. Основу ее слагают кольца из тетраэдров, крупные пустоты между
которыми соединены довольно широкими каналами. Цеолитная вода нахо-
дится в пустотах: при нагревании цеолиты постепенно теряют ее через кана-
лы, сохраняя объем и соответственно изменяя лишь плотность и оптические
константы (показатель преломления, угол оптических осей). Обезвоженный
цеолит в соответствующих условиях вновь поглощает потерянную воду
и восстанавливает прежние физические свойства.
Характерной особенностью цеолитов является их способность к катион-
ному обмену путем диффузии. Так, Са и Na могут обмениваться с катионами
К, Mg, Fe2+, находящимися в водных растворах, или даже с анионами
(например, Na натролита может замещаться SO4).
Способность катионного обмена в цеолитах также определяется осо-
бенностями структуры. После выделения воды каналы остаются открытыми
и создают благоприятные условия для диффузии. Обезвоженные цеолиты
могут поглощать не только воду, но и различные органические вещества
(этиловый спирт, сероуглерод, некоторые красители), не нарушая своей
структуры, а изменяя только некоторые физические свойства. С химиче-
ской точки зрения цеолиты представляют собой водные алюмосиликаты
Са и Na, частично Ba, Sr, К редко Mg и Мп (табл. 75).
ТАБЛИЦА 75
Химический состав некоторых цеолитов (в процентах)
Минерал Si о2 AI2O3 СаО Баб Na2O К2О Н2О Примеси
Натролит . . . 47,0 26,0 — — 16,0 — 10,0 СаО, К2О, Fe2O3, FeO, MnO
Шабазит . . . 48—54 15—20 6—11 — 0—3 — 21—22 К2О, Fe2O3, ВаО, MgO, Sr О
Гейландит . . 59,2 16,8 9,2 — •—. — 14,8 Na2O, SrO, К2О, ВаО,
Десмин .... 57,0 16,0 8,0 — 2,0 — 17,0 Na2O, К2О, MgO,
Гармотом . . . 47,0— 50,4 16,0 — 11,6 — 3,6 13,8 Fe2O3, К2О, Na2O, MgO, Fe2O3, СаО
Цеолиты кристаллизуются в низших сингониях, причем все-
они, за исключением шабазита (тригональная сингония) и натролита (ром-
бическая сингония), принадлежат к призматическому виду симметрии
моноклинной сингонии. Для цеолитов очень характерна четко выраженная
способность к мимитезии, т. е. приближение по внешней форме к кристаллам
с высшей симметрией. Характеристика структурной ячейки,
приведена в табл. 76.
ТАБЛ ИЦА 76
Характеристика структурной ячейки главнейших цеолитов
Минерал Пространственная группа co bo co 6 Количество единиц=в структур- ной ячейке
Натролит .... Fdd2 18,35 18,70 6,61 — 8
Шабазит .... D^d—R3m 13,78 — 15,03(Ch) — 6
Гейландит . . . C^h C2jm 17,71 17,84 7,46 116°20' 4
Десмин C3h—C2/m 13,63 18,17 11,31 129°10' 4
Г армотом .... C^h-—P21jm 9,82 14,13 8,68 124°50' 2
351
Физические свойства. Обычно цеолиты бесцветные или
белого цвета, иногда они окрашены в другие цвета (красные гейландиты,
красноватые десмины и шабазиты). Блеск цеолитов стеклянный, иногда
перламутровый, слегка мерцающий (особенно на плоскостях спайности).
Спайность средняя по (010) (десмин, гейландит), по (001) (гармотом, шаба-
зит) и по (110) (натролит). Твердость по сравнению с другими каркасными
алюмосиликатами несколько занижена, колеблется от 3,5 до 4,5 (подни-
мается до 5,0 у шабазита и 5,5 у натролита). Плотность — 2,1—2,5. Пока-
затели преломления и двупреломления довольно низкие (табл. 77).
ТАБЛИЦА 77
Оптические свойства главнейших цеолитов
Минерал ng пт пр ng — пр или ng — пт
Натролит Гармотом Шабазит Гейландит Десмин 1,485—1,493 1,508 1,480—1,490 1,505 1,500 1,473—1,480 1,505 1,478—1,485 1,499 1,498 1,473—1,480 1,503 1,498 1,494 0,011—0,013 0,005 0,002—0,010 0,007 0.006
Диагностические признаки натролита — оптические
свойства и химический состав; шабазита — ромбоэдрические кристаллы
и спайность по ромбоэдру; гейландита — пластинчатый облик кристаллов,
совершенная спайность, обусловливающая перламутровый отлив; дес-
мина — сноповидные формы агрегатов; гармотома — двойники с кресто-
образным сечением. Главные линии на рентгенограммах: 6,7; 5,7; 2,82 (для
натролита); 9,3; 4,35; 2,93 (для шабазита); 9,8; 8,5; 3,98 (для гейландита);
9,05; 4,03; 3,00 (для десмина); 8,11; 7,16; 6,25 (для гармотома). П. п. т. пла-
вятся по-разному. Разлагаются в НС1 с выделением студенистого слизистого
или порошковатого SiO2.
Образование и месторождения. Цеолиты образуются
главным образом из горячих и холодных вод. В первом случае они возни-
кают при застывании вулканических пород, выходящих на поверхность
со значительным количеством воды. В вулканических породах благодаря
выделению паров и газов возникает много пустот, в которых и выделяются
цеолиты, образуя сферолиты или просто выстилая стенки пустот. Этот про-
цесс происходит в последние гидротермальные стадии застывания магмы.
Цеолиты здесь обычно находятся в ассоциации с кальцитом, доломитом,
гидрослюдами и кварцем. При образовании цеолитов наблюдается некоторая
последовательность, заключающаяся в том, что сначала выделяются цео-
литы, бедные водой и богатые кремнеземом, а потом — цеолиты, богатые
водой и бедные кремнеземом. В нефелиновых породах в последние стадии
гидротермального процесса наблюдается превращение нефелина в цеолиты,
в частности в натролит (так называемый шпреуштейн.) При экзогенных
процессах цеолиты возникают за счет изменения алюмосиликатов или при-
родного стекла. Образование цеолитов иногда имеет место в почвах. Ско-
пления цеолитов связаны главным образом с вулканическими породами.
Месторождения их находятся в Забайкалье (окрестности .Усть-Кяхты),
на Кавказе в Восточной Сибири, в районе Кара-Дага в Крыму, в Закар-
патье, па Волыни и в некоторых других местах Украинской кристалличе-
ской полосы. Кроме того, следует отметить развитие гармотома в рудных
свинцово-цинковых жилах Гарца и Шотландии.
Разрушение. На земной поверхности цеолиты неустойчивы.
Более сложные цеолиты, содержащие вместе Са, Na, а также К, переходят
в цеолиты чисто натриевые или чисто кальциевые и в конце концов превра-
щаются в хлорит, пренит и монтмориллонит. Этому процессу способствует
352
возможность катионного обмена. Иногда наблюдается каолинитизация
цеолитов.
Практическое значение имеют только искусственные
цеолиты, используемые как водоочистители. Соответственно структурным
особенностям среди цеолитов мы выделяем три группы: натролита, шаба-
зита и гейландита — филлипсита.
На основании различной прочности связей между тетраэдрами в каркасе
все цеолиты можно разделить на три подгруппы: одномерные (волокнистые),
трехмерные (изометрические) и двумерные (пластинчатые).
К одномерным цеолитам принадлежат такие, у которых /каркасная
структура состоит из четверных колец Al2Si2Oi0 (рис. 210), соединяющихся
Рис. 210. Структура цеолитов:
а — натролита, б — шабазита, в — гейландита
при помощи пятого атома Si в цепочки, параллельные оси с. Между собой
цепочки связаны тетраэдрами соседних колец. В продольных полостях
между цепочками размещаются катионы Na, Са и Ва и молекулы Н2О.
Из минералов, принадлежащих к этой подгруппе, мы рассмотрим
только натролит.
Натролит — Na2[A12Si2O10]-2H2O получил название по содержанию нат-
рия (натриевый камень).
Химический состав приведен в табл. 75. Сингония —
ромбическая, вид симметрии — ромбопирамидальный — C2v — 2mm(L22P).
Агрегаты и габитус. Натролит часто встречается в виде
хорошо образованных друз вместе с другими цеолитами и анальцимом,
а также в виде радиальных агрегатов, образованных кристаллами столб-
чатого облика (рис. 211, а). Главными формами являются ромбическая
призма {110}, ромбическая бипирамида {111} и пинакоид {100}.
Физические свойства. Натролит в большинстве случаев
бесцветный, белый, однако иногда приобретает желтоватый или красноватый
цвет. Спайность средняя по (НО). Твердость — 5—5,5. Плотность — 2,2—
2,5. Оптические свойства приведены в табл. 77.
К трехмерным цеолитам принадлежат такие, в которых структура
состоит из двухэтажных шестерных и восьмерных колец состава (Al, Si)12O30
(в шабазите, рис. 210, б) и (Al, Si)i6O40 (в гармотоме), связанных друг с дру-
23 Лазаренко Е. К.
353
гом в направлении а. Из принадлежащих к этой группе минералов мы
рассмотрим только шабазит и гармотом.
Шабазит — (Са, Na2)[AlSi2O6J2-6H2O. Название происходит от слова
хабазиос, которым назван камень, воспетый греческим поэтом Орфеем.
Синиопим — хабазит. Химический состав приведен в табл. 75.
Сингония — тригональная. Встречается в виде массивных агре-
гатов и кристаллических друз. Габитус кристаллов ромбоэдрический,
Рис. 211. Габитус цеолитов:
о — натролит, б — шабазит, в — двойник шабазита, г — гейландит, д —десмин, е — четвер-
ник гармотома
близкий к кубическому (рис. 211). Главные формы — {1011}, {0112},
{0221} и др. Довольно часто встречаются двойники прорастания с трех-
гранными выступающими углами на гранях {1011}, как у киновари.
Физические свойства. Цвет шабазита белый с красноватым
или буроватым оттенком. Твердость — 4—5. Плотность — 2,1—2,2. Опти-
ческие свойства приведены в табл. 77.
354
Гармотом — Baf Al Si 3OSJ2 • 6H2O. Название минерала происходит от греч.
слов гармос — шов и томос — резание (по способности двойниковых кри-
сталлов раскалываться параллельно плоскостям (010) на симметричные
половины). Синоним -— крестовый камень. Химический состав
приведен в табл. 75.
Сингония моноклинная, вид симметрии — призматиче-
ский — C2h — 2Jm(L2PC).
Г а б и т у с. Для гармотома характерны отдельные кристаллы или
их лучистые группы. Габитус кристаллов столбчатый, главные формы —
{НО}, {001} и {010}. На гранях (НО) и (010) обычно отмечается штриховка,
проходящая вдоль [ООП. Простые кристаллы гармотома редки, чаще всего
они представляют собой крестообразные двойники срастания.
Физические свойства. Цвет гармотома сероватый, желто-
ватый и красноватый. Спайность средняя — по (001). Твердость)— 4,5—5,0.
Плотность — 2,4—2,5.
К двумерным цеолитам принадлежат такие, в которых наблюдается
определенная ориентировка алюмокремнекислородных тетраэдров. Две
трети тетраэдров связаны друг с другом в сетки из шестичленных колец,
располагающихся в плоскостях, параллельных (010). При помощи остав-
шейся трети тетраэдров слои соединяются друг с другом. Образующийся
каркас состоит из каналов, образованных шестичленными кольцами в напра-
влении, параллельном [100], и каналами, образованными пяти- и восьми-
членными кольцами в направлении, параллельном [001]. Внутри каналов
размещаются катионы Са, Na, К и молекулы Н2О.
В этой подгруппе мы рассмотрим гейландит и десмин.
Гейландит—Ca[Al2Si7O18J-6H2O. Назван в честь английского собира-
теля минералов Гейланда. Химический состав приведен
в табл. 75.
Агрегаты и габитус. Гейландит наблюдается в виде листова-
тых масс с почти параллельным срастанием пластинок, в связи с чем он
получил второе название — листоватый цеолит/ а также в зернистых агре-
гатах. Зернистые агрегаты образованы кристаллами таблитчатого облика
(см. рис. 211). Обычными формами на них являются {010}, {001} и {101}.
Иногда встречаются двойники по (100).
Физические свойства. Цвет гейландита белый, желтый
и кирпично-красный. Оптические свойства приведены в табл. 77.
Десмин — Ca[Al2Si7O18] • 7Н2О. Получил название от греч. слова десме —
связка (по сноповидной форме агрегатов). Синоним — стильбит. X и м и -
ческий состав приведен в табл. 75.
Агрегаты и габитус. Десмин образует сноповидные агре-
гаты, а также кристаллы плосковытянутого или таблитчатого облика
(рис. 211), часто наблюдающиеся в миндалинах в виде друз. Иногда
встречаются двойники прорастания десмина с двойниковой плоскостью (001).
ПОДКЛАСС СИЛИКАТОВ С ИЗОЛИРОВАННЫМИ ТЕТРАЭДРАМИ
И ГРУППАМИ ТЕТРАЭДРОВ SiO4 (ОСТРОВНЫЕ ОРТО- И ДИОРТОСИЛИКАТЫ)
Силикаты островной структуры представляют собой главным образом
соли кислоты H4SiO4 или ее производной H6Si2O7, т. е. являются орто-
и диортосиликатами. В основе структуры ортосиликатов лежат отдельные
группы SiO4, в которых каждый атом кремния окружен четырьмя атомами
кислорода, находящимися в вершинах правильного тетраэдра. Атомы
кислорода здесь не связаны с другими атомами кремния. По своему значе-
нию все атомы кислорода одинаковы. Каждый из них имеет одну свободную
отрицательную валентность, которая должна быть уравновешена металли-
ческими катионами. Основой диортосиликатов являются отдельные кремне-
кислородные комплексы из двух тетраэдров, соединенных одной общей
23* 355
Состав и важнейшие свойства
Минерал Химический состав, % Параметры элементарной ячей- ки, А
MgO FeO MnO S1O2 ао «0 св
Форстерит . . 57,1 — —. 42,9 4.76 10,20 5,80
Фаялит .... — 70,57 — 29,43 4,82 10,48 6,11
Кнебелит . . . — 0,0— 70,57 66,80— 0,0 31,48— 27,98 4.90— 4,82 10.62— 10.48 6,25— 6,11
вершиной. Исходя из вышеизложенного, радикалами островных силикатов
являются [S1O/J4- и [Si2O7]6-. Орто- и диортосиликаты характеризуются
рядом общих признаков. Так, плотность их высокая, обычно выше 3. Твер-
дость и кислотоустойчивость повышаются с увеличением содержания А1
и Be. В общем они сравнительно легко разлагаются в кислотах с образова-
нием студнеобразной SiO2. При наличии Fe и близких к нему элементов
минералы интенсивно окрашены. Преломление высокое — выше 1,65.
Силикаты островной структуры могут быть разделены на три отдела.
Ортосиликаты без добавочных
анионов
Орто- и диортосиликаты
с добавочными (ОН)- и F-
Группа оливина
Группа фенакита
Группа граната
Группа циркона
Ортосиликаты с добавочным О2-
Группа сфена
Группа андалузита
Группа ставролита
Группа топаза
Группа везувиана
Группа эпидота
Группа каламина
ОРТОСИЛИКАТЫ БЕЗ ДОБАВОЧНЫХ АНИОНОВ
Группа оливина
К группе оливина относятся минеральные виды переменного состава:
оливин — (Mg, Fe)2[SiOJ и кнебелит — (Мп, Fe)2[SiO4L Состав оливина
меняется от крайнего магнезиального члена форстерита — Mg2[SiO4] до
крайнего железистого члена фаялита — Fe2[SiO4], а кнебелита — от край-
него марганцовистого члена тефроита — Mn2[SiO4] до крайнего железистого
члена фаялита — Fe2[SiO4l.
В основе кристаллической структуры названных
минералов лежит структура оливина, изображенная на рис. 6.
Из минералов группы мы рассмотрим только оливин, а для кнебелита
приведем лишь его состав и некоторые свойства (табл. 78).
Название оливина связано с его оливково-зеленым цветом. Форстерит
назван так в честь Дж. Форстера, нашедшего первым этот минерал. Фаялит
назван по острову Фаял Азорского архипелага, где он впервые был обна-
ружен в виде включений в вулканических бомбах, кнебелит — по фамилии
Кнебеля, открывшего этот минерал. Название минерала тефроит происхо-
дит от греч. тефрос — пепельная окраска.
Основной разностью оливина является хризолит, название которого
происходит от греч. слова хрисос — золото (по золотистому цвету впервые
описанных образцов). Это прозрачный оливин, окрашенный в желтовато-
зеленый цвет. Состав и главные свойства минералов группы оливина при-
ведены в табл. 78.
.356
минералов группы оливина
ТАБЛИЦА 78
Твердость Плотность Оптические свойства
ng пт пр ng — пр 2V
7 6—6,5 6—6,5 3,217 4,0—4,35 3,8—4,4 1,670 1,886 1,817—1,867 1,651 1,877 1,807—1,835 1,635 1,835 1,770—1,815 0,035 0,047—0,051 0,040—0,051 82° 47—60° 70—44°
Сингония — ромбическая, вид симметрии — ромбобипир ами-
да л ьный — D2h — mmm(3L23PC).
Структурная ячейка содержит R8[Si4Oi6]. Пространствен-
ная группа — Dm — РЬпт.
Агрегаты и габитус. Минералы группы оливина образуют
зернистые агрегаты, в виде кристаллов встречаются редко. Кристаллы
Рис. 212. Габитус кристалла оливина:
а — обычная форма, б — кристалл, типичный для основных изверженных пород,
в — кристалл пневматолитового происхождения, г — из контактовых пород
имеют короткостолбчатый облик (рис. 212). Главными формами являются
{100}, {НО}, {010} и {111}.
Физические свойства. Цвет оливина изменяется от темно-
желтого до зеленого. Блеск стеклянный, сильный. Спайность несовершен-
ная. Другие свойства приведены в табл. 78. Изменение оптических свойств,
а также плотности показано на рис. 65.
Диагностические признаки описываемых минералов —
цвет и стеклянный блеск. Главные линии на рентгенограммах: 2,497; 2,441;
1,741 (для форстерита); 3,707; 2,850; 1,755 (для фаялита). В НС1 почти
не растворяются, в концентрированной H2SO4 растворяются с выделением
геля SiO2. П. п. т. форстерит и оливин не плавятся, фаялит в отличие от них
сплавляется в черное магнитное стекло.
Искусственное получение. Минералы группы оливина
получены раскристаллизацией сплавов соответствующего состава.
Образование. Оливин — типичный магматический минерал.
Образуется он при кристаллизации основных и ультраосновных пород.
Значительные скопления оливина известны на восточном склоне Урала,
где он находится в ассоциации с хромитом, пироксенами, самородной пла-
тиной и другими минералами. Иногда оливин встречается на контакте,
будучи, как считают, пневматолитовым образованием. Оливин магматиче-
ского происхождения имеет таблитчатый облик по {010} с преобладающим
развитием форм {010}, {110} и {021} (см. рис. 212). Для оливина пневма-
толитового происхождения характерны формы {010}, {120} и {Ш}, а для
оливина из друз изверженных пород (главным образом из Египта) — {100},
{010} и {011}.
357
Разрушение и псевдоморфозы. Под влиянием гидро-
термальных растворов минералы группы оливина переходят в серпентин
(A4g3(OH)4[Si2O5]) и тальк (Mg3(OH)2[Si4OI0J), а на земной поверхности —
в гидроокислы железа и марганца. Все эти минералы образуют по оливину
псевдоморфозы.
Практическое значение. Маложелезистые разности оли-
вина применяются при производстве огнеупорного форстеритового кирпича.
Хризолиты используют как драгоценные камни.
Группа фенакита
В этой группе мы рассмотрим очень редкие минералы — фенакит
и виллемит.
Оба они кристаллизуются в ромбоэдрическом классе тригональной син-
гонии — С & —
Фенакит — Be2|SiOJ. Фенакит получил название от греч. слова фенаке—
обманщик (бесцветные разности этого минерала в обломках почти невоз-
можно отличить от кварца). Впервые фенакит был найден в начале прошлого
столетия на Урале.
X и мический состав: ВеО — 45,5%, SiO2 —- 54,5%. Присут-
ствуют примеси MgO, СаО, А12О3 и Na2O.
Структурная ячейка содержит Be36[Sii8O72]. Простран-
ственная группа — Cli — R3; а0 = 12,43, с0 = 8,22; а0 : с0 = 1 : 0,661.
Кристаллическая структура. Элементарная ячейка
фенакита содержит восемнадцать единиц Be2[SiO4]. Она образована связан-
ными тетраэдрами, в центрах которых размещены Si и Be (рис. 213).
Агрегаты и габитус. Фенакит обычно встречается в виде
кристаллов ромбоэдрического, реже призматического габитуса (рис. 214),
Рис. 213. Кристаллическая структура фенакита:
а — расположение кислородных ионов в разрезе, перпендикулярном к тройной оси, б — располо-
жение ионов кислорода между ионами бериллия и кремния, в — тетраэдры SiO4 и ВеО4
вросших в породу. Главными формами на кристаллах являются призма
{1010}, а также ромбоэдры (1011}, {1123}, {1232} и др. Кристаллы фена-
кита иногда достигают крупных размеров и хорошо образованы.
Физические свойства. Цвет минерала белый, у некоторых
разностей очень похож на цвет кварца. Блеск стеклянный, жирный. Про-
зрачный. Спайность несовершенная. Твердость -— 7,5—8. Плотность —
358
2,97—3,0. Оптические свойства: одноосный, положительный; ng— 1,670,
пт = 1,654.
Диагностическим признаком фенакита является ром-
боэдрический внешний вид кристаллов. Главные линии на рентгенограммах:
2,511; 2,183; 1,258. В кислотах не растворяется. П. п. т. не плавится.
Отличие от сходных минералов. Фенакит похож на
берилл (отличия — ромбоэдрический габитус кристаллов, а также большая
Рис. 214. Габитус кристаллов фенакита
плотность). Похожий на него хризоберилл имеет меньшую твердость, мень-
шую плотность, а также другую форму кристаллов.
Образование и месторождения. По своему происхо-
ждению фенакит — пневматолитовый минерал, связанный чаще всего
с пегматитами щелочных магм, где встречается вместе
амазонитом, адуляром и гематитом. Фенакит изве-
стен в месторождении Крагере в Норвегии и др.
Практическое значение. В ассоциа-
ции с бериллом фенакит является рудой на бериллий.
Иногда он используется в ювелирном деле.
Виллемит — Zn2[SiO4J. Название минерала про-
исходит от имени голландского короля Вильяма.
Химический состав: ZnO — 73,0 %,
SiO2 — 27%. Часто содержит примеси марганца.
Структурная ячейка содержит
Zn36[Si18O72l. Пространственная группа — С2зг —
ДЗ; а0 = 13,96; с0 = 9,34; а0 : с0 = 1 : 0,669.
Кристаллическая структура
виллемита аналогична структуре фенакита (места
ионов Be заняты ионами Zn).
Агрегаты и габитус. Виллемит изве-
стен в виде сплошных и зернистых масс, а также
натечных образований. Кристаллы встречаются очень
редко, причем они очень мелкие и образованы граня-
ми призм и ромбоэдра (рис. 215).
Физические свойства. Виллемит чаще всего бесцветный,
однако иногда окрашен окислами железа в зеленовато-желтый, яблочно-
зеленый и красноватый цвет. Блеск стеклянный, жирный. Спайность иногда
отчетливая по (0001). Излом раковистый. Твердость — 5—6. Плотность —
3,89—4,18. Оптические свойства: одноосный, положительный; ng = 1,719—
1,723, пт = 1,691—1,694. Некоторые разности в ультрафиолетовых лучах
интенсивно светятся зеленым или желтым цветом.
Диагностические признаки виллемита —- оптические
константы, высокая твердость и большая плотность. Главные линии па рент-
генограммах: 2,844; 2,638; 1,423. Растворяется в НС1 в тонком порошке
с выделением студенистого SiO2. П. п. т. почти не плавится.
Отличие от сходных минералов. Виллемит похож
на каламин — Zn4(OH)2[Si2O7] -Н?О, от которого отличается оптическими
данными, более высокой твердостью и большей плотностью.
Рис. 215. Габитус
кристаллов виллеми-
та
359
Образование и месторождения. Виллемит известен
как контактовое, а также как экзогенное образование в верхних горизонтах
цинковых месторождений. В первом случае он находится в ассоциации
с франклинитом и цинкитом, а в другом — с галенитом и сфалеритом,
а также с церусситом и смитсонитом. Крупные скопления виллемита извест-
ны в месторождении Франклин в Нью-Джерси (США). В Советском Союзе
этот минерал встречен в месторождении Тетюхе на Дальнем Востоке, а также
в Таласском Алатау.
Практическое значение. Виллемит используется как цин-
ковая руда, а также применяется при изготовлении флюоресцирующих
экранов.
Группа граната
, Группу граната образуют многочисленные минералы переменного
и постоянного состава с общей формулой Rg+R^+[SiO4]3, где R2+ = Mg2+,
Fe2+, Mn2+, Ca2+; R3+ = Al3+, Fe3+, Cr3+, Mn3+.
Эта группа получила свое название от лат. слова granatus — похож
на зерна (напоминает цвет мякоти плодов граната). Старинное русское
название граната — вениса. Среди гранатов наиболее распространены
такие минеральные виды переменного состава: 1) пироп-альмандин —
(Mg, Fe)3Al2[SiO4J3; состав меняется от магнезиального члена пиропа —
Mg3Al2lSiO4l3 до железистого члена альмандина — Fe3Al2[SiO4]3; 2) аль-
мандин-спессартин — (Fe, Mn)3Al2[SiO4]3; состав меняется от железистого
члена альмандина — Fe3Al2[SiO4]3 до марганцовистого члена спессартина —
Mn3Al2[SiO4]3; 3) гроссуляр-андрадит — Са3(А1, Fe)2|SiO4]3; состав меняется
от крайнего алюминиевого члена гроссуляра — Ca3Al2[SiO4]3 до крайнего
железистого члена андрадита — Ca3Fe2[SiO4J3; 4) гроссуляр-спессартин —
(Са, Mn)3AI2[SiO4] 3; состав меняется от крайнего кальциевого члена грос-
суляра — Ca3Al2[SiO4]3 до крайнего марганцовистого члена спессартина —
Mn3Al2[SiO4] 3.
Из минеральных видов постоянного состава главнейшими являются
уваровит — Ca3Cr2[SiO4]3 и плазолит — Ca3AI2(OH)4[SiO4]2.
Название пиропа происходит от греч. слова пиропос — похожий на
огонь (благодаря темно-красному цвету), альмандина — от искаженного
названия местности Алабанда в Малой Азии, где в древние времена зани-
мались огранкой камней; спессартина -— от названия месторождения Спес-
сарт в Баварии, уваровита — по фамилии министра Уварова (минерал
впервые был открыт на Урале), гроссуляра — от лат. названия крыжов-
ника, на который этот минерал похож по цвету (открыт в 1790 г. академиком
К. Лаксманом на р. Вилюй в Восточной Сибири), название андрадита проис-
ходит от фамилии португальского минералога д’Андрада.
Плазолит получил название от греч. плясо — спутаю и литое — камень.
В качестве разностей можно назвать демантоид (прозрачная зеленая раз-
ность андрадита) и шорломит (богатая титаном разность андрадита).
Химический состав минералов группы граната приведен
в табл. 79. Как примеси присутствуют: в пироп-альмандине — Са, Сг;
в альмандин-спессартине — Y; в гроссуляр-андрадите — Ti, Zr, Cr, V, Sn;
в уваровите — Al.
Сингония — кубическая, вид симметрии — гексоктаэдрический —
Oh — m3m(3L£L$L£PC).
Структурная ячейка содержит RltR|j[Si24O96]. Простран-
ственная группа — Oh — Ia3d. Параметры ячейки приведены в табл. 79.
Кристаллическая структура граната приведена
на рис. 216. Она состоит из кремнекислородных тетраэдров и алюмокисло-
родных октаэдров, в промежутках между которыми находятся двухвалент-
ные ионы. Кремнекислородные тетраэдры размещены в направлении вин-
360
ТАБЛИЦА 79
Состав и главнейшие свойства минералов группы гранатов
Минерал Химический состав, % Пара- метры эле- мен- тарной ячейки ао Плот- ность Пока- затель пре- лом- ления
MgO FeO MnO СаО AI2O3 FeoOg СГ2ОЗ SiO2
Пироп . . . 29,8 25,4 44,8 11,44 3,51 1,705
Альмандин —. 43,3 •— •— 20,5 — — 36,2 11,49 4,25 1,830
Спессартин — .— 43,0 — 20,6 — .— 36,4 11,59 4,18 1,800
Гроссуляр — — — 37,8 22,7 — .— 40,0 11,84 3,53 1,735
Андрадит . . — — — 33,0 •— 31,5 .— 35,5 12,04 3,75 1,895
Уваровит — — — 33,5 — •— 30,6 35,9 12,05 3,52 1,870
товых осей четвертого порядка, а алюминиевые октаэдры — в направлении
осей третьего порядка, образуя колонки с А1О6-октаэдров. Двухвалентные
катионы находятся в восьмерной координации ионов кислорода.
Агрегаты и габитус. Гранат относится к хорошо кристалло-
графически индивидуализированным минералам. Кристаллы его встре-
чаются довольно часто и иногда
бывают очень больших размеров.
Так, например, возле Дальсфьорда
в Норвегии был найден валун гра-
ната массой 700 кг. Господствующей
формой кристаллов, особенно тех,
которые врастают в породу, являет-
ся ромбический додекаэдр {ПО}
(рис. 217, а). Он настолько типичен
для граната, что его называют гра-
натоэдром. Вместе с ромбическим
додекаэдром (рис. 217, в) или са-
мостоятельно наблюдается также
тетрагонтриоктаэдр (211), изобра-
женный на рис. 217, б. На кри-
Рис. 216. Структура граната. Вверху общий вид. внизу детали
структуры:
а — 1/64 структурной ячейки гроссуляра, б — проекция ее на плоскость
(100), 6 — координация кальция в структуре гроссуляра
сталлах граната часто отмечается штриховка, параллельная ребрам [НО].
Отдельные кристаллы и кристаллические скопления являются наиболее
распространенными формами развития граната. Сплошные массы в виде
горных пород, зернистые или реже массивные агрегаты характерны для
андрадита и гроссуляра.
361
Физические свойства. Цвет гранатов изменяется от белого
до черного. В этих пределах наблюдаются гранаты всех цветов, за исклю-
чением синего. Известковые гранаты обычно бесцветные, зеленоватые;
андрадит бывает черным. Уваровит имеет изумрудно-зеленый цвет, пироп,
альмандин и спессартин — красный и красно-фиолетовый. Блеск стеклян-
ный, иногда близкий к алмазному. Спайность несовершенная. Излом рако-
вистый. Твердость — 6,5—7,5 (наиболее высокая у альмандина, пиропа
и спессартина — 7—7,5.) Плотность приведена в табл. 79.
Диагностические признаки гранатов — габитус кри-
сталлов, высокая твердость и большая плотность. Главные линии на рент-
генограммах: 2,583; 1,542; 0,7835 (для пиропа); 2,589; 1,539; 1,071 (для
альмандина); 2,603; 1,610; 1,553 (для спессартина); 3,020; 2,69; 1; 1,604
(для уваровита); 2,662; 1,581; 1,101 (для гроссуляра); 2,707; 1,611; 0,8190
(для андрадита). В соляной кислоте минералы группы граната, за исклю-
чением андрадита, который растворяется с трудом, нерастворимы. П. п. т.
Рис. 217. Габитус кристаллов граната:
а — ромбододекаэдрический, б — тстрагон-триоктаэдричсский, в —
комбинация тетрагон-триоктаэдра и ромбического додекаэдра
легко плавятся (кроме хромовых гранатов), образуя королек, окрашенный
в разные цвета. Железистые разности обладают магнитными свойствами.
Искусственное получение. Гранаты получены сплавле-
нием в водородной струе соответствующих смесей с избытком хлоридов
(СаС12, MgCl2 и т. д.).
Образование и месторождения. Гранаты образуются
метаморфическим путем и встречаются в кристаллических слюдяных, рого-
вообманковых и хлоритовых сланцах и гнейсах, а также в скарнах. В скар-
нах гранат может возникать в эндоконтактовой зоне за счет плагиоклазов
или в экзоконтактовой зоне при переработке известняков с привносом SiO2.
В скарнах гранат находится в ассоциации с кальцитом, диопсидом, везу-
вианом и эпидотом, в сланцах — с хлоритом, дистеном, ставролитом и слю-
дой. Кроме того, уваровит часто встречается вместе с хромитом. Известны
также гранаты, образующиеся в магматических условиях, что особенно
типично для альмандина и пиропа. Гранаты магматического происхожде-
ния отличаются от контактовых внешним видом кристаллов: магматические
обычно имеют тетрагон-триоктаэдрический габитус, тогда как гранаты,
возникшие на контактах, характеризуются ромбододекаэдрическим габи-
тусом. Химический состав граната зависит от характера породы, в которой
он образовался. Пироп и близкие к нему гранаты встречаются главным
образом в метаморфизованных серпентинитах и других богатых магнием
породах (кимберлиты, перидотиты, пироксениты). Альмандин обычен для
метаморфических сланцев, спессартин типичен для гранитов и пегматитов,
уваровит выполняет трещины в хромитах, гроссуляр и андрадит характерны
в основном для скарнов, бедных железом. Зависимость состава гранатов
от условий образования рассмотрена на стр. 153. Под влиянием гидротер-
мальных растворов гранаты подвергаются хлоритизации, эпидотизации,
а также превращаются в слюды. Хлорит, эпидот и слюда отмечаются в виде
включений в гранатах или одевают кристаллы граната в своеобразные
рубашечки. Иногда встречаются очень тонкие прорастания граната квар-
цем, хлоритом и другими минералами, которые делают его анизотропным.
362
Месторождения гранатов известны в США (штаты Пенсильвания, Нью-Йорк,
Джорджия). В Советском Союзе они имеются в Карелии и на Южном Урале,
в частности на г. Таганай. Равномерно окрашенные разности граната, являю-
щиеся полудрагоценными камнями, встречаются в Чехословакии (пиропы
в оливиновых породах), Трансваале (рубины в «голубой земле» вместе с алма-
зами), в СССР — в Нижнетагильском районе на Урале (демантоид), а также
па горах Магнитная, Высокая, в кимберлитах Якутии (пироп) и в других
местах. На земной поверхности гранаты благодаря высокой твердости устой-
чивы и образуют иногда россыпные месторождения.
Практическое значение. Гранаты (преимущественно
альмандин) употребляют как абразивный материал. Кроме того, они исполь-
зуются при изготовлении так называемой гранатовой бумаги. Равномерно
окрашенные гранаты используются как полудрагоценные камни.
Группа циркона
К этой группе принадлежат циркон и очень редкий минерал торит —
Th[SiO4], используемый в ряде стран как руда для получения радиоактив-
ных элементов. Из минералов этой группы мы рассмотрим только циркон.
Циркон — Zr[SiO4J — получил название от искаженных со временем
персидских слов царь — золото
циркона: 1) гиацинт — крас-
ные, красно-бурые, прозрачные
цирконы; 2) малакон —• циркон,
содержащий свыше 1 % воды;
3) циртолит—разрушенные цир-
коны, состоящие из окиси крем-
ния и окиси циркона.
Химический со-
став: ZrO — 67,1 % (Zr —-
49,5%); SiO2 — 32,9%. Обычно
содержит гафний (иногда до
24%), Y (до 18%), Р, Nb,
а также уран и торий.
Сингония — тетрагональ-
ная, вид симметрии — дитет-
и гун — цвет. Выделяют такие разности
рагонально-бипирамидальный — Рис. 218. Кристаллическая структура цир-
Dih — Ыттт (L^4L2bPC'). кона
Структурная ячейка
содержит Zr4Si4O16. Пространственная группа—D\°h— 14А/amd; а0 = 6,62,
с0 = 6,02; : с0 = 1 : 0,901.
Кристаллическая структура циркона (рис. 218) со-
стоит из анионных групп [SiOJ4- и катионов Zr4+, чередующихся вдоль
оси четвертого порядка, Zr находится в восьмерной координации ионов
кислорода.
Г а б и т у с. Циркон относится к хорошо кристаллографически инди-
видуализированным минералам. Обычно он встречается в виде кристаллов,
которые могут достигать больших размеров. Кристаллы циркона, как
правило, вытянуты по главной оси, но иногда оказываются укороченными.
Главными обликами вследствие этого являются столбчатый и коротко-
столбчатый, реже — изометрический. На кристаллах циркона (рис. 219)
наблюдается комбинация призмы {110} и бипирамиды {111}, к которым
присоединяется также призма {100}; иногда кристаллы заканчиваются
дитетр агональной бипирамидой {311}. На кристаллах циркона из некото-
рых месторождений, кроме указанных форм, отмечаются острые бипирамиды
{331}, {221}; благодаря многочисленности форм такие кристаллы прибли-
жаются к изометрическим. В отдельных месторождениях найдены кристаллы
363
циркона, образованные только гранями бипирамиды {111}. Иногда встре-
чаются двойники прорастания по (011), (111) и (221) и параллельные сра-
стания циркона с ксенотимом (см. рис. 219) и пирохлором.
Физические свойства. Цвет циркона оранжевый, желтый,
коричневый, часто сероватый, розовый, красный. Блеск алмазный, иногда
жирный. Спайность средняя по призме (110). Твердость — 7—8. Хрупкий.
Рис. 219. Габитус кристаллов циркона. Правый рисунок — сросток цирко-
на и ксенотима
Плотность — 4,68—4,70. Оптические свойства: одноосный, положительный;
ng = 1,968—2,015, пт — 1,923—1,960. Часто радиоактивный и метамикт-
ный (см. стр. 61). Характерно, что при метамиктизации изменяются
физические свойства минерала. Так, твердость глубоко измененного цир-
кона равна приблизительно 3,5.
Диагностические признаки. Характерными признака-
ми циркона являются цвет и габитус кристаллов. Главные линии на рентге-
нограммах: 3,29; 2,52; 1,71. В кислотах не растворяется. П. п. т. не пла-
вится.
Отличие от сходных минералов. Циркон похож
на рутил, от которого отличается твердостью и показателем преломления,
на касситерит, имеющий другую плотность, и на монацит, характеризую-
щийся иными твердостью и видом кристаллов.
Образование и месторождения. Циркон образуется
магматическим и пегматитовым путем. В первом случае он встречается
обычно как акцессорный минерал, преимущественно в породах, связанных
со щелочными магмами. Чаще цирконы приурочены к пегматитам щелочных
пород. У цирконов магматического происхождения часто отмечаются плео-
хроичные дворики. Циркон находится в ассоциации с полевыми шпатами,
корундом, нефелином, пирохлором, апатитом, иногда со скаполитом и сфе-
ном. Крупные месторождения циркона известны в Южной Норвегии (Гите-
ре, Крагере, Телемаркен), в Бразилии, США (штат Флорида), на островах
Цейлон и Мадагаскар. На Мадагаскаре этот минерал встречается вместе
с монацитом в россыпных месторождениях. На земной поверхности циркон
устойчив и попадает в россыпи, где наблюдается, в частности, вместе с золо-
том, касситеритом, ильменитом, монацитом.
Практическое значение. Циркон применяется для полу-
чения окиси циркона, характеризующейся высокой огне- и кислотоустой-
чивостыо. Кроме того, циркон является единственной рудой на гафний.
Прозрачные красиво окрашенные разности используются в ювелирном деле.
ОРТОСИЛИКАТЫ С ДОБАВОЧНЫМ 02-
Группа сфена
Из этой группы рассмотрим только сфен — CaTiO|SiO4I.
Название минерала произошло от греч. слова сфен — клин (кристаллы
сфена имеют клиновидную форму). Синоним — титанит.
364
Химический состав: СаО — 28,6%, ТЮ2 — 40,8%, SiO2 —
30,6%. Содержит до 12% (Се, У)2О3, до 10% Sn, а также Nb, Сг.
Сингония моноклинная, вид симметрии призматический —
C2h — 2!m(L2PC).
Структурная ячейка содержит Ca4Ti4O4[Si4Oi6l. Простран-
ственная группа — Clh — С2/с; а(1 = 6,56, Ьо — 8,72, с0 = 7,44; р —
119° 43'; a(l : b 0 : с0 = 0,752 : 1 : 0,858.
Кристаллическая структура сфена состоит из крем-
некислородных тетраэдров, соединенных с помощью ионов Са и Ti (рис. 220).
Рис. 220. Кристаллическая структура сфена: слева в полиэдрах, справа
разреженная модель в проекции на (010)
При этом ионы Са окружены семью, а ионы титана — шестью ионами
кислорода.
Агрегаты и габитус. Сфен характеризуется хорошей кри-
сталлографической индивидуальностью. Его пластинчатые и клиновидные
кристаллы (рис. 221) имеют тупые углы между гранями, вследствие чего
разрезы сфена клиновидные. Главные формы на кристаллах этого минера-
ла — пинакоиды {100} и {001} и призмы {110} и {111}. Встречается сфен
в виде отдельных кристаллов, вросших в
трещин. Значительно реже он образует
зернистые агрегаты. Наблюдаются двой-
ники срастания по (100) и реже по (001).
Физические свойства.
Цвет сфена желтый, коричневый, зе-
леный, иногда красный, серый. Блеск
алмазный. Спайность несовершенная по
(ПО). Твердость — 5—6,5. Плотность—-
3,3—3,6. Оптические свойства: оптиче-
ски двухосный, положительный; ng =
1,973—2,054; пт = 1,894—1,934; пр =
1.888—1,918, ng — пр = 0,109; 2Г =
23°20'—49°30'.
породу, или в виде друз на стенках
Диагностические п р и з-
н аки. Диагностическим признаком
Рис. 221. Габитус кристаллов сфена
сфена является габитус кристаллов
(клиновидные формы). "Главные линии
на рентгенограммах: 3,20; 2,98; 2,59. Растворяется в H2SO4 с образовани-
ем сульфата Са и частично в горячей НС1. П. п. т. сплавляется по
краям в темное стекло.
Отличие от сходных минералов. Сфен похож на акси-
нит, гранат и везувиан. В отличие от сфена аксинит прозрачный с фиолето-
вым оттенком и штриховкой на гранях; гранат имеет иную твердость и плот-
ность, везувиан отличают от сфена по твердости.
365
Искусственное получение. Сфен получен сплавлением
SiO2 и TiO2 с избытком СаС12, а также сплавлением ТЮ2 и СаСО3 с силика-
тами .
Образование и месторождение. По происхождению
сфен — магматический и метаморфический минерал. Известен также сфен
гидротермального происхождения. При образовании магматическим путем
он является акцессорным минералом многих изверженных пород. При мета-
морфизме сфен возникает за счет превращения первичных титанистых мине-
ралов на контакте с известняками. Здесь он находится в ассоциации с диоп-
сидом, амфиболами, ильменитом, хлоритами, апатитом, гранатами, эпидо-
том. В гидротермальных образованиях сфен встречается среди жил альпий-
ского типа вместе с адуляром, альбитом и асбестовидным актинолитом
(биссолитом).
Сфен связан преимущественно с щелочными породами. Он встречается
в Вишневых, Ильменских, Шишимских и Назямских горах Урала, а также
в ряде мест Украинской кристаллической полосы как акцессорный минерал
в изверженных породах. Хорошо образованные кристаллы сфена обнару-
жены в месторождениях Швейцарии (Сен-Готард, Бинненталь, Церматт)
и Италии (Пьемонт, Сен-Марчел).
Разрушение. При разрушении сфена вокруг его зерен и кристал-
лов возникает лейкоксеновая оторочка. На поверхности сфен неустойчив
и переходит в кальцит и окислы титана.
Практическое значение. Иногда сфен используют для
получения двуокиси титана.
Группа андалузита
В эту группу входят полиморфные модификации вещества состава
Al2SiO5 — ди стен (кианит) и андалузит. Здесь мы рассмотрим также сил-
лиманит, относящийся к подклассу цепочечных силикатов (рис. 222).
Формулы дистена — Al2O[SiOJ, андалузита — AlAlO[SiO4], силлиманита —
Al[AlSiO5l.
Название дистена происходит от греч. слов ди — дважды и стенос —
сила (имеет разную твердость в двух направлениях); название кианита -—
Рис. 222. Структура дистепа (а), силлиманита (б) и андалузита (в)
от греч. слова кианос — синяя краска. Андалузит назван по месту своего
нахождения (Андалузия в Испании), силлиманит — в честь американского
профессора В. Силлимана.
Химический состав. Все описываемые минералы характе-
ризуются эмпирической формулой Al2SiO5 и имеют состав: А12О3 — 63,1%,
SiO2 — 36,9%. В качестве примесей в дистене обычно присутствуют Сг
(до 1,8%), а андалузите — Fe и Мп (до 7% с образованием марганцевой
разности — виридина), в силлиманите — Fe2O3 (до 2—3%).
Дистен кристаллизуется в пинакоидалыюм виде симметрии триклин-
ной сингонии Ci — I (С), а андалузит -и силлиманит — в ромбобипирами-
дальном виде симметрии ромбической сингонии — D2h— ттт(ЗЬ2ЗРС).
366
Структурная ячейка содержит 4 единицы. Пространствен-
ная группа дистена — С1 — Pl, андалузита — — Рппт, силлимани-
та —• D2/1 — РЬпт. Для дистена й0 — 7,10, Ьо = 7,74, = 5,57; а — 90°05',
Р = 101°02', у = 105°54', а0 : Ьо • с0 = 0,917 : 1 : 0,720. Для андалузита
«о = 7,78, Ьо = 7,92, с0 = 5,57; а0 : b 0 : с0 — 0,982 : 1 : 0,703. Для сил-
лиманита а0 = 7,43, Ьо = 7,58, с0 = 5,74; а0 : Ьо : с0 = 0,979 : 1 : 0,757.
Кристаллическая структура этих минералов (см.
рис. 222) состоит из колонок, образованных половиной ионов А13+ в шестер-
ной координации, чередующихся с группами SiO4. Вторая половина ионов
А13+ находится в шестерной координации у дистена, в четверной — у сил-
лиманита и в пятерной — у андалузита. Дополнительные ионы кислорода
в Дистене связаны только с А13+, в то время как ионы кислорода в тетраэд-
рах SiO4 связаны как с кремнием, так и с алюминием. Некоторые физиче-
ские свойства минералов группы андалузита приведены в табл. 80.
ТАБЛИЦА 80
Свойства минералов группы андалузита
.Минерал Твердость Плотность «5 пт пр ng — пр
Дистен 4,5—7 3,5—3,7 1,728 1.721 1,713 0,015
Андалузит 7—7,5 3,1—3,2 1,630 1,632 1,629 0,010
Силлиманит 6—7,5 3,23 1,677 1,658 1,657 0,20
Муллит 6—7 3,03 1,654 1,644 1,642 0,012
Агрегаты и габитус. Дистен наблюдается в виде лучистых
и жилковатых агрегатов. Кристаллы встречаются сравнительно редко
и имеют столбчатый облик. Главными формами на них являются комбинации
пинакоидов {100}, {010} и {001} (рис. 223). Довольно распространены плоско-
столбчатые кристаллы с господствующей формой {100} и невыразительными
а 5
Рис. 223. Габитус кристаллов дистена:
а — одиночный кристалл, б — двойники
другими плоскостями. Часто встречаются двойники дистена по (100),
а также двойники сдвига, где плоскостью скольжения является (001). Анда-
лузит образует лучистые, шестоватые и зернистые агрегаты. Кристаллы его
имеют столбчато-призматический габитус (рис. 224) и характеризуются
комбинацией призм {110} и {101}, а также пинакоида {001}. Поверхность
отдельных кристаллов андалузита покрыта чешуйками слюд и других
вторичных минералов, образовавшихся при выветривании андалузита или
оставшихся на его кристаллах как реликты породы, в которой он разви-
вался. В качестве разности андалузита выделяют хиастолит. Он наблюдает-
ся в глинистых сланцах в виде белых вытянутых кристаллов, обычно полых,
367
иногда со столбиками глинистого или углистого вещества. Распределение
включений обусловливает в разрезе кристалла черный крест на сером или
беловатом фоне. Силлиманит в шестоватых или жилковатых агрегатах
очень трудно отличить от андалузита. Отчетливые кристаллы силлиманита
встречаются редко и обычно вытянуты вдоль третьей оси. На игольчатых
кристаллах можно установить положение только немногих граней. Конеч-
Рис. 224.
Кристалл
андалузита
ные грани на кристаллах силлиманита почти не встречаются.
Физические свойства. Цвет дистена голубой,
синий, иногда зеленый, желтый; редко встречается бесцвет-
ный дистен. Андалузит бывает серого, желтого, бурого, розо-
вого и красного цвета, марганцевая разность—темно-зеленая;
силлиманит — серый, светло-бурый, бледно-зеленый. Блеск
всех трех минералов стеклянный, у дистена на плоскостях
спайности перламутровый. Спайность дистена совершенная
по (100) и менее совершенная по (010), у андалузита — от-
четливая по (110), у силлиманита — совершенная по (010).
Твердость, плотность и показатели преломления этих минера-
лов приведены в табл. 80. На кристаллах дистена довольно
четко проявляется анизотропия твердости. Так, твердость на
грани пинакоида {100} в направлении [001] равняется 4,5, а на
той же грани в направлении [010] — около 7.
Диагностические признаки дистена — голубая или
синяя окраска и анизотропия твердости, андалузита — почти прямоуголь-
ные призматические формы с призматической спайностью и высокая твер-
дость, силлиманита — игольчатые, шестоватые и волосовидные формы
кристаллов. Главные линии на рентгенограммах: 3,32; 3,17; 1,373 (для
дистена); 4,53; 2,17; 1,46 (для андалузита); 3,385; 2,537; 2,180 (для силлима-
нита). В кислотах не растворяются. П. п. т. не плавятся.
Образование и м е с т о р о ж д е н и я. По своему происхож-
дению минералы группы дистена являются метаморфическими образова-
ниями и только силлиманит и андалузит изредка встречаются в извержен-
ных породах, где возникают, очевидно, в результате вплавления глинозе-
мистых осадочных пород. Промышленные месторождения минералов группы
дистена можно разделить на два типа: 1) контактово-пневматолитовые
и 2) метаморфические. Контактово-пневматолитовые месторождения воз-
никают в результате влияния эманаций глубинных кислых пород на толщи
вулканических пород — кислых эффузивов и их туфов. На контакте наблю-
дается сильное окварцевание и образование так называемых вторичных
кварцитов. С вторичными кварцитами связаны преимущественно месторож-
дения андалузита. Процесс образования андалузита состоит в превраще-
нии полевошпатовых составных частей и переотложении их в форме андалу-
зита и кварца. Андалузит местами наблюдается в больших скоплениях
чистых андалузитовых пород, кварц же образует вмещающие их вторичные
кварциты. В таких месторождениях минералы группы находятся в ассоциа-
ции с кварцем, корундом, гематитом, магнетитом и слюдами, к которым
часто присоединяются топаз, турмалин и берилл. Метаморфические место-
рождения наиболее типичны для дистена и силлиманита. Они обычно связа-
ны с древними докембрийскими свитами сильно метаморфизованных пород.
Здесь дистен находится в кварцево-дистеновых сланцах, залегающих среди
слюдисто-кварцевых сланцев, амфиболитов и других метаморфических
пород. В общем это тип гнейсов и сланцев, где дистен и силлиманит нахо-
дятся в ассоциации с корундом, гранатом, графитом, кварцем и мускови-
том. В метаморфических условиях минералы группы андалузита возникают
за счет изменения глинистых образований, содержащих каолинит или алю-
мосиликаты. Это превращение происходит при высоком давлении или при
высокой температуре по такой возможной реакции:
A l4(OH)8[Si4O10] —> 2Al2O[SiO4] -J- 2SiO2 4H2O.
каолинит
368
Изучение минеральных ассоциаций показывает, что образование того
или иного минерала группы андалузита обусловлено, очевидно, величиной
давления, при котором происходит минералообразование. При наибольшем
давлении возникает дистен, при среднем -— силлиманит, а при наимень-
шем — андалузит. Месторождения минералов группы андалузита известны
в Советском Союзе — Семиз-Бугу (Казахская ССР), а также ряд место-
рождений Урала (Борисовское в Качкарском районе) и Забайкалья, а за
пределами СССР — в Калифорнии (Уайт Маунтен), Северной Индии (Хази
Хиллс, Лапса-Буру). Хорошие кристаллы хиастолита найдены на горе
Хоуден в Южной Австралии.
Разрушение. На земной поверхности минералы группы дистена
переходят в мусковит и хлоритоид. При процессах выветривания андалузит
изменяется намного легче, нежели дистен, вследствие чего дистен часто
встречается в россыпях. Кристаллы андалузита иногда покрываются слоем
слюды, что указывает на начало их превращения.
Практическое значение. Применение описываемых мине-
ралов основано на их свойстве перекристаллизовываться при высоких
температурах с образованием устойчивого муллита и небольшого количе-
ства кристобалитового стекла по такой схеме:
3Al2O[SiO4] = 3Al2O3-2SiO2 + SiO2.
Температура перехода этих минералов в муллит неодинакова: дистен
переходит в муллит при 1100—1410° С с увеличением объема на 18%; анда-
лузит— при 1410—1530° С с увеличением объема на 5,4%; силлиманит —
при 1550—1750° С с увеличением объема на 7,2%. Муллиту, который полу-
чается при обжиге этих минералов, свойственны высокая огнеупорность
(температура плавления 1825—1850° С), химическая инертность и механи-
ческая прочность. Минералы группы дистена используются как высоко-
Рис. 225. Кристаллическая структура ставролита
глиноземистые огнеупоры в металлургии и в керамической промышлен-
ности, а также как руда для получения кремнеалюминиевого сплава -
силумина.
24 Лазаренко Е. К.
369
ОРТО- И ДИОРТОСИЛИКАТЫ С ДОБАВОЧНЫМИ (ОН)- и F"
Группа ставролита
Из этой группы мы рассмотрим ставролит, очень близкий по своим
свойствам и условиям образования к минералам группы андалузита.
Формула ставролита — Fe2Al9O7(OH)[SiO4]4. Название ставролита
происходит от греч. ставрос—крест (часто встречается в виде кресто-
образных двойников).
Химический состав: FeO — 15,8%, А12О3 — 55,9%; SiO2 —
26,3%, Н2О — 2,0%. В качестве примесей присутствуют Mg, Zn и Со.
Сингония — ромбическая, вид симметрии — ромбобипирамидаль-
ный — D2h — Структурная ячейка содержит
2 единицы. Пространственная группа — D*h — C2lnv, а0 = 7,83, Ьо =
= 16,62, с0 = 5,65; aQ : bQ : с0 = 0,471 : 1 : 0,340.
Кристаллическая структура ставролита состоит из
слоев дистена, чередующихся со слоями Fe2+ и (ОН)“ (рис. 225). Близостью
структур дистена и ставролита объясняются частые закономерные сраста-
ния этих минералов.
Габитус. Ставролит образует одиночные кристаллы или двойники,
вросшие в массу породы. Кристаллы имеют призматический габитус
Рис. 226. Одиночный кристалл и двойники ставролита
(рис. 226) и представляют собой комбинацию призмы {110} и пинакоида
{001}. Часто встречаются двойники по (032) в виде креста и по (232) в виде
косого креста.
Физические свойства. Цвет минерала красновато-бурый
до буровато-черного. Даже в тонких шлифах прозрачен только в свежих
образцах. Блеск стеклянный. Спайность средняя по (010). Излом неровный.
Твердость — 7—7,5. Плотность — 3,65—3,80. Оптические свойства: двух-
осный, положительный; ng — 1,746, пт = 1,741, пр — 1,736, ng — пр —
— 0,10; 2V = 80—90°.
Диагностические признаки ставролита — цвет и габи-
тус кристаллов (обычно сдвойникованных). В кислотах не растворяется
(частично растворяется в H2SO4). П. п. т. не плавится, за исключением мар-
ганцевых разностей, сплавляющихся в черное магнитное стекло.
Образование и месторождения. Образуется ставро-
лит главным образом в кристаллических сланцах и гнейсах, особенно часто —
в слюдяных и глинистых сланцах, где является продуктом регионального
и контактового метаморфизма. Встречается он вместе с дистеном, гранатом,
слюдой, силлиманитом, турмалином, а в некоторых породах также с хло-
ритом, хлоритоидом, мусковитом и гранатом. Наблюдается также в россы-
пях. Ставролит известен в Восточной Сибири, а также в слюдяных сланцах
горы Тагапай на Южном Урале и в россыпях по рр. Санарке и Каменке
в Кочкарском районе Урала, а также в Приазовье на Украине. Прак-
тического значения ставролит не имеет.
370
Группа топаза
Из этой группы рассмотрим топаз.
Топаз — Al2(F,OH)2[SiO4] получил название ио месту нахождения
(остров Топазос в Красном море).
Химический состав: А12О3 —- 62,0—48,2%, SiO2 — 39,0—
28,2%, F—13—20,4%, Н2О — до 2,45%. Сингония—-ромбическая,
вид симметрии — ромбобипирамидальный —- D2ft — mmm(3L23PC).
Структурная ячейка содержит Als(F,OH)8[Si4O16]. Про-
странственная группа -— Dl6h — РЬпт; а0 = 4,651, Ьо = 8,804, с0 = 8,40;
clq : Ьо : с0 = 0,528 : 1 : 0,955. Кристаллическая ст р у кт у -
р а топаза характеризуется изолированными тетраэдрическими группа-
ми SiO4 (рис. 227), соединяющимися между собой ионами А1 (алюминий
Рис. 227. Кристаллическая структура топаза: справа в полиэдрах, сле-
ва разреженная модель
находится в шестерной координации анионов — четырех ионов кислорода
и двух (ОН)- или F-), который образует колонки из А1О6, вытянутых вдоль
оси с.
Агрегаты и габитус. Топаз относится к хорошо кристалло-
графически индивидуализированным минералам. Обычно он встречается
в виде отдельных кристаллов и кристаллических групп, а также образует
шестоватые, зернистые и массивные агрегаты. Кристаллы этого минерала
(известны топазы массой
в несколько десятков ки-
лограммов). Внешний вид
кристаллов призматиче-
ский. Они пли равномерно
развиты во всех направле-
ниях или несколько вытя-
нуты по {001}. Обычные
формы на кристаллах то-
паза—призмы {НО}, {120},
{021}, {041}, бипирамиды
{111}, {223}, иногда силь-
но развит пинакоид {001}.
Кристаллы топаза богаты
простыми формами (извест-
но свыше 140 форм). Среди кристаллов топаза из месторождений СССР по
габитусу выделяют три типа (рис. 228): 1) мурзинский (с сильно развитым
иногда достигают значительных размеров
Рис. 228. Типы кристаллов топаза:
1 — мурзинский, 2 — адун-чилонский, 3 — ильменский
24* 371
третьим пинакоидом); 2) адун-чилонский (с сильно развитой призмой {021}
и совсем неразвитым третьим пинакоидом); 3) ильменский (с более или
менее равномерно развитыми гранями).
Физические свойства. Топаз обычно прозрачный, бесцвет-
ный или окрашенный в бледные цвета — голубой, соломенно-желтый, крас-
новатый. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по пинакоиду {001}.
Излом раковистый. Твердость — 8. Плотность — около 3,5. Оптические
свойства: двухосный, положительный; ng — 1,618— 1,638, пт — 1,610 —
— 1,631, пр = 1,607 — 1,629, ng—пр = 0,009 — 0,011; 2V - 65 — 48° С.
Диагностические признаки. Характерными признака-
ми топаза являются внешний вид кристаллов, высокая твердость, а также
совершенная спайность по (001). Главные линии на рентгенограммах: 2,96;
1,403; 1,384. Разлагается фосфорной солью с выделением скелета SiO2.
П. п. т. не плавится.
Отличие от сходных минералов. Топаз в сплошных
зернистых массах иногда путают с кварцем, от которого он отличается при-
сутствием спайности и твердостью.
Искусственное получение. Искусственно топаз полу-
чен нагреванием до 500° С смеси HF и воды с SiO2, А12О3, а также с силика-
тами глинозема.
Образование и месторождения. Топаз образуется
пневматолитовым путем из летучих фтористых соединений, связанных
с интрузиями кислых пород. В пневматолитовых и пегматитовых жилах
он находится в ассоциации с кварцем, полевым шпатом, слюдами, кассите-
ритом, турмалином, флюоритом, бериллом, вольфрамитом, шеелитом. Это
типичный минерал так называемых грейзенов, представляющих собой
измененную пневматолитово-гидротермальными процессами породу гра-
нитного типа. Полевые шпаты грейзенов превращены в кварц и слюду
и обычно содержат топаз и касситерит. Известны также образования топаза,
возникшие гидротермальным путем. Крупнейшие месторождения топаза
открыты в Бразилии (штат Минас-Жерайс), а также в Забайкалье (Бор-
щовочный кряж, Адун-Чилон) и на Урале (Алабашка, Мурзинка, Ильмен-
ские горы).
Большие, хорошо образованные кристаллы топаза массой до 69 кг
найдены в пегматитах Волыни на Украине, где они изучались Л. Л. Ива-
новым. В россыпях рр. Каменки и Санарки в Кочкарском районе Урала
топаз добывается вместе с другими самоцветами. На земной поверхности
этот минерал очень устойчив и часто встречается в россыпных месторожде-
ниях.
Практическое значение. Прозрачные топазы являются
драгоценными камнями второго класса, однако вследствие значительного
распространения и наличия кристаллов больших размеров цена топаза
невелика. Более дорогими считаются розовые, голубые и темно-желтые
топазы.
Группа везувиана
Из этой группы рассмотрим везувиан.
Везувиан — Ca10Al4(Mg, Fe)2(OH, F)4[SiO4]5[Si2O7]2 получил название
от вулкана Везувий, где впервые был встречен. Синоним — идокраз.
Химический состав: СаО —33—37%, А12О3 — 13—16%,
SiO2 — 35—39%, Н2О — 2—3%. Часто присутствуют Се (до 16,7%), Мп,
Na, К, И, В (до 4%). Везувианы, содержащие более 3% В2О3 и являющиеся
оптически положительными, называются вилуитами (этот минерал был
открыт академиком К. Лаксманом в 1790 г. на р. Вилюй; детально описан
Р. А. Пренделем).
Сингония — тетрагональная, вид симметрии — дитетрагонально-
бипирамидальный — D 4Л — Щттт(Ь^Ь£>РС).
372
Структурная ячейка везувиана содержит 2 единицы.
Пространственная группа—D\h — РМппс, а0 = 15,66, с0 = 11,85, aG : с0 =
= 1 : 0,757.
Кристаллическая структура везувиана аналогична
структуре граната и отличается от нее только мотивом. Из 9 ионов кремния,
входящих в формулу, пять образуют тетраэдры SiO4 и четыре присутствуют
в виде изолированных групп Si2O7.
Агрегаты и габитус. Для везувиана характерны шестоватые
и зернистые агрегаты, а также кристаллы короткопризматического и реже
бипирамидального габитуса. На гранях кристаллов отмечается свыше
60 форм. Наиболее развиты плоскости призмы {110} в комбинации с {100},
{111} и {001}.
Кристаллы вилуита имеют короткопризматический габитус и хорошо
образованы с обоих концов. Характерной является скульптура на гранях
кристаллов — естественные фигуры травления (рис. 229).
Физические свойства. Цвет везувиана зеленовато-желтый,
бурый, бутылочно-зеленый и реже изумрудный. Блеск стеклянный, жир-
Рис. 229. Габитус кристаллов вилуита
ный. Спайности не имеет. Твердость — 6,5—7. Хрупкий. Плотность —
3,34—3,44. Излом неровный или раковистый. Оптические свойства: одно-
осный, отрицательный; пт = 1,705— 1,732, пр == 1,701 — 1,726.
Диагностические признаки везувиана —форма кри-
сталлов. В соляной кислоте растворяется частично, а после прокаливания —
полностью, при этом выделяется студнеобразный SiO2. Главные линии
на рентгенограммах: 2,74; 2,59; 1,63. П. п. т. вспучивается и легко пла-
вится в зеленоватое или бурое стекло.
Отличие от сходных минералов. В сплошных мас-
сах везувиан можно спутать с гранатом и эпидотом. Различия устанавли-
ваются только по оптическим константам.
Образование и месторождения. Везувиан — типич-
ный пневматолитово-гидротермальный минерал. Он обычно образуется
на контакте с доломитами и известняками, ассоциируя с кальцитом, грана-
тами, хлоритом, эпидотом и диопсидом. При серпентинизации ультраоснов-
ных пород везувиан возникает за счет плагиоклазов вместе с гроссуляром;
в таких случаях он выполняет трещины в хромистом железняке. Везувиан
встречается вместе с нефелином, авгитом, роговой обманкой, флогопитом
и скаполитом. Этот минерал известен на Южном Урале (Шишимские и Назям-
ские горы), по р. Вилюй в Якутии (вилуит), а также на Монте-Сомме (Везу-
вий). На земной поверхности везувиан достаточно устойчив и только иногда
переходит в эпидот, образующий по нему псевдоморфозы.
Пр актическое значение. Массивные зеленые разности
везувиана используются как поделочный камень.
373
Группа эпидота
Из минералов, входящих в группу эпидота, мы рассмотрим эпидот
и цоизит, состав и некоторые физические свойства которых приведены
в табл. 81.
Состав и свойства мине
Минерал Химический состав, % Главные примеси
СаО А12О3 SiO2 н2о Ре2Оз Сс2Оз Ьа2Оз
Эпидот . . . 23,5 24,1 37,9 1,9 12,6 — — РЬ (до 18,5), Сг (до 6,8), Мп2+ (до 4), Sr, Mg
Ортит . . . 10—12 14—18 30—32 — 4—8 6—10 До 7 Мп2+ (до 7), Y (до 6,5), Р (до 6,5), Th (до 6), Mg, Ti, Be, Sn, V, U
Цоизит . . . 24,6 33,9 39,5 2,0 2—5 — — Fe3+, Мп, Сг
Рис. 230. Кристаллическая структура
эпидота
Эпидот — (Са, Се)2(А1, Fe)3(OH)O|SiOJfSi2O7] — минеральный вид
переменного состава от кальциевого крайнего члена собственно эпидота —
Ca2(Al,Fe)3(OH)O[SiOJ[Si2O7l до цериевого крайнего члена ортита —
Ce2(Al,Fe)3(OH)O[SiO41[Si?P7]. Название эпидота произошло от греч. слова
эпидосис — увеличение (назван так
Рене Жюстом Гаюи по форме попе-
речного сечения—п ар а л ле л огр амма—
в отличие от минералов с призмати-
ческими кристаллами, формой сече-
ний которых является ромб), ортита—
от греч. слова ортос—прямой (имеет
прямоугольные очертания).
Бесцветные разности, содержащие
от 5 до 10% Fe2O3, имеющие слабое
дв у преломление (ng — пр = 0,010) и
положительный знак кристалла, на-
зываются клиноцоизитом, а крас-
новато-черный эпидот с вишнево-
красной чертой — пьемонтитом (от
местности Пьемонт в Италии).
Химический состав
эпидота приведен в табл. 81. Син-
гония — моноклинная, вид сим-
метрии — призматический — С2Д —
— 2/m(L2PC). Структурная
ячейка содержит две единицы. Про-
странственная группа — C2h—P2Jm\
ас = 8,94, b0 = 5,61, c0 = 10,23; § = 115°; aG : b0 : c0 = 1,594 : 1 : 1,824.
В кристаллической структуре эпидота одновременно
присутствуют одиночные и сдвоенные тетраэдры. Основным элементом
структуры являются колонки, состоящие из двух типов алюминиево-кисло-
родных (и железо-кислородных) октаэдров, размещенных параллельно
второй кристаллографической оси (рис. 230), связь между которыми осу-
ществляется с помощью [SiO4] и [Si2O7J.
Агрегаты и габитус. Эпидот встречается в виде хорошо
образованных кристаллов, характеризующихся большим количеством про-
стых форм (до 275) и сложностью комбинаций. Кристаллы эпидота обычно
374
вытянуты по второй оси. На них (рис. 231) наблюдаются комбинации пина-
коидов {101}, {100}, {001} и призм {ПО}, {111}, {011}. Грани, параллель-
ные второй оси, имеют грубую продольную штриховку. Часто встречаются
двойники по (100) с входящим углом в виде тонкой борозды на конце кристал-
ла. Кроме друз кристаллов, эпидот образует шестоватые, зернистые и мас-
ТАБЛИЦА 81
ралов группы эпидота
Твердость Плотность Оптические свойства
ng пт пр ng — пр 2V
6,5 3,35—3,38 1,74—1,78 1,73—1,77 1,72—1,73 0,018—0,051 68—89°
6 4,1 1,66—1,80 1,65—1,78 1,68—1,77 0,01—0,02 Большой
6 3,25—3,36 1,702—1,706 1,696—1,702 1,696—1,700 0 005—0,009 Близкий к 30°
сивные агрегаты. Иногда встречаются псевдоморфозы эпидота по другим
минералам.
Ортит встречается в виде зернистых агрегатов и вкрапленников. Кри-
сталлы его имеют таблитчатый облик (рис. 232). Главными формами на них
являются пинакоиды {100} и {001}, а также призмы {110} и {111}.
Рис. 231. Одиночные кристаллы и двойник эпидота
Физические свойства. Эпидот отличается густым зеленым,
фисташково-зеленым, травяно-зеленым цветом. Некоторые разности имеют
черную и красновато-фиолетовую
окраску. Блеск стеклянный, силь-
ный. Спайность совершенная по (001)
и несовершенная по (100). Твердость,
плотность и оптические свойства при-
ведены в табл. 81. Цвет ортита бурый
и смоляно-черный. Блеск стеклянный,
смолистый. Просвечивает или непро-
зрачный. Спайность отсутствует. Из-
лом близок к раковистому. Хрупкий.
Радиоактивный. Твердость, плотность,
и оптические свойства приведены в
табл. 81.
Диагностические приз-
наки эпидота — фисташково-
зеленый цвет и габитус кристаллов. Главные линии на рентгенограм-
мах: 2,90; 2,40; 1,64. Растворяется в НС1 только после предварительного
прокаливания. П. п. т. вспучивается и плавится. Богатые железом разности
375
дают магнитный шлак. Признаками ортита являются черный цвет и смоли-
стый блеск. Главные линии на рентгенограммах: 3,57; 2,94; 2,74. Раство-
ряется в НС1 с выделением студенистого SiO2. П. и. т. вспучивается и лег-
ко плавится в бурое или черное пузырчатое стекло.
Образование и месторождения. Эпидот является
типичным продуктом метаморфизма известковых осадочных и богатых каль-
цием изверженных горных пород. Он характерен для контактовых зон,
в частности скарнов, и связан с гидротермальным изменением кальцийсодер-
жащих силикатов. При метаморфических процессах эпидот образуется
главным образом за счет гидротермальных изменений полевых шпатов.
Этот процесс сопровождается позеленением пород и поэтому такие метамор-
физованные породы получили название зеленокаменных, а сам процесс
иногда называется зеленокаменным перерождением. Наблюдения показали,
что при зеленокаменном перерождении изменяется только анортитовая
часть полевых шпатов, тогда как альбитовая часть оказывается устойчивой.
В контактовых зонах эпидот возникает в последние фазы гидротермаль-
ного процесса за счет гранатов, везувиана, скаполитов, пренитов и т. д.
Считают, что в этом случае эпидотизация происходит в два этапа: вначале
образуется псевдоморфоза по первичному минералу (чаще всего по гранату),
а позже происходит перекристаллизация. Химический состав эпидота в зна-
чительной мере зависит от состава первичных минералов, за счет которых
он образован. Месторождения эпидота многочисленны. Он встречается
часто и легко узнается по своему характерному желтовато-зеленому цвету.
Хорошо образованные кристаллы эпидота находятся в жилах альпийского
типа (Зальцбургские Альпы, Шишимские и Назямские горы Урала).
Ортит образуется главным образом пегматитовым путем, однако изве-
стен и как магматический минерал в связи с кислыми породами. Встречает-
ся он вместе с кварцем, полевыми шпатами, уранинитом, цирконом, сфеном.
Он известен в гранитах, сиенитах и нефелиновых сиенитах, а также их
пегматитах в ряде пунктов Норвегии и Швеции.
Практическое значение. Эпидот иногда используется
как дешевый самоцвет.
Ортит является источником получения редких земель и тория.
Цоизит — Ca2AI3(OH)OISiO4][Si2O7J. Название получил по имени соби-
рателя минералов Цоиза.
Химический состав цоизита приведен в табл. 81. Иногда
А12О3 в нем замещается Fe2O3 (до 2—5%).
Сингония — ромбическая, вид симметрии — ромбобипирамидаль-
ный — C2h —
Структурная ячейка цоизита содержит 4 единицы. Про-
странственная группа — С2/г — Ршпсг, aG — 16,24, /?0 = 5,58, с0 = 10,10.
Кристаллическая структура цоизита похожа на
структуру эпидота.
Агрегаты и габитус. Цоизит образует зернистые и шесто-
ватые агрегаты. Кристаллы его имеют призматический габитус и сильно
вытянуты по третьей оси. Хорошо образованные концы кристаллов цоизита
наблюдаются редко. Главными формами являются пинакоид {010}, призмы
{ПО}, {210}, {011} и бипирамида {111} (рис. 232, а). В тонкозернистых
агрегатах цоизит часто теряет прозрачность и резко выделяется на фоне
других минералов шлифа своим рельефом благодаря довольно высокому
показателю преломления.
Физические свойства. Цвет цоизита серый, зеленый,
розово-красный (преобладают светлые разности). Блеск стеклянный.
Спайность совершенная по (010) и несовершенная по (100). Излом неров-
ный. Твердость, плотность и оптические свойства приведены в табл. 81.
Образование и месторождения. Цоизит образуется
аналогично эпидоту. Известен в Зау-Альпах (Каринтия), где был впервые
найден, а в СССР — на Урале (гора Юрма), Алтае и в других местах.
376
Группа каламина
В этой группе мы рассмотрим только каламин — Zn4(OH)2[Si2O7j-Н20.
Название минерала произошло от лат. слова калямус — тростник
(по длинным сталактитовым образованиям). Синоним — гемиморфит (вто-
рое название дано в связи с гемиморфическими формами кристаллов).
Химический состав: ZnO — 67,5%, SiO2 — 25,0%, Н2О —
7,5%.
Сингония — ромбическая, вид симметрии — ромбопирамидаль-
ный — C2v — mm (L22P).
Структурная ячейка содержит Zn8(OH)4[Si4Oi4l«2Н2О.
Пространственная группа — — 1тт2\ а0 — 10,72, Ьо = 8,40, с0 =
= 5,12; а0 : Ьо : с0 = 1,276 : 1 : 0,610. Кристаллическая структура кала-
мина (рис. 233) состоит из сдвоенных кремнекислородных тетраэдров Si2O7.
Рис. 233. Кристаллическая структура ка-
ламина
Рис. 234. Каламин:
а — одиночный кристалл, б — двойник
Ионы Zn размещены тетраэдрически между тремя кислородными ионами
кремнекислородной группы и одним ионом гидроксильной группы. Каждая
группа ОН лежит между двумя ионами Zn. Молекулы Н2О занимают сво-
бодные участки между группами и характеризуются относительно слабой
связью.
Агрегаты и габитус. Каламин встречается в виде мелких
кристаллов, густо нарастающих на стенки трещин и образующих друзы.
Часто встречаются натечные формы с концентрически -скорлуповатым строе-
нием, в которых можно ясно различить лучи вытянутых игольчатых или
пластинчатых индивидов. Кристаллы каламина обычно имеют пластинчатый
облик по (010) (рис. 234); для них характерна комбинация пинакоида {010},
моноэдра {001}, диэдра {301}, призмы {110} и пирамиды {121}.
Физические свойства. Каламин обычно бесцветный, одна-
ко иногда благодаря примесям окрашивается в сероватый, желтый, бурый
и реже в зеленый и голубой цвета. Блеск стеклянный. Спайность совершен-
ная по (110). Твердость — 4—5. Плотность — 3,4—3,5.
При нагревании верхний и нижний концы кристаллов заряжаются
разноименными зарядами электричества. Оптические свойства: двухосный,
положительный; ng = 1,636, пт = 1,617, пр = 1,614, ng — пр = 0,022;
2V = 46°.
Диагностические признаки каламина — форма кри-
сталлов. Главные линии на рентгенограммах: 3,080; 2,276; 1,442. В кислотах
растворяется с выделением студенистого SiO2 П. п.т. почти не плавится.
Отличие от сходных минералов. В сплошных агре-
гатах каламин похож на смитсонит, от которого отличается тем, что при
растворении в кислотах вместо СО2 выделяет студенистый SiO2.
Образование и месторождения. Каламин образуется
экзогенным путем и является типичным минералом, возникающим в зоне
377
окисления свинцово-цинковых месторождений. В этих месторождениях
он находится в ассоциации со смитсонитом, церусситом, кальцитом, бурыми
железняками, а также сфалеритом и галенитом. Заметные количества этого
минерала имеются в месторождении Олькуш (Польша), а также в Забай-
калье (Кличкинское, Тайнинское месторождения). В месторождениях
Райбл и Блейберг в Каринтии (Восточные Альпы) каламин, возможно, воз-
ник эндогенным путем. Иногда он образует псевдоморфозы по флюориту,
кальциту, доломиту, пироморфиту и галениту.
Практическое значение. Каламин — руда на цинк.
Группа ринколита
К группе ринколита принадлежат диортосиликаты Na, Са, Мп, Ti
и редких земель. Из них мы рассмотрим только ринколит — Na2Ca4CeTiOF;>
[S12( тЬ* Са может замещаться Sr (до 3,6%), Се и U. Аморфная разность
носит название ловчоррита.
Ринколит получил название в связи со сходством с минералом ринки-
том, который теперь рассматривается как цериевая разность ринколита,
ловчоррит — по месту нахождения на горе Ловчорр на Кольском полу-
острове. Ринколит кристаллизуется в моноклинной сингонии.
Агрегаты и габитус. Ринколит обычно наблюдается в виде
кристаллов, вытянутых по вертикальной оси и сплюснутых по (100). Длина
кристаллов — 7—8 см, толщина—до 2—3 см, на них отмечались пина-
коид {100} и призма {341}. Довольно часто встречаются полисинтетические
двойники по (100). Ловчоррит в свежем состоянии напоминает по внешнему
виду столярный клей, реже — затвердевший гуммиарабик и состоит из мно-
гочисленных мелких кристалликов короткостолбчатого или игольчатого
облика.
Физические свойства. Цвет ринколита — желто-зеленый
до бурого. Цвет черты бледно-желтый. Ловчоррит — желто-бурый до медно-
желтого с зеленоватым оттенком. Блеск ловчоррита жирный или восковой,
ринколита — стеклянный, на изломе жирный. Спайность ринколита совер-
шенная по (100). Излом ловчоррита мелкораковистый, ринколита — неров-
ный. Твердость — 5. Хрупкие. Плотность ловчоррита — 3,2—3,36, ринко-
лита — 3,40. Радиоактивные. Под микроскопом ловчоррит часто обнару-
живает зональное строение, характеризующееся чередованием зон раз-
ного цвета.
Диагностические признаки. В кислотах растворяется.
П. п. т. плавится с трудом. При нагревании до 750° С аморфный ловчоррит
раскристаллизовывается в ринколит.
Образование и месторождения. Ловчоррит и ринколит
характерны для жил пегматитового типа среди нефелиновых пород. Здесь
они находятся в ассоциации с полевым шпатом, эгирином, эвдиалитом, сфе-
ном, лампрофиллитом и энигматитом. Ловчоррит образуется, очевидно,
при более низких температурах, нежели ринколит. Оба минерала находятся
в пегматитовых жилах Гренландии и Кольского полуострова.
Практике с к ое значение. Ринколит — важнейшая руда
для получения редких земель.
ПОДКЛАСС СИЛИКАТОВ С КОЛЬЦЕВЫМИ АНИОННЫМИ РАДИКАЛАМИ
(КОЛЬЦЕВЫЕ МЕТА- И ДИМЕТАСИЛИКАТЫ)
В основе структуры силикатов указанного подкласса находятся кольца,
состоящие из кремнекислородных тетраэдров, которые имеют общие вер-
шины. По своим свойствам эти минералы занимают промежуточное положе-
ние между ортосиликатами и каркасными алюмосиликатами. Плотность
378
их по сравнению с ортосиликатами ниже (< 2,8), меньшим является также
средний показатель преломления (•< 1,6). Часто наблюдаются окрашен-
ные и плеохроирующие разности. Разлагаясь в соляной кислоте, описы-
ваемые минералы выделяют в виде порошковатого осадка кремнекислоту.
По своему происхождению силикаты кольцевого строения особенно харак-
терны для ультращелочных магматических и метаморфических пород
и отчасти пегматитов. В этом подклассе мы выделяем следующие отделы:
Метасиликаты, без добавочных анионов
Группа кордиерита
Метасиликаты с добавочными анионами
Группа турмалина
Группа эвдиалита
Группа диоптаза
МЕТАСИЛИКАТЫ БЕЗ ДОБАВОЧНЫХ АНИОНОВ
Группа кордиерита
Минералы группы кордиерита содержат в своей основе шестерные
кольца с радикалом (Si6O18)12-. Главными их представителями являются
берилл и кордиерит, основные физические свойства которых приведены
в табл. 82.
ТАБЛИЦА 82
Основные физические свойства минералов группы кордиерита
Минерал Твер- дость Плот- ность Оптические свойства
tig пт пр ng — пр 2 У
Берилл .... Кордиерит . . . 7,5—8 7—7,5 2,63— 2,91 2,60— 2,66 1,541— 1,549 1,568— 1,602 1,539— 1,547 1,564— 1,595 1,534— 1,542 0,004— 0,008 0,003— 0,011 Одноос- ный От —40 до —80'“’
Берилл — Be3AI2[Si6O18J. Происхождение названия неизвестно.
Химический состав: ВеО—14,1 %, А12О3 — 19,0%, SiO2 —
66,9%. В качестве примесей часто присутствуют Na, К, Li, Rb, Cs, Sc,
Cr, Fe и др.
Сингония — гексагональная, вид симметрии — дигексагонально-
бипирамидальный — D6h — 61ттт(Ь66Ь27РС).
Структурная ячейка содержит Be6ALJSii2O36]. Простран-
ственная группа — Dlu — РЫтсс', а0 = 9,23, с0 = 9,19, а0 : с0 = 1 : 996.
Кристаллическая структура. В основе структуры
берилла (см. рис. 7) лежат сдвоенные шестерные кольца, несколько смещен-
ные относительно друг друга (повернуты вокруг оси симметрии шестого
порядка). Отдельные кольца [Si6Owl соединены посредством берилла
и алюминия. Берилл окружен четырьмя кислородами. Таким образом,
в структуре минерала можно выделить бериллиево-кислородные тетраэдры.
Алюминий находится в шестерной координации, т. е. размещен в центре
октаэдра, вершины которого занимает кислород. Центры колец остаются
пустыми, поэтому в структуре берилла образуются типичные полые трубки.
Агрегаты и габитус. Кристаллическая индивидуальность
берилла выражена очень четко. Он часто встречается в правильно образо-
ванных, иногда очень больших кристаллах столбчатого облика, а также
в виде одиночных вкрапленных кристаллов и друз. Изредка он наблюдается
в шестоватых сплошных массах. Кристаллы берилла чаще всего вытянуты
по шестерной оси и главным образом представляют собой комбинации гек-
379
сагональной призмы и пинакоида (рис. 235, а), к которым иногда присоеди-
няется гексагональная бипирамида и гексагональная призма второго рода.
На кристаллах отмечаются фигуры растворения, присутствующие чаще
всего на поверхности пинакоида. Наличие этих фигур иногда объясняют
неправильным ростом кристалла, вследствие чего кристалл приобретает
веретенообразную форму и почти не имеет плоских граней. Такие кристаллы
могут образовывать параллельные сростки с неправильными продольными
углублениями. На кристаллах берилла найдено около 40 простых форм.
Известны кристаллы берилла, достигающие пяти метров в длину. Харак-
терно, что бериллы, со-
держащие цезий и руби-
дий, образуют сильно
сплюснутые кристаллы.
Физические
сво йства. Берилл
часто прозрачный; окра-
шен в светлые тона и
сравнительно редко бес-
цветный. Обычно он
желтоватый или зелено-
вато-белый, реже встре-
чаются бериллы с дру-
Рис. 235. Габитус кристаллов берилла (а) и кордиери-
та (б)
гими оттенками зеле-
ного цвета (бледно-желто-зеленые, оливково-зеленые, травяно-зеленые,
яблочно-зеленые, изумрудно-зеленые, зеленовато-голубоватые). Еще реже
встречаются темно-желтые и бледно-розовые бериллы. По окраске среди
бериллов различают такие разности: 1) изумруд, имеющий ярко-зеленый
цвет и являющийся драгоценным камнем (окраска обусловлена примесью
хрома); 2) аквамарин — прозрачный берилл с синевато-голубой окраской
(название происходит от лат. слов аква — вода и маринус—морской);
3) воробьевит — бледно-розовый или бесцветный ( ростерит), короткоприз-
матический, часто таблитчатый берилл, содержащий цезий (назван в честь
русского минералога В. И. Воробьева); 4) гелиодор — желтая прозрач-
ная разность (содержит примесь Fe2O3). Блеск берилла стеклянный.
Спайность несовершенная по призме (1010). Излом неровный, часто
раковистый. Твердость, плотность и оптические свойства приведены
в табл. 82.
Диагностические признаки берилла — форма кри-
сталлов и высокая твердость. Главные линии на рентгенограммах: 3,238;
2,874; 0,8066. В кислотах не растворяется. П. п. т. не плавится, оплавляют-
ся только края обломков.
Отличие от сходных минералов. От хризоберилла и
фенакита берилл отличается меньшей плотностью и оптическими свойствами.
Образование и месторождения. По происхождению
берилл является продуктом пневматолитовых и гидротермальных процес-
сов. Чаще всего он встречается в пегматитовых жилах, грейзенах, а также
в кристаллических сланцах. А. Е. Ферсман установил связь некоторых осо-
бенностей берилла с условиями его образования. Так, по мере снижения
температуры образования бериллов их окраска и габитус изменяются, что
видно из приведенных ниже данных: температура 800—700° С — сине-
зеленые бериллы с типично удлиненным призматическим габитусом кристал-
лов; 600° — желтовато-зеленые и бурые бериллы с укороченными призма-
ми; 500° С — зеленовато-синие (аквамарины) и бесцветные бериллы с еще
более укороченными призмами; 400° С — розовые (воробьевиты) и бесцвет-
ные (ростериты) бериллы, короткостолбчатые и даже таблитчатые. Пониже-
ние температуры образования бериллов благоприятствует обогащению
их щелочами, и поэтому при повышении температуры образования плот-
ность минерала уменьшается.
380
Бериллы связаны с кислыми породами (гранитами) и их пегматитами,
в которых они особенно полно изучались П. П. Пятницким. Бериллы нахо-
дятся в ассоциации с кварцем, полевым шпатом, топазом, турмалином
и флюоритом. В грейзенах они наблюдаются вместе с касситеритом, вольф-
рамитом, молибденитом. Месторождения берилла имеются в Колумбии (шах-
ты Мусо, из которых добывается основная масса изумрудов), в США (Олба-
ни, штат Мен, где найдены гигантские кристаллы берилла весом до 16 т,
имеющие около 5м в длину и 1,5 м в диаметре); Бренчвилл (в штате Коннек-
тикут), в Трансваале (Африка), на острове Мадагаскар.
Разрушение и псевдоморфозы. На поверхности берилл
неустойчив и переходит в мусковит, каолинит и другие минералы. Извест-
ны псевдоморфозы каолинита, слюды, кварца и бурого железняка по
бериллу.
Практическое значение. Берилл — основная бериллие-
вая руда; используется главным образом для получения легких сплавов.
Изумруд и аквамарин — драгоценные камни первого класса.
Кордиерит—(Mg, Ре)2АЦА1815О18]— представляет собой минераль-
ный вид переменного состава от крайнего железистого члена собственно
кордиерита — Fe2Al3[AlSi5O18] до крайнего магнезиального члена индиа-
лита — Mg2Al3[AlSi50i8L Назван кордиерит по фамилии французского
минералога Кордье (1777—1861 гг.). Синонимы — иолит (от греч. ион —
фиалка), дихроит (от греч. дихрос — двухцветный; фиолетового цвета
и плеохроирует).
Индиалит получил название по местонахождению (впервые был установ-
лен в месторождении Бокаро в Индии).
Химический состав: MgO — 1,48—13,68%; FeO — 0,0—
15,31%; А12О3 — 29,96 —35,56%; SiO2 — 51,36—43,27%. Встречаются
примеси Fe3+, Mn2+, Na.
Сингония — ромбическая, вид симметрии — ромбобипирамидалfa-
ный — D2/)mmm(3L23PC).
Структурная ячейка содержит (Mg,Fe)8Al12[(Al,Si)24O721.
Пространственная группа — — Ссап\ а0 = 17,10, Ьо = 9,78, с0 —
= 9,33; а0 : Ьо : с0 = 1,748 : 1 ; 0,954.
Кристаллическая структура кордиерита похожа на
структуру берилла. Места ионов бериллия в ней занимают ионы алюминия,
а некоторая часть алюминия замещает ионы кремния.
Агрегаты и габитус. Кордиерит образует зернистые агре-
гаты, а также кристаллы призматического габитуса. Главными формами
являются призма и пинакоид, к которым изредка присоединяется бипи-
рамида (рис. 235, б). Известны двойники кордиерита по арагонитовому
закону.
Под микроскопом встречаются звездчатые и полисинтетические сраста-
ния кордиерита.
Физические свойства. Кордиерит бесцветный, однако
часто окрашен в разные оттенки синего, фиолетового, реже бурого цвета.
Блеск стеклянный. Спайность средняя по (010) и несовершенная по (100)
и (001). Излом раковистый. Хрупкий. Твердость, плотность и оптические
свойства приведены в табл. 82.
Наряду с двуосными кордиеритами встречаются одноосные, которые,
ио Н. В. Белову, имеют в своем строении двухэтажные кольца [(Si,А1)12О30j
гак называемого миларитового типа.
Диагностические признаки кордиерита — раковистый
излом, синеватые оттенки окраски, стеклянный блеск. Главные линии
на рентгенограммах: 8,29; 3,34; 3,00. В кислотах не растворяется. П. п. т.
плавится с трудом.
Отличия от сходных минералов. Кордиерит можно
спутать с кварцем и сапфиром. Отличая: 1) кварц одноосный и не имеет
спайности; 2) сапфир имеет более высокую твердость.
381
Образование и месторождения. Кордиерит —- типич-
но метаморфическое образование. В кордиеритовых гнейсах и сланцах
он является породообразующим минералом. Кордиерит характерен для
пород с избытком алюминия и малым количеством щелочей и кальция,
иногда он связан с пегматитовыми образованиями. Этот минерал находят
также в магматических породах (например, в андезитах). Вместе с кордиери-
том наблюдаются кварц, ортоклаз, альбит, турмалин, роговая обманка,
андалузит, силлиманит, гранат. Кордиерит известен в месторождениях
Цейлона, где найден в виде гальки, а также в Финляндии и Норвегии.
В СССР он имеется в Восточном Забайкалье (Ципиканский район), на Урале
(около Мурзинки) и в метаморфических породах Закарпатья.
Разрушение. На поверхности кордиерит изменяется, теряя
кремнезем и окись магния и обогащаясь водой и окисью калия. Конечным
продуктом разрушения кордиерита является пинит, близкий по составу
к калиевой слюде.
Практическое значение. Кордиерит иногда использует-
ся как недорогой самоцвет.
Группа турмалина
В этой группе рассмотрим турмалин и аксинит.
Турмалин — минеральный вид переменного состава — Na(Mg,
Fe, Мп, Li, Al)3Al6(BO3)3(OH,F)4[Si6Ols], меняющегося от крайнего магне-
зиального члена дравита — NaMg3Al6(BO3)3(OH,F)4[Si6O18] до крайнего
железистого члена шерлита — NaFe3Al6(BO3)3(OH, F)4[Si6O18] и крайнего
алюминиевого члена эльбаита — Na(Al,Li)3Alc(BO3)3(OH,F)4[Si6Oi8].
Название турмалин происходит от сингалезского слова турмали (под
этим названием он был привезен из Цейлона в Европу). Дравит назван
по Коринфскому району Драв. Шерлит назван по шерлу, происхождение
названия которого толкуется по-разному. Эльбаит назван по острову Эльба.
Химический состав колеблется в широких пределах (в %)
Компоненты Дравит Шерлит Эльбаит
Na2O 1,36—2,49 1,92—2,72 2,07—2,93
MgO 4,47—13,67 Примеси Примеси
FeO Примеси 9,91—15,11 »
А12О3 30,56—36,90 28,49—34,36 38,50—43,85
Li2O Примеси Примеси 1,23—1,66
В2О3 9,50—10,73 8,31—10,70 10,28—10,88
Н2О 2,25—4,16 1,90—3,81 2,06—3,64
F 0,0—0,7 0,0—0,90 0,10—1,17
SiO2 34,72—36,79 33,78—35,52 36,08—38,06
Выделяются также марганцевые турмалины — тсилаизиты (по названию
месторождения Тсилаизика на Мадагаскаре) и кальциевые — увиты
(по названию провинции Ува на Цейлоне).
Сингония — тригональная, вид симметрии — дитригонально-пи-
рамидальный — С — 3m(L33P).
Структурная ячейка содержит 3 единицы. Пространствен-
ная группа — C3v — R3m; a(J = 15,94—16,03; с0 = 7,15-—7,22; а0 : с0 =
= 1 0,449.
Кристаллическая структура. Основу структуры тур-
малина (рис. 236) составляют шестичленные кольца [Si6O18l. С ними
связаны ионы магния, находящиеся в октаэдрической координации ионов
О и ОН. Вместе они образуют центральное ядро состава Mg3(OH)4[Si6O2i].
Ионы А1, В и Na соединяют центральное ядро в общую структуру ми-
нерала, при этом бор и натрий находятся в четверной координации,
а алюминий — в шестерной.
Агрегаты и габитус. Кристаллы турмалина обычно имеют
столбчатый облик (вытянуты по тройной оси) и большое количество граней,
382
относящихся к поясу оси L3. Вследствие этого поперечное сечение кристал-
лов приближается к сферическому треугольнику. На гранях призмы отме-
чается четкая вертикальная штриховка. Главными формами на кристаллах
турмалина являются тригональные
и гексогональные призмы — {1010}
и {1120}. Кристаллы обычно закан-
чиваются комбинациями тригональ-
ных и дитригональных пирамид;
иногда на одном из концов наблюдает-
ся моноэдр. Типичные кристаллы
турмалина изображены на рис. 237,
для них характерно разнообразие про-
стых форм (всего на кристаллах тур-
малина их насчитывается около 180).
Кроме столбчатых кристаллов, из-
вестны также шестоватые, игольчатые
и лучистые агрегаты, а также зерни-
стые сплошные скопления турмалина.
Лучистые агрегаты получили назва-
ние турмалиновых солнц. Существует
некоторая зависимость между хими-
ческим составом и общим видом кри-
сталлов турмалина. Так, замечено,
что железистые турмалины оказыва-
ются наиболее вытянутыми по третьей
оси, тогда как кристаллы турмалинов,
богатых магнием, имеют несколько
укороченный облик с тупыми пира-
мидами и слабым развитием призмы.
Физические свойства.
Рис. 236. Структура турмалина
Цвет турмалина исключительно раз-
нообразный и зависит от химического состава. Безжелезистые турма-
лины -—- светлые, розовые, красные, желтые и зеленые; магнезиально-
железистые — черные, бурые, темно-зеленые. Часто отдельные части одного
Рис. 237. Габитус кристаллов турмалина
и того же кристалла имеют разную окраску, которая изменяется как вдоль,
так и поперек кристалла. Такие турмалины имеют название полихромных.
Иногда наблюдается зональная окраска, хорошо заметная в микроскопиче-
ских препаратах. Наиболее распространенными являются черные турма-
лины, которые под микроскопом оказываются зелеными, синими или буры-
ми. Блеск минерала стеклянный. Спайность практически отсутствует. Излом
неровный. Твердость — 7—7,5. Плотность’— 2,90—3,25. Оптические свой-
383
ства турмалина зависят от его химического состава: пт = 1,635 — 1,675,
пр = 1,610— 1,650, пт — пр = 0,020 — 0,034. Удлинение и знак мине-
рала — отрицательные. Турмалин отличается сильным плеохроизмом, при-
чем по Nm, т. е. перпендикулярно к удлинению, поглощение более сильное,
чем по Np, т. е. параллельно удлинению. Турмалин характеризуется пиро-
и пьезоэлектрическими свойствами при нагревании и давлении. Установле-
но, что светлые турмалины электризуются легче.
Диагностические признаки турмалина — характерное
поперечное сечение (в виде сферического треугольника), вертикальная
штриховка на кристаллах и высокая твердость. Главные линии на рентгено-
граммах: 6,5; 3,48; 2,59. В кислотах не растворяется. П. п. т. магнезиаль-
ные турмалины сплавляются в пузырчатое стекло; железистые турмалины
плавятся с трудом, алюминиевые — не плавятся вовсе.
Отличие от сходных минералов. В отличие от неко-
торых пироксенов, амфиболов и эпидота турмалин характеризуется отсут-
ствием спайности и высокой твердостью. От похожего на него рутила тур-
малин отличается твердостью и формой поперечного сечения.
Образование и месторождения. Турмалин возни-
кает пневматолитовым и гидротермальным путем. Он встречается преиму-
щественно в пегматитовых и кварцевых жилах в ассоциации с кварцем,
полевыми шпатами, слюдами, касситеритом, топазом и флюоритом.
А. Е. Ферсман и П. Л. Драверт исследовали изменение свойств турмалина
в зависимости от условий его образования. Они отмечают, что высокотем-
пературные турмалины характеризуются удлиненно-призматическим габи-
тусом, черным цветом и непрозрачностью, тогда как низкотемпературные
обычно имеют укороченные призмы, а также более светлую окраску. В пег-
матитовых и кварцевых жилах турмалин чаще всего образуется метасома-
тическим путем и характеризуется повышенным содержанием железа. Иног-
да турмалины как акцессорные минералы встречаются в магматических
породах. Месторождения турмалина находятся на Мадагаскаре, Цейлоне,
в Бразилии, в СССР — на Урале (село Липовка, Шайтанка, Мурзинка),
в Забайкалье (Шерлова гора, Борщовочный кряж), а также в Средней Азии
(Туркестанский хребет). Железистый турмалин — шерлит — широко развит
в пегматитах Украинской кристаллической полосы (Волынь, Приазовье).
На земной поверхности турмалин устойчивый и часто встречается в россы-
пях и осадочных горных породах.
Практическое значение. Турмалин используется как тер-
мо- и пьезоэлектрическое сырье; красиво окрашенные прозрачные разности
используются как самоцветы.
Аксинит — Са2(Мп, Fe2+)AI2(BO3)(OH)iSi4O12] — минерал переменного
состава, изменяющегося от железистого члена собственно аксинита —
Ca2Fe2+Al2(BO3)(OH)[Si4Oi2l до марганцевистого члена севергинита —
Ca2MnAl2(BO3)(OH)[Si4O12l.
Название аксинита происходит от греч. слова аксине—топор (кристаллы
его часто имеют клиновидную форму с очень острыми краями). Название
севергинит дано в честь русского минералога В. М. Севергина (1765—
1826 гг.).
Химический состав. Содержит СаО — до 20%, А12О3 —
до 16%; В2О3 — 5%, SiO2 — 42%, FeO — 1,7%, МпО — 2—14%, а также
щелочи.
Сингония триклинная, вид симметрии пинакоид альный —
Ci — КС)- Пространственная группа С* — Р1\ а0 = 7,15, Ьо = 9,16, с0 =
= 8,96; а = 88°04', |3 = 81°36', у = 77°42'; а0 : % : с0 = 0,779 : 1 : 0,978.
Кристаллическая структура. Основой структуры акси-
нита являются кольца, состоящие из четырех кремнекислородных тетра-
эдров [Si4Oi2]. Кольца и группы [ВО3] связываются друг с другом
ионами Fe2+, Al и Са. Кольца [Si4Oi2] располагаются параллельно друг
другу и почти параллельно (010).
384
Агрегаты и габитус. Аксинит образует друзы и сплошные
массы листоватого строения. Кристаллы аксинита пластинчатые по (110),
(110) и (001). Для них особенно характерны острые режущие клиновид-
ные края. На рис. 238 показана комбинация форм, которые чаще всего
наблюдаются на кристаллах аксинита.
Физические свойства. Цвет аксинита
коричнево-бурый, фиолетово-бурый и серовато-фиоле-
тово-бурый, реже зеленоватый или красноватый. Блеск
стеклянный. Спайность средняя по (010). Твердость —
6,5—7. Плотность — 3,25—3,30. Оптические свойства:
двухосный, отрицательный; ng — 1,696 — 1,688, пт —
- 1,692— 1,685, пр = 1,684 — 1,678, 2V = 74—71°.
Диагностические признаки акси-
нита — форма кристаллов и твердость. Главные линии
на рентгенограммах: 3,45; 3,13; 2,79. Растворяется в со-
Рис. 238. Кристалл
аксенита
ляной кислоте только после предварительного прокали-
вания. П. п. т. вспучивается и легко плавится в зеленое стекло, темне-
ющее в окислительном пламени.
Отличие от сходных минералов. От похожего
на него сфена аксинит отличается твердостью.
Образование и месторождения. Образуется аксинит
гидротермальным и пневматолитовым путем и встречается в жилах и пусто-
тах среди основных эффузивных пород в ассоциации с полевыми шпатами,
кварцем, эпидотом, гранатом, хлоритом и турмалином. Иногда он встре-
чается в рудных жилах вместе с кварцем, сфалеритом, халькопиритом
и другими сульфидами и в альпийских жилах среди метаморфиче-
ских пород. Аксинит известен в Бург д’Уазан (Дофине, Франция), где
встречены крупные кристаллы этого минерала, а также в кристаллических
сланцах Швейцарии, в СССР — в рудных жилах Тетюхе на Дальнем
Востоке и Южного Урала.
Группа эвдиалита
В этой группе мы рассмотрим эвдиалит—Na4Ca2Zrj[Si3O9]2.
Название эвдиалита происходит от греч. слов эв — легко и диалитос —
разлагаемый (имеется в виду поведение в кислотах и перед паяльной труб-
кой).
Химический состав: Na2O — 11,6 — 17,3%, ZrO2 — 12,0—
14,5%, SiO, — 47,2 — 51,2%, Cl —0,7—1,6%, СаО — 8,9—11,3%,
(Ce,La,Y)2O3 — 0,3—6,87%, FeO — 2,78—7,1 %, MnO — 0,3—3,1 %,
H2O —0,03—2,9%.
Сингония — тригональная, вид симметрии — дитригонально-ска-
леноэдрический -— D — Зт(ЦЗЬ2ЗРС).
Структурная ячейка содержит 12 единиц. Пространствен-
ная группа -— D3rf -— R3m; а0 — 14,34, с0 — 30,21, : с0 = 1 : 2,107.
Г а б и т у с. Эвдиалит обычно встречается в виде кристаллов ромбо-
эдрического габитуса, для которых характерна комбинация пинакоида,
ромбоэдров и призмы. Редко отмечаются грани скаленоэдров. Как показали
исследования Е. Е. Костылевой, габитус кристаллов эвдиалита обусловлен
условиями кристаллизации, временем выделения кристаллов и парагенези-
сом: раннему выделению соответствуют пластинчатые и таблитчатые виды
кристаллов, более позднему — призматические (рис. 239).
Физические свойства. Цвет малиновый, розово-красный
разных оттенков, буро-красный и желтый разных оттенков. Блеск стек-
лянный. Спайность несовершенная. Твердость — 5,5—6. Плотность —
2,84—2,98. Оптические свойства: ng — 1,610—1,613, пт — 1,608 —
1,610, ng — пт = 0,001 — 0,004.
25 Лазаренко Е. К.
385
Под микроскопом эвдиалит бесцветный, иногда окрашен в бледный
желтоватый или розовый цвет. Часто наблюдается хорошо выраженная
зональность, заключающаяся в чередовании слоев, отличающихся друг
от друга интерференционной окраской.
Диагностические признаки. Характерным признаком
эвдиалита является розовый или красный (малиновый) цвет. В кислотах
легко растворяется. П. п. т. плавится в зеленое стекло. Пламя окрашивает
в желтый цвет. При нагревании в закрытой трубке выделяет воду. Соляно-
кислый раствор окрашивает куркумовую бу-
мажку в оранжевый цвет (реакция на Zr).
Образование и месторожде-
ния. Эвдиалит встречается исключительно
в магматических щелочных горных породах.
Чаще всего он связан с пегматитами нефелино-
Рис. 239. Габитус кристаллов эвдиалита
вых сиенитов. В отдельных местах эвдиалит образует значительные скоп-
ления вместе с лампрофиллитом, энигматитом, эгирином, ринколитом,
нефелином, астрофиллитом, сфеном. В эвдиалитовых луявритах он является
породообразующим минералом. Эвдиалит известен в некоторых пунктах
Норвегии, Гренландии и Кольского полуострова.
Разрушение. Под действием гидротермальных растворов эвдиа-
лит переходит в катаплеит (Na2Zr[Si3O9] *2Н2О) и циркон. При выветрива-
нии он превращается в пористую массу с окисью циркона и бурыми желез-
няками.
Практическое значение. В тех случаях когда эвдиалит
образует значительные скопления, он используется как руда на цирконий.
Разности, содержащие редкие земли, могут рассматриваться как руда
этих элементов.
Группа диоптаза
В этой группе мы рассмотрим только диоптаз.
Диоптаз—Cu6JSi6Ols]-6Н2О получил название от греч. слов диа —
сквозь и оптазия — видение (спайность часто видна сквозь кристалл). Сино-
ним — аширит (по имени бухарского торговца Ашира, привезшего этот
минерал в Российскую Академию наук в 1785 г.).
Химический состав: СиО —50,40%, SiO2 — 38,16%,
Н2О— 11,44%. В качестве примесей присутствуют Fe, А1, Са и Mg.
Сингония тригональная, вид симметрии ромбоэдрический —
Сзг - 3(ЦС).
Структурная ячейка содержит Cui8[Si18O54] ’18Н2О. Про-
странственная группа — Сзг — 7?3; tz0 = 14,66, с0 = 7,74. Структура
представлена кольцами [Si6O18], ориентированными параллельно (001).
386
Рис. 240. Кри-
сталл диоптаза
Г а б и ту с. Диоптаз наблюдается только в кристаллах, вросших
в породу. Габитус кристаллов призматический (рис. 240), для них харак-
терна комбинация гексагональной призмы {1120} и ром-
боэдра {0221} с узкими плоскостями ромбоэдра {1341}.
Физические свойства. Цвет диоптаза изум-
рудно-зеленый. Цвет черты зеленый. Блеск стеклянный.
Обычно прозрачный или просвечивает. Спайность совер-
шенная по ромбоэдру (1011). Твердость — 5,5. Хрупкий.
Плотность — 3,28 — 3,50. Оптические свойства: ng =
1,697 — 1,709, пт = 1,644 — 1,658, ng~ пт = 0,053 —
0,051. Окраска диоптаза настолько интенсивная, что сохра-
няется и в тонком шлифе, но, несмотря на значительное
двупреломление, плеохроизм диоптаза едва заметен.
Диагностические признаки диопта-
за — форма кристаллов, изумрудно-зеленый цвет и отно-
сительно высокая твердость. Главные линии на рентгено-
граммах: 7,5; 5,0; 2,62. В кислотах растворяется с выделением студени-
стого кремнезема. П. п. т. не плавится.
Образование и месторождения. Диоптаз — редкий
минерал; он образуется главным образом при выветривании медных место-
рождений и ассоциирует с хризоколлой, вульфенитом, каламином и бурыми
железняками. Диоптаз найден в Алтын-Тюбе (Казахстан), где известны
крупные кристаллы из трещин среди известняков. За пределами СССР диоп-
таз имеется в Африке и в других местах. На земной поверхности диоптаз
устойчив и попадает в россыпи.
ПОДКЛАСС СИЛИКАТОВ С НЕПРЕРЫВНЫМИ ЦЕПОЧКАМИ ТЕТРАЭДРОВ
(ЦЕПОЧЕЧНЫЕ МЕТА- И ДИМЕТАСИЛИКАТЫ)
В основе структуры упомянутых силикатов лежат кремнекислородные
цепочки — соединения кислородных тетраэдров (рис. 241), в которых два
атома кислорода насыщены полностью, а два других — только наполовину.
Эти цепочки объединяются в структуру кристалла за счет катионов, связы-
вающихся со свободными валентностями кислорода. Цепочечные силикаты
являются солями метакремниевой кислоты H2SiO3. Радикалом метасилика-
тов с цепочечным строением служит бесконечная цепочка из кремнекисло-
родных тетраэдров [SiO3]2- в пироксенах и [Si4Ou]6- в амфиболах. В амфи-
болах, кроме того, присутствуют (ОН)“, иногда F- и дополнительный О3~.
Минералы описываемого подкласса относятся к низшим сингониям. Они
характеризуются призматической формой кристаллов и обычно имеют спай-
ность по призме. Призматический габитус проявлен значительно лучше
у амфиболов, причем последние иногда бывают игольчатыми. У амфиболов
отчетливее выражена также спайность. Амфиболы очень похожи на пиро-
ксены, однако имеют ряд отличий:
Пироксены
Угол спайности — около 93°
Кристаллы обычно коротко-призматиче-
ские
Слабо окрашенные и слабо плеохрои-
рующие
Максимальный угол погасания в верти-
кальной зоне 30—54° (за исключением
некоторых щелочных разностей с ха-
рактерной окраской)
В большинстве оптически положительные
Переходят в амфиболы и т. д.
Амфиболы
Угол спайности — около 124°
Кристаллы обычно удлиненно-призмати-
ческие
Интенсивно окрашенные и плеохроирую-
щие
Максимальный угол погасания в верти-
кальной зоне 0—25° (за исключением
некоторых щелочных разностей с ха-
рактерной окраской)
В большинстве оптически отрицательные
Переходят в хлорит и т. д. (в пироксены —
только после плавления)
25* 387
Генетической особенностью амфиболов, отличающей их от пироксенов,
является связь их с малыми глубинами. Этот факт объясняется тем, что
« AAAAAAAAw
Рис. 241. Цепочки кремнекислородных
тетраэдров в пироксенах и амфиболах:
а, б — Цепочка — силлиманитовая лента, в, г —
пироксеновая цепочка — амфнболовая лента,
д,^е — пироксеноидная цепочка—ксонотлитовая
лента
чечными и слоистыми силикатами, i
ленточно-слоистой структурой.
фтор и гидроксил, входящие в
амфиболы, при высоких темпера-
турах не могут войти в состав ми-
нерала. По плотности и показате-
лям преломления минералы этого
подкласса близки к ортосилика-
там, в отличие от которых они
почти не разлагаются в соляной
кислоте, а при разложении не об-
разуют студенистого кремнезема.
Метасиликаты с цепочечным стро-
ением являются породообразующи-
ми минералами и возникают глав-
ным образом магматическим путем.
От ортосиликатов они отличаются
такими особенностями:
1. Метасиликаты магния и
железа образуются только в тех
случаях, когда в магме много крем-
незема, а щелочи и глинозем отсут-
ствуют .(в противном случае воз-
никают оливин и фельдшпатиды).
2. Большую роль в метасили-
катах играет кальций, образующий
двойные соли, способные существо-
вать в присутствии щелочей и
фельдшпатидов.
3. Метасиликаты часто содер-
жат в твердом растворе такие сое-
динения, как глинозем, окись
железа и окись натрия. Среди ме-
тасиликатов этого подкласса мож-
но выделить два отдела: силикаты
с одинарными анионными цепочка-
ми и силикаты с двойными анион-
ными цепочками.
Мы рассмотрим также группу
сепиолита-палыгорскита, которую
уместно поставить между цепо-
с характеризующуюся переходной
Силикаты с одинарными анионными цепочками
Минералы, объединяемые в этом отделе, характеризуются наличием
метасиликатных цепочек с общей формулой [SiO3], среди которых уста-
новлены следующие основные формы: пироксеновая со звеном [Si2O6], пиро-
ксеноидная (волластонитовая) — [SigOg], родонитовая — [Si5O15], пиро-
ксмангитовая — [Si7O2J. В соответствии с формой метасиликатных цепочек
в этом отделе можно выделить 3 группы: группу пироксенов, группу волла-
стонита-родонита и группу пироксмангита Mn4Fe3[Si7O2J; из них мы рас-
смотрим только первые две.
Группа пироксенов
Название пироксенов происходит от греч. слов пир — огонь и ксенос —
чужой (Гаюи считал их несвойственными для магматических пород). Группа
.388
пироксенов объединяет большое количество важных породообразующих
минералов, из которых мы опишем энстатит, бронзит, гиперстен, диопсид,
геденбергит, эгирин, диаллаг, жадеит, сподумен и авгит. Пироксены очень
близки между собой по кристаллографическим и физическим свойствам,
а также по химическому составу (табл. 83).
ТАБЛИЦА 83
Химический состав минералов, группы пироксенов (в процентах)
.Минерал SiO2 AI2O3 FC2O3 FeO MgO СаО Na2O L12O
Энстатит . . . 60,03 39,97 —
Гиперстен . . . 48,2— .— — 4,0—27,7 11,2— — —. —
58,0 33,6
Диопсид . . . 55,6 — — — 18,5 25,9 —' —.
Геденбергит . . 48,4 — — 29,4 — 22,2 — —
Авгит 48,39— — _—. 0—29,43 0—18,52 22,18— — —
55,55 25,93
Сподумен . . . 64,5 27,4 — — — —. — 8,1
Эгирин .... 52 — 34,6 — — — 13,4 —
Жадеит .... 59,39 25,56 — — — — 15,35 —_
Параметры структурной ячейки пироксенов
приведены в табл. 84.
ТАБЛИЦА 84
Характеристика структурной ячейки пироксенов
Минерал Простран- ственная группа со Ьо СО ао : Ьо : с0 Р Количество единиц
Энстатит Гиперстен Диопсид Геденбергит Авгит Сподумен Эгирин Жадеит 1 f — Pbca г-6 У — Сс2!с 18,22 18,24 9,73 9,85 9,72 9,52 9,50 8,81 8,88 8,91 9,02 8,92 8,32 8,61 5,21 5,21 5,25 5,26 5,24 5,25 5,24 2,068 : 1 : 0,590 2,055 : 1 : 0,587 1,092 : 1 : 0,590 1,145 : 1 : 0,631 1,0908: 1 : 0,6012 105°50' 104°20' 105°50' П0°28' 1О6°5Г 107°26' } 8 > 4
Агрегаты и габитус. Пироксены встречаются в виде вкрап-
ленников разной величины среди изверженных пород, в зернистых сплош-
ных массах, а также в хорошо образованных кристаллах. Кристаллы имеют
короткопризматический габитус, главной и наиболее частой формой на них
яляется основная призма с углом между гранями около 87 и 93°. В отличие
от удлиненных кристаллов амфиболов кристаллы пироксенов обычно укоро-
чены. Главные формы на кристаллах пироксенов — призма {110} и пина-
коиды {100} и {010}. Иногда встречаются таблитчатые по {100} и шестовато-
вытянутые по {001} кристаллы пироксенов. Параллельно призматическим
граням проходит совершенная спайность по (ПО). На поперечных сечениях
трещины спайности пересекаются под углом около 90° . Иногда среди пиро-
ксенов наблюдаются двойники по (100). Некоторые физические свойства
пироксенов приведены в табл. 85. По кристаллографическим особенно-
стям выделяют ромбические и моноклинные пироксены.
Ромбические пироксены представляют собой минеральный вид пере-
менного состава — (Mg,Fe)2[Si2O6], изменяющийся от магнезиального члена
энстатита — Mg2[Si2O6l до железистого члена гиперстена Fe2ISi2O6l.
Энстатит, содержащий 5—14% железа, называется бронзитом. Назва-
ние энстатита происходит от греч. слова энстатес — противный (из-за его
тугоплавкости), гиперстена — от слов гипер — очень и стенос — тесный.
389
ТАБЛИЦА S5
Некоторые физические свойства пироксенов
Минерал Твердость Плотность Оптические свойства
ng пт пр ng — пр 2V
Энстатит . . . 5,5 3,1—3,3 1,665— 1,680 — 1,656— 1,670 0,009— 0,010 От 4-70 до —80°
Гиперстен . . . 5—6 3,3—3,5 1,69— 1,73 — 1,68— 1,71 0,010— 0,018 80—40°
Диопсид . . . 5,5—6 3,27— 3,38 1,694 1,671 1,664 0,030 54—60°
Геденбергит . . 5,5—6 3,5—3,6 1,757 1,745 1,739 0,018 60°
Авгит 5—6 3,2—3,6 1,710— 1,724 1,692— 1,706 1,685— 1,700 0,024— 0,026 54—60°
Сподумен . . . 6,5—7 3,13— 3,20 1,67— 1,68 1,66 1,65— 1,66 0,016 54°
Эгирин .... 5,5—6 3,43— 3,60 1,787 1,768 1,742 0,045 62—66°
Жадеит .... 6,5—7 3,3—3,4 1,667 1,659 1,654 0,013 71°
Бронзит получил название вследствие бронзового отлива на выветрелых
образцах. Кристаллическая структура ромбических
пироксенов типично цепочечная (рис. 242). Цепочки кремнекислородных
тетраэдров объединяются в ней с помощью катионов магния и железа.
Габитус. Кристаллы энстатита встречаются очень редко, а кристал-
лы гиперстена довольно часты. Кристаллы гиперстена имеют короткоприз-
Рис. 242. Кристаллическая структура энстати- Рис. 243. Кристалл гипер-
та стена
магический габитус, несколько удлиненный по вертикальной оси (рис. 243),
иногда они таблитчатые параллельно (100) или (010).
Физические свойства. Цвет ромбических пироксенов
изменяется от белого, серого, желтого и оливково-зеленого (для энстатита)
до темно-коричневого и коричневато-зеленого (для гиперстена). Темноокра-
шенные разности пироксенов содержат больше железа. Оптические и дру-
гие свойства ромбических пироксенов зависят от их химического состава.
Главные линии на рентгенограммах: 3,158; 2,864; 2,526 (для энстатита);
3,20; 2,890; 1,486 (для гиперстена). При нагревании до 1140° С энстатит пере-
ходит в моноклинную модификацию — клиноэнстатит, а при температуре
1557° С он распадается на оливин и кристобалит по такой реакции:
Mg2[Si2O6]^Mg2[SiO4]+SiO2. . ..д;
Ромбические пироксены являются важными породообразующими минера-
лами основных магматических пород, иногда они встречаются в кристалли-
ческих сланцах.
390
Моноклинные пироксены более распространены и имеют большее зна-
чение. Среди них различают такие минералы: 1) пироксены, не содержащие
глинозема (диопсид — геденбергит); 2) пироксены, содержащие глинозем
(авгит, диаллаг); 3) пироксены, содержащие щелочи (сподумен, жадеит
и эгирин).
Химический состав этих минералов приведен в табл. 83.
Сингония — моноклинная, вид симметрии — призматический —
Сг/г —’ 2lm(LzPC).
Кристаллическая структура моноклинных пироксе-
нов очень похожа на структуру ромбических пироксенов.
Агрегаты и габитус. Моноклинные пироксены чаще всего
представлены сплошными и зернистыми агрегатами, а также вкрапленни-
ками в породах. Встречаются кристаллы с короткостолбчатым, таблитча-
тым и изометрическим обликом (рис. 244). Эгирин образует столбчатые
и даже игольчатые кристаллы. Кристаллы сподумена характеризуются
призматическим и таблитчатым — сплюснутым по [100] — обликом. Жадеит
в кристаллах встречается очень редко. У большинства моноклинных пиро-
ксенов плоскость оптических осей параллельна (010), причем ось Ng обра-
зует с третьей осью с угол от 22 до 95°.
Физические свойства. Цвет моноклинных пироксенов зеле-
ный (разных оттенков). Исключением является эгирин, часто имеющий
черный цвет. Другие физические свойства моноклинных пироксенов приве-
дены в табл. 85.
Диопсид — Ca(Mg, Fe[Si2O6]— минеральный вид переменного состава,
меняющегося от крайнего магнезиального члена собственно диопсида —
CaMg[Si2O6] до железистого члена геденбергита — CaFe[Si2O6j.
Диопсид получил название от греч. слов ди — дважды и опсис — вид,
геденбергит — по имени шведского химика Л. Геденберга. Главные линии
на рентгенограммах: 3,00; 2,523; 1,616. Диопсид и геденбергит — наиболее
распространенные моноклинные пироксены. Они образуются магматиче-
ским путем, ассоциируя с кварцем и калиевыми полевыми шпатами, а также
являются типичными для метаморфических пород. Чистые диопсиды харак-
терны для мраморов и метасоматических образований, где они встречаются
вместе с кальциевым гранатом, волластонитом, везувианом и другими каль-
циевыми минералами. Диопсид метаморфического происхождения обра-
зуется при высокой температуре, однако известен диопсид, возникающий
при более низких температурах гидротермальным путем. Хорошо образо-
ванные кристаллы диопсида найдены в Слюдянке в Забайкалье, в Назям-
ских горах на Южном Урале, на Везувии. Геденбергит встречается в ряде
скарновых месторождений, в частности в Турьинских медных рудниках
и в месторождении Чокпак (Казахстан).
Эгирин — NaFe[Si2O6]. Название получил по имени исландского «бога
моря» Эгира. Синоним — акмит. Этот минерал образуется почти всегда
магматическим путем при избытке в магме натрия, входящего вместе с желе-
зом в силикат. Обычно эгирин возникает в условиях повышенной щелочно-
сти и является характерным для щелочных пород. Для эгирина установлено
два парагенезиса: 1) с нефелином и калиевым полевым шпатом; 2) с квар-
цем и альбитом. Иногда встречается эгирин пегматитового происхожде-
ния, образующий изоморфную смесь с диопсидом. Промежуточный между
эгирином и диопсидом минерал называется федоровитом. В щелочных
породах часто возникают образования с составом, промежуточным между
авгитом и щелочными пироксенами. Они называются эгирин-авгитами.
Под микроскопом отмечается зональность эгирин-авгитов; она прояв-
ляется в том, что центральная часть (более светлая) сложена эгирин-
авгитом, а периферическая —- темными полосками эгирина. Эгирин-авгиты
характерны для щелочных пород, а ненасыщенные щелочами породы бедны
эгирином. Главные линии на рентгенограммах эгирина: 3,012; 2,916;
2,545.
391
Крупные кристаллы эгирина встречаются в пегматитах Вишневых
и Ильменских гор на Урале, в Приазовье на Украине, где этот минерал
ассоциирует с полевыми шпатами, нефелином и роговой обманкой, и на
Кольском полуострове.
Жадеит — NaAlJSi2O6J. Жадеит получил название от французского
слова жад —- бок (этим камнем пытались лечить боли в боку). Образуется
он за счет существенно натриевого нефелина и альбита по реакции:
Na[AlSiO4] + Na[AlSi3O8] = 2NaAl[Si2O6]
нефелин альбит жадеит
Реакция проходит только при повышенном давлении, поэтому жадеит всегда
встречается в метаморфических породах. Жадеит образует изоморфный ряд
с диопсидом. Ярко-зеленая разность промежуточного состава называется
Рис. 244. Габитус кристаллов моноклинных пироксенов:
а, б — диопсид, в — диаллаг, г — геденбергит, д — сподумен, е, ж — эгирин, з —
авгит
омфацитом. При метаморфизме жадеит возникает за счет плагиоклазов
и энстатита по такой реакции
2Ca[Al2Si2O8] •Na[AlSi3O8]-j-4Mg[Si2O6] =
= 2Mg3Al2[SiO4h + 2CaMg[Si2O6] + NaAlISi2O6]4-3SiO2.
Ассоциация минералов в левой части равенства обычная, а в правой части —
является редкой и встречается в так называемых эклогитах. Она устойчива
при высоком давлении, тогда как ассоциация плагиоклазы — энстатит
устойчива при низком давлении. Главные линии па рентгенограммах
жадеита: 2,938; 2,841; 2,497.
Сподумен— LiAI[Si2OG]. Название сподумена происходит от греч. слова
сподиос — пепельный (благодаря пепельно-серому цвету). Сподумен имеет
светлый, зеленоватый или бледно-розовый цвет, зависящий от содержания
марганца. Главные линии на рентгенограммах: 2,921; 2,790; 1,604. Обычно
сподумен связан с гранитными пегматитами и используется как литиевая
руда. Он известен в месторождениях Забайкалья и в ряде районов США.
392
призмой • i 1111} и пинакоидом
Рис. 245. Полисинтетический (а.) и про-
стой (б) двойник авгита
Авгит —Ca(Mg, Fe, Ti, Al)[(Si, Al)204 Авгит получил название от греч.
слова авге — блеск (кристаллы этого минерала часто имеют блестящие
грани). Выделяют такие разности авгита: обычный авгит — темно-зеленого
и зеленовато-черного цвета; базальтический авгит, содержащий титан и мар-
ганец, имеет буро-черный цвет и обычно находится в эффузивных породах.
Агрегаты и габитус. Авгит образует характерные коротко-
столбчатые кристаллы, заканчиваю!!
{001} (рис. 244). Иногда кристаллы
таблитчатые по (100). Авгит наблю-
дается также в сплошных зернистых
массах. Очень часто встречаются по-
лисинтетические двойники по (100) и
четкая отдельность. Авгит с четкой
отдельностью по пинакоиду называет-
ся диаллагом и отмечается в породах
основного состава. Кроме полисинте-
тических двойников по (001), извест-
ны простые двойники (рис. 245).
Главные линии на рентгенограммах:
2,98; 2,522; 1,619.
Образование. Авгит возникает магматическим путем и наблю-
дается в высокотемпературных образованиях, недосыщенных кремнеземом.
Встречается он главным образом в жильных и изверженных горных породах,
а иногда на контакте в известняках. Авгит ассоциирует с оливином, дру-
гими пироксенами, лейцитом, нефелином, однако никогда не встречается
вместе с кварцем. Под действием постмагматических растворов он превра-
щается в хлорит и роговую обманку, образующую псевдоморфозы
по авгиту. Псевдоморфозы называют уралитом, а сам процесс перехода
авгита в роговую обманку называется уралитизацией.
Группа волластонита — родонита (пироксеноидов)
Из минералов этой группы опишем волластонит и родонит.
Волластонит — Саз[51зО9). Волластонит назван в честь английского
химика В. Волластона. Синоним — дощатый шпат.
Химический состав: СаО — 48,3 %, SiO2 — 51,7 %. Иногда
содержит FeO, Na2O, MgO и А12О3.
Сингония триклинная, вид симметрии пинакоидальный — Ct—
ЦС).
Структурная ячейка состоит из 2 единиц; а0 = 7,94,
Ьо = 7,32, с0 = 7,07; а = 90°02', |3 = 95°22', у = 103°26'; а0 : Ьо : с0 -
= 1,085 : 1 : 0,967.
Для кристаллической структуры характерны оди-
нарные кремнекислородные цепочки, звенья которых состоят из чередую-
щихся диортогрупп [Si2O7] с тетраэдрами [SiOJ
(см. рис. 241, д'), т. е. характерен период повто-
ряемости в три тетраэдра.
Агрегаты и габитус. Волласто-
нит образует лучисто-шестоватые и скорлупо-
ватые агрегаты. Кристаллы наблюдаются срав-
Рпс. 246.^^Кристалл вол- нительно редко. Они имеют исключительно
таблитчатый облик параллельно {001} (рис. 246).
На кристаллах волластонита чаще всего при-
сутствуют пинакоиды {001}, {100}, {101} и {ПО}. Отмечаются двой-
ники волластонита, образованные по первому пинакоиду.
Физические свойства. Цвет волластонита белый. Блеск
стеклянный, на плоскостях спайности перламутровый. Часто прозрачный.
393
Спайность совершенная по первому и третьему пинакоидам. Твердость —
5—5,5. Плотность — 2,78—2,92. Оптические свойства: двухосный, отрица-
тельный; ng = 1,631 — 1,635, пт = 1,623 — 1,633, пр = 1,616 — 1,621,
ng — пр — 0,014 — 0,013; имеет положительный и отрицательный знак
удлинения.
Диагностические признаки волластонита — цвет и ра-
диально-шестоватые агрегаты, а также таблитчатый облик кристаллов.
Растворяется в HCI с выделением студенистого кремнезема. Главные линии
на рентгенограммах: 10,0; 4,4; 1,54. П. п. т. плавится с трудом. Волласто-
нит устойчив при температурах ниже 1200° С. При нагревании до тем-
пературы 1200° С он превращается во вторую полиморфную модификацию,
известную под названием псевдоволластонита. Псевдоволластонит устой-
чив в пределах температур от 1200° С до точки плавления (1540° С).
Образование и месторождения. Волластонит —
типичный метаморфический минерал. Чаще всего он встречается на контакте
известняков с изверженными породами, где образует значительные скоп-
ления, или входит в состав скарнов вместе с кальциево-магнезиальными
силикатами. На контакте известняков и изверженных пород волластонит
возникает по такой возможной реакции:
ЗСаСО3 J- 3SiO2 Ca3[Si3O9] + ЗСО2.
При низкой температуре устойчивы кальцит и кварц, а при более
высокой — волластонит, образование которого происходит с выделением
СО2. Волластонит ассоциирует с кальцитом, диопсидом, андрадитом, эпи-
дотом, везувианом, сфеном.
Значительные массы волластонита известны в месторождении Санта-
Фе в Мексике, в Турьинских рудниках на Урале, в районе Минусинска
и в ряде мест Украинского кристаллического массива.
Родонит — CaMn4[Si50i5J. Название родонита происходит от греч.
слова родон — роза. Орлец — русский синоним минерала.
Химический состав (в %): СаО — 2,25—8,74, МпО— 29,20—
50,54, SiO2 — 45,0—48,0. Часто содержит примеси Fe, Zn, Mg.
Синг о и и я триклинная, вид симметрии пинакоидальный —
Ci-T(C).
Структурная ячейка содержит 10 единиц; а0 = 7,79,
Ьо = 12,47, с0 = 6,75; а = 85°10', 0 = 94°04', у = 111°29'; а0 : Ьо : с0 =
= 0,625 : 1 : 0,541.
Для кристаллической структуры родонита характер-
на метасиликатная цепочка из пятичленных звеньев. Марганец и кальций
образуют колонки из октаэдров, которые чередуются с тетраэдрическими
группами кремния.
Агрегаты и габитус. Родонит известен в сплошных зернистых
и массивных скоплениях. Кристаллы встречаются редко.
Физические свойства. Цвет родонита —- розово-красный
(обычно изменяется в зависимости от химического состава от розово-крас-
ного до красновато-бурого, характерного для железистых разностей).
Блеск стеклянный, на плоскостях спайности перламутровый. Спайность
совершенная по (ПО). Твердость — 6—6,5. Плотность — 3,7. Оптические
свойства: двухосный, отрицательный; ng = 1,730, пт = 1,726, пр = 1,721,
ng — пр = 0,009.
Диагностические признак и. Характерным признаком
родонита является розовый цвет. Главные линии на рентгенограммах:
2,968; 2,938; 2,755. В соляной кислоте растворяется медленно с образова-
нием порошковатого SiO2. П. п. т. в окислительном пламени буреет, а потом
чернеет. В восстановительном пламени плавится в красное или бурое стекло.
Образование и месторождения. Родонит образуется
метаморфическим путем и встречается в кристаллических сланцах и других
метаморфических породах, иногда в связи с кварцитами и яшмами. Место-
394
рождения родонита известны на Урале (в районе Свердловска), на Украи-
не— в Чивчинском массиве (Карпаты), в Швеции (Пайсберг), в Испа-
нии (Гуэльва).
Разрушение. На земной поверхности родонит сравнительно
легко выветривается. При выветривании он очень тонко пигментируется
гидроокислами марганца, становится совершенно черным, похожим на мас-
сивные марганцевые руды.
Практическое значение. Родонит используется как полу-
< драгоценный поделочный камень. Продукты выветривания родонита
являются марганцевой рудой.
Силикаты с двойными анионными цепочками
Основной структурный мотив минералов этого отдела возникает из оди-
ночных цепочек (если трактовать мотив чисто геометрически) путем отраже-
ния их в зеркальной плоскости (см. рис. 241). Так возникает сдвоенная
цепочка или, как ее часто называют, лента. Как видно из данных рис. 241,
среди сдвоенных цепочек установлены следующие формы: 1) силлиманито-
вая лента (с периодом в 1 Si-тетраэдр); 2) амфиболовая лента (с периодом
в 28ьтетраэдра) и 3) ксонотлитовая лента (с периодом в SSi-тетраэдра).
Среди указанных форм наиболее распространенными являются мине-
ралы с амфиболовой лентой, образующие группу амфиболов.
Группа амфиболов
В амфиболах к атомам О из ленты [Si4Onl присоединяются дополни-
тельные группы (ОН), создающиеся при гидратации по реакции О + Н2О =
= 2НО. В некоторых амфиболах, обогащенных алюминием, часть кремния
в радикале замещается алюминием (например, в роговой обманке —
[Al2SiGO22]) и они выделяются в отдельный ряд алюмосиликатов. По кри-
сталлографическим признакам в этой группе различают ромбические и моно-
клинные амфиболы.
Ро момчески е амфыболы
Из ромбических амфиболов мы рассмотрим сравнительно редкий мине-
рал антофиллит — (Mg, Fe)7(OH)2[Si8O22J.
Название антофиллита происходит от греч. слов антос — цветок
и филлон — лист. Известны две разности антофиллита: асбестовидный
антофиллит в виде длинных тонковолокнистых образований; жедрит-анто-
филлит, содержащий значительное количество алюминия. Кристаллизуется
антофиллит в ромбической с и н гони и в классе ромбической бипира-
миды — Dzh — ттт(ЗЬ2ЗРС).
Структурная ячейка содержит 4 единицы. Пространст-
венная группа — D2a — Рпта\ а0 = 18,56, Ьо = 18,08, с0 = 5,28;
а0 : Ьо : со = 1,027 : 1 : 0,292.
Кристаллическая структура антофиллита близка
к структуре моноклинных амфиболов.
Агрегаты и габитус. Обычно антофиллит встречается
в сплошных или лучистых агрегатах волокнистого строения. Кристаллы
встречаются очень редко.
Физические свойства. Цвет антофиллита светло-коричне-
вый, иногда зеленоватый. Блеск стеклянный. Спайность совершенная
по (НО). Твердость — 5,5—6,5. Плотность — 2,86 — 3,2. Оптические свой-
ства: ng = 1,625 — 1,698; пр — 1,605 -— 1,668.
395
Диагностические признаки. Главные линии на рент-
генограммах: 8,25; 3,23; 2,84. В кислотах не растворяется. П. п. т. плавится
с трудом. При нагревании выше 400° С переходит в моноклинную модифи-
кацию. Антофиллит встречается исключительно в метаморфических породах,
возникающих при невысоких температурах. В кристаллических сланцах
он находится в ассоциации с роговой обманкой и корундом. Этот минерал
имеется в ряде месторождений Урала (Сысертское), в Сибири и на Украине.
Моноклинные амфиболы
Моноклинные амфиболы кристаллизуются в призматическом виде
симметрии моноклинной сингонии — C2h — 2/m(L2PC).
Структурная ячейка содержит две единицы. Пространст-
венная группа Czh — C2hn. Параметры элементарной ячейки приведены
в табл. 86.
ТАБЛИЦА 8&
Параметры структурной ячейки и главные линии на рентгенограммах
моноклинных амфиболов
Минерал ао Ьо со ао : Ьо : со ₽ Главные линии на рентгенограммах
Тремолит . . . 9,84 18,05 5,28 0,550 : 1 :0,295 106°02' 2,710; 1,438; 1,047
Актинолит . . 9,89 18.14 5,31 -— 105°48' 2,705; 1,432; 1.046
Рибекит . . . 9,90 18,14 5,32 0,546 : 1 : 0,293 103°30' 8,42; 3,13; 2,72
Глаукофан . . 9,74 18,02 5,38 0,543 : 1 : 0,300 104°10' .—.
Арфведсонит Роговая обман- 9,89 18,35 5,34 0,539 : 1 :0,291 104°15,5' —
ка 9,96 18,42 5,37 0,541 : 1 : 0,292 105°45' 2,711; 1,436; 1,049
Кристаллическая структура моноклинных амфиболов (см. рис. 241, г)
легко выводится на структуры моноклинных пироксенов отражением ее
в плоскости, перпендикулярной к плоскости рисунка. При этом получаются
сдвоенные цепочки, являющиеся основой структуры амфиболов. ч
Агрегаты и габитус. Описываемые минералы образуют
массивные или лучистые агрегаты волокнистого строения, а также отдель-
ные вкрапленники в породах. Кристаллы их в отличие от моноклинных
Рис. 247. Габитус кристаллов роговой обманки. Справа двойник
пироксенов чаще всего имеют четко выраженное вертикальное удлинение,
хотя вообще хорошо развитые, отчетливые кристаллы амфиболов наблюдают-
ся реже, чем у пироксенов. На кристаллах амфиболов отмечаются грани
призмы {ПО} и пинакоида {010}. С концов кристаллы чаще всего ограниче-
ны гранями призмы {111} и пинакоида {001} (рис. 247). Индивиды лучисто-
396
шестоватых агрегатов, вытянутые по {001}, могут достигать тонкости нити,
образуя разность амфиболовых асбестов. Спутанно-волокнистые агрегаты,
состоящие из тонких волокон, бывают очень густыми и характеризуются
необычной для силикатов вязкостью при высокой твердости.
Физические свойства моноклинных амфиболов приведены
в табл. 87, из которой видно, что плотность бедных железом амфиболов
опускается до 2,9, а богатых железом — достигает 3,5.
ТЛЕ Л ИЦ А 87
Свойства некоторых моноклинных амфиболов
Минерал Твердость Плотность Оптические свойства
ng пт пр ng — пр 2V
Тремолит 5,6—6 2,9—3,0 1,624 1,613 1,599 0,025 81°
Актинолит 5,5—6 3,1—3,3 1,64 1,63 1,614 0,026 78°
Рибекит . . 5—6 3,44 1,697 1,695 1,693 0,004 Около 90°
Арфведсонит 5,5—6 3,44— 3,46 1,686— 1,708 До 1,707 1,676— 1,695 0,008— 0,012 Около 90°
Г лаукофан Роговая об- 6—6,5 3,1—3,2 1,639 1,638 1,621 0,018 45°
манка . . 5,5—6 3,1—3,3 1,65— 1,69 1,67— 1,64 1,63— 1,66 0,019— 6,020 В среднем 80°
Показатель преломления амфиболов значительно ниже, чем у пироксе-
нов. Двупреломление остается довольно постоянйым и только у рибекита
несколько понижается. Угол оптических осей также более или менее
постоянный (близкий к 90°). Амфиболы преимущественно оптически отрица-
тельные. В микроскопических препаратах амфиболы отличаются от пирок-
сенов хорошо выраженным (для окрашенных амфиболов) плеохроизмом.
Среди моноклинных амфиболов мы рассмотрим тремолит, актинолит, глау-
кофан и роговую обманку.
Тремолит — Ca2Mg5(OH)2[Si8O22b актинолит — Ca2(Mg, Fe)5(OH)2
[Si8O22]. Тремолит получил название по месту нахождения (долина Тре-
моля в Альпах), актинолит — от греч. слов актис — луч и литое — камень
(для этого минерала характерные игольчатолучистые агрегаты).
Химический состав тремолита и актинолита приведен
в табл. 88. Выделяют такие разности тремолита и актинолита: тремолит-
асбест и актинолит-асбест — тонковолокнистые асбестоподобные минералы,
обычно с длинными волокнами; нефрит — массивная скрытокристалличе-
ская разность, которая под микроскопом обнаруживает волокнистое строе-
ние (окрашена в белый или светло-зеленый цвет).
ТАБЛИЦА 88
Химический состав моноклинных амфиболов (в процентах)
Минерал Si Ог FeO .MgO СаО NaoO Н2О
Тремолит Актинолит Глаукофан Арфведсонит .Роговая обманка .... 46,9— 57,72 47,42— 58,85 43,85— 52,12 34,66— 59,5 0—42,17 4.Si- lo,91 32,33— 37,32 1,96— 40,4 0—28,83 3,92— 17,4 0,58— 0,81 0,5— 36,19 10,93— 13,45 0,33— 12,95 0—4,65 0,5—28,7 3,63— 9,34 7,14— 13,01 До 12,9 До 3,0 (для актинолита) 1,38—4,79 0,15—2,08 0,5—10,9
397
Физические свойства. Блеск тремолита и актинолита
стеклянный. Твердость, плотность и оптические свойства приведены
в табл. 87. Физические свойства описываемых минералов зависят от содер-
жания железа.
Диагностические признаки — светлая (для тремолита)
и зеленоватая (для актинолита) окраска, лучистые агрегаты. В кислотах
почти не растворяются. П. п. т. с трудом плавятся в прозрачное бесцветное
(тремолит) и серовато-зеленое или зеленовато-черное (актинолит) стекло.
Образование и месторождения. По условиям обра-
зования тремолит и актинолит являются низкотемпературными метаморфи-
ческими минералами и обычно встречаются на контактах изверженных
пород с известняками и доломитами, а также в кристаллических сланцах.
Находятся в ассоциации с диопсидом, шпинелью, форстеритом, серпентином,,
апатитом, сфеном, кальцитом, эпидотом и хлоритами. При повышении
температуры оба минерала переходят в пироксены по такой реакции:
Ca2(Mg, Fe)5(OH)2[Si8O22]-»2Ca(Mg, Fe) [Si2O6] + 3(Mg, Fe)[SiO3]-j-SiO2-i-H2O.
При действии растворов на диопсид происходит превращение его
в тремолит по реакции:
5CaMg[Si2O6] + Н2О - Ca2Mg5(OH)2[SisO22] + 3CaO+2SiO2.
При этом окись кальция и кремнезем выносятся и возникают чистые тремо-
литовые породы. Таким образом, тремолит характерен для пород, бедных
железом. Метаморфические известковые породы (мраморы) на низкой ста-
дии метаморфизма содержат тремолит, мраморы, претерпевшие изменения
при высоких температурах,— диопсид. Тремолит и актинолит — важные
породообразующие минералы кристаллических сланцев, месторождения
их многочисленны.
Практическое значение. Асбестоподобные разности
используются как асбест. Нефрит, имеющий красивую, однородную окра-
ску и большую плотность, применяется как поделочный камень. В период
каменного века нефрит благодаря своей вязкости и высокой твердости
имел большое значение как материал для изготовления разного рода орудий.
Глаукофан — Na2(Mg, Fe)3(Al, Fe)2(OH)s[SisO22} — минеральный вид.
переменного состава, меняющегося от железистого члена рибекита —
Na2(Fe,Mg)3Fe2(OH)2[Si8O22] до алюминиевого члена собственно глаукофа-
на- Na2(Fe,Mg)3Al2(OH)2[Si8O22].
Рибекит получил название по имени Эмиля Рибека, впервые нашед-
шего этот минерал. Название глаукофана происходит от греч. слова глявкос—
синий (благодаря синей окраске). Среди разностей этих минералов следует
назвать крокидолит (асбестоподобная разность рибекита) и родусит (маг-
незиальная асбестовидная разность глаукофана).
Агрегаты и габитус. Рибекит встречается в виде вкраплен-
ных призматических кристаллов и лучистых агрегатов.
Физические свойства. Цвет рибекита темно-синий до чер-
ного, глаукофана — синий, под микроскопом — ярко-синий, небесно-голу-
бой. Плотность, твердость и оптические свойства этих минералов приведены
в табл. 87.
Образование и месторождения. Рибекит образуется
в богатых натрием магматических и некоторых метаморфических породах.
Он характерен для щелочных пород, где находится в ассоциации с эгири-
ном. Глаукофан — исключительно метаморфический минерал. Он встре-
чается лишь в кристаллических сланцах и близких к ним по составу кри-
сталлических породах. Оба минерала известны в Калбинском хребте
(Восточный Казахстан), на Апшеронском полуострове и на Украине -—
в железорудных месторождениях Кривого Рога.
Роговая обманка — NaCa2(Mg, Fe)4(Al, Fe)(OH, F)2|Al2Si6O22J. Из при-
веденной формулы видно, что роговая обманка должна рассматриваться
398
как алюмосиликат. Свое название она получила по внешнему сходству
с рогом, в отличие от которого имеет большую твердость.
Химический состав ее непостоянный (см. табл. 88). Почти
всегда содержит TiO2. Роговые обманки, бедные железом, называются пар-
гаситом, а богатые железом и полностью насыщенные натрием и трехвалент-
ными элементами — гастингситом. Кроме того, выделяют обычную роговую
обманку (темно-зеленую) и базальтическую — смоляно-черного цвета (под
микроскопом она имеет бурые цвета плеохроизма). Роговая обманка волок-
нистого строения, образующая псевдоморфозы по авгиту, называется ура-
литом.
Г а б и т у с. Роговая обманка наблюдается в призматических, столбча-
тых, реже изометрических кристаллах, а также в виде двойников по (100)
(см. рис. 247).
Физические свойства. Цвет роговых обманок колеблется
от светло-зеленого до зелено-черного и черного. Блеск стеклянный. Другие
физические свойства приведены в табл. 87. Под микроскопом роговая
обманка обычно густо окрашена; ее зерна имеют отчетливую спайность
под углом 56° (124°). По окраске под микроскопом выделяют две разности
роговой обманки: зеленую и бурую с четким плеохроизмом (наибольшая
абсорбция-—по Ng, меньшая — по Np). Изменение цвета происходит очень
быстро, внезапно.
Диагностические признаки роговой обманки -— габи-
тус, угол между направлениями спайности и цвет. В кислотах не раство-
ряется. П. п. т. плавится с трудом в темно-зеленое стекло.
Образование и месторождения. Роговая обманка
образуется при магматических и метаморфических процессах. В первом
случае она кристаллизуется только в интрузиях на большой глубине
и встречается вместе с пироксенами (главным образом в диоритах). Роговая
обманка наблюдается премущественно в породах с большим содержанием
кремнекислоты, при меньшем же количестве кремнекислоты ее место зани-
мают пироксены. При излиянии магмы на земную поверхность происходит
опацитизация роговой обманки, заключающаяся в образовании за счет
ее непрозрачного вещества, состоящего, очевидно, из магнетита. Кроме
того, из роговой обманки выделяется вода, место которой занимает доба-
вочный кислород, вследствие чего обычная роговая обманка переходит
в базальтическую. Этот процесс наблюдается в лавовых потоках при тем-
пературе 800° С в окислительных условиях.
При метаморфических процессах роговая обманка образует породы,
называемые амфиболитами. Температура ее возникновения при этом выше,
чем температура образования актинолита, но ниже, чем температура появ-
ления пироксенов. В метаморфических породах обычно отмечаются зеленые
роговые обманки. Месторождения роговой обманки многочисленны. Кри-
сталлы роговой обманки до 0,5 м в длину были встречены на г. Соколиной
в Исовском районе на Северном Урале.
Группа сепиолита — палыгорскита
Как уже было отмечено, минералы этой группы занимают промежуточ-
ное положение между силикатами ленточного и слоистого строения. Для
минералов группы сепиолита -— палыгорскита характерно спутанно-волок-
нистое (войлочное) строение, которое иногда обнаруживается только
с помощью поляризационного или электронного микроскопа. Макроскопиче-
ски это обычно кожистые или пленчатые образования, ватоподобные,
местами (в 'пустотах) даже паутиноподобные выделения, картоноподобные
и пробковидные массы. В сухом виде они обычно очень легкие, очень пори-
стые, плавают на. воде и соответственно своему виду нередко называются
горной кожей, горным деревом, горной пробкой и т. д.
399
www. mineral, su
QoSin^
S К
•Si ©Mg CO ®0H ©Н/)крах ©H20uaw. •MgtowAl
Рис. 248. Структура палыгорскита (а) и сепиолита (б) с параллель-
ными каналами цеолитиой воды (по Н. В. Белову). Вверху — в
полмиговских полиэдрах
Кристаллическая структура имеет характер гофри-
рованной, слоистой, разбитой вдоль оси b на отдельные кремнекислородные
ленты, состоящие в палыгорските из сдвоенных пироксеновых цепочек
(рис. 248, а), а в сепиолите из таких же, но строенных, цепочек (рис. 248, б).
Изображенные на рис. 248 пакеты — блоки связываются друг с другом
через крайние тетраэдры в сетки с радикалом [Si2O5] (в формулах палы-
горскита они показываются как [Si4Oi0], а в сепиолите — [Si6O15]). В кана-
Рис. 249. Кривые нагревания (а) и дегидратации (б) палыгорскита
лах между пакетами размещаются молекулы цеолитной и кристаллизацион-
ной воды. Формулы этих минералов имеют такой вид: сепиолита —
Mg8(H2O)4(OH)4[Si6Oi5] -8Н2О, палыгорскита — Mg5(H2O)4(OH)2[Si4Oi0]2 х
х4Н2О.
Название палыгорскит получил по месту нахождения (Палыгорская
дистанция бывшего Пермского горного округа). Синоним — аттапульгит
(по месторождению Аттапульгус в штате Джорджия, США).
Химический состав: SiO2 — 49,72—56,52%, А12О3 — 7,12—
17,01%, MgO — 4,6—16,86%, Н2О— 19,42—26,14%. Наблюдаются при-
меси Fe2O3, СаО, FeO, Na2O, К2О.
Сингония моноклинная или ромбическая.
Агрегаты. Спутанно-волокнистые агрегаты палыгорскита (горная
кожа, горная пробка) под электронным микроскопом обнаруживают тонко-
волокнистое строение.
Физические свойства. Цвет палыгорскита белый с желто-
ватым, буроватым или серым оттенком. Твердость,— 2—2,5. Плотность —
2—2,3. Оптические свойства: двухосный, отрицательный; ng =1,512 —
26 Лазаренко Е. К. 401
— 1,555, пр = 1,504 — 1,528, ng — пр — 0,007 — 0,025. С уменьшением
содержания воды и повышением содержания алюминия преломление и дву-
преломление палыгорскита увеличиваются.
Диагностическим признаком палыгорскита является
спутанно-волокнистое строение. Главные линии на рентгенограммах: 10,2;
4,3; 3,25. Растворяется в H2SO4 с выделением SiO2. П. п. т. плавится в пузыр-
чатое молочное стекло. На термических кривых палыгорскитов (рис. 249)
отмечаются три эндотермических эффекта: 1) при 120° С (выделение адсорб-
ционной воды); 2) при 250—350° С (выделение цеолитной воды), 3) при
460—500° С (выделение гидроксила, входящего в решетку минерала) —
и экзотермический эффект при 900—1000° С, связанный с раскристаллиза-
цией продуктов распада.
Образование и месторождения. Палыгорскит возни-
кает экзогенным путем на контакте магнезиальных и кремнистых пород при
взаимодействии поверхностных вод с изверженными породами. Палыгорскит
часто присутствует в разных осадочных горных породах, особенно в глинах.
Иногда наблюдается палыгорскит гидротермального происхождения —
в трещинах изверженных горных пород, а также в некоторых жильных
полиметаллических месторождениях. В значительных количествах он встре-
чается на берегах Волги и Оки и их притоков, на Северном Кавказе и в За-
падной Сибири, а также на Украине в окрестностях г. Симферополя (с. Кур-
цы), на Волыни и в Черкасской области (Дашуковское месторождение
палыгорскитовых глин).
Практическое значение. Значительные массы палыгор-
скита могут использоваться в строительном деле как тепло- и звукоизоля-
ционный материал.
ПОДКЛАСС СИЛИКАТОВ С НЕПРЕРЫВНЫМИ СЛОЯМИ ТЕТРАЭДРОВ
(СЛОИСТЫЕ ДИМЕТАСИЛИКАТЫ)
В основе структуры диметасиликатов слоистого строения находятся
кремнекислородные листы (рис. 250), состоящие из кремнекислородных
тетраэдров. Все тетраэдры (в одном таком листе) повернуты в одну сторону
(вдоль оси с), и на каждую пару атомов Si приходится по три кислорода
в слое с основаниями тетраэдров и лишь два кислорода в слое, где разме-
щены вершины тетраэдров. Во втором слое, где расположены вершины тет-
раэдров, на каждые два кислорода приходится одна гидроксильная группа
или один ион фтора. Таким образом, анионная часть диметасиликата будет
[Si2O5](OH). Она образует шестерные кольца, составляющие кремнекисло-
родные листы. Добавочный гидроксил или фтор размещаются в слоистых
силикатах по одному на кольцо, а иногда образуют слои, находящиеся
между листами ISi2O5](OH). Кольца [Si2O5] связаны в листы валентными
ионами О2-, отдельные листы соединяются с помощью катионов, главными
среди которых являются Mg, Al и Fe и образуют пакеты. В радикале [Si2O5]
нередко около половины атомов кремния замещается алюминием, и тогда
радикал приобретает вид [(Si, Al)4Oi0J. Минералы с таким радикалом отно-
сятся к алюмосиликатам. Электростатическое равновесие достигается при
этом появлением в структуре добавочного иона (чаще всего калия), с по-
мощью которого пакеты объединяются в общую структуру кристалла. При
отсутствии замены Si — Al пакеты связываются между собой за счет оста-
точных (ван-дер-ваальсовских) сил. Структуру слоистых минералов можно
с определенным допущением рассматривать как плотнейшую упаковку ионов
кислорода и гидроксильных групп (рис. 251), в которой катионы размещены
в тетраэдрических и октаэдрических пустотах между анионами. При этом
обнаруживается чередование тетраэдрических (кремнекислородных и алю-
мокремнекислородных) и октаэдрических (с магнием, алюминием, железом)
слоев (рис. 252), образующих пакеты — комплексы с частичной или полной
402
нейтрализацией электростатических сил связи. Пакеты могут быть двух
типов — двухслойные и трехслойные (рис. 253). В двухслойном пакете
попарно связаны друг с другом тетраэдрические и октаэдрические слои.
Часть свободных зарядов тетраэдрического слоя нейтрализуется водородом
гидроксила. В трехслойном пакете два тетраэдрических слоя связаны
с одним октаэдрическим, находящимся между ними. Однако, кроме этих
двух основных типов чередования тетраэдрических и октаэдрических слоев,
известен также третий, когда с
Рис. 250. Кремнекислородные листы
трехслойным пакетом чередует-
ся октаэдрический слой; тогда
отношение тетраэдрических сло-
ев к октаэдрическим будет 2 : 2.
Очень важным является харак-
тер заполнения катионами окта-
эдрического слоя, который мо-
жет быть построен по двум мо
тивам — бруситовому и гидрар-
гиллитовому(см. рис. 252), т. е.
по типам, наблюдающимся в
Рис. 251. Плотнейшая упаков-
ка О — ОН в слоистых сили-
катах
брусите — Mg(OH)2 (этот тип называют еще триоктаэдрическим) и
гидраргиллите — А1(ОН)3 (этот тип называют еще диоктаэдрическим).
В природе бруситовыщмотив в чистом виде почти не встречается и обычно
мы имеем дело с гидраргиллитовым.'и гидраргиллитовобруситовым мотивами.
В отдельных разностях слоистых силикатов пакеты соединяются между
собой с помощью слабых остаточных сил, вследствие чего эти разности
очень склонны к образованию тонкодисперсных агрегатов. Некоторые
минералы легко адсорбируют воду и другие соединения, в результате чего
структура набухает вдоль вертикальной оси и длина ячейки в этом направ-
лении увеличивается. В последнее время в связи с изучением тонкодисперс-
ных слоистых силикатов установлено широкое развитие так называемых
смешанно-слоистых образований. Пример их приведен на рисунке 254.
Слоистая структура рассматриваемых силикатов находит свое отраже-
ние в весьма совершенной спайности, проходящей параллельно плоско-
стям плоских сеток. Минералы, относящиеся к описываемому подклассу,
по своим физическим свойствам близки к ленточным метасиликатам
с радикалами 15Ь,ОИ]6-; однако в том случае, когда в этих минералах при-
сутствуют добавочные гидроксилы, плотность и показатель преломления
их оказываются значительно меньшими. В оптическом отношении эти
минералы могут быть отрицательными (с малым углом оптических осей
и высоким двупреломлением) и положительными (с низким двупреломле-
нием). Между содержанием (ОН) и показателем преломления наблюдается
।
26* 403
Рис. 252. Тетраэдрический (а) и октаэдрический (б) слои.
Внизу в виде полиэдров — бруситовый (в) и гидраргилли-
товый (г) мотивы
Рис. 253. Двухслойный (а) и трехслойный (б) пакет слоистых силикатов
OO oOHJ •Al о »si, частичной
a
7,26 A -И----Ю,О2-А
oo ©OH »Al OK о •ЬХ,частично A\.
b
Рис. 254. Смешанно-слоистые хлорит-монтморилло-
нитовые (а) и каолинит-мусковитовые (б) образова-
ния
обратная зависимость: с увеличением содержания (ОН) показатель прелом-
ления понижается. Точно так же повышается двупреломление в силикатах
с низким содержанием (ОН). Отдача гидроксила в разных силикатах разная.
Силикаты алюминия легче отдают его, чем силикаты магния. Если гидро-
ксил связан в тетраэдрах в шестерные кольца, то температура выделения
гидроксила повышается до 900° С; если (ОН) много и гидроксил расположен
не внутри колец, температура выделения его близка к 500° С. Минералы
слоистой структуры характеризуются светлыми оттенками цветов, однако
часто имеют четко выраженный плеохроизм. В силикатах без калиевой
прокладки твердость минералов очень низка (так, твердость талька равна 1),
калий же увеличивает их твердость (твердость биотита 2—3). При разложе-
нии кислотами минералы слоистого строения не выделяют студенистого
кремнезема. Образуются они обычно при средних и низких температурах
и часто встречаются в коллоидных образованиях. В соответствии с особен-
ностями кристаллической структуры среди силикатов слоистого строения
мы выделяем такие группы:
Силикаты с однослойными пакетами
Группа датолита
Силикаты с двухслойными пакетами
Группа каолинита
Группа серпентина
Силикаты с трехслойными пакетами
Группа талька — пирофиллита
Группа слюд
Группа астрофиллита
Группа хрупких слюд
Группа вермикулита
Группа гидрослюд
Группа монтмориллонита
Силикаты с четырехслойными пакетами
Группа хлоритов
Аморфные минералы, близкие к слоистым силикатам
Группа датолита
В этой группе мы рассмотрим только датолит — Ca2(OH)2[B2Si2O8].
Датолит получил название от слова датеомай — делю (по зернистой отдель-
ности агрегатов).
Химический состав датолита: СаО — 35%, В2О3 — 21,8%,
SiO2 — 37,6%, Н2О — 5,6%.
Сингония моноклинная, вид симметрии призматический —
С2ь — 2m(L2PC).
Структурная ячейка датолита содержит Ca4B4(OH)4[Si4Oiel.
Пространственная группа — С2д — P2Ja\ а0 = 9,66, Ьо = 7,64, с0 = 4,83;
р = 90°09'; а0 : Ьо : с0 = 1,264 : 1 : 0,632.
Структура датолита представлена наложенными друг на друга
сложными слоями кремнекислородных и борокислородных тетраэдров,
образующими одинарные борокремнекислородные сетки. В слое тетраэдры
[SiO4] и [В(О,ОН)4] чередуются, образуя кольцо из четырех или восьми
тетраэдров. Слои располагаются параллельно (100) и связаны между собой
атомами кальция, которые координируются шестью атомами кислорода
и двумя группами (ОН).
Агрегаты и габитус. Датолит встречается в виде друз,
зернистых и массивных агрегатов и натечных форм. Он имеет хорошо обра-
зованные и богатые формами кристаллы изометрического облика (рис. 255),
для которых обычной является комбинация пинакоидов {100} и {001}
и призм {НО}, {011}, {122} и {120}.
406
Рис. 255. Кристалл да-
толита
Физические свойства. Датолит прозрачный, часто бес-
цветный, однако иногда окрашен в зеленоватый, желтоватый, реже слабо-
фиолетовый цвет. Блеск стеклянный. Спайности нет. Излом раковистый.
Твердость — 5,5—6. Плотность— 2,9—3. Оптиче-
ские свойства: двухосный, отрицательный; ng —
1,670, пт = 1,653, пр — 1,625, ng — пр — 0,045,
2V = 74°.
Диагностические признаки.
Характерными признаками датолита являются
стеклянный блеск, раковистый излом и поведение
перед паяльной трубкой. Главные линии на рент-
генограммах: 3,08; 2,81; 2,49. Растворяется в НС1
с выделением студенистого SiO2. П. п. т. вспучи-
вается, легко плавится в прозрачное стекло. Пла-
мя окрашивается в зеленый цвет.
Образование. Датолит возникает как
вторичный минерал в^связи с контактово-метасома-
тическими процессами. Обычно он ассоциирует с кальцитом и цеолитами.
В СССР датолит встречается в районах Пятигорска и Кара-Дага (Крым).
Рис. 256. Шестиугольные и червеобразные кристаллы каолинита под
микроскопом. Увеличено в 170 раз
Практическое значение. Крупные скопления датолита
могут использоваться для получения бора.
Группа^ каолинита
В группе каолинита мы рассмотрим каолинит, диккит, накрит, а также
галлуазит и ферригаллуазит.
Каолинит, диккит, накрит — Al4(OH)8[Si4O10|. Названные минералы
представляют собой политипные модификации, среди которых наиболее
распространенным является каолинит. Название каолинита происходит
от китайского слова Kay-Линг, что означает высокая гряда (название гор-
ного района в Китае), накрита —от французского слова пасге — перламутр
(благодаря перламутровому блеску на гранях). Диккит назван в честь аме-
риканского минералога А В. Дикка.
407
«Химический состав: А12О3 — 39,5%, SiO2 — 46,5%, Н2О —
14,0%.
Сингония моноклинная. Характеристика структурной ячейки
приведена в табл. 89.
ТАБЛИЦА 89
Характеристика структурной ячейки каолинита, диккита и накрита
Минерал Пространствен- ная группа оо Ьо СО £ Количество единиц
Каолинит . . . С\—Р~1 5,14 8,93 7,37 100°12' 1
Накрнт .... С^—Сс 5,17 8,95 28,72 91°43' 4
Диккит .... q-cc 5,15 8,94 14,42 96°50' 2
Кристаллическая структура каолинита, диккита
и накрита состоит из двухслойных пакетов, содержащих один кремнекисло-
родный тетраэдрический слой состава [Si2nO5nPn“ и один алюмокислородно-
гидроксильный октаэдрический слой состава [А12п(ОН)4п]2га+. Оба слоя
объединяются в пакет с помощью общих кислородов кремнекислородного
слоя (см. рис. 253, а).
Агрегаты и габитус. Каолинит встречается в скрытокристал-
лических, а диккит и накрит — микрокристаллических скоплениях.
Физические свойства. Отдельные чешуйки каолинита
бесцветны, сплошные массы белые. Блеск чешуек и пластинок перламутро-
вый, сплошных скоплений — матовый. Спайность весьма совершенная
по (001). Твердость — 2,5—3. Плотность — 2,58—2,63. Оптические свой-
ства приведены в табл. 90.
ТАБЛИЦА 90
Оптические свойства каолинита, диккита и накрита
Минерал ng пр ng —пр 2И
Каолинит Накрит Диккит 1,560—1,570 1,563-1,566 1,566—1,571 1,533—1,563 1,557—1,560 1,560—1.562 0,005 0,006 0,007 (—) 24-50° (+) 40, (±) 90° (+) 48-80°
Под микроскопом все три минерала наблюдаются в виде гексагональных
табличек и чешуек (рис. 257). Особенно четко их морфологические особен-
ности выступают под электронным микроскопом (рис. 256).
На кривых нагревания наблюдаются: 1) эндотермический эффект
при температуре 500—600°; 2) два экзотермических эффекта при темпера-
туре 950—1000° С и 1200° С (рис. 258). Эндотермический эффект при 500—
600° С возникает в результате потери гидроксильных ионов (это четко фик-
сируется на кривой обезвоживания) и аморфизации минерала. Первая экзо-
термическая реакция при 900—1000° С вызвана началом кристаллизации
муллита, а иногда у-А12О3, вторая же — образованием кристобалита.
На кривой нагревания диккита эндотермическая реакция фиксируется
при более высокой температуре (600—700° С).
Диагностические признаки описываемых минералов —
оптическая и термическая характеристика и рентгенометрические данные.
Главные линии на рентгенограммах: 7,14; 3,57; 1,487 (для каолинита);
7,15; 3,59; 2,416 (для накрита); 3,592; 2,345; 1,666 (для диккита). Раство-
ряются сравнительно легко в H2SO4, особенно при нагревании; НС1 и HNO3
почти не действуют. П. п. т. не плавятся.
408
Искусственное по-
лучение. Каолинит, диккит
и накрит получены при дейст-
вии СО2, HF и других соедине-
ний на некоторые алюмосили-
каты.
Образование и ме-
сторождения. Каолинит
возникает преимущественно эк-
зогенным путем при выветрива-
нии различных алюмосиликатов
в кислой среде. Он входит в со-
став глин, мергелей и глинистых
сланцев. Процесс образования
каолинита может быть изобра-
жен в виде такой схемы:
4K[AlSi3O8]+4Н2О+2СО2=
= Al4(OH)g[Si4Oio] -|- 8SiO2+ 2К2СО3.
Диккит и накрит могут воз-
никать в гидротермальных усло-
виях, однако при этом не обра-
зуют больших скоплений. При
метаморфизме каолинит мулли-
тизируется или превращается в
дистен и силлиманит по такой
реакции:
Рис. 257. Каолинит под электронным мик-
роскопом. Увеличено в 2000 раз (по
Г. С. Грицаенко)
Al4(OH)8[Si4O10] —> 2А1гО[8Ю4]-|-4Н2О+28Ю2.
Вода, выделяющаяся при этом, играет важную роль в гидротермальных
процессах. Среди месторождений каолинита различают первичные и вто-
ричные. Первичные месторождения представляют собой продукт разруше-
Рис. 258. Кривые нагревания (о) и дегидратации (б) каоли-
нита (1) и галлуазита (2)
ния алюмосиликатных пород, которые остались на месте залегания мате-
ринской породы, образуя так называемые первичные каолины. Здесь као-
линит находится в ассоциации с кварцем и окислами железа. Первичные
409
Д. С. Белянкин
каолины, подвергаясь перемыву, отмучи-
ваются. Отмучивание заключается в том,
что водой захватываются и переносятся
тонкие чешуйки каолинита, которые затем
отлагаются в пониженных частях релье-
фа. Так возникают месторождения’шторич-
ного каолинита, уже свободного от приме-
сей кварца и окислов железа. Изучением
каолинитовых месторождений в нашей
стране занимались П. А. Замятченский,
Д. С. ;• Белянкин, И. И. Гинзбург,
М. К. Шматько и др. Месторождения
каолинита известны в пределах Украин-
ской кристаллической полосы (Глуховец-
кое, Турбовское, Просянское), на Урале,
в Восточной Сибири и Закарпатье. За
пределами Советского Союза крупные ме-
сторождения каолинита имеются в Китае,
в Чехословакии (вблизи Карловых Вар),
Саксонии, Баварии, Англии (в Корнуэлле
и Девоншире). Диккит в значительных
количествах найден в Кара-Чеку и Коун-
раде (Казахстан), а на Украине — в Нагольном кряже в Донбассе и в окрест-
ностях Симферополя в Крыму. Накрит встречается в ряде месторождений
Рудных гор в Саксонии и в месторождениях Сан-Питерс Дом (Колорадо,
США).
Разрушение. На земной поверхности каолинит устойчивый.
В незначительной степени в его структуре изменяется только упорядочен-
ность размещения структурных пакетов, что часто вызывает повышение
огнеупорности минерала. В тропических и субтропических странах каоли-
нит при выветривании может целиком разлагаться с образованием свобод-
ных гидратов глинозема и кремнезема.
Практическое значение. Из описываемых минералов
наибольшее практическое значение имеет каолинит, который является
важным сырьем для керамической, бумажной и других отраслей промыш-
ленности. В некоторых местах диккит, образующий сплошные плотные
массы, используется как поделочный камень («казахский агальматолит»).
Галлуазит — Al4(OH)8[Si4O10]-4H2O. Галлуазит получил название
в честь О. Галлуа, впервые нашедшего этот минерал.
Химический состав: SiO2 — 40,9%, А12О3 — 34,7%,
Н2О — 24,4% (часто наблюдаются значительные колебания). Содержит
примеси Сг2О3, NiO, CuO, ZnO, СаО, MgO и Fe2O3; Fe2O3 изоморфно заме-
щает А12О3 с образованием ферригаллуазита — (Al, Fe)4(OH)8[Si4O10’x
Х4Н2О.
Сингония — моноклинная, вид симметрии — диэдрический безос-
ный — Св — т(Р).
Структурная ячейка содержит одну единицу. Простран-
ственная группа — Ct — Ст; а0 = 5,15, Ьо = 8,9, с0 = 10,1 — 9,5; р =
= 100°12'.
Кристаллическая структура галлуазита состоит из
каолинитовых двухслойных пакетов, беспорядочно смещенных один относи-
тельно другого вдоль осей а и Ь. При рассмотрении их под электронным
микроскопом заметна трубчатость (рис. 259, а). Довольно интересным являет-
ся то, что ферригаллуазит такой трубчатости не обнаруживает.
Агрегаты. Галлуазит встречается в виде гелеподобных полумато-
вых масс. । । j / ' > i . . I । | ) /
Физические свойства. Цвет галлуазита белый, часто
-с желтоватым, красноватым и голубоватым оттенком. Блеск у свежих разно-
го
б «
Рис. 259. Трубчатость галлуазита
(по данным электронной микроско-
пии):
а — отдельная трубка, б — та же трубка
в разрезе, в — объединение нескольких
трубок
стей восковой, пористых и хрупких — матовый. Твердость — 1—2. Хруп-
кий. Плотность — 2—2,6. Показатель преломления колеблется от 1,507
до 1,550 (увеличивается с уменьшением содержания воды и обычно находит-
ся в пределах 1,535—1,550). Двупреломление агрегатов очень низкое, они
почти изотропные.
Диагностические признаки. По внешним признакам
галлуазит трудно отличить от тонкодисперсного каолинита. Это можно сде-
лать только с помощью термического и
электронномикроскопического исследо-
вания. Главные линии на рентгенограм-
мах: 10,4; 4,41; 1,483. В кислотах ча-
стично растворяется, особенно после
нагревания. П. п. т. не плавится. В за-
крытой трубке выделяет большое коли-
чество воды. При нагревании до 60—
140° С (см. рис. 258) галлуазит теряет
межпакетную воду (первый эндотерми-
ческий эффект), а при 500—600° С—
гидроксил. При 950—990° С наблю-
дается, как и у каолинита, отчетли-
вый экзотермический эффект. При де-
гидратации галлуазита трубочки его
обычно разрушаются, расщепляются или
развертываются.
Образование и место-
рождения. Образуется галлуазит
экзогенным путем в коре выветрива-
ния сульфидных месторождений за счет
изверженных горных пород в кислой
или нейтральной среде. Встречается он в почвах, обогащенных органиче-
скими кислотами, и в карстовых пустотах среди известняков. В месторож-
дениях глин галлуазит находится в ассоциации с каолинитом, часто с алу-
нитом и монтмориллонитом. Месторождения галлуазита имеются в Бель-
- гии (вблизи Льежа), а в СССР — в Казахстане, в Хакассии, на Украине
(в районе Кривого Рога и в ряде пунктов Закарпатья).
Практическое значение. Вместе с каолинитом галлуазит
используется в керамической промышленности.
Группа серпентина
В группе серпентина * мы рассмотрим антигорит, лизардит и хризотил,
состав которых отвечает формуле Mg6(OH)8[Si4Oi0l.
Антигорит получил название от долины Антигорис в Италии, лизар-
дит — от местности Лизард в Англии и хризотил от греческих слов: хрисос —
золото и тилос — волокно.
Химический состав: MgO — 43,0%; Н2О — 18,9%; SiO2 —
44,1%. Часто содержат Ni, Мп, Fe2+, Fes+, Al и Сг. Разности со значитель-
ным содержанием никеля называются гарниеритом. Они образуют переход
к минералу непуиту (ревдинскиту) ** — Ni6(OH)8[Si4O10J. В некоторых
районах, в частности на Урале, распространены псевдоморфозы минера-
лов группы серпентина по ромбическим пироксенам, которые называются
баститом (по названию месторождения Бает в ГДР, где они впервые изучены).
• Название происходит от латинского слова serpens — змея (серпентиновые
породы благодаря пятнистой окраске иногда похожи на змеиную кожу). Змеевик —
русское название минерала.
** Ревдинскит назван по Ревдинскому району на Урале, непуит — по место-
рождению Непун в Новой Каледонии, гарниерит — по фамилии французского иссле-
дователя Ж- Гарнье. ,
411
Сингония моноклинная. Для антигорита известна гексагональная
политипная модификация, которую называют ортоантигоритом, а для
хризотила — две ромбические — ортохризотил и пикрохризотил.
Кристаллическая структура подобна структуре као-
линита, от которой отличается только заполнением атомами позиций в окта-
эдрических слоях.
Пространственная группа: Ст, С2, или С21т. Параметры элементарной
ячейки (в А):
оо ьо со ₽
антигорит* 5,30 9,20 7,46 91° 24'
лизардит 5,31 9,20 7,31 90°
хризотил 5,34 9,25 14,65 93° 16'
Агрегаты. Антигорит образует плотные агрегаты, состоящие
из лейстовидных и чешуйчатых индивидов. Лизардит также встречается
в виде плотных агрегатов, но они часто имеют скрытокристаллический
характер. Для хризотила характерны спутано-волокнистые и параллельно-
волокнистые агрегаты, которые называются хризотил асбестом (от греч.
асбестос — не разрушающийся). Длина волокон — от десятых частиц
миллиметра до 50 мм, очень редко до 160 мм.
Физические свойства. Цвет антигорита и лизардита серый,
часто с синеватым оттенком, хризотила — зеленовато-желтый, а хризотил-
асбеста с золотистым отливом, в распушенном виде снежно-белый.
Спайность, совершенная по (001), наблюдается только у крупночешуй-
чатых разностей антигорита. Отщепляющиеся листочки ломкие. Твер-
дость 2,5—3. Плотность 2,5—2,7. Показатели преломления:
ng пт пр ng—пр
антигорит 1,567 1,565 1,556 0,011
лизардит 1,549—1,568 — 1,543—1,558 0,002—0,008
хризотил 1,550—1,567 — 1,545—1,553 0,007—0,010
Антигорит — оптически отрицательный двуосный с 2V = 40—60°-
лизардит — отрицательный одноосный, хризотил — оптически положитель-
ный одноосный.
Характеризуются высокой огнестойкостью. Плохие проводники тепла,,
электрического тока и звука.
Диагностические признаки. Темно-зеленые и серые
(для антигорита) оттенки, высокая вязкость. Для хризотил-асбеста харак-
терны параллельно-волокнистое строение и эластичность отдельных воло-
кон. Главные линии на рентгенограммах: 7,16; 3,588; 2,52 (для антигорита);
7,35; 3,65; 2,498 (для лизардита); 7,36; 3,66; 1,522 (для хризотила).
Растворяются в соляной и серной кислотах. П. п. т. не плавятся.
В закрытой трубке выделяют много воды.
Образование и месторождения. Серпентин образует-
ся при метасоматических процессах за счет ультраосновных и карбонатных
пород. Замещение серпентином первичных минералов происходит с участием
гидротермальных растворов. Серпентин иногда образуется из холодновод-
ных растворов. Промышленные месторождения серпентина известны в уль-
траосновных породах и в доломитизированных известняках. В ультраос-
новных породах серпентин возникает благодаря серпентинизации оливина
и пироксена под действием гидротермальных растворов, содержащих крем-
некислоту. Процесс серпентинизации можно представить такими реакциями:
3Mg2[SiO4] + 4Н2О+SiO2 = Mge(OH)8[Si 4О10];
4Mg2[SiO4] + 4Н2О + 2СО2 = Mg6(OH)g[Si 4О10] + 2Mg[CO3].
*Е. Уиттекер и И. 3 усман (Е. Whittakar a. J. Zussman) в 1956 г.
нашли такие параметры ячейки антигорита: а = 43,6; Ь = 9,25; с = 7,26; р = 91°23',
чем доказали, что антигорит отличается от других минералов группы серпентина
большей элементарной ячейкой.
412
Месторождения в доломитизированных известняках образуются при дейст-
вии гидротермальных растворов на доломитизированные известняки по
такой схеме:
6(CaCO3»MgCO3) +4SiO2+ 4Н2О=Mgg(OH)g[Si4Oio] -|-GCaCO3 6СО2.
Крупные месторождения серпентина связаны с ультраосновными массива-
ми Урала, где они особенно развиты в Баженовском (месторождения хризо-
тил-асбеста), в Алапаевском, Режевком, Красноуральском и других райо-
нах. Кроме того, серпентин встречается в Забайкалье, Закавказье и на
Украине, в ультраосновных породах Закарпатья и Побужья. Ревдинскит
и гарниерит характерны для коры выветривания ультраосновных пород,
где находятся в ассоциации с халцедоном и кварцем. Они встречаются
на Южном Урале, а также на острове Новая Каледония.
Практическое значение. Массивные, красиво окрашен-
ные разности серпентина употребляются как облицовочный поделочный
камень. Серпентинизированные дуниты используются для изготовления
огнеупорного кирпича. Наибольшее значение имеет хризотил-асбест, иду-
щий на изготовление тканей и теплоизоляционных материалов. Ревдинскит
и гарниерит являются важной никелевой рудой.
Группа талька — пирофиллита
В этой группе мы рассмотрим тальк и пирофиллит.
Тальк—Mg3(OH)2[Si4Oi0]. Тальк—старинное арабское название этого
минерала.
Химический состав талька: MgO — 31,7%, SiO2 — 63,5%,
H2O — 4,8% (обычно присутствуют FeO, А12О3, NiO).
Сингония — моноклинная. Вид симметрии — призматический —
C2h — 2m/m(L2PC).
Структурная ячейка
венная группа — С2/с', а0 — 5,27,
zz0 : bo : с0 = 0,578 : 1 : 2,067.
Кристаллическая
структура талька типично сло-
истая и похожа на структуру пиро-
филлита (рис. 260). Разница только в
том, что в структуре талька все ок-
таэдры заполнены ионами Mg, а в
пирофиллите ионы А1 заполняют
лишь 2/3 всех октаэдров.
Агрегаты. Тальк встречает-
ся в листоватых, чешуйчатых агрега-
тах и сплошных скоплениях. Послед-
ние выделяются под названием жи-
ровика, стеатита, мыльного, или
содержит 4 единицы. Пространст-
во = 9,12, с0 = 18,85; р = 100°00';
О0 ©OH ©At о Si
горшкового камня.
Физические СВОЙСТ- Рис, 260. Кристаллическая структура
в а. Цвет талька бледно-зеленый или пирофиллита
белый; иногда минерал имеет желто-
ватый или буроватый оттенок. Блеск стеклянный с перламутровым отли-
вом. Тонкие листочки прозрачные или просвечивают. Тведость, плот-
ность и оптические свойства приведены в табл. 91.
Спайность совершенная по (001). Листочки гибкие, но не упругие. Тальк
жирный на ощупь, плохой проводник тепла и электричества, огнеупорный.
Диагностические признаки талька — низкая твер-
дость, жирность на ощупь, светлая окраска и совершенная спайность листо-
ватых и чешуйчатых агрегатов. Главные линии на рентгенограммах: 9,25;
3,104; 1,525. В кислотах не растворяется. П. п. т. белеет, расщепляется
413
ТАБЛИЦА 91
Некоторые свойства минералов группы талька — пирофиллита
Минерал Твердость Плотность Оптические свойства
ng пр ng —пр 2V
Тальк Пирофиллит Около 1 То же 2,7— 2,82 2,66— 2,90 1,575— 1,590 1,600 1,538— 1,545 1,552 0,030— 0,050. 0,048 0—30° 53—60°
и с трудом оплавляется по краям в белую эмаль (после прокаливания при-
обретает твердость 6). На кривых нагревания талька эндотермический
эффект наблюдается при температуре 930° С, что четко прослеживается
также на кривых дегидратации.
Образование и месторождения. Тальк образуется
главным образом метаморфическим путем в результате действия гидротер-
мальных растворов на породы, богатые магнием. Метасоматоз происходит
обычно в контактовой зоне, где существует привнос кремнезема. Особенно
характерен этот процесс для карбонатных пород, где он возможен по реак-
ции:
3Mg[COs] 4- 4SiO2+Н2О=Mg3(OH)2[Si4O10]+ЗСО2.
При таком образовании часто наблюдаются псевдоморфозы талька по маг-
незиту. Распространенным также является образование талька за счет
оливина ультраосновных пород по такой возможной реакции:
3Mg2[SiO4]+5SiO2+2H2O-2Mgs(OH)2[Si4O10].
Тальк находится в ассоциации с серпентином, хлоритом, доломитом, акти-
нолитом, турмалином, магнетитом, железным блеском. Наибольшее про-
мышленное значение имеют месторождения талька, возникшие при мета-
морфизме ультраосновных пород. Они связаны чаще всего с краевыми
частями ультраосновных массивов, контактирующих с гранитными интру-
зиями. Псевдоморфозы талька по серпентину и асбесту свидетельствуют
о том, что большая часть месторождений талька возникла уже после сер-
пентинизации ультраосновных пород. Крупные месторождения талька
известны на Урале (Шабровское и др.). Значительные количества этого-
минерала находятся в доломитах Медокского округа в Канаде.
Практическое значение. Тальк является кислото- и огне-
упорным материалом, кроме того, он используется для изготовления элек-
трических изоляторов. Чистые разности минерала применяются для смазы-
вания машин и изготовления пудры. В бумажной и резиновой промышлен-
ности он используется как заполнитель.
Пирофиллит — Al2(OH)2[Si4O10]. Название пирофиллита происходит
от греческих слов пир — огонь и филлон — лист (благодаря способности
расщепляться на тонкие листочки перед паяльной трубкой). Впервые пиро-
филлит был обнаружен в 1829 г. в Березовском золоторудном месторожде-
нии на Урале.
Химический состав: SiO2 — 66,7%, А12О3 — 28,3%,
Н2О — 5,0%, в качестве примесей присутствуют MgO, FeO, Fe2O3 и др.
Сингония — моноклинная, вид симметрии — призматический —
C2h — 2/m(L2PC). Структурная ячейка содержит 4 единицы.
Пространственная группа — С2н — С2/с; а0 = 5,15, Ьо = 8,92, с0 = 18,59;
0 = 99°55'; а0 : Ьо : с0 = 0,678 : 1 : 2,084.
Кристаллическая структура пирофиллита рассмотре-
на выше (см. рис. 260).
Агрегаты. Пирофиллит встречается в пластинчато-лучистых
и сплошных скоплениях, выделяющихся под названием агальматолита
414
(агальма — по-гречески статуя; этот камень используется для скульптур-
ных изделий).
Физические свойства. Цвет пирофиллита белый, зеленова-
тый, иногда желтоватый или буроватый. Блеск стеклянный с перламутро-
вым отливом по плоскостям спайности. Тонкие листочки прозрачные. Твер-
дость, плотность и оптические свойства приведены в табл. 91. Спайность
совершенная по (001). Листочки гибкие, но не упругие.
Диагностические признаки пирофиллита — низкая
твердость, совершенная спайность, светлая окраска. Главные линии на
рентгенограммах: 3,045; 1,489; 1,381. В кислотах не растворяется. П. п. т.
расщепляется на очень тонкие листочки и превращается в снежно-белую
массу. На кривых нагревания и дегидратации эндотермический эффект
фиксируется при 630° С.
Образование и месторождения. Пирофиллит воз-
никает главным образом при действии гидротермальных растворов на поро-
ды, обогащенные глиноземом. Пирофиллит ассоциирует с кварцем, анда-
лузитом, дистеном, тальком, каолинитом. Этот минерал известен вблизи
Березовска на Урале. В значительных количествах он встречается в районе
Овруча на Волыни (Украина). Пирофиллит известен в ряде штатов США
(Арканзас, Джорджия и Северная Каролина).
Практическое значение. Пирофиллит может использо-
ваться как заменитель талька (особенно в производстве изоляторов).
Группа слюд
Слюды — важная группа минералов. В основе их структуры лежат
сдвоенные и процементированные катионами слои [Si2O5]OH. Структура
слюд может быть выведена из структуры талька и пирофиллита, если чет-
вертую часть кремния заменить в ней алюминием. При этой замене осво-
бождается одна электростатическая связь, для компенсации которой необ-
ходимо вхождение в структуру одновалентных ионов. Формула радикала
слюд приобретает вид [AlSi3Oi0l. Основным элементом структуры слюд
является трехслойный пакет, состоящий из двух кремнеалюмокислородных
тетраэдрических слоев и одного внутреннего октаэдрического слоя с двух-
или трехвалентными катионами Mga+, Fe2+, Fe8+, А13+ и др. (см. рис. 253, б).
В структуре мусковита, например, из трех атомов алюминия один находится
в четверной, а два других — в шестерной координации. Одновалентные
катионы (калий) не входят в пакеты, а размещаются между ними. Калий
раздвигает слои и образует так называемую калиевую прокладку, которая
прочно связывает пакеты и препятствует проникновению в пространство
между ними воды или других полярных молекул, что может вызвать расши-
рение решетки по оси с. Вследствие этого твердость слюд по сравнению
с тальком и пирофиллитом повышается до 2—3. По химическим особенно-
стям слюды можно разделить на четыре ряда:
1. Калий-натриевые
мусковит — KAMOH^lAlSijOio]
парагонит — NaAl2(OH)2[AlSi3O10]
2. Магнезиально-железистые
биотит — K(Mg, Fe)3(OH, F)2[AlSi3O10]
3. Литиевые
лепидолит— KLiil6Ali.5(F, OH)2[AlSi3O10]
цинвальдит — KLiFe2+Al(F, OH)2[AlSi3Oi0l
4. Ванадиевые
Росколит — KV2(OH)2[AISi3O10J
В каждом из указанных рядов наблюдаются изоморфные замещения.
Исходя из структурных формул, слюды калиево-натриевого ряда выде-
ляют под названием гептафиллитов — по семи катионам, которые приходят-
ся на 12 анионов (100 + 2ОН) в общей формуле KAI2(OH)2[AlSi3Oi0l.
В слюдах второго и третьего ряда в общей формуле KMg3(OH)2[AlSi3Ow]
415.
на 12 анионов приходится 8 катионов. Эти слюды получили название окта-
филлитов. По физическим свойствам (табл. 92, 93) и морфологии слюды
очень близки между собой. Они кристаллизуются в призматическом виде
симметрии моноклинной сингонии — C2h — 2/m(LzPC) (пространственная
группа — C2h — С2/с) и образуют пластинчатые и таблитчатые агрегаты,
Рис. 261. Габитус кристаллов слюд. Внизу в центре — наиболее рас-
пространенный вид двойников
каждая табличка которых имеет гексагональный внешний вид. Кристаллы
наблюдаются сравнительно редко. Они имеют таблитчатый, коротко-
призматический, усеченнопирамидальный и бипирамидальный габитус
ТАБЛИЦА 92
Физические свойства минералов группы слюд
Минерал Твер- дость Плотность Оптические свойства
ng пт пр ng—пр 2V
Мусковит 2—3 2,76—3,10 1,588— 1,615 1,582— 1,611 1,552—1,572 0,036—0,040 30—45°
Биотит 2—3 3,02—3,12 1,60- 1,555- -1,66 1,555— 1,56—1,60 0,040—0,060 <5°
Лепидолит 2—3 2,8—2,9 1,577 1,56 1,53—1,54 0,025—0,028 0—50°
Цинвальдит 3 2,99 1,573 1,571 1,541 0,032 28
Росколит 3 2,97 1,704 1,685 1,610 0,094 10—15
(рис. 261).В слюдах широко развито явление политипии, выражающееся
в образовании политипных модификаций; главнейшими среди них явля-
ются 1Л4, 2Л4, ЗТ, 27И2 и др.
Слоистый характер кристаллической структуры слюд обусловливает
различие их свойств во взаимноперпендикулярных направлениях. Проч-
ная связь атомов элементов, составляющих пакет, и менее прочная связь
между соседними пакетами, осуществляемая посредством атомов калия,
определяет весьма совершенную спайность по (001). Перпендикулярно
этой плоскости у слюды имеется только несовершенная спайность, выра-
жающаяся в образовании при ударе или давлении маленьких трещин.
Точно так же слюды проявляют разные электрические и механические
416
ТАБЛИЦА 93
Характеристика структурной ячейки минералов группы слюд
Минерал ао Ьо с0 ао : Ьо : со ₽
Мусковит . . . 5,19 9,00 20,10 0,574 : 1 : 2,222 95°11'
Парагонит . . 5,15 9,00 19,28 0,580 : 1 : 2,171 ~98°
Биотит .... 5,30—5,32 9,21—9,23 10,2—10,3 0,574: 1 : 1,206 99° 18' — —100°48'
Лепидолит . . 5,30 9,21 10,2 0,581 : 1 : 2,248 100°48'
Циннвальдит. . 5,27 9,09 10,07 0,580: 1 : 2,216 100°00'
Росколит . . - 5,2 9,1 20,2 0,573: 1 : 2,220 —97°
свойства вдоль и вкрест спайности. Таким образом, все слюды имеют весьма
совершенную спайность по пинакоиду (001) и менее совершенную по призме
(ИО) и второму пинакоиду (010), вследствие чего спайные выколки имеют
гексагональные, ромбовидные и треугольные очертания. Менее совершен-
ная спайность обнаруживается в фигурах удара и давления. Фигура удара—
шестилучевая звезда, причем самый длинный ее луч параллелен (010).
По фигурам удара и оптическим свойствам выделяют два рода слюд:
1) слюды первого рода, в которых плоскость оптических осей перпенди-
кулярна (010), т. е. большому лучу фигуры удара,— мусковит, парагонит
и лепидолит; 2) слюды второго рода, в которых плоскость оптических осей
параллельна (010),— биотит. У слюд хорошо развиты двойники по слюдя-
ному закону: двойниковая ось параллельна (001), т. е. лежит в плоскости
спайности, и перпендикулярна ребру между гранями (001) и (ПО), а также
по хлоритовому закону. Часто встречаются зональные кристаллы
и закономерные срастания слюд с силлиманитом и между собой.
Физические свойства. Цвет слюд зависит от их химиче-
ского состава. Калиевые безжелезистые слюды светлые, тогда как желези-
стые — темные и даже черные. Светлые слюды явно двухосные, темные —
чаще одноосные. Блеск стеклянный, на плоскостях спайности — перламут-
ровый. Твердость, плотность и оптические свойства приведены в табл. 92.
Все слюды оптически отрицательные. Угол оптических осей у них колеблет-
ся от 0° (у биотитов) до 50° (у мусковитов). Np эллипсоида находится близко
к перпендикуляру к (001). Увеличение содержания железа в слюдах повы-
шает показатель преломления и уменьшает угол оптических осей. Слюды
имеют очень высокое удельное омическое сопротивление и электроизоля-
ционные свойства (особенно биотит и мусковит). Главные линии на рентге-
нограммах: 10,03; 2,568; 1,498 (для мусковита); 4,41; 3,14; 1,492 (для пара-
гонита); 10,00; 2,63; 1,541 (для биотита); 3,36; 2,58; 2,012 (для лепидолита);
10,0; 3,34; 2,62 (для цинвальдита). Среди известных слюд наибольшее
промышленное значение имеют мусковит и. биотит, которые легко расщеп-
ляются на тонкие листочки и характеризуются высокой термической и меха-
нической прочностью. Эти минералы являются важными электроизоляцион-
ными материалами, применяющимися в электро- и радиотехнике. Лепидо-
лит и цинвальдит могут использоваться как руды на литит, а росколит—
на ванадит.
Мусковит — KAI2(OH)2[AISi3O10]. Название мусковита происходит
от слова Московия, распространенного в Западной Европе старинного
названия России, откуда вывозились на запад большие листы мусковита —
«московское стекло».
Химический состав мусковита приведен в табл. 94. Частью
алюминия в шестерной координации может замещаться железом или хро-
мом, а гидроксил — фтором. Иногда в минерале присутствуют в небольших
количествах Mg и Мп. Среди мусковитов выделяют такие разности: 1) фен-
гит — мусковит с более высоким, чем обычно, содержанием кремнезема;
27 Лазаренко Е, К. 417
2) фуксит — ярко-зеленый хромсодержащий мусковит; 3) ферримуско-
вит—-мусковит, содержащий до 13% окиси железа; 4) серицит — мелко-
кристаллическая слюда; образуется гидротермальным путем за счет разру-
шения полевых шпатов; составная часть так называемых серицитовых слан-
цев; 5) жильбертит — близкая к серициту, однако более крупнокристал-
лическая разность ярко-зеленого цвета; по сравнению с нормальным муско-
витом это минерал более мягкий и гибкий, но менее упругий; образует
каемки в рудных жилах глубокой жильной зоны, в пегматитах и грейзе-
нах; 6) шилкинит — мусковит в радиально-лучиётых, игольчатых и волок-
нистых агрегатах. Мусковит в тонких спайных листах бесцветный, доволь-
но часто с желтоватым, сероватым и зеленоватым оттенком. Окраска его
зависит от содержания хромофоров, среди которых основное значение
принадлежит железу, хрому и марганцу. Структура мусковита приведена
на рис. 67.
ТАБЛИЦА 94
Химический состав минералов группы слюд (в процентах)
Минерал SiO2 A12O3 ГегОз FeO 'MgO К2О Li2O Na2O V2O8 F H2O
Мусковит 45,2 38,5 — — — 11,8 — — — — 4,5
Парагонит 47,10 40,10 — -— —- — 8,10 — -— 4,70 —
Биотит . . 32,83— 44,94 9,43— 31,69 0,13— 20,65 2,74— 27,60 0,28— 28,34 6,18— 11,43 — — — 0—4,23 0,89— 4,23
Лепидолит 46,90- 60,06 11,33— 28,80 — — — 4,82— 13,85 1,23— 5,90 — — 1,36— 8,71 0,65— 3,15
Цинвальдит 41,60— 46,74 19,61— 25,70 — 7,18— 11,80 — 2,86— 4,55 7,73— 9,41 — — 1,28— 9,15 0,89— 5,26
Росколит 49,88 9,61 — — — — 8, ве- ге, 14 — 3,39 — —
Диагностические
окраска, перламутровый блеск,
признаки мусковита — светлая
весьма совершенная спайность и легкое
Рис. 262. Кривые нагревания (а) и дегидратации (б) мусковита (/), серицита (2), гид-
ромусковита (3) и глауконита (4)
расщепление на тонкие, прозрачные упругие листочки. В кислотах не рас-
творяется. П. п. т. тонкие пластинки с трудом плавятся в непрозрачную
белую эмаль.
Отличие от сходных минералов. От других светлых
слюд мусковит отличается только оптическими свойствами и химическим.
418
составом. На кривых нагревания мусковита (рис. 262) наблюдаются два
эндотермических эффекта (при температуре 860 и 1100° С). Первый из них
соответствует выделению гидроксила, а второй характеризует момент пол-
ного разрушения кристаллической решетки.
Искусственное получение. Мусковит получен плавкой
соответствующего силикатного сплава с фтористыми металлами (калием
или магнием) при высокой температуре, а также сплавлением алюмосилика-
тов с фторидами.
Образование и месторождение. Мусковит образуется
в некоторых интрузивных породах, в гранитных пегматитах, гидротермаль-
ных жилах и метаморфических кристаллических сланцах. Наибольшее
значение имеет мусковит, связанный с пегматитами и метаморфическими
породами. Мусковит изверженных пород не является магматическим, а воз-
никает за счет метасоматического замещения калиевого полевого шпата
магматическими растворами, выделяющимися в процессе кристаллизации
магмы. В гранитных пегматитах мусковит также возникает метасоматиче-
ским путем, как правило, за счет калиевого полевого шпата согласно
реакции:
3K[AlSi3O8]-|-H2O=KA12(OH)2[AlSi3O10] + 6SiO2+КгО.
В гидротермальных месторождениях часто наблюдается образование
скоплений тонкочешуйчатой разности мусковита — серицита за счет
плагиоклазов вмещающих пород. Этот процесс называется серицитизацией.
При метаморфических процессах мусковит возникает за счет глинистых
осадочных пород при повышенной температуре и с привносом калия
по такой возможной реакции:
3Al4(OH)8[Si4O10] + K2O=4KA12(OH)2[AlSi3O10]+8H2O.
Крупные месторождения мусковита известны в пегматитах Индии
(Бенгальский и Мадрасский районы), США (Северная Каролина, Мери-
ленд), Канады и Китая. В Советском Союзе они известны в Восточной
Сибири (Мамский район), на Среднем Урале, Кольском полуострове и на
Украине — в Приазовском и Волынском районах Украинской кристалли-
ческой полосы.
Разрушен ие и псевдоморфозы. На земной поверхности
мусковит довольно устойчив, однако превращается в цеолиты, гидрослюды
и каолинит. Под влиянием растворов, содержащих магний, кальций и нат-
рий, мусковит переходит в серпентин, тальк и парагонит. При высокой
температуре он неустойчив и превращается с выделением воды в калиевый
полевой шпат и силлиманит по реакции:
KAl2(OH)2[AlSi3O10]4-SiO2= K[AlSi3O8] + Al2O[SiO4] + Н2О,
а при отсутствии кварца переходит в корунд. Мусковит часто образует
псевдоморфозы по бериллу, корунду, полевому шпату, гранату, а также
закономерные срастания с биотитом.
Практичес ко е значение. Благодаря высоким электро-
изоляционным качеств^ мусковит используется в электро- и радиопромыш-
ленности.
Биотит представляет собой минеральный вид переменного состава
K(Mg, Fe)3(OH, Р)2[А181зО10], меняющегося от крайнего магнезиального
члена флогопита KMg3(OH, F)2IAlSi3Oi0] до крайнего железистого члена
лепидомелана — KFe3(OH, F)2lAISi3O10].
Биотит получил название в честь французского физика Ж- Био. Назва-
ние флогопита происходит от греч. слова флогопос — огнеподобный (имеется
в виду цвет минерала), лепидомелана — от греч. слов лепис — чешуйка
и меляс — черный (благодаря черному цвету). Химический со-
став биотита приведен в табл. 94. В качестве примесей присутствуют
BaO, Na2O, Fe2O3, иногда МпО, СаО, Cr2O3, NiO, TiO2, Li2O, SrO, Cs2O.
27* 419
Некоторые физические свойства биотита охарактеризо-
ваны в табл. 92. Плотность и оптические свойства минерала определяются
главным образом содержанием железа. Цвет биотита темный, причем маг-
незиальные слюды более светлые, а железистые — черные. Флогопит бывает
желтоватым, кирпичным (различных оттенков), зеленоватым, бурым и очень
редко почти бесцветным. Биотит имеет коричневый, бурый и зеленый цвет
различных оттенков. Блеск флогопита изменяется от стеклянного до полу-
металлического и жирного; биотит имеет стеклянный блеск.
Диагностические признаки. Биотит легко узнается
по своему цвету. В концентрированной H2SO4 растворяется с осаждением
белого скелета кремнезема. НС1 действует очень слабо (магнезиальные
разности растворяются лучше). П. п. т. плавится с трудом.
Отличие от сходных минералов. Светлые разности
флогопита макроскопически почти невозможно отличить от мусковита
(очень легко отличается под микроскопом). Из кривых нагревания и обез-
воживания биотита и флогопита видно, что у флогопитов выделение гидро-
ксила происходит в интервалах 200—400° С (около 15%), 600—800° С
(около 10%) и 800—1000'’ С (выше 35% всего содержания). Основная часть
гидроксила, входящего в состав биотита, выделяется при температуре
500—700° С.
Искусственное получение. Искусственно биотит полу-
чен при кристаллизации фторсодержащего силикатного расплава и при
сплавлении силикатной смеси соответствующего состава с фтористыми метал-
лами (калием или магнием).
Образование и месторождения. Биотит образуется
магматическим, метаморфическим и метасоматическим путем. Биотит
является важным породообразующим минералом большинства гранитов.
В щелочных породах он встречается очень редко. Биотит, характерный для
железистых пород, представлен лепидомеланом. В основных породах биотит
находится в ассоциации с оливином. Биотит метаморфического происхожде-
ния образуется метасоматическим путем при средних и высоких температу-
рах. Флогопит же чаще всего связан с мраморами и возникает в результате
реакции между алюмосиликатными породами и породами, богатыми маг-
нием, но недосыщенными кремнеземом, под влиянием циркулирующих
гидротермальных растворов. При этом возможны два случая: взаимодей-
ствие пегматитового раствора с доломитами и взаимодействие пегматитового
раствора с серпентинитами. В метасоматических месторождениях, связан-
ных с доломитами, силикатные жилы имеют зональное строение с отороч-
ками, в которых встречается флогопит. В серпентинитах жилы сложены
основным плагиоклазом, иногда они содержат корунд, а во внешних частях
наблюдаются оторочки, образование флогопита в которых объясняется
десилификацией и отсутствием железа. В СССР месторождения флогопита
известны в Забайкалье (Слюдянка), за границей—в Канаде (провинция
Онтарио), на Мадагаскаре, в Индии, на полуострове Корея. Крупные скоп-
ления биотита имеются в Ильменских горах на Урале, где найдены большие ,
кристаллы этого минерала, в Забайкалье (Борщовочный кряж), а также
в Гренландии и Скандинавии.
Практическое значение. Практическое значение имеет
флогопит» который благодаря своим высоким электроизоляционным свой-
ствам применяется в радио- и электропромышленности.
Лепидолит — KLij.gAhsCF, OH)2[AlSi3Oio] и цинвальдит — KLiFe2+AI
(F, OH)2[AlSi3O10|. Лепидолит получил название в связи с чешуйчатым
строением агрегатов: лепидос — родительный падеж от греч. слова лепис —
чешуя, литое — камень, а цинвальдит — по немецкому названию место-
рождения Циновец (Цинвальд) в Чехословакии. Химический состав этих
минералов не всегда соответствует приведенным формулам (см. табл. 94).
В лепидолитах калий может замещаться рубидием (до 49%), цезием (до
1,9%), натрием (до 1,1%) и др.
420
Физические свойства. Цвет лепидолита фиолетовый и сире-
невый, а у циннвальдита он доходит до черного. Твердость, плотность
и оптические свойства приведены в табл. 92.
Диагностические признаки. Признаками лепидолита
и цинвальдита являются розовые или фиолетовые оттенки цвета. В кис-
лотах разлагаются только после сплавления. П. п. т. легко плавятся
в белую эмаль.
Образование и месторождения. Литиевые слюды
являются типичными пегматитовыми минералами и только иногда возни-
кают на контакте рудных жил в связи с гидротермальными процессами,
что особенно характерно для цинвальдита в месторождениях касситерита.
Литиевые слюды известны в месторождениях пегматитов Забайкалья,
на Украине, на Урале, в Рудных горах в Чехословакии, а также в Канаде
и США (штат Мен).
Практическое значение. Литиевые слюды могут служить
литиевой рудой.
Росколит — KV2(OH)2[AlSi3O10J. Минерал получил название по фамилии
американского химика Г. Роско. Химический состав и свойства приведены
в табл. 90 — 92. Имеет красно-бурый или зелено-бурый цвет. Встречается
в золоторудных месторождениях США (штаты Калифорния, Колорадо,
Юта) и в Западной Австралии.
Группа астрофиллита
В группу астрофиллита входят довольно редкие минералы, являющие-
ся сложными силикатами титана и циркония. Из них мы рассмотрим
только астрофиллит.
Астрофиллит — (К, Na)3(Mn, Fe)7O2(OH)5[Ti2(Si4O12)2|. Название астро-
филлита происходит от греч. слов астрон — звезда и филлон — лист (бла-
годаря листовато-звездча-
тым агрегатам). Кроме
элементов, отмеченных в
формуле, содержит также
ВаО, ZrO2 и Nb2O5.
Сингония — мо-
ноклинная или триклин-
ная.
Кристалличе-
ская структура
представлена трехслойны-
ми пакетами (рис. 263).
Центральный слой пред-
ставлен (Fe, М§)-октаэдра-
ми и ограничен с двух
сторон сетками из Si-тетраэдров и Ti-октаэдров. Катионы Na и К разме-
щены между пакетами. Они осуществляют вместе с Ti-октаэдрами связь
между пакетами.
Агрегаты и габитус. Астрофиллит обычно образует пла-
стинчатые агрегаты и лучистые срастания. Кристаллы встречаются очень
редко, причем они весьма несовершенные. Известно три вида выделений
астрофиллита: I) пластинчатые кристаллы, 2) сильно удлиненные игольча-
тые кристаллы и 3) мелковолокнистые выделения. Пластинчатые кристаллы
сплюснуты по пинакоиду (100) (рис. 264, а). Кроме пинакоида на них
наблюдаются также формы {102}, {331}, {101} и {001}. Игольчатые кри-
сталлы обычно сильно вытянуты по второй оси. Иголки астрофиллита
не превышают 0,5 мм в диаметре при длине 2—3 см и более. В волокнистом
астрофиллите отдельные индивиды иногда настолько малы, что их трудно
различать даже при больших увеличениях микроскопа.
421
Физические свойства. Цвет астрофиллита золотисто-бурый,
бронзово-желтый; в мелких осколках минерал просвечивает. Блеск стеклян-
ный с перламутровым отливом на плоскостях спайности. Спайность совер-
шенная по (100). В отличие от слюды, имеющей похожую спайность, листоч-
ки астрофиллита не эластичные, а хрупкие. Твердость — 3,5—4. Плот-
ность— 3,28—3,30. Оптические свойства: ng = 1,733, пт = 1,703, пр =
= 1,678. Диагностические признаки астрофиллита — форма
и окраска кристаллов. Растворяется в НО и H2SO4 П. п. т. легко сплавляет-
ся в черный магнитный шарик. В закрытой трубке выделяет небольшое
количество воды.
Образование и месторождения. Астрофиллит встре-
чается в нефелиновых сиенитах, в которых он является магматическим и пег-
матитовым минералом. Чаще всего его находят в породах, известных под
названием фойяитов. Различают первичные и вторичные астрофиллиты.
Рис. 264. Габитус кристаллов
астрофиллита (а) и ринколи-
та (б)
Вторичные астрофиллиты образуются за счет минерала энигматита —
Na2Fe5O2[Ti(Si2O6)]3, при этом наблюдается образование вокруг энигма-
тита золотисто-бурых каемок, сложенных мелкими иголочками астрофил-
лита, или полное замещение энигматита астрофиллитом. Астрофиллит
ассоциирует с полевыми шпатами, арфведсонитом, натролитом, энигматитом.
Месторождения этого минерала встречаются редко. Он известен в нефели-
новых сиенитах Гренландии, в цирконовом сиените на островах в Ланге-
зунд-фиорде в Норвегии, где впервые был описан, а также на Кольском
полуострове и в Средней Азии.
Практическое значение. Разности, содержащие цирко-
ний и ниобий являются рудой на эти металлы.
Группа хрупких слюд
По морфологии и физическим свойствам минералы группы хрупких
слюд очень близки к слюдам. В их основе также лежит слоистая решетка,
однако в отличие от обычных слюд пакеты связываются здесь не катионами
щелочей, а кальцием. Кроме того, в структуре хрупких слюд половина
кремния замещена алюминием, в связи с чем формула радикала хрупких
слюд имеет вид [Al2Si2O10]. Отрицательный заряд отдельных слоев воз-
растает здесь до 2, тогда как в слюдах он равен 1. Эта отрицательная валент-
ность компенсируется двухвалентными катионами, чаще всего кальцием.
Поскольку размер ионов кальция меньше, чем размер ионов калия, то ионы
422
кальция находятся в шестерной координации. В результате в хрупких слю-
дах связь между отдельными слоями значительно крепче. Вследствие заме-
ны половины ионов кремния ионами алюминия в хрупких слюдах количе-
ство кремнезема по сравнению со слюдами сильно уменьшено.
Хрупкие слюды обычно наблюдаются в сплошных и чешуйчато-зерни-
стых массах. Хорошо образованные кристаллы встречаются очень редко.
По сравнению со слюдами твердость хрупких слюд выше, спайность выраже-
на значительно хуже (совершенная в одном направлении), сами спайные
пластинки не упругие, как у слюд, а ломкие, что и определяет название
минералов этой группы. Фигуры удара хрупких слюд соответствуют фигу-
рам давления обычных слюд и наоборот.
Хрупкие слюды — типичные метаморфические образования; они
являются породообразующими минералами некоторых кристаллических
сланцев. Из минералов группы хрупких слюд мы рассмотрим маргарит,
ксантофиллит и условно здесь же рассмотрим пренит и хлоритоид.
Маргарит — CaAl2(OH)2[Al2Si2O10|. Название минерала происходит от
греческого слова маргаритес — жемчужина (благодаря жемчужно-белому
цвету). Синоним — жемчужная слюда.
Химический состав: SiO2 — 30,1 %, А12О3 — 51,3%, СаО —
14,0%, Н2О — 4,6%. Иногда в минерале присутствуют натрий, магний,
а также окисное и закисное железо. Разность маргарита, в которой боль-
шая часть кальция замещена натрием, называется эфеситом.
Сингония — моноклинная, вид симметрии — призматический —
C2h — 2lm(L2PC). Структурная ячейка содержит 4 единицы.
Пространственная группа — C2h— С2/с; а0 = 5,13, Ьо = 8,89; с0 = 19,40;
0 = 100°48'; а0 : Ьо : с0 = 0,575 : 1 : 2,187.
Агрегаты и габитус. Маргарит образует листоватые
и чешуйчатые агрегаты, редко встречается в кристаллах, имеющих тонко-
пластинчатый облик. Хорошо образованных кристаллов не найдено.
Физические свойства. Цвет маргарита жемчужно-белый
с розовым или желтоватым оттенком. Блеск перламутровый. Твердость —
3,5—5,5; плотность — 2,90—3,08. Оптические свойства: ng = 1,645, пт =
= 1,643, пр = 1,632, ng — пр = 0,013; 2V мал.
Диагностические признаки маргарита — жемчужно-
белый цвет, хрупкость и высокая твердость по сравнению со слюдами
и хлоритами. Главные линии на рентгенограммах: 3,51; 3,168; 1,902.
В горячей соляной кислоте частично разлагается. П. п. т. расщепляется,
белеет, с трудом сплавляется по краям. ( ,
Отличие от сходных минералов. По цвету маргарит
похож на слюды, от которых отличается перечисленными выше диагности-
ческими признаками. j
Образование и месторождения. Маргарит возникает
в процессе метаморфизма и входит в состав кристаллических сланцев вместе
с корундом, диаспором, тальком, хлоритом. Он известен в Австрии (Цил-
лерталь), на острове Наксос (Греция) и в других местах. В Советском Союзе
маргарит находится в районе Косого Брода на Урале.
Ксантофиллит — CaMg2Al(OH)2[Al3SiO10]. Название получил от греч.
ксантос — желтый и филлон — лист. Сононим — валуевит.
Химический состав (в %): SiO2 — 16,28—17,11; А12О3 —
40,95—42,70; Mg — 20,03—21,03, СаО — 13,09 — 13,19, Н2О — 4,03—4,79.
•Содержит примеси Fe2O3, FeO, Na2O.
Сингония моноклинная, вид симметрии призматический —
>C2h — 2m(L2PC). Структурная ячейка содержит 2 единицы.
а0 = 5,19, &с = 9,00, с0 = 9,74; а0: &0: с0 = 0,577 : 1 : 1,105. 0 = 100°06'.
Пространственная группа — С2л — С2!т.
Агрегаты и габитус. Образует чешуйчатые и листоватые
агрегаты; в пустотах наблюдается в виде друз и одиночных кристаллов таб-
литчатого или пластинчатого облика.
423
Физические свойства. Цвет ксантофиллита восково-жел-
тый с буроватым или зеленоватым оттенком. Блеск стеклянный, на пло-
скостях спайности с перламутровым отливом. Спайность совершенная
по (001). Твердость — 4—6. Плотность — 3,0—3,1. Оптические свойства:
двухосный, отрицательный; ng = 1,661, пт — 1,660, пр — 1,649, ng — пр=
= 0,012; 2V = 10 — 20°.
Диагностические признаки. От других хрупких слюд
отличить можно только химически и оптически. П. п. т. не плавится. В горя-
чей НС1 разлагается только частично.
Образование и месторождения. Встречается в хло-
ритовых сланцах и метасоматически измененных известняках в ассоциации
с тальком, кальцитом, гранатом, шпинелью, перовскитом. Известен
в Шишимско-Назямских горах на Южном Урале и в ряде месторождений
США: Крестмор Риверсайд (Калифорния). Амити и Варрвик (Нью-Йорк)
и др.
Пренит — Ca2Al(OH)[AlSi3O10]. Название получил по фамилии Прена,
который обнаружил этот минерал на мысе Доброй Надежды.
Химический состав (в %): SiO2—-41,67—44,04, А12О3 —
24,05—25,37, СаО — 26,65—27,25, Н2О — 3,28—4,60. Содержит примеси
Fe2O3 и FeO. Сингония ромбическая, вид симметрии ромбобипирами-
дальный — C2D — mmm[3L23PC). Структурная ячейка содер-
жит 2 единицы. а0 = 4,61, Ьо = 5,47, с0 = 18,48; а0 : Ьо : с0 =
= 0,843 : 1 : 3,378. Пространственная группа — С2„ — Р2ст.
Кристаллическая структура состоит из сеток А1,
Si-тетраэдров, параллельных (001), которые образуют цепочки, вытянутые
вдоль оси Ь. Между собой эти цепочки связываются одиночными Si-тетра-
эдрами, а сетки между собой связываются А1-октаэдрами.
Агрегаты и габитус. Образуют сплошные скопления и поч-
ковидные агрегаты с радиально-волокнистым строением. Кристаллы очень
редки, обычно короткостолбчатые и таблитчатые.
Физические свойства. Цвет пренита белый, зеленовато-
серый и желтовато-зеленый. Полупрозрачный. Блеск стеклянный. Спай-
ность средняя по (100). Излом неровный. Твердость — 6,5. Плотность —
2,8—3,0. Оптические свойства: двухосный, положительный; ng = 1,642 —
— 1,655; пт— 1,618 — 1,640; пр = 1,612— 1,635; ng—пр = 0,020 —
— 0,030; 2V = до 69°.
Диагностические признаки. Бледная окраска с зеле-
новатым оттенком. П. п. т., вспучиваясь, быстро плавится в пузыристое
стекло. В НС1 медленно разлагается.
Образование и месторождения. Пренит встречается
главным образом как вторичный или гидротермальный минерал в жилах,
пустотах и миндалинах, в основных эффузивных породах, часто в ассоциа-
ции с цеолитами. Известен во многих пунктах Урала, Кавказа, а также
в Крыму и в пределах Украинского кристаллического массива и в Закар-
патье.
Хлоритоид — Fe2Al(OH)JAl3(SiO4)2O2|. Хлоритоид получил название
благодаря внешнему сходству с хлоритами:
Химический состав колеблется в таких пределах: SiO2 —
23,48—25,12 %; А12О3 — 35,83—40,25 %, FeO — 19,62—23,00 %, MgO —
1,80—3,89%, Н2О — 6,76—7,30%. Содержит примеси TiO2, Fe2O3 и МпО.
Сингония — моноклинная, вид симметрии — призматический —
С2д — 2m(LzPQ.
Структурная ячейка содержит 4 единицы. Пространст-
венная группа — C2h — С2/с; а0 = 9,48, Ьо = 5,48, с0 = 18,19; а0 : Ьо : с0=
= 1,724 : 1 : 3,314; ₽ = 101°30'.
Кристаллическая структура состоит из двух плотно
упакованных октаэдрических слоев: бруситового и корундоподобного
(рис. 265). Эти слои чередуются в направлении, перпендикулярном пло-
424
скости (001), и соединены слоями [SiO4], которые параллельны плоско-
сти (001).
Агрегаты и габитус. Обычно наблюдаются листоватые
и кривоскорлуповатые агрегаты хлоритоида. Хорошо образованные кри-
Рис. 266. Двойник хлоритоида
Рнс. 265. Структура хлоритоида:
а — проекция вдоль оси Ъ; б — проекция вдоль оси а
сталлы встречаются редко. Для хлоритоида характерны двойники
(рис. 266), часто полисинтетические.
Физические свойства. Цвет хлоритоида желто-зеленый
до черновато-зеленого. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по
(001). Твердость — 5—6,5, плотность — 3,4—3,8. Оптические свойства:
пр = 1,713 — 1,730, пт = 1,719 —
-1,734, ng = 1,723 — 1,740, ng—пр=
= 0,006 — 0,022; 2V = 45 — 68°.
Диагностические при-
знаки хлоритоида — высокая
твердость, хрупкость и оптические
свойства. Главные линии на рентге-
нограммах: 4,46; 2,96; 2,36. Раство-
ряется в концентрированной H2SO4;
НО не действует. П. п. т. хлоритоид
с трудом сплавляется в черновато-серое слабомагнитное стекло.
Образование и месторождения. Хлоритоид обра-
зуется при метаморфических процессах и встречается вместе с корундом,
диаспором, слюдой, тальком и хлоритом. При больших количествах этого
минерала сланцы называются хлоритоидными; они обычно возникают
в начальной стадии регионального метаморфизма.
В пределах Советского Союза он известен в месторождении Косой Брод,
на Урале и в Закарпатье.
Группа вермикулита
К этой группе относится очень важный минерал — вермикулит, который
обычно относят к гидрослюдам.
Вермикулит — (Mg, Fe2+, Fe3+)3(OH)2[(Si, А1)4]-4Н2О — получил назва-
ние от лат. слова вермикулюс — червячок (при нагревании растрескивает-
ся и расщепляется на волокна, похожие на червей.
425-
Химический состав: MgO—14—25%, Fe2O3— 3—17%,
FeO—1—3%, SiO2 — 34—42%, A12O3 — 10—17%, H2O — 8—18%. Кро-
ме того, присутствуют КгО (до 5%) и NiO (до 11%).
Сингония, очевидно, моноклинная.
Кристаллическая структура вермикулита образова-
на трехслойными пакетами магнезиально-железистой слюды, между кото-
рыми размещены два мономолекулярных слоя воды, устойчивость которых
связана с присутствием обменных катионов.
Агрегаты и габитус. Габитус кристаллов вермикулита
похож на габитус первичных минералов, за счет которых он образовался.
Кристаллы вермикулита обычно чешуйчатые и листоватые. Вермикулит
известен также в виде тонкодисперсных скоплений среди глинистых обра-
зований.
Физические свойства. Цвет минерала бурый, желтовато-
бурый, золотисто-желтый, бронзово-желтый; иногда наблюдаются харак-
терные зеленоватые оттенки. Блеск часто перламутровый или жирный,
иногда матовый. Спайность совершенная по (001). Твердость—1,—1,5.
Упругость в тонких листочках отсутствует или слабая. Плотность — 2,4—
2,7. При нагревании вермикулит расслаивается и вспучивается, причем
чешуйки минерала увеличиваются вдоль оси с в 20—30 раз. С этим связаны
высокие теплоизоляционные свойства вермикулита. Оптические свойства:
отрицательный, с малым 2V; ng = 1,545 — 1,585, пр = 1,525 — 1,560,
ng — пр = 0,020 — 0,030.
Диагностические признаки вермикулита — поведение
перед паяльной трубкой: сильное вспучивание и образование длинных
червеобразных искривленных ниток или столбиков. Главные линии на рент-
генограммах: 13,4; 3,537; 2,366.
Образование и месторождения. Вермикулит обра-
зуется главным образом гидротермальным путем при изменении биотита,
а также за счет биотита при выветривании. Вермикулитизация магнезиаль-
но-железистых слюд сопровождается окислением и выносом значительной
части закисного железа. Довольно часто отмечаются псевдоморфозы
вермикулита по этим минералам. Вермикулит обычно находится в ассоциа-
ции с гидробиотитом, роговой обманкой, плагиоклазом и апатитом. Он най-
ден в США (месторождение Либби в Монтане) и в Западной Австралии.
В СССР промышленные месторождения вермикулита имеются на Урале
и на Украине (Побужье, Волынь и др.).
Практическое значение. Вермикулит применяется как
термоизоляционный, звукопоглощающий и смазочный материал.
Группа гидрослюд
В группе гидрослюд мы рассмотрим гидратизированные формы слои-
стых минералов с морфологически чешуйчатым строением. Эти минералы
в большинстве случаев возникают в коре выветривания, а также в последние
стадии гидротермальной деятельности, когда растворы близки к холодно-
водным. Гидрослюды чаще всего образуются при разложении и гидратации
парагонита, мусковита, биотита и других минералов группы слюд и отве-
чают определенным стадиям их изменения. Они возникают также вслед-
ствие изменений вблизи земной поверхности других силикатов (например,
полевых шпатов). Гидрослюды часто оказываются промежуточными обра-
зованиями между слюдами и глинистыми минералами слоистой структуры,
а некоторые из них являются главными породообразующими минералами
многих глин и вообще осадочных горных пород. Вытеснение калия или
натрия из слюд освобождает валентные связи, в результате чего алюминий
переходит из четверной координации в шестерную. Освобожденные валент-
ности компенсируются заменой кислорода гидроксилом. Ион калия заме-
426
щается при этом ионом оксония 1Н3О]1+. Последнее особенно характерно
для процессов выветривания. Химический состав, оптические свойства
гидрослюд и экспериментальные данные свидетельствуют о ступенчатости
реакции перехода слюд в гидрослюды. В результате такого изменения
в пределах одного листочка часто наблюдаются переходы от мусковита через
гидромусковит к каолиниту. При гидратации силикатов с образованием
гидрослюд гидрооксоний часто вытесняет основания (калий, натрий, каль-
ций) без разрушения решетки минерала, вследствие чего возникают так
называемые выщелоченные минералы. На кривых нагревания гидрослюд
и подобных им образований при низких температурах появляются эндо-
термические пики, которые являются следствием выделения адсорбционной
и межпакетной воды. Некоторые гидрослюды образуются из коллоидных
растворов в морской воде, при этом сложные алюмокремниевые гели погло-
щают калий и другие щелочи и щелочные земли. Гидрослюды обычно отли-
чаются от слюд меньшей степенью замещения Si4+ на А13+, уменьшением
количества межслойных катионов (в частности, калия) и частичным замеще-
нием в них калия кальцием, магнием и оксонием. Дальнейшее изменение
гидрослюд в связи с потерей щелочей приводит к образованию разбухаю-
щих минералов, например вермикулитов и даже монтмориллонитов.
Из минералов, относящихся к гидрослюдам, мы рассмотрим гидробиотит,
гидромусковит и глауконит.
Гидробиотит — (К, НзО)(М§, Fe)3(OH)2[(Si, А1)4О10]-/zH2O. В отличие
от биотита гидробиотит содержит меньшее количество К2О, MgO, FeO
и большее количество воды. Отношение окисного железа к закисному
по сравнению с неизмененным биотитом здесь увеличивается. При переходе
биотита в гидробиотит возрастает угол оптических осей, уменьшается плот-
ность минерала и его показатели преломления. Минерал заметно изменяет
цвет от черного через золотисто-желтый до серебряного и белого и по
внешнему виду напоминает часто мусковит.
Гидромусковит — (К, НзО)А12(ОН)2[(81, Al)4O10j-/zH2O. Синоним —
иллит. По своему химическому составу гидромусковит являет-
ся промежуточным образованием между мусковитом и каолинитом. По срав-
нению с мусковитом он содержит меньше окиси калия и больше воды.
На кривых нагревания гидромусковита наблюдается смещение эндотерми-
ческого эффекта в сторону низких температур и появление второй эндотер-
мической низкотемпературной реакции в пределах 80—200° С, соответ-
ствующей выделению адсорбционной воды. Кривые дегидратации показы-
вают, что выделение воды в основном заканчивается при нагревании до
600е С. Гидромусковит является основным породообразующим минералом
месторождений глин, особенно огнеупорных, а также важным минералом
многих других осадочных горных пород.
Глауконит представляет минеральный вид переменного состава —
K(Fe3+, Al, Fe2+, Mg)2(OH)2|AlSi.4O1(]/zH2O, изменяющегося от силиката
Fe, Al и Mg селадонита — K(Mg, Fe2+)(Fe3+, Al)(OH)2[Si4Oiol -nH2O до
алюмосиликата Fe и Mg сколита — K(Fe3+, Fe2+, Mg)2(OH)2[AlSi3O10] •zzH2O.
Название глауконита происходит от греч. слова глявкос — зеленовато-
синий (по цвету впервые описанных образцов), селадонита — от француз-
ского слова селядон — зеленая краска. Сколит назван по местонахожде-
нию — Сколе Львовской области.
Химический состав глауконита колеблется в таких преде-
лах: SiO2 — 45,00—58,65%, А12О3 — 0,56—20,39%, Fe2O3 — 6,42—27,90%;
FeO — 0,49—9,58%, MgO — 1,77—6,22 %, СаО — 0,25—5,43 %, К2О —
2,07—7,58%; Na2O — 0,01—3,34%; Н2О — 5,70—13,70%. Глауконит
некоторых месторождений содержит Li2O и В2О3.
Сингония — моноклинная.
Структурная ячейка — щ = 5,25 — 5,20, b0 = 9,07 —
— 9,00, с0 = 10,20 — 10,03; 0 = 95°00' — 100°5'; а0 : Ьо : с0 =
0,578 : 1 : 2,208.
427
Кристаллическая структура глауконита представ-
ляет собой промежуточный тип между структурой слюды и монтморилло-
нита. Основным ее элементом является трехслойный пакет, состоящий
из двух кремнеалюмокислородных тетраэдрических слоев и одного внут-
реннего октаэдрического слоя. В отличие от слюд содержание алюминия
в. тетраэдрах структуры глауконита незначительное (меньше четверти).
В промежуточном слое количество калия варьирует от 0,56 до 1 и допол-
няется до 1 гидрооксонием.
Агрегаты и габитус. Глауконит встречается в виде зерни-
стых и землистых агрегатов, а также единичных зерен (рис. 267) — шаро-
видных, почковидных, яйцевидных, удлиненных и т. д. Иногда зерна
Рис. 268. Глауконит под электронным
микроскопом при увеличении в 5400
раз
Рис. 267. Форма зерен глауконита
под микроскопом. Увеличено в 75
раз
состоят из нескольких индивидов, которые как будто срослись. Размер
агрегатных зерен бывает больше 0,15 мм, в глинистых образованиях глау-
конит часто присутствует в виде пылевидных разностей. Иногда глауконит
выполняет ядра раковин фораминифер. Под микроскопом, особенно элек-
тронным, обнаруживается пластинчатое и чешуйчатое строение глауконита
и селадонита (рис. 268).
Физические свойства. Цвет глауконита зеленый различных
оттенков (от малахитово-зеленого до зеленовато-бурого и зеленовато-чер-
ного). Блеск матовый, у плотных разностей стеклянный. Спайность уста-
навливается редко по (001). Твердость — 2—3. Плотность — 2,2—2,9.
Оптические свойства: двухосный, отрицательный; ng = 1,586— 1,638,
пт = 1,582 — 1,630, пр = 1,559 — 1,608, ng — пр — 0,020 — 0,030,
2У = 15 — 65°. Плотность и оптические свойства глауконита зависят
от химического состава.
Диагностические признаки глауконита — цвет, низ-
кая твердость и нахождение в осадочных породах. Главные линии на рент-
генограммах: 2,580; 1,505; 1,300. В кислотах растворяется, при этом на
месте зерен остается очень тонкий белый скелет кремнезема с сохранением
общей формы зерен глауконита. П. п. т. плавится, образуя пузырчатую
шлаковидную массу, а затем черное стекло. В закрытой трубке выделяет
воду. На кривых нагревания глауконита (см. рис. 262) наблюдаются три
довольно четко выраженных эндотермических эффекта: 1) при 40—150° С,
2) при 450—600° С и 3) при 900—950° С. Первый эффект вызван выделением
адсорбционной воды, а второй и третий — (ОН)", который связан с разными
428
группировками катионов в структуре глауконита. Максимальное количе-
ство воды выделяется при температуре около 100 и около 650° С.
Образование и месторождения. Глауконит возни-•
кает главным образом осадочным путем за счет диагенетического превра-
щения алюмосиликатного и железистого материала илов (биотита, роговых
обманок и пироксенов), полевых шпатов, глинистых минералов и др.,
а также за счет синтеза из коллоидных растворов (с поглощением, в частно-
сти, ионов калия из вод илов, что часто происходит в присутствии разла-
гающихся органических веществ). Известны образования глауконита в коре
выветривания горных пород и в почвах. Этот минерал возникает также
за счет изменения основных пород гидротермальными и холодными раство-
рами. Значительные скопления глауконита отмечаются в нижне- и верхне-
меловых, а также третичных отложениях восточного склона Урала,
Поволжья, Днепровско-Донецкой впадины, а также Подолии и Волыни.
Разрушение. В условиях выветривания глауконит неустойчив
и разлагается с образованием гидроокислов железа и кремнезема.
Практическое значение. Глауконит используется для
получения калиевых удобрений, дешевой зеленой краски, а также в сте-
кольной промышленности. Под названием неопермутита он используется
для смягчения жесткой воды в котельном хозяйстве (это свойство глауко-
нита основано на способности его к катионному обмену).
Группа монтмориллонита
В этой группе мы рассмотрим монтмориллонит — минеральный вид
переменного состава — (Са, Na)(Mg, Al, Fe)2(OH)2[(Si, AI)4O10J «H2O, изме-
няющийся от силиката Са, Na, Mg и Fe собственно монтмориллонита —
(Са, Na)(Mg, Fe)2(OH)2[Si4Oi0l -иН2О до алюмосиликата Na, Са, А1 и Mg
бейделлита — (Na, Са)(А1, Mg)2(OH)2[AISi:iO10I-nH2O.
Монтмориллонит и бейделлит получили название по месту нахождения
(месторождения Монтмориллон во Франции и Бейделл в США).
Химический состав монтмориллонита колеблется в таких
пределах: SiO2 — 33,40%, А12О3 — 0,14—29,90%, СаО — 0,16—3,52%,
Na2O — 0,11 — 3,04 %, MgO — 0,23—31,61 %, Fe2O3 — 0,03—29,46 %,
FeO — 0,19—0,95%, Н2О — 11,96—26,0%.
Сингония моноклинная или ромбическая.
Структурная ячейка содержит 2 единицы; а0 = 5,17,
Ьо = 8,94, с0 = 15,2; 0 = 90°.
Кристаллическая структура монтмориллонита
состоит из трехслойных пакетов, содержащих два кремнекислородных
(для бейделлита — кремнеалюмокислородных) тетраэдрических слоя и раз-
мещенного между ними октаэдрического слоя, состоящего из катионов алю-
миния (рис. 269). Между пакетами находятся молекулы воды и обменные
катионы, определяющие особенности минералов группы монтмориллонита.
Обменные катионы («внешние основания»— Са, Mg, Na ит. д.), хотя и входят
в состав минералов, однако не принимают участия в построении кристалли-
ческой решетки. Будучи адсорбированными, они лишь компенсируют излиш-
ний отрицательный заряд кристаллической структуры, возникающий
вследствие замены в ней высоковалентных катионов низковалентными (напри-
мер, А13+ на Mg2+ или Si4+ на А13+). В среднем обменные основания компен-
сируют заряд в 0,33 валентности. Вода, находящаяся между пакетами,
может поглощаться и выделяться минералом, при этом происходит изме-
нение параметра решетки по оси с (от 9,6 до 28,4 А). При адсорбции наибо-
лее крупных ионов расстояние между плоскостями увеличивается до 30 А.
Обменными основаниями в монтмориллонитах, как правило, бывают Са2+,
Mg2+, Na+ и в меньшей мере К+. В некоторых монтмориллонитах обменным
ионом является ион водорода или гидрооксония. Считают, что 80% обмен-
429
ных катионов находятся между силикатными пакетами монтмориллонита,
а остаток (20%) — по краям его частичек. Алюминий гидраргиллитового
слоя в монтмориллоните может замещаться Fe3+, Cr3+, Са2+, Mg2+, Zn2+,
Cu2+ и Li2+, и тогда возникают такие разности монтмориллонита: 1) нон-
тронит — Fe2(OH)2[Si4Oio] -пН2О (ферримонтмориллонит); 2) керолит —
Mg3(OH)2[Si4O10] *пН2О (сапонит); 3) соконит — (Al, Zn)2(OH)2[Si4O10] х
X пН2О (цинкмонтмориллонит); соконит известен также под названием жир-
ной глины; в последнее время он привлекает к себе особое внимание как
Рис. 269. Кристаллическая структура монтмориллонита
цинковая руда; его значение повышается еще в связи с тем, что, образуясь
в зоне окисления свинцово-цинковых месторождений, соконит встречается
обычно в ассоциации с другими цинковыми минералами — смитсонитом,
каламином и т. д.; 4) медмонтит — (Al, Cu)2(OH)2[Si4Oi0] -пН2О (купро-
монтмориллонит); 5) хризоколла — Cu3(OH)2[Si4O10l-hH2O; 6) волкон-
скоит — (Mg, Ca,Cr, Al)3(OH)2[Si4Oi0] ’/iH2O (хроммонтмориллонит); 7) гек-
торит— (Mg, Li)2(OH)2[Si4Oi0]-пН2О (литиевый монтмориллонит). Важ-
нейшими среди них являются нонтронит (название получил по месту
нахождения — Нонтрон во Франции) и хрзоколла (название происходит
от греч. слов хрисос — золото и колля — клей).
Агрегаты. Монтмориллонит обычно образует тонкодисперсные,
скрытокристаллические, плотные и землистые агрегаты. Для хризоколлы,
кроме того, характерным является образование опаловидных масс в виде
корочек с натечной, иногда пузырчатой поверхностью. Под электронным
микроскопом частички монтмориллонита имеют вид чешуек с расплывчаты-
ми контурами.
Физические.свойств а. Цвет монтмориллонита белый с серо-
ватым, буроватым и красноватым оттенками, зеленый; хризоколлы —
голубой, голубовато-зеленый или синий и даже черный; нонтронита —
430
4 20 -
18 -
16 -
14 -
12 -
10 -
8 -
6
4
2
зеленовато-желтый, фисташково-зеленый, буровато-зеленый. Блеск мато-
вый и восковой, у хризоколлы, кроме того, бывает стеклянный. Излом
плотных разностей раковистый. Твердость монтмориллонита—1,5—2,5,
хризоколлы — около 2 (иногда до 4), нонтронита — около 2—2,5. Плот-
ность монтмориллонита — 2,2—2,9, хризоколлы — 2—2,3, нонтронита —
1,73—1,87. В связи с дисперсностью материала удается определить только
средний показатель преломления, который
возрастает с увеличением содержания Fe, Ст 930
и Ni и колеблется в широких пределах: от
1,48 до 1,66 (при поглощении органических
молекул показатель преломления изменяет-
ся, что следует иметь в виду при изучении
этих минералов иммерсионным методом). Дву-
преломление обычно колеблется в пределах
0,025—0,040. Плотность, твердость и оптиче-
ские свойства изменяются в зависимости от
состава минерала, степени раскристаллиза-
ции и гидратации. Минералы группы монтмо- ц .
риллонита набухают в присутствии воды,
в связи с чем величина с0 кристаллической
решетки увеличивается почти в 3 раза. Эти
минералы имеют высокую поглотительную
способность, вследствие чего они поглощают
из жидкости разные загрязняющие суспен-
зированные примеси. Некоторые разности
адсорбируют едкие и углекислые щелочи и
поэтому используются в мыловаренной про-
мышленности как «омыляющие» вещества.
Важным свойством минералов этой группы
является очень выраженная способность ка-
тионного обмена. Обменная способность их
составляет в среднем 84 мг/экв на 100 г.
Диагностическими приз-
наками монтмориллонита являются силь-
ное набухание от влаги и связанная с этим
жирность. Точная диагностика без рентгенов-
ского, термического, оптического и химиче-
ского исследований невозможна. Главные ли-
нии на рентгенограммах: 15,3; 11,5; 4,42;
2,55 (для монтмориллонита); 16,6; 4,52; 1,519 (для нонтронита); 3,35;
1,810; 1,373 (для хризоколлы). В кислотах разлагаются частично с образо-
ванием студенистого осадка. П. и. т. не изменяются; после прокаливания
утрачивают адсорбционные свойства. На кривых нагревания монтморилло-
нита (рис. 270) обнаруживаются два или три эндотермических эффекта:
1) при 120—200° С (выделение слабосвязанной межпакетной воды), 2) при
600—730° С (выделение гидроксила) и 3) при 780—800° С (окончательное
разложение безводного монтмориллонита), а также один экзотермический
эффект выше 900° С, соответствующий температуре кристаллизации шпи-
нели.
Искусственное получение. Искусственно монтморил-
лонит получен из смеси глинозема и кремнезема в присутствии гидратов
К, Са и Mg в стальной бомбе в щелочной среде, а также из смеси осажденных
гелей глинозема и кремнезема в щелочной среде при 390° С и давлении
до 260 атм.
Образование и месторождения. Минералы группы
монтмориллонита образуются главным образом в условиях щелочной среды
при разложении вулканических туфов, пепла. Встречаются они в морских
осадках, в почве, в коре выветривания основных, щелочных и реже кислых
0 100 200 300 400 500 600 100
Температура (6 °C)
б
Рис. 270. Кривая нагревания
(а) и дегидратации (б) монтмо-
риллонита
431
А. А. Твалчрелидзе
изверженных горных пород. В зависи-
мости от состава окружающих пород
возникают отдельные члены ряда и их
разности. Например, при рыветривании
серпентинитов образуются никелевые и
магниевые монтмориллониты, в зоне
окисления цинковых и медных место-
рождений — цинковые, медные, желе-
зистые монтмориллониты и т. д. Из-
вестны псевдоморфозы бейдел-
лита по створкам известковых ракушек и
волконскоита по древесине. Многие из
минералов монтмориллонитовой группы
пользуются широким развитием в оса-
дочных породах, а иногда играют роль
главных породообразующих минералов,
образуя месторождения глин. Эти гли-
ны известны под названием «отбеливаю-
щих» (благодаря способности адсорбиро-
' вать из жидкости различные загрязняю-
щие примеси и даже газы) и «омыляю-
щих» (благодаря способности адсорби-
ровать едкие и углекислые щелочи).
Некоторые монтмориллонитовые глины
получили специальныеместные названия:
бентонит, кил, асканит, гумбрин, фуллеровы земли и т. д. Месторождения
монтмориллонитовых глин многочисленны. Высококачественные отбели-
вающие глины известны в окрестностях с. Гумбри вблизи Кутаиси и с. Аска-
ни возле Махарадзе в Западной Грузии, в окрестностях Нальчика на Кав-
казе. Эти глины особенно детально изучены А. А. Твалчрелидзе. Крупней-
шие месторождения глин имеются в Крыму (месторождения кила на побе-
режье Черного моря), в Приднепровье (Черкасские месторождения бентони-
тов) и в Закарпатье (Горбское месторождение бентонитов). За границей
месторождения отбеливающих глин (фуллеровы земли) распространены
в США (штаты Флорида, Джорджия, Алабама, Калифорния), а также
во Франции (Монтмориллон), ГДР и ФРГ, Японии. На земной
поверхности минералы группы монтмориллонита относительно
устойчивы. После дождей их поверхностные выходы превращаются в густую
кассу скользких студней. Высыхая, они растрескиваются и становятся
сморщенными, трещиноватыми и по своему внешнему виду напоминают
кораллы. Постепенно поверхность этих глин становится очень рассыпчатой.
Практическое значение монтмориллонитовых глин очень
большое. Благодаря своим химическим и физико-химическим свойствам
они находят применение более чем в 200 отраслях промышленности, глав-
ными среди которых являются нефтяная, текстильная, мыловаренная,
косметическая, резиновая, бумажная, керамическая. Монтмориллонито-
вые глины используются также для очистки воды и пищевых продуктов
(вина, растительного масла и т. д.). Ni; Си, Zn разности монтмориллонито-
вых глин вместе с другими минералами этих металлов могут использоваться
как руды на соответствующие металлы.
Группа хлоритов
К группе хлоритов относится большое количество минералов, которые
по целому ряду свойств близки к слюдам. Название они получили от греч.
слова хлорос — зеленый (благодаря зеленому цвету большинства минера-
лов этой группы).
432
Широкий' изоморфизм главных элементов хлоритов (Mg2+ ->Fea+ ->
->Mn2+; Al3+ ->Fe3+ ->Сг3+, а также замещение Si + Mg на Al2 и Mg3
на Al2 обусловливает большое разнообразие химического с о с т а -
в а отдельных представителей группы хлоритов (среди них выделяют свыше
30 разностей, известных под различными названиями). Все хлориты кри-
сталлизуются в моноклинной сингонии.
Кристаллическая структура хлоритов имеет специ-
фическое четырехслойное строение, характеризующееся чередованием трех-
слойных пакетов типа талька-пирофиллита (двух внешних тетраэдриче-
ских кремнеалюмокислородных слоев и одного внутреннего октаэдрического
магнезиально-алюминиевого) с однослойными октаэдрическими пакетами
типа брусита или гидраргиллита (см. рис. 254). Некоторые хлориты — пре-
имущественно осадочного происхождения, особенно обогащенные А12О3,
Fe2O3 и MgO, имеют каолинитоподобную кристаллическую решетку, также
четырехслойную, но сложенную последовательно размещенными и одина-
ково ориентированными каолинитоподобными двухслойными пакетами. Оба
эти типа имеют одинаковую валовую химическую формулу и близкие раз-
меры кристаллической ячейки. Состав и главнейшие свой-
ства хлоритов приведены в табл. 95.
ТАБЛИЦА 95
Состав и свойства хлоритов (по В. П. Ивановой)
Химический состав, %
Оптические свойства
Название хлоритов
Si Оз
А12О3 Fe2O3 FeO
MgO
n2O
Магнезиальные'.
Пеннино-клинохлоро-
вые (кеммерерит,
кочубеит, пеннин, кли-
нохлор, клинохлор-
прохлорит) ............
Прохлорито-корундо-
филлитовые (прохло-
рит—клинохлор, ри-
пидолит, прохлорит,
корундофиллит) . . .
Магнезиально- железистые
'Железистые..............
13,0— 34 1- 19,5 2—4 0-3,5 33,5— 36,5 13,3— 14,1 1,570— 1,590 До 0,011
25-29 19—27 1,5 — 3,5 5-16 22,5— 30,5 11,7- 13,2 1,590— 1,620 До 0,011
23—27 20—23 3,5—8 20—25 10-16 10,5— 11,5 1,610— 1,640 0,002— 0,007
21—30 18—20 3-9 29—36 2—7 10— 10,5 1,640— 1,670 0,008— 0,013
Агрегаты и габитус. Хлориты обычно встречаются в виде
листоватых и чешуйчатых агрегатов, а также сплошных масс. Хорошо
образованные кристаллы сравнительно редки и имеют таблитчатый, а в
отдельных случаях боченковидный облик (рис. 271). Они часто сдвойнико-
ваны по хлоритовому и слюдяному законам. Под микроскопом у хлоритов
заметно секториальное и лучистое строение, иногда наблюдаются также
вермикулитоподобные кристаллы.
Физические свойства. Хлориты имеют зеленый цвет
различных оттенков: от светло-зеленого и оливково-зеленого в магнезиаль-
ных разностях до зеленовато-темно-серого и даже черного у железистых
разностей. Разности, обогащенные хромом, имеют коричнево-красный,
розовый и фиолетовый цвет, а маложелезистые разности характеризуются
белым цветом. Хлориты имеют слюдоподобную спайность, однако от слюд
отличаются тем, что их легко расщепляемые тонкие листочки не упругие^
хотя и гибкие. Они имеют низкую твердость и невысокую плотность.
28 Лазаренко Е. К.
433
Кривые нагревания и обезвоживания хлоритов показывают, что содер-
жащийся в них гидроксил выделяется в пределах температур 480—700° С.
На кривых это отражается в виде эндотермических эффектов. После выде-
ления гидроксила происходит распад минерала. Экзотермические эффекты
на кривых отражают взаимодействие в твердом состоянии активных окис-
лов SiO2 и MgO и образование ортосиликата магния.
Образование и месторождения. По своему происхож-
дению хлориты являются низкотемпературными гидротермальными обра-
зованиями, связанными с метаморфическими процессами. При высокой
Рис. 271. Габитус кристаллов хлоритов:
а — одиночные кристаллы, б, в — двойники по хлоритовому закону
(плоскость срастания (001), двойниковая ось, перпендикулярная к
плоскости срастания)
температуре они переходят в гранат и кордиерит. Хлориты часто образуют-
ся на контактах рудных жил в виде оторочки. Здесь они возникают за счет
биотита (чешуйка по чешуйке) и роговой обманки. Процесс замещения био-
тита и роговой обманки хлоритом происходит благодаря гидротермальным
растворам, выщелачивающим К и Na. Железистые хлориты —.тюрингит
и шамозит — часто образуются экзогенным путем, как типичные морские
осадки, возникшие в тюрингитовую фацию осадконакопления. Хлориты
наиболее распространены в метаморфических горных породах, где иногда
слагают толщи хлоритовых сланцев. В трещинах и пустотах этих пород
часто наблюдаются хорошо образованные кристаллы хлорита. Хорошие
кристаллы хлорита найдены в жилах альпийского типа в Швейцарии,
Тироле и в Приполярном Урале, а также в Николае-Максимилиановской,
Ахматовской и Еремеевской копях (Шишимские и Назямские горы на Юж-
ном Урале). Хромсодержащие хлориты встречаются в ультраосновных
породах, где чаще всего ассоциируют с хромитом. Шамозит известен в Лота-
рингии, на восточном склоне Северного и Среднего Урала, в Халиловском
434
месторождении Южного Урала и т. д. Большие скопления тюрингита
известны в Тюрингии и Баварии. В Советском Союзе тюрингит найден
в рудных пластах Курской магнитной аномалии. Из минералов, относя-
щихся к группе хлоритов, только шамозит и тюрингит при больших скоп-
лениях имеют практическое значение как железная руда.
Наиболее распространенными и важными минералами группы хлоритов
являются клинохлор, прохлорит, шамозит и донбассит, которые мы рас-
смотрим дополнительно.
Клинохлор представляет собой минеральный вид переменного состава —
Mg4(Mg, Al)2(OH)8[(Si, Al)2Si2O10], меняющегося от магнезиального члена
пеннина — Mg6Al(OH)8[AlSi3Oi0l до алюминиевого члена состава
MgAl4(OH)8[Al2Si2O10l. Клинохлор получил название в связи с четко уста-
новленной для него моноклинной сингонией (от греч. клино — наклоняю).
Пеннин назван по Пеннинским Альпам, где впервые был описан.
Химический состав (в %): MgO — 17,0—35,9, А12О3 —
13,1—21,3, Н2О— 11,5—14,6, SiO2 — 28,3—33,9; содержит примеси Fe2+,
Fe3+f Са, Мп2+, Ст.
Сингония — моноклинная, вид симметрии — призматический —
C2h — 2m(L2PC).
Структурная ячейка содержит 4 единицы; а0 = 5,2—5,3,
Ьо = 9,2—9,3, с0 = 28,6; а0 : Ьо : с0 = 0,570 : 1 : 3,076; ₽ = 96°50'. Про-
странственная группа — C2h — С21с.
Агрегаты и габитус. Обычно встречается в виде чешуйчатых
и пластинчатых агрегатов, а в пустотах — в виде друз и отдельных кристал-
лов пластинчатого, таблитчатого, иногда боченковидного облика. Главными
формами являются {001}, {101}, {132}, {ПО}. Боковые грани часто имеют
горизонтальную штриховку. Встречаются двойники по хлоритовому закону
по (001) (рис. 271).
Физические свойства. Цвет бутылочно-зеленый разных
оттенков, цвет хромовых разностей — розовый и фиолетовый, иногда сереб-
ристо-белый. Блеск по плоскостям спайности перламутровый. В тонких
листочках прозрачный, слабоокрашенный. Спайность весьма совершенная
по (001). Твердость — 2—2,5. Листочки гибкие, но не упругие. Плотность —
2,60—2,85. Оптические свойства: двухосный, положительный; ng — 1,57—
1,58, пт = 1,57—1,58, пр = 1,57, ng — пр — до 0,004.
Диагностические признаки. Зеленая окраска, весьма
совершенная спайность, низкая твердость и отсутствие упругости в листоч-
ках. Главные линии на рентгенограммах: 4,795; 3,585; 2,538. Растворяется
в H2SO4. П. п. т. расщепляется, но не плавится, белеет.
Отличие от сходных минералов. Похож на некоторые
слюдоподобные минералы, от которых его можно отличить только химиче-
ским путем и rio оптическим данным.
Образование и месторождения. Образуется при мета-
морфических процессах, часто составляет целые толщи хлоритовых слан-
цев. Хорошо образованные кристаллы этого минерала встречены в Назям-
ских горах на Южном Урале, в Николае-Максимилиановской копи, в Баже-
новском асбестовом месторождении и в других местах.
Хорошо образованные музейные образцы были встречены в Ахматов-
ской копи на Южном Урале в ассоциации с эпидотом, диопсидом, гранатом,
визувианом и другими минералами.
Практическое значение. Хлоритовые сланцы иногда ис-
пользуются для получения порошка, придающего блеск бумаге (шпалерам).
Прохлорит — (Mg, Fe)4,5Allj5(OH)8IAl1>6Si2,5O10]. Первая часть назва-
ния прохлорита имеет греческую основу — греч. слово про означает перед
(этот минерал был изучен раньше, чем другие хлориты).
Химический состав: SiO2 — 23,52—27,56%, А12О3— 17,52—
23,19%, Fe2O3 (следы)— 4,72%, FeO — 5,81—29,76%, MgO — 10,79—
30,99%, Н2О —9,65—14,50%.
28» 435
Сингония моноклинная, вид симметрии — призматический —
Сгк — 2m(L2PC).
Структурная ячейка содержит 4 молекулы, а0 = 5,36,
Ьо = 9,28, со = 28,4; р = 97°09'; а0 : Ьо : с0 = 0,570 : 1 : 3,060.
Агрегаты и габитус. Прохлорит образует чешуйчатые агре-
гаты, а также пластинчатые псевдогексагональные кристаллы.
Физические свойства. Цвет прохлорита зеленый до черно-
зеленого. Спайность весьма совершенная по (001). Твердость—1,5—2.
Плотность — 2,78. Оптические свойства: двухосный, положительный;
пт = 1,59—1,61, ng — пр = 0,004—0,010.
Образование и месторождения. Прохлорит встре-
чается в хлоритовых сланцах и жилах альпийского типа в ассоциации
с горным хрусталем и адуляром. Часто он образует присыпки на поверх-
ности других кристаллов. Известен в альпийских жилах Альп, Северного
Урала и в других районах.
Шамозит представляет собой минеральный вид переменного состава —
Fe4(Fe, Al)2(OH)8[(Si, Al)2Si2O10], изменяющегося от чисто железистого
члена собственно шамозита — Fe|+Fe3+(OH)8[AlSi3O10l до алюминиевого
члена тюрингита — Fe4(Al, Fe)2(OH)8[Al2Si2Oi0]. Шамозит и тюрингит
получили название по месту нахождения (месторождение Шамосон в Швей-
царии и Тюрингия).
Химический состав: FeO—19,8—42,3%, Fe2O3 — 0,6—
31,7%, А12О3 — 13—23,61%, SiO2 — 19,4—29%, Н2О — 4,6—13%. В каче-
стве примесей содержатся MgO, СаО, ТЮ2, МпО, Р2О5.
Сингония — моноклинная. а0 = 5,59—5,40, Ьо = 9,33—9,36,
с0 = 14,03—14,10; ₽ = 90°—97°20'.
Агрегаты. Для шамозита характерны оолитовые стяжения с кон-
центрически-зональным строением. Иногда шамозит образует цемент в пес-
чаниках, а также встречается в сплошных скрытокристаллических или
землистых массах.
Тюрингит наблюдается в сплошных скрытокристаллических массах,
иногда встречается в виде мелких чешуек.
Физические свойства. Цвет шамозита зеленовато-темно-
серый до черного. Цвет черты зеленовато-серый. Блеск обычно матовый
или слабый стекловидный. Твердость — 2—3. Плотность — 3,03—3,40.
Оптические свойства: двухосный, отрицательный; пт = 1,62—1,66,
ng — пр = 0,010—0,012.
Диагностические признаки шамозита — оолитовое
строение, цвет и зеленовато-серая черта. Главные линии на рентгенограм-
мах: 6,93; 4,63; 3,59. Растворяется в НО с выделением студенистого SiO2.
П. п. т. в окислительном пламени краснеет, в восстановительном — спла-
вляется в черное магнитное стекло.
Образование и месторождения. Шамозит образуется
осадочным путем в прибрежных зонах морей при недостатке кислорода
(шамозитовая фация); ассоциирует с сульфидами железа и сидеритом. Он
известен в палеозойских и мезозойских осадках восточного склона Урала,
а также в ряде мест среди юрских отложений Северного Кавказа.
Тюрингит встречается в некоторых слабометаморфизованных осадоч-
ных месторождениях железа, ассоциирует с сидеритом, а иногда с магне-
титом. Он известен также как эндогенный минерал в связи с гидротермально
измененными богатыми железом горными породами. Крупнейшие место-
рождения тюрингита находятся в Тюрингии, в СССР — в Казахстане
(Каражал).
Разрушение. При выветривании шамозит и тюрингит легко окис-
ляются и переходят в бурые железняки, слагающие типичные железные
шляпы шамозитовых и тюрингитовых месторождений.
Практическое значение. При образовании крупных пла-
стовых тел шамозит и тюрингит используются как железнач руда.
436
Донбассит — (Mg, Са, Na)AI4(OH)8[AlSi3O10] — первый диоктаэдриче-
ский хлорит, установленный в природе. Назван по местности, где был най-
ден,— Донбасс. Синоним судоит.
Химический состав: SiO2 — 31,17—39,01%, А12О3 —
32,15—48,16%, MgO —0,67—14,25%, СаО — 0,26—1,82%, Na2O — 0,40—
1,98%, Н2О— 13,96—14,28%. Часто содержит Li.
Сингония моноклинная, призматический вид симметрии — Czll —
2т(ЬгРС).
Структурная ячейка моноклинная с периодом повторяе-
мости в два хлоритовых пакета. Пространственная группа — С2л — С2/с;
а0 = 5,16—5,22, Ьо = 8,94—9,05, с0 = 28,30—28,36; 0 = 93°50'—94°.
Кристаллическая структура построена из хлоритовых
пакетов одного типа, которые отличаются друг от друга либо поворотами
на углы, кратные 120°, либо относительными смещениями по оси Ь на +Ь/3.
Агрегаты и габитус. Встречается в виде чешуйчатых агре-
гатов и тонкодисперсных скоплений.
Физические свойства. Цвет донбассита перламутрово-
белый. Плотность — 2,62—2,68. Двухосный, положительный; 2V = 52—78°,
ng = 1,581—1,596, пт = 1,569—1,582, пр = 1,578, ng — пр = 0,014—
0,018.
Месторождения. Обнаружен в зальбандах кварцевых жил
в Донбассе, Березовске на Урале и на Новой Земле, а также в составе оса-
дочных образований Японии, ФРГ и других мест.
АМОРФНЫЕ МИНЕРАЛЫ, БЛИЗКИЕ К СЛОИСТЫМ СИЛИКАТАМ
Из аморфных минералов, генетически и пространственно связанных
со слоистыми силикатами, мы рассмотрим аллофан — /nAl2O3/?SiO2pH2O,
который представляет собой тонкие коллоидные смеси или твердые растворы
свободных глинозема и кремнезема, образовавшихся вследствие совместной
коагуляции. Название минерала происходит от греч. слова аллофанес —
тот, который кажется другим (поскольку аллофан имеет светло-голубой
или зеленоватый оттенок, его ошибочно принимали за медную руду).
Химический состав: А12О3 — 23,5—42,6%, SiO2 — 21,4—
39,11%, Н2О — 39,0—43,9%,часто присутствуют FezO, MgO, СаО, К2О,
Na2O, CuO, ZnO, Р2О5, SO3, CO2.
Агрегаты. Аллофан образует типичные стеклоподобные массы
с кривыми или раковистыми поверхностями раскола и корки с натечно-
почковидной поверхностью, редко порошковатые белые массы. Под элек-
тронным микроскопом он наблюдается в виде типичных сферических обра-
зований. Рентгенометрические исследования большинства образцов алло-
фана свидетельствуют о его рентгеноаморфности. Только для некоторых
образцов отмечаются размытые дифракционные линии, близкие к линиям
галлуазита.
Физические свойства. Цвет аллофана бледно-голубой,
зеленовато-желтый; иногда минерал может быть бесцветным, реже густо-
зеленым, бурым. Блеск стеклянный, жирный. Прозрачный или просвечи-
вает. Твердость — около 3,0. Очень хрупкий. Плотность— 1,85—1,89.
Показатель преломления равен 1,47—1,51.
Диагностические признаки аллофана — стекловид-
ность и низкая твердость, а также термическая характеристика. Раство-
ряется в НС1 с образованием студенистого кремнезема. П. п. т. рассыпается,
но не плавится. На кривых нагревания аллофанов наблюдаются два эффекта:
эндотермический при 110—150° С и экзотермический при 920—1100° С.
Первый вызывается выделением адсорбционной воды, второй связан с нача-
лом кристаллизации муллита. Данные дегидратации показывают, что
основная масса воды выделяется при 110—150° С, а полное обезвоживание
заканчивается при 550° С.
437
Образование и место р о жд е н и я. По своему происхо-
ждению аллофан является типичным продуктом выветривания. Он встре-
чается в коре выветривания изверженных горных пород вместе с галлуази-
том, в который со временем может переходить, а также с каолинитом и дру-
гими минералами. Кроме того, аллофан отмечается в зоне окисления рудных
месторождений, в месторождениях глин, бурых железняков, а также угля.
В некоторых местах аллофан, возможно, возникает эндогенным путем за счет
гидротермального изменения изверженных горных пород, содержащих
руды. Этот минерал известен во многих районах, в частности в Журавлин-
ском месторождении алунита на Урале, вблизи с. Потехина в Хакассии,
в Хоперском и Липецком железорудных месторождениях и в зоне окисле-
ния и зонах околорудных изменений изверженных пород в Закарпатье.
ЛИТЕРАТУРА
Асбест как минерал и полезное ископаемое. Тр. ИГЕМ АН СССР, вып. 31, 1959.
Белов Н. В. Кристаллохимия силикатов с крупными катионами. Изд-во
АН СССР, 1961.
Белов Н. В. Очерки по структурной минералогии. Минерал, сб. Львов,
ун-та, вып. 4—21, 1950—1967.
Бетехтин А. Г. Курс минералогии. Госгеолтехиздат, 1961.
Брэгг В. Л. Структура силикатов. В кн.: «Основные идеи геохимии», вып. 3,
ОНТИ, 1934.
Вернадский В. И., Курбатов С. М. Земные силикаты, алюмосилика-
ты и их аналоги. ОНТИ, 1937.
Винчелл А. Н. и Винчелл Г. Оптическая минералогия. ИЛ, 1953.
Д р и ц В. А., Л а з а р е н к о Е. К. Структурно-минералогическая характе-
ристика донбасситов. Минерал, сб. Львов, ун-та, № 21, вып. 1, 1967.
Иванова В. П. Хлориты. Тр. ий-та геол, наук АН СССР, вып. 120, 1949.
Костов И. Минералогия. София, 1957.
Курс минералогии, под ред. А. К. Болдырева. ОНТИ, 1936.
Лазаренко Е. К. Вопросы номенклатуры и классификации глауконита.
В кн.: «Вопросы минералогии осадочных образований», кн. 3—4. Изд-во Львов,
ун-та, 1956.
Лазаренко Е. К. Курс мшералоги ч. II. Видавн. Льв1в. ушверс., 1959.
М а р ф у н и н А С. Полевые шпаты — фазовые взаимоотношения, оптические
свойства, геологическое распределение. Тр. ИГЕМ АН СССР, вып. 78, 1962.
Петрография и минералогия месторождений асбеста. Тр. ИГЕМ АН СССР,
вып. 47, 1960.
Петрография и минералогия месторождений перлита, керамического сырья
и слюды. Тр. ИГЕМ АН СССР, вып. 48, 1961.
Соболев В. С. Введение в минералогию силикатов. Изд-во Львов, ун-та, 1949.
Сердюченко Д. П. Хлориты, их химическая конституция и классифика-
ция. Тр. ин-та геол, наук АН СССР, вып. 140, 1953.
Шибольд Э. Структура силикатов. В кн.: «Основные идеи геохимии», вып. 3,
ОНТИ, 1937.
Dana J. D., Dana Е. S., F г о n d е 1 С. The system of Mineralogy. Seventh
Edition. V- 111- Silica Minerals.
Есть русский перевод, «Мир», 1966.
Deer W. A., Homie R. A. and Zussaman Y. Rock-Forming minerals.
Vol. 1—4 London, 1962—1963.
Есть русский перевод. «Мир», 1965—1966.
Crim R. Е. Clay Mineralogy. New York-London-Toronto, 1953.
Есть русский перевод. ИЛ, 1959.
Smith F. G. Physical Geochemistry. Addison-Wesley Publishing Compa-
ny, 1963.
Smulikowsky K. The problem of glauconite. Archiwun mineralogiczne.
t. XVIII, Z. 1, 1954.
КЛАСС БОРАТОВ
К классу боратов относится более 80 минералов — солей борных кислот,
среди которых наибольшее значение имеет ортоборная кислота Н3ВО3, изве-
стная в свободном состоянии в природе в виде минерала сассолина. Глав-
ными катионами, входящими в состав боратов, являются Mg, Са, Na, в зна-
чительно меньшей мере Fe, Мп, Sr и др.
438
Химический состав наиболее распространенных боратов
приведен в табл. 96.
ТАБЛИЦА 96
Химический состав, некоторых боратов (в процентах)
Минерал ИагО B2O3 СаО MgO Н2О MgCl2 Ге2Оз
Борацит .... 61,26 26,39 - 12,14
Людвигит . . . 17,83 — 41,29 — — 40,88
Ашарит .... — 41,38 — 47,91 10,71 — —-
Бура 16,2 36,6 — — 47,2 — —
Кернит .... 22,66 51,02. — — 26,32 — —
Боронатрокаль- цит 7,7 43,0 13,8 — 35,5
Пандермит . . . — 49,84 32,11 — 18,05 — —
Гидроборацит .—. 49,5 13,9 9,9 26,7 — —
Иньоит .... 36,6 20,4 — 43,0 ~— —
Колеманит . . . — 50,81 1 27,28 — 21,91 — —
Из данных таблицы видно, что в составе боратов резко преобладают
простые соединения, т. е. соединения, содержащие только один какой-либо
катион, и соединения, содержащие в своем составе воду.
В боратах бор может находиться одновременно и в тройной и в чет-
верной координации. Вода располагается в каналах соответствующих струк-
тур, что определяет ее цеолитный характер. Основой структуры боратов
Рис. 272. Основные структурные элементы боратов
являются треугольные плоские ионы [ВО3]3-, а также тетраэдры [ВО4].
В треугольнике катион В3+ располагается точно в центре почти равносторон-
него треугольника. Тетраэдры возможны как правильные или почти правиль-
ные, так и такие, в которых одна из вершин тетраэдра отстоит от атома
439
бора несколько дальше, чем три остальные вершины (в бораците, напри-
мер, 1,78, против 1,39 А).
Часть кислорода как в треугольниках, так и в тетраэдрах может заме-
щаться гидроксилом с образованием радикалов [В(О, ОН)31 и [В(О, ОН)41.
Треугольные ионы [ВО3], конденсируясь, могут давать цепочки с радика-
Рис. 273. Габитус боратов:
а, б, в, г — борацит, д — гидроборацит. е, ж — бура, а и — колеманит
лом [В2О4], [В3О4(ОН)3] и др. (главнейшие из них показаны на рис. 272)
или кольцевые комплексы с радикалом [В3О6], [В3О3(ОН)5] и др.
Наиболее распространены островные и цепочечные бораты и только-
некоторые из них имеют каркасную и слоистую структуры.
Бораты кристаллизуются главным образом в моноклинной и ромбиче-
ской сингониях, частично — в триклинной. Отдельные представители
кристаллизуются в тригональной, гексагональной и кубической сингониях.
Большинство боратов характеризуется таблитчатым до изометрического
и удлиненным обликом индивидов (рис. 273), которые обычно образуют
волокнисто-концентрические, радиальные и зернистые агрегаты. Значи-
тельно реже встречаются землистые и массивные сплошные агрегаты. Многие
бораты по внешнему виду напоминают фарфор. Спайность большинства
боратов совершенная по пинакоиду и призме. По физическим свой-
ствам все бораты близки между собой: они прозрачны, имеют стеклян-
ный блеск, небольшую плотность (1,7—3,0 для боратов Na, Са и Mg, кото-
рые содержат воду, или гидроксил, и 3,0—4,7 для безводных боратов, осо-
бенно тех, которые содержат Fe и Мп). Показатель преломления низкий,
колеблется от 1,47 (для наиболее водных боратов) до 1,67 (для безводных
боратов). Твердость боратов не превышает 4,5 (колеманит), снижаясь
440
до 1 только у боронатрокальцита и поднимаясь до 6 у безводных боратов
и до 7—8 у отдельных безводных боратов. Большинство боратов бесцветны
или имеют белый цвет, что обусловлено отсутствием в их составе элементов-
хромофоров. Некоторые физические свойства главнейших боратов приведены
в табл. 97.
ТАБЛИЦА 97
Физические свойства главнейших боратов
Минерал Твердость Плот- ность Оптические свойства
ng пт пр ng-np 2V
Борацит 7 2,96 1,673 1,667 1,662 0,011 Около 90°
Людвигит 5 3,6 1,98 1,85 1,84 0,14 Небольшой
Ашарит 5—5,5 2,65 1,650 1,646 1,575 0,075 »
Бура 2—3 1,7 1,472 1,470 1,447 0,025 39°
Кернит 2,5—3 1,93 1,488 1,472 1,454 0,034 80°
Боронатрокальцит . . 3-3,5 1,96 1,519 1,505 1,496 0,023 Около 79°
Пандермит 3,5—4 2,44 1,593 1,591 1,573 0,020 31°
Гидроборацит .... 3,5—4,5 2,167 1,571 1,534 1,522 0,049 66°
Иньонит 2—2 1,87 1,516 1,505 1,492 0,024 70°
Колеманит 3,5—4,5 2,44 1,614 1,592 1,586 0,029 55°
Бораты образуются главным образом в обогащенных бором соленосных
бассейнах, особенно развитых в США (Калифорния), Аргентине и Турции.
В меньшей мере бораты связаны с остаточными продуктами магматических
процессов (пегматитами и гидротермальными месторождениями), а также
с контактово-метасоматическими образованиями, где известны находки
боратов, возникших путем замещения карбонатов. Месторождения боратов
представлены тремя главными типами:
1. Отложения современных и третичных озер (вулканогенно-осадочные
месторождения). Они возникают в связанных с изверженными породами
озерах, в которых отсутствует сток. Некоторые отложения этого типа обра-
зовались за счет вод вулканического происхождения, содержащих бор.
Главными минералами в отложениях озерного типа являются натриевые
и кальциевые бораты. Этот тип месторождений является теперь основным
источником получения боратов.
2. Химические осадочные (галогенные) месторождения, тесно связан-
ные с месторождениями каменной и калийной солей. Здесь бораты возни-
кают как минералы, сопровождающие соли, и образуются за счет постоян-
ного присутствия солей бора в воде океанов. Бораты выпадают из растворов
в последнюю очередь вместе с карналлитом. Основными минералами оса-
дочных месторождений являются преимущественно магниевые бораты.
Промышленное значение этих месторождений (Штасфуртское и др.) незна-
чительно, однако они могут быть основой для образования мощных инфиль-
трационных месторождений.
3. Инфильтрационные месторождения. Месторождения этого типа воз-
никают в результате растворения, переноса и переотложения боратов гип-
совой шляпы над месторождениями каменной соли. Минеральный состав
их самый разнообразный.
Кроме рассмотренных типов, следует отметить отложения софионон
и фумарол, содержащих свободную борную кислоту, а также грязевых
вулканов, содержащих бор в виде буры. Софионы и фумаролы с борной
кислотой известны в США (Калифорния, Невада), Турции, Иране, Тибете.
При выветривании происходит замещение боратов карбонатами. Бораты —
минеральное сырье для получения борной кислоты и буры, имеющих разно-
образное применение в металлургии, керамике, медицине, абразивной про-
мышленности. В химической промышленности они применяются как исход-
441
ное вещество для получения солей бора. Важнейшим потребителем боратов
является стекольная промышленность, где В2О3 используется в качестве
составной части специальных (жаростойких) сортов стекла. В медицине
и пищевой промышленности продукты переработки боратов используются
как антисептики. В соответствии со структурными особенностями среди
боратов выделяют такие подклассы: каркасные, островные, цепочечные
и слоистые. Из них мы рассмотрим:
I. Каркасные бораты
Группа борацита
II. Островные бораты
Группа людвигита
Группа ашарита
Группа буры
Группа иньоита
III. Цепочечные бораты
Группа боронатрокальцита
Группа гидроборацита
Группа колеманита
IV. Слоистые бораты
Группа сассолина
ПОДКЛАСС КАРКАСНЫХ БОРАТОВ
Группа борацита
Борацит—Mg3OCl| В 3В4О12] —получил название по содержанию бора.
Химический состав приведен в табл. 96.
Сингония — ромбическая, вид симметрии — пирамидальный —
•С2у — m/zz(L22P). При температуре выше 263° С борацит переходит в куби-
ческую модификацию.
Структурная ячейка ромбической модификации борацита
содержит 4 единицы, кубической — 8 единиц; а0 = 8,54, Ьо = 8,54,
с0 = 12,07; а0 : Ьо : с =1:1: 1,413. Пространственная группа — С2,, —
Pca2t.
Кристаллическая структура. Основой структуры бора-
цита является каркас, состоящий почти из правильных борокислородных
тетраэдров и треугольников
(рис. 274), вследствие чего часть
атомов бора имеет координаци-
онное число 4, а часть — 3.
Обычно отношение [ВО4]5-:
[ВО3]3- равно 3 : 4. Каркас
борацита имеет большие пустоты
двух видов. В пустотах одного
вида размещены 8 атомов кис-
лорода, а в пустотах второго—8
атомов хлора. Магний находит-
ся в октаэдрической координа-
ции и образует цепочки с общими
Cl-вершинами.
, Габитус. Борацит обыч-
но встречается в виде отдельных
вкрапленных кристаллов, реже
образует кристаллические груп-
пы. У кристаллов этого мине-
рала изометрический (кубиче-
ский) облик (см. рис. 273),
обусловленный развитием кубо-
образных и ромбододекаэдрооб-
Рис. 274. Кристаллическая структура бо-
рацита
разных форм. Борацит наблюдается также в сплошных тонкозернистых
массах, похожих на мрамор.
Физические свойства. Цвет борацита белый с сероватым,
желтоватым и зеленоватым оттенками. Блеск стеклянный, сильный. Спай-
ность отсутствует. Излом раковистый. Твердость, плотность и оптические
свойства приведены в табл. 97.
442
Диагностические признаки борацита — форма кри-
сталлов, высокая твердость и несколько повышенная плотность. Главные
линии на рентгенограммах: 3,04; 2,72; 2,07. Растворяется в НО и медленно
в воде. П. п. т. легко плавится в белый эмалевый шарик, окрашивая пламя
в зеленый цвет.
Искусственное получение. Искусственно борацит полу-
чен медленным охлаждением расплава MgO и Н3ВО3 при избытке MgCl2
и NaCl, а также нагреванием Na2B4O7 с MgCl2 и Н2О при температуре около
:280° С под давлением.
Образование и месторождения. Борацит встречается
в соляных месторождениях вместе с карналлитом, сильвином, галитом,
гипсом, ангидритом, образуясь, очевидно, за счет обезвоживания боратов
магния. Он известен в частности, в месторождениях Штасфурта (ГДР)
и Люнебурга (ФРГ).
Разрушение. При выветривании борацит поглощает воду и при-
обретает волокнистый облик.
Практическое значение. Борацит используется для полу-
чения буры и борной кислоты.
ПОДКЛАСС ОСТРОВНЫХ БОРАТОВ
Группа людвигита
В этой группе мы рассмотрим только людвигит —(Mg, Fe)2Fe3+O2[BO3J.
Назван в честь австрийского химика Эрнста Людвига.
Химический состав приведен в табл. 96.
Сингония — ромбическая, ромбобипирамидальный вид симметрии
—D2h — mmm(3L23PC). Структурная ячейка содержит 4 еди-
ницы: а0 = 9,23—9,44, Ьо — 3,02—3,07, с0 = 12,16—12,28; а0 : Ьо : с0 —
= 2,997 : 1 : 4,082. Пространственная группа — D92h — Рста.
Кристаллическая структура. Ионы Mg и Fe3+ нахо-
дятся в октаэдрической координации. Откаэдры соединяются горизонталь-
ными ребрами в четверные и пятерные колонки вдоль оси b и под углом
к оси с, а также общими вершинами. В тригональных каналах между октаэд-
рами находятся ВО3-треугольники, которые скрепляют всю структуру.
Треугольники ВО3 лежат в плоскости (010) и одной стороной ориентированы
строго параллельно оси с, что определяет игольчатый облик индивидов.
Спайности не наблюдается. Оптические свойства приведены в табл. 97.
Диагностические признаки — черный цвет и волок-
нистые агрегаты. Растворяется в кислотах. П. п. т. с трудом сплавляется
в черный магнитный шарик.
Образование и месторождения. Людвигит образуется
контактовометаморфическим путем и ассоциирует с магнетитом, диопсидом,
форстеритом. Он известен в месторождениях Риверсайд (Калифорния,
“США), Окна-де-Фер (Румыния) и в других местах.
Разрушение. При выветривании людвигит переходит в бурые
железняки.
Практическое значение. Рассматривается как важная руда
.для переработки на борную кислоту и другие соединения бора.
Группа ашарита
В этой группе мы рассмотрим только ашарит — Mg2(OH)[B2O4(OH)J.
Назван по старому названию провинции Ашерслебен (Ашария) в Саксонии,
в которой был найден. Синонимы суссексит и 0-ашарит.
Химический состав приведен в табл. 96.
443
Сингония моноклинная, вид симметрии призматический —
C2h — 2/т(ЬгРС). Структурная ячейка содержит 4 единицы;
а0 = 12,50, Ьо = 10,42, с = 3,14; Р = 95°40'. Пространственная группа —
Cb2h - С2/с.
Кристаллическая структура представлена сдвоенными '
треугольниками ВО3, в которых один атом О замещен ОН. Mg образует
октаэдры Mg(O, ОН)6, которые соединяются через общие ребра в колонки,
параллельные оси с.
Агрегаты. Встречается чаще всего в виде прожилок, состоящих
из войлокообразных и спутанно-волокнистых агрегатов, иногда в виде кон-
креций и плотных, мелоподобных масс.
Физические свойства. Цвет белый. Твердость и другие
свойства приведены в табл. 97.
Диагностические признаки — оптические константы
и химический состав. Главные линии на рентгенограммах: 2,690; 2,084;
2,451. В кислотах растворяется с трудом. П. п. т. сплавляется в эмаль,
сильно окрашивая пламя в зеленый цвет.
Образование и месторождения. Возникает главным
образом за счет выветривания водных боратов в соленосных осадочных
образованиях (район Ашерслебена и Нейстасфурта в Саксонии и др.).
Этот процесс называется ашаритизацией и происходит главным образом
за счет калиборита и частично гидроборацита. Известен также в скарновых
месторождениях совместно с магнетитом и людвигитом (Норберг в Швеции).
Практическое значение. В некоторых месторождениях
является главным боратом промышленных руд.
Группа буры
В этой группе мы рассмотрим буру и кернит.
Бура—Na2[B2B2O5(OH)4| • 8Н2О. Название происходит от араб, бураг —
белый. Синоним — тинкал (так на востоке называли буру в необработанном,
природном виде).
Химический состав приведен в табл. 96. i
Сингония моноклинная, вид симметрии призматический — *
C2h — 2lm(L2PC). Структурная ячейка содержит NagB^O^ х
X 40Н2О; п0= 11,84, Ьо = 10,63, с0= 12,32; а0 : Ьо : с0 = 1,114 : 1 : 1,159,
Р = 106°35'. Пространственная группа — C2h — С2/с.
Кристаллическая структура. В основе структуры
находится радикал из двух тетраэдров [ВО3ОН] и двух треугольников
[ВО2ОН], которые связываются гидроксильно-водородными связями с Na,
образующим с молекулами воды октаэдры Na(H2O)6. Октаэдры связываются
в колонки, параллельные оси с.
Агрегаты и габитус. Бура образует чаще всего зернистые
рыхлые агрегаты, а также выцветы и корочки, которые на воздухе рас-
сыпаются и превращаются в тонкий порошок. Иногда встречаются крупные
короткопризматические кристаллы, по габитусу сходные с кристаллами
пироксена (см. рис. 273). Главными формами являются пинакоиды {100}
и {010}, а также призма {ПО}; часто присутствуют грани пинакоида {100}
и призмы {111}. Редко наблюдаются двойники.
Физические свойства. Бура обычно бесцветная или белая,
с сероватым, желтоватым, синеватым и зеленоватым оттенками. Блеск
стеклянный, жирный; на воздухе мутнеет. Спайность несовершенная
по (НО). Твердость, плотность и оптические свойства приведены в табл. 97.
Диагностические признаки. Характерные признаки
буры — относительно низкая твердость и легкая растворимость в воде.
Раствор обнаруживает слабощелочную реакцию. П. п. т. сильно вспучи-
вается, потом сплавляется в прозрачный шарик. Главные линии на рентге-
нограммах: 4,86; 2,84; 2,57.
444
Отличие от сходных минералов. Бура похожа на боро-
натрокальцит, от которого ее можно отличить только химическим путем.
Искусственное получение. Буру получают выпарива-
нием водных растворов соответствующего состава.
Образование и месторождения. Бура образуется
в усыхающих бороносных соляных озерах, где ассоциирует с галитом,
боронатрокальцитом, глауберитом, гипсом, кальцитом, натриевой селитрой
и др. Она встречается также в виде выцветов на почвах в засушливых райо-
нах и в растворах горячих источников или в их отложениях. В значитель-
ных массах вместе с другими солями натрия бура образуется на берегах
•озер Кашмира и Тибета, в некоторых озерах Калифорнии и в других местах.
Разрушение. На воздухе бура легко дегидратизируется, мутнеет
и превращается в тонкий белый порошок..
Практическое значение. Бура является важным про-
мышленным минералом для добычи бора. Она применяется для изготовле-
ния эмали, в стекольном, бумажном производстве, при пайке как плавень
(благодаря способности растворять окислы металлов, предотвращая обра-
зование окислов на спаиваемой поверхности).
Кернит — Na2[B2B2O5(OH)4]-2H2O. Назван по местонахождению (округ
Керн в Калифорнии). Синоним разорит.
Химический состав приведен в табл. 96.
Сингония — моноклинная, вид симметрии — призматический —
C2h — 2lm(L2PC). Структурная ячейка содержит 4 единицы;
= 15,68, Ьо = 9,09, с0 = 7,02; ₽ = 108°52'; а0 : Ьо : с0 — 1,6980 : 1 :
*0,7615. Пространственная группа — C|h — Р2!а.
Кристаллическая структура в достаточной мере не
изучена.
Агрегаты и габитус. Обычно наблюдается в виде волокни-
стых скоплений и отдельных кристаллов изометрического облика, на кото-
рых развиты (100), (001) (НО) и (201).
Физические свойства. Обычно бесцветный, белый. Про-
зрачный. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по (100). Твердость
и другие свойства приведены в табл. 97.
Диагностические признаки. Габитус кристаллов и совер-
шенная спайность. Главные линии на рентгенограммах: 7,4; 6,6; 3,24;
•растворяется в воде (медленнее, чем бура). П. п. т. раздувается и медленно
сплавляется в непрозрачную белую массу в виде цветной капусты, которая
при дальнейшем нагревании становится прозрачной.
Образование и месторождения. В больших количе-
ствах известен в месторождении Крамер округа Керн в Калифорнии, где
находится совместно с бурой, боронатрокальцитом и некоторыми другими
редкими боратами среди глинистых сланцев. В большом количестве встре-
чается в крупных кристаллах, наибольший из них имел размеры 1 х 2,5 м.
Месторождение, по-видимому, образовалось в результате расплавления
и обезвоживания погребенных озерных отложений буры под влиянием
интрузии изверженных пород.
Практическое значение. Главный промышленный борат
месторождения Крамер в Калифорнии.
Группа иньоита
Из этой группы рассмотрим только иньоит — Са[В2ВОз(ОН)5]-4Н2О.
Назван по месторождению Иньо в Калифорнии (США).
Химический состав приведен в табл. 96.
Сингония — моноклинная, вид симметрии призматический —
•C2h — 2/tn(L2PC). Структурная ячейка содержит четыре еди-
ницы; а0 — 10,63, Ьо = 12,06, Со = 8,41; 0 — 114°02'; а0 : Ьо : с0 =
= 0,881 : 1 : 0,698. Пространственная группа — C2h — P2Ja. В основе
445
структуры иньоита находятся сложные радикалы из двух тетраэдров
[ВО2(ОН)2] и одного треугольника [ВО2ОН], которые связываются в общую
структуру при помощи Са и гидроксильно-водородных связей.
Агрегаты и габитус. Образует друзовые корочки, выстилаю-
щие пустоты в массивном гипсе, а также сферолиты, сложенные из радиаль-
ных игольчатых индивидов. Кристаллы имеют толстотаблитчатый облик
с развитием пинакоида {001} и призм {110} и {111}.
Физические свойства. Бесцветный или белый. Прозрачный.
Блеск стеклянный. Хрупкий. Спайность совершенная по (001). Прочие
свойства приведены в табл. 97.
Диагностические признаки. Габитус кристаллов, низ-
кая твердость. Главные линии на рентгенограммах: 2,792; 2,523; 3,027.
Растворим в кислотах и горячей воде. П. п. т., вскипая, легко плавится
в эмалевый королек.
Отличие от сходных минералов. От других боратов
можно отличать только оптическим и химическим исследованием.
Искусственное получение. Получается при долгом стоя-
нии раствора буры. i
Образование и месторождения. Образуется осадочным
путем в соленосных отложениях совместно с другими боратами; а также
за счет выветривания месторождений боратов. Известен в месторождении
Фернес-Крик в Калифорнии и в других местах.
Практическое значение. Важная руда для получения бора.
ПОДКЛАСС ЦЕПОЧЕЧНЫХ БОРАТОВ
Группа боронатрокальцита
В этой группе мы рассмотрим боронатрокальцит и пандермит.
Боронатрокальцит — NaCa[B3B2O7(OH)4]-8H2O. Название дано по его
составу. Синоним — улексит (по фамилии немецкого химика Георга Улекса,
впервые давшего правильный анализ этого минерала).
Химический состав приведен в табл. 96.
Сингония — триклинная, вид симметрии — пинакоидальный —
Ci — 1 (С). Структурная ячейка содержит 2 единицы; а0 = 8,81,
Ьо — 12,86, с0 = 6,68; а = 90°16', 0 = 109°08', у = 105°07', а0 : Ьо : с0 =
= 0,685 : 1 : 0,525. Пространственная группа — С} — Р1.
Кристаллическая структура не изучена.
Агрегаты и габитус. Боронатрокальцит встречается в виде
тонкопластинчатых и почковидных агрегатов с лучистым строением и рых-
лых или плотных желваков. Облик кристаллов боронатрокальцита тонко-
волокнистый. Волокна размещаются параллельно или переплетаются.
Физические свойства. Цвет минерала белый. Блеск пер-
ламутровый, в агрегатах — шелковистый. Наблюдаются три направления
спайности, пересекающиеся под прямым углом и придающие пластинкам
прямоугольное очертание. Твердость, плотность и оптические свойства
приведены в табл. 97. Под микроскопом в шлифах и иммерсионных препа-
ратах отмечаются два рода разрезов по соответствующим направлениям
спайности — нормальные к (010) и к (100). В первом случае удлинение
отрицательное (сечение Ng—Nm оптической индикатрисы), максимальный
угол погасания равен 2—4°; в разрезах второго рода удлинение положи-
тельное (сечение близкое к Nm — Np), погасание прямое.
Диагностические признаки. Для боронатрокальцита
характерны низкая твердость, волокнистое строение и шелковистый блеск.
Главные линии на рентгенограммах: 2,685; 2,595; 2,068. Растворяется
в горячей воде. П. п. т. плавится со вспучиванием в прозрачную стекло-
видную эмаль. В закрытой трубке выделяет воду.
446
Отличие от Сходных минералов. Боронатрокальцит
можно спутать с бурой, от которой он отличается химически. Кривые нагре-
вания боронатрокальцита (рис. 275) показывают, что выделение воды проис-
ходит постепенно. До температуры 150° С выделяется 76,3% воды, полная
дегидрация наступает при 500° С. Выделению первых порций воды соот-
ветствует значительный эндотермический
эффект при 115—23 Г С.
Искусственное получе-
ние. Боронатрокальцит получен дейст-
вием холодного насыщенного раствора
буры на СаС12.
Образованней месторож-
дения. Боронатрокальцит — один из
наиболее распространенных боратов. Обыч-
но он образуется в отложениях озер или
как продукт замещения в глинистых гипсо-
носных породах соляных куполов. Боро-
натрокальцит ассоциирует с колеманитом,
гидроборацитом и иньоитом. Этот минерал
встречается почти повсеместно в соляных
отложениях бессточных впадин в США
(Калифорния, Невада), Чили, Перу, Ар-
гентине и Иране, а также в солончаках,
которые во время дождливого сезона мо-
гут покрываться несколькими сантимет-
рами воды.
Разрушение. Известны перехо-
ды боронатрокальцита в гипс и колема-
нит.
Практическое значение.
Боронатрокальцит — промышленный ми-
нерал для получения бора.
Пандермит — Са2 |В4ВО7 (ОН)5 ] • Н2О.
Название происходит от порта Пандерма
(теперь Бандырма) на Мраморном море,
недалеко от которого находится место-
рождение пандермита. Синоним — при-
цеит (по имени металлурга Томаса Прай-
са, впервые проанализировавшего этот
минерал).
Химический состав при-
веден в табл. 96.
Сингония — моноклинная или
Рис. 275. Кривые нагревания
боратов:
1 — боронатрокальцит, 2 — пандер-
мит, 3 — гидроборацит, 4 — колема-
нит
триклинная.
Агрегаты. Пандермит образует хрупкие желваки неправильной
и округлой формы. Отдельные пластинки его достигают 2—5 мк. Они имеют
ромбические очертания и часто агрегатно поляризуют. Часто встречается
в виде скрытокристаллических скоплений.
Физические свойства. Цвет снежно-белый. Излом рако-
вистый (как у плотной глины или магнезита). Твердость, плотность и опти-
ческие свойства приведены в табл. 97. Кривые нагревания (см. рис. 275)
свидетельствуют о сложной конституции минерала. Он, очевидно, содер-
жит воду двух типов.
Месторождения: пандермит встречается вблизи порта Бандырма
на Мраморном море, а также в Калифорнии.
Практическое значение. В некоторых месторождениях
является промышленной рудой для получения бора.
447
Группа гидроборацита
В этой группе мы рассмотрим только гидроборацит — CaMg[B2BO4(OH)3]2
ЗН2О. Название гидроборацита предложено Г. И. Гессом в соответствии
с составом минерала.
Химический состав приведен в табл. 96.
Сингония — моноклинная, вид симметрии призматический —
C2h — 2/m(L2PC). Структурная ячейка содержит 2 единицы;
а0 = 11,71, Ьо = 6,69, с0 — 8,20; 0 = 102°40'. Пространственная группа —
— Р2/с.
Кристаллическая структура характеризуется нали-
чием бесконечных борокислородных цепочек, которые тянутся параллельно
оси с. Звено каждой цепочки составлено из друх [BOJ-тетраэдров и одного
[ВО3]-треугольника, которые соединены общими вершинами в тройное коль-
цо [В3О4(ОН)з1. Борокислородные цепочки плотно связываются катио-
нами Са. Катионы Mg располагаются в центрах симметрии внутри октаэд-
ров, составленных из четырех молекул Н2О и двух групп (ОН). Отдельные
Mg-октаэдры сцеплены друг с другом общими Н2О-вершинами в цепочки,
также вытянутые вдоль оси с.
Агрегаты и габитус. Для гидроборацита характерны лучи-
сто-листоватые, спутанно-волокнистые и параллельно-волокнистые агре-
гаты. Иногда он имеет вид натечных, друзовых и сферолитовых образова-
ний. Кристаллы гидроборацита имеют игольчатый и волокнистый облик
•(см. рис. 273), удлиненный по (001) и сплюснутый по (010), чем гидробора-
цит напоминает волокнистый и пластинчатый гипс.
Физические свойства. Гидроборацит бесцветный или белый,
изредка окрашен в розовый, красный или серый цвет. Блеск стеклянный.
Спайность совершенная по (010). Твердость, плотность и оптические свой-
ства приведены в табл. 97.
Диагностические признаки гидроборацита — химиче-
ская и оптическая характеристики. Главные линии на рентгенограммах:
2,438; 2,210 и 1,908. Растворяется в кислотах, частично в воде при кипя-
чении. П. п. т. легко сплавляется в прозрачное стекло. Кривые нагревания
(см. рис. 275) показывают, что вода из гидроборацита выделяется в интер-
вале от 200 до 325° С, чему соответствует эндотермический эффект от 224
до 354° С.
Образование и месторождения. По происхождению
гидроборацит — химический озерный осадок. Он образуется также в резуль-
тате метасоматических процессов в связи с замещением глинисто-гипсовых
пород кровли соляных куполов. Основные сопутствующие минералы — гипс,
колеманит, боронатрокальцит и другие бораты. В значительных количе-
ствах гидроборацит встречается в Калифорнии и Неваде (США), где
является продуктом отложений борных озер.
Практическое значение. Гидроборацит является сырьем
для получения соединений бора.
Группа колеманита
Из этой группы рассмотрим колеманит — Са[В2ВО4(ОН)3]-Н2О.
Получил название по фамилии калифорнийского предпринимателя
В. Колемана.
Химический состав приведен в табл. 96.
Сингония — моноклинная, вид симметрии — призматический —
<?2h — 2lm(L2PC). Структурная ячейка содержит четыре
единицы; а0 = 8,74, Ьо = 11,26, с0 = 6,10; 0 = 110°07'; а0 : Ьо : с0 =
= 0,776 : 1 : 0,542. Пространственная группа — dh — P2Ja.
448
Кристаллическая структура состоит из цепочек,
из двух В-тетраэдров и одного В-треугольника, соединенных в звенья,
простирающиеся в направлении а. Между собой цепочки соединяются при
помощи Са и молекул Н2О.
Агрегаты и габитус. Колеманит встречается в виде хорошо
образованных кристаллов, часто сложенных в грубые сферолиты, а также
в виде крупнозернистых агрегатов. Отдельные кристаллы колеманита
хорошо индивидуализированы, короткостолбчатые (см. рис. 273). Главной
формой на них является призма {ПО}, кроме того, наблюдаются пинакоиды
{010} и {100}, призма {210} и другие формы.
Физические свойства. Цвет колеманита белый. Блеск
стеклянный. Спайность совершенная по (010). Твердость, плотность и опти-
ческие свойства приведены в табл. 97.
Диагностические признаки колеманита — габитус кри-
сталлов и высокая твердость (до 5). Растворяется в горячей НО с выделением
при охлаждении борной кислоты. П. п. т. расслаивается, спекается и час-
тично сплавляется. На кривых нагревания колеманита (см. рис. 275) обна-
руживается один значительный эндотермический эффект в интервале 356—
420° С, отвечающий выделению воды.
Месторождения. Колеманит является наиболее распростра-
ненным боратом в месторождениях Северной и Южной Америки. В СССР
скопления этого минерала являются продуктом изменения пандермита.
Практическое значение. Колеманит — важное сырье для
получения бора.
ПОДКЛАСС СЛОИСТЫХ БОРАТОВ. ГРУППА САССОЛИНА
Из этой группы мы рассмотрим только сассолин — Н3(ВОз]. Синоним —
борная кислота.
Сингония — триклинная, вид симметрии пинакоидальный —
Ct — 1(C). Пространственная группа Cl — FT. Структурная ячей-
к а содержит Н12[В4О12].
Кристаллическая структура состоит из плоских слоев,
объединяющихся между собой остаточными связями.
Агрегаты и габитус. Сассолин образует белые, чешуйчатые
массы, корки и налеты, встречается в виде тонкочешуйчатых кристаллов
гексагональноподобного габитуса.
Образование и месторождения. Образуется сассолин
пневматолитовым и гидротермальным путем, является продуктом возгона
вулканов и отложений горячих источников. Этот минерал известен в Тос-
кане (Италия) в паровых вулканах, называемых софионами, а также на
острове Вулкано (продукт возгонки в кратере).
Практическое значение. В Тоскане добывается как борная
руда-
ЛИТЕРАТУРА
Белов Н. В. Очерки по структурной минералогии. Минерал, сб. Львов, ун-
та, Ns 4—21, 1950—1967.
Горбов А. Ф. Условия образования и закономерности размещения борато-
вых месторождений вулканогенно-осадочного типа. Тр. Науч.-исслед. ин-та галургии,
№ 10, 1960.
Горбов А. Ф. Основы генетической классификации боратов. Тр. Науч.-
исслед. ин-та галургии, Ns 10, 1960.
Николаев А. В. Физико-химическое изучение природных боратов. Изд-во
АН СССР, 1947.
Соболев В. С. О структуре боратов. Минерал, сб. Львов, геол, об-ва,
№ 3, 1949.
29 Лазаренко Е. К.
449
Dana Y. D., Dana E. S., Palache Ch., Berman H., Fr on d el C.
The system of Mineralogy. Vol. 11. Seventh Edition. New York, 1951.
Есть русский перевод. ИЛ, 1953.
Christ С. L. Crystal Chemistry and systematic classification of hydrated borate
minerals. Amer. Mineralog. v. 45. N 3—4, 1960.
Clark J. R. a Christ C. L. Stadies of borate minerals. Amer. Mineralog. V. 44,
N 7—8, 11—12, 1959.
Tennyson C. Eine Systematic der Borate auf kristallo-chemischer Grundlage
Forthschr. d. Mineral. B. 41, H. 1, 1963. /
КЛАСС ФОСФАТОВ И ИХ АНАЛОГОВ
К классу фосфатов и их аналогов относятся около 300 минералов,
являющихся солями фосфорной, ванадиевой и мышьяковой кислот. Боль-
шинство из этих минералов редкие. Кроме того, известно до 200 минералов,
которые являются или разностями, или еще недостаточно изученными.
В составе земной коры фосфаты и их аналоги играют незначительную роль.
Фосфаты являются преимущественно солями Fe, Al, Са, Мп, U и Na, а их
аналоги — арсенаты и ванадаты — солями Са, Си, U, А1, РЬ и Мп.
В этом классе широко представлены как минералы простого, так и слож-
ного состава. Среди фосфатов на долю тех и других приходятся почти равные
количества, а среди ванадатов и арсенатов явно преобладают минералы
простого состава.
Широким развитием пользуются минералы, содержащие воду и допол-
нительные анионы, главным образом (ОН), F и С1. Вода во многих минера-
лах имеет цеолитный характер.
Довольно ограниченными оказываются в этом классе явления изомор-
физма, проявляющиеся лишь в отдельных минералах. Совершенный изо-
морфизм наблюдается главным образом между такими парами элементов:
Мп — Fe, Mg — Мп, Мп2+ — Fe2+, Al — Fe3+, ОН — F и в ионных ради-
калах: Р5+ — V5+ — As6+.
Основой структуры фосфатов, арсенатов и ванадатов являются тетраэд-
рические радикалы [РО413-, IAsOJ3- и [VOJ3-, состоящие из четырех атомов
кислорода, расположенных вокруг центрального катиона Р5+, As5+ и V5+.
Кислородофосфорные, кислородомышьяковые и кислородованадиевые ради-
калы связаны между собой посредством катионов, находящихся главным
образом в шестерной координации.
Однако в ванадатах тип координационных V-полиэдров, кроме тетраэд-
ра [VO4], может также быть в виде тетрагональной пирамиды [VO5], три-
гональной дипирамиды [VO5] и октаэдра [VO6L Из этих ванадиевых полиэд-
ров в самостоятельном виде наблюдается только [VOJ, остальные входят
в состав цепочечных и слоистых ванадий кислородных радикалов.
По типу кристаллических структурв этом классе пре-
обладают минералы островного, цепочечного и слоистого строения. В фос-
фатах и арсенатах на долю островных приходится почти две трети минералов,
второе место принадлежит минералам слоистого строения и в явно подчи-
ненном количестве находятся каркасные и цепочечные минералы.
Среди ванадатов преобладают цепочечные и островные минералы, на долю
которых приходятся почти равные количества, и подчиненная роль при-
надлежит слоистым.
В ванадатах, кроме обычных V-тетраэдров, в островных структурах
наблюдаются также сдвоенные тетраэдры [V2O7] и сдвоенные тетрагональные
пирамиды [V2O81. В цепочечных структурах присутствуют радикалы состава
[УО31Г, [VOJT и др.
Минералы класса фосфатов кристаллизуются в низших сингониях
преимущественно в ромбической и моноклинной.
Облик кристаллов этих минералов разнообразный: от длинно-призмати-
ческого и игольчатого до пластинчатого и чешуйчатого. Наблюдается склон-
ность фосфатов к образованию кристаллов изометрического облика, вслед-
450
ствие чего агрегаты их чаще всего быва-
ют зернистыми, хотя характерными яв-
ляются также волокнистые, лучистые и
чешуйчатые, а среди экзогенных продук-
тов — землистые и почковидные агрега-
ты, а также корки и конкреции. Твер-
дость колеблется от 1 до 6,5. Плотность—
от 1,7 до 7,24 (изменяется в зависимости
от состава). Показатель преломления и
двупреломление зависят от химического
состава и структурных особенностей: по-
казатель преломления колеблется от
1,50 до 1,64, двупреломление изменяется
от 0,001 до 0,23. Минералы Fe2+, Fe3+,
Мп2+ и Со2+ имеют красную, зеленую,
желтовато-зеленую или оранжевую ок-
раску, минералы РЬ2+ и U — желтую,
оранжевую и зеленую, а минералы Си —
зеленую и синюю. Преобладает желто-
вато-зеленая и светло-желтая окраска.
По происхождению фосфаты, арсенаты
и ванадаты — главным образом экзоген-
ные минералы. Сравнительно редко они
встречаются как эндогенные образования
в пегматитах и гидротермальных месторождениях. Еще реже эти
ралы известны в магматических месторождениях как акцессорные в извер-
женных горных породах, а иногда образуют в них значительные скопле-
ния. Много внимания изучению фосфатов уделяли Я. В. Самойлов, Ф. Сла-
вик, А. Д. Архангельский и др. В соответствии со структурными
особенностями среди минералов класса фосфатов и их аналогов можно выде-
лить подклассы островных, цепочечных, слоистых и каркасных фосфатов.
Из них мы рассмотрим:
Ф. Славик
мине-
Минералы каркасной структуры
Группа скородита
Группа бирюзы
Минералы островной структуры
Группа монацита
Группа апатита
Минералы слоистой структуры
Группа вивианита
Группа урановых слюдок
?
ПОДКЛАСС МИНЕРАЛОВ КАРКАСНОЙ СТРУКТУРЫ
Группа скородита
В этой группе рассмотрим скородит— Fe3+[AsO4]-2Н2О.
Название происходит от греч. слова скородон—чеснок (при резком
ударе по минералу чувствуется характерный запах чеснока).
Химический состав: Fe2O3— 34,6%, As2Of, 49,8%,
Н2О — 15,6%. Иногда содержит А12О3 (до 7,1 %).
Сингоний — ромбическая, вид симметрии — ромбобипирами-
дальный — DZh — mmm(3L23PC). Структурная ячейка содер-
жит Fe8[AsO4]g-16H2O; й0 = 10,28, Ьо = 10,00, с0 = 8,90, а0 : Ьо : с0 =
= 1,028; 1:0,890. Пространственная группа — — РсаЬ.
Кристаллическая структура состоит из сближенных
попарно тетраэдров [AsOJ и двух типов октаэдров [FeO4(H2O)2], которые
общими кислородными вершинами соединяются в каркас.
29* 451
Агрегаты и габитус. Скородит встречается в виде землистых
масс и в тонкораспыленном состоянии в породах. Реже он образует мелкие
кристаллики пирамидального или призматического габитуса (рис. 276).
Главные формы на кристаллах скородита бипирамида {111}, призма {201}
и пинакоид {100}.
Физические свойства. Цвет скородита белый, зеленоватый
и бурый. Спайность несовершенная. Твердость — 3,5. Плотность — 3,3.
Рис. 276. Габитус кристаллов скородита
Оптические свойства: ng = 1,79—1,81, пт— 1,77—1,79, пр = 1,76—1,78,
ng — пр = 0,028—0,038.
Диагностические признаки скородита — бледно-зеле-
ная окраска и пирамидальный габитус кристаллов. Главные линии на рент-
генограммах: 5,56; 4,44; 3,16. Легко растворяется в НС1, частично в HNO3.
П. п. т. сплавляется в блестящую серую магнитную массу. В запаянной
трубке выделяет воду и приобретает желтый цвет.
Искусственное получ ение. Скородит получен нагре-
ванием металлического железа или осажденного арсената железа с Н2О
и As2O5 в закрытой трубке при температуре до 150° С.
Образование и месторождения. Скородит образуется
в зоне окисления рудных месторождений за счет арсенопирита и леллин-
гита.
Скородит известен в месторождениях Австралии (Леллинг), Восточного
Забайкалья (Запокровское месторождение), Узбекистана (Брич-Мулла)
и Южного Урала (Джетигаринское и Кокчарское месторождения).
Группа бирюзы
Из этой группы рассмотрим только бирюзу, представляющую собой
минеральный вид переменного состава — Cu(Al, Fe)B(OH)8 [РО4]4-4Н2О,
меняющегося от алюминиевого члена собственно бирюзы — СпА18(ОН)8
[РО4]4-4Н2О до железистого члена халькосидерита — CuFec(OH)8[PO4]4x
Х4Н2О. Синоним — калаит. Бирюза и калаит — старинные персидские
названия этого минерала.
Химический состав: СпО — 8,06—9,78%, А12О3 — 0,0—
37,60%, Fe2O3 — 0,0—48,56%, Р2О5 — 28,77—34,90%, Н2О — 14,16—
17,72%.
Сингония — триклинная, вид симметрии — пинакоидальный —
Ci — РЦС). Структурная ячейка содержит одну единицу;
Со = 7,42—7,68, Ьо = 7,63—7,82, с0 = 9,91—10,21; а0 : Ьо : с0 = 0,752 :
:1: 0,773; а = 68°37'—67°30', р =_69°43'—40°06', у = 65°04'—64°48'. Про-
странственная группа — С1 — Pl.
Кристаллическая структура представлена каркасом
из тетраэдров [РО4] и октаэдров I(A1, Fe)OB], связанных между собой общими
вершинами В полостях каркаса располагаются октаэдры Сп(ОН)4 -2Н2О.
452
Агрегаты и габитус. Бирюза обычно наблюдается в виде
плотных скрытокристаллических масс почковидной или неправильной
формы, а также корок и прожилок. Кристаллы встречаются очень редко,
обычно они имеют короткопризматический облик (рис. 277). Главными фор-
мами на кристаллах являются {001}, {010} и {НО}.
Физические свойства. Цвет бирюзы яблочно-зеленый,
зеленовато-серый. Блеск восковой. Спайность совершенная по {001}. Излом
слегка раковистый. Твердость — 5—6. Довольно хрупкая. Плотность —
2,60—3,2. Оптические свойства: двухосная, положительная; tig = 1,65,
пт = 1,62, пр = 1,61, 2V = 40°.
Диагностические признаки бирюзы — цвет и вос-
ковой блеск. Главные линии на рентгенограммах: 6,2; 3,69; 2,92. Очень
трудно растворяется в НО. П. п. т. принимает коричневый цвет, но не пла-
вится. В закрытой трубке, растрескиваясь, выделяет воду и становится
коричневой или черной.
Отличие от сходных минералов. От похожей на нее
хризоколлы и других минералов меди бирюза отличается химическим
составом.
Искусственное получение. Искусственно бирюза полу-
чена посредством реакции между малахитом; водной окисью глинозема
и фосфорной кислотой при 100° С.
453
Образование и месторождение. Бирюза возникает
экзогенным путем, обычно в районах с сухим климатом, за счет поверх-
ностных вод, действующих на глиноземистые изверженные и осадочные
породы. Ассоциирует с бурыми железняками, халцедоном, каолинитом
и другими вторичными минералами. Часто бирюза образует псевдо-
морфозы по ортоклазу, апатиту, костям и зубам животных. Бирюза
известна еще с древних времен в Маданском месторождении (вблизи
г. Ниишапура в Иране), а также в месторождениях Вади-Магара (на Синай-
ском полуострове) и Кара-Тюбе (к югу от Самарканда).
Практическое значение. Бирюза используется как дра-
гоценный камень.
ПОДКЛАСС МИНЕРАЛОВ ОСТРОВНОЙ СТРУКТУРЫ
Группа монацита
К этой группе относятся безводные фосфаты трехвалентных редких
земель Се, La, Y и т. д., из которых мы опишем только монацит и ксенотим.
Монацит — (Се, La)|PO4J. Название происходит от греч. слова монад-
зейн — быть уединенным, одиноким (обычно встречается в виде единичных
кристаллов).
Химический состав: Се2О3— 21,08—32,29%, La2O3 —
27,90—41,83%, Р2О5— 24,90—29,70%. Кроме того, иногда присутствуют
Th (до 32%), Si (до 6,1 %), U (до 6,6%), Са (до 6%), S (до 3%), в незначитель-
ных количествах Mg, Мп, Pb, Fe2+, Al.
Сингония — моноклинная, вид симметрии — призматический —
C2h — 2lm(L2PC). Структурная ячейка содержит
(Се, La)4[PO4]4; а0 = 6,76, % = 7,00, с0 = 6,44; р = 103°38'; щ : Ьо : с0
= 0,965 : 1 : 0,919. Пространственная группа — C|h — P2Jn.
Кристаллическая структура состоит из тетраэдров
структуру атомами (Се, La), нахо-
дящимися в девятерной координа-
ции атомов кислорода.
Габитус. Для монацита
характерны единичные кристаллы
таблитчатого облика (рис. 278).
Главными формами являются пи-
накоиды {100} и {010} и призма
{ПО}. Иногда наблюдаются грани
призмы {111}. В тех случаях ког-
да на кристалле отсутствуют пло-
скости {100}, создается впечатле-
ние, что он ромбический. Масса
отдельных кристаллов достигает нескольких килограммов.
Физические свойства. Цвет монацита желто-бурый. Блеск
сильный, стеклянный. Мелкие кристаллы иногда совершенно прозрачные,
чаще мутные. Спайность совершенная по (001). Твердость — 5—5,5. Плот-
ность — 4,9—5,5. Оптические свойства: двухосный, положительный;
ng = 1,837, пт = 1,787, пр — 1,784. Часто радиоактивный.
Диагностические признаки. Диагностическим призна-
ком монацита является таблитчатый облик непрозрачных желто-бурых
кристаллов. Главные линии на рентгенограммах: 3,115; 2,885; 2,152. В соля-
ной кислоте растворяется с трудом, выделяя белый осадок. П. п. т. почти
не плавится. Порошок монацита, смоченный H2SO4, при прокаливании
окрашивает пламя в зеленый цвет. С бурой дает бесцветное (после охла-
ждения) стекло.
454
41, которые увязываются в общую
Рис. 278. Габитус кристаллов монацита
Образование и месторождения. Монацит — редкий
минерал. В большинстве случаев он связан с пегматитами нефелиновых
сиенитов, а также с полевошпатовыми жилами. Монацит встречается так же,
как акцессорный минерал, в изверженных породах гранитного и щелочного
типа и в гнейсах. Известны находки его в доломитовых гидротермальных
прожилках вместе с магнетитом. Обычные спутники этого минерала —
циркон, апатит, турмалин, магнетит. Месторождения монацита имеются
в Бразилии (штаты Баия и Минас-Жерайс), в Индии (Траванкоре), а также
на Мадагаскаре (в районе Анкацобе и на горе Вольгамбогитра), где встре-
чены крупные кристаллы.
На земной поверхности монацит устойчив и переходит в россыпи реч-
ного и морского происхождения.
Практическое значение. Монацит имеет значение как
цериевая и ториевая руда.
Ксенотим — у[ро4]. Название происходит от греч. ксенос — чужой
и тиме — часть, в связи с тем что иттрий в нем был ошибочно принят за
новый элемент.
Химический состав: Y2O3 — 61,40%, Р2О5— 38,60%.
"Содержит примеси Th, Zr, Се, U.
Сингония тетрагональная, вид симметрии дитетрагонально-
бипирамидальный —D4/1 — 4/mmm(L44L25.PC). Структурная ячей-
ка содержит 4 единицы. Пространственная группа—£)4®—/dj/amd;
а0 = 6,89, с0 = 6,04, а0 : с0 = 1 : 0,877. Изоструктурен с цирконом.
Г а б и т у с. Обычно наблюдается в виде одиночных кристаллов иногда
радиальных сростков. Кристаллы коротко- и длиннопризматические
по [1001. Часты параллельные сростки с цирконом (см. рис. 219).
Физические свойства. Цвет желтый, красный, коричневый,
иногда зеленоватый. Полупрозрачен. Черта коричневая. Блеск стеклянный,
•смолистый. Излом неровный. Хрупкий. Спайность по (100) совершенная.
Твердость — 5—6. Плотность — 4,25. Оптические свойства: одноосный,
положительный; ng = 1,815, пт = 1,720, ng— пр — 0,095. Часто радио-
активен.
Диагностические признаки. Оптические свойства.
П. и. т. не плавится. В кислотах не растворяется. Главные линии на рент-
генограммах: 1,749; 1,422; 3,343.
Отличие от сходных минералов. Ксенотим похож
на циркон, рутил и касситерит, от которых отличается более низкой твер-
достью и оптическими свойствами.
Искусственное получение. Ксенотим был получен путем
плавления осадка фосфата иттрия в сульфате натрия, буре или солях фос-
фора, а также сплавлением окиси иттрия с пирофосфатом калия.
Образование и месторождения. Ксенотим обычный
акцессорный минерал кислых и щелочных пород и связанных с ними пег-
матитов.
Разрушение. На поверхности устойчив при выветривании попа-
дает в россыпи.
\ Практическое значение. Ксенотим является источником
•получения редких земель, в частности иттрия.
Группа апатита
В группу апатита входят минералы, состав которых можно выразить
-общей формулой A5ZIXO413, где А — Са, Pb; Z — Cl-, F- и (ОН)-; X — Р,
As и V. Из минералов этой группы мы рассмотрим апатит, миметезит и вана-
динит, химический состав которых приведен в табл,. 98, а главные физиче-
ские свойства — в табл. 99.
455
Химический состав минералов группы апатита
ТАБЛИЦА 98
Минерал СаО РЬО Р2О5 V2O5 As2O5 Cl F
Фторапатит 55,5 — 42,3 — 3,8
Хлорапатит 53,8 — 41,0 — — 6,8 —
Пироморфит — 82,0 15,4 — — 2,6 —
Миметезит — 74,9 — — 23,2 До 2,4 —
Ванадинит — 78,3 — 19,3 — 2.4 —
В структурном отношении минералы описываемой группы принадлежат
к типу апатита.
Апатит представляет собой минеральный вид переменного состава —
Ca2Ca3(F, Cl, ОН)[РО4]3, изменяющегося от фтористой разности фторапа-
тита — Ca2Ca3F[PO4]3 до гидроксильной разности гидроксилапатита —
Са2Са3(ОН)[РО4]3. Название происходит от греч. слова апатао — обманы-
ваю (раньше его принимали за другие минералы сходного габитуса —
берилл, турмалин и др.).
Гидроксил и фтор апатитов могут замещаться хлором с образованием
разности, называемой хлорапатитом, а Са — редкими землями (до 12%),
Sr (до 11,5%), Y (до 10,6%), Мп и др. Радикалы [РО4] могут замещаться
группами [AsO4], [SO4], [SiOJ, а также плоскими группами [СО3] с обра-
зованием карбонатапатита (известен под местными названиями — далит,
подолит, франколит, штаффелит, курскит, гроднолит и др.).
Сингония — гексагональная, вид симметрии — гексагонально-
бипирамидальный — C6h — ^>L3lm(LePC). Структурная ячейка
содержит 2 единицы. Для фторапатита а0 — 9,38, с0 = 6,86, а0 : са =
= 1 : 0,731. Пространственная группа — Свь — Р63/т.
Кристаллическая структура. В основе структуры апа-
тита лежат изолированные фосфорнокислородные тетраэдры (рис. 279, а),
которые объединяются с помощью кальция. Ионы кальция занимают два
рода положений: Cai — на тройных осях и Сац — в зеркальной плоскости
симметрии. Саг — находится в девятерной координации кислорода,
а Сац — в семерной 60 + 1F(OH). Отношение Саг : Сац = 2:3.
Ионы Са образуют параллельно оси с непрерывные цепочки (колонки),
в которых каждый ион кальция связан с девятью ионами кислорода
(рис. 279, б). Такие цепочки соединяются друг с другом с помощью тетраэд-
ров [POJ.
Агрегаты и габитус. Апатит встречается в виде кристалличе-
ских агрегатов, друз и отдельных кристаллов призматического габитуса.
Физические свойства минералов группы апатита
ТАБЛИЦА 99
Минерал Твердость Плотность Оптические свойства
пт пр пт—пр
Апатит Пироморфит Миметезит Ванадинит 5-6 3,5-4,0 3,5 3,0 3,17—3,22 6,7—7,1 7,19—7,25 6,66—7,10 1,623—1,667 2,050 2,135 2,354 1,629—1,664 2,042 2,120 2,299 0,004—0,007 0,008 0,015 0,055
456
Для породообразующих апатитов характерны игольчатые кристаллы, реже
наблюдаются кристаллы короткостолбчатого и таблитчатого облика
(см. рис. 35). Отдельные кристаллы апатита достигают одного метра в длину
и весят свыше 160 кг (один из таких кристаллов хранится в Минералогиче-
ском музее Львовского университета). Кристаллы апатита чаще всего
вытянуты по главной оси; господствующими являются плоскости призмы
{1010}. Часто кристалл заканчивается бипирамидой {ЮП}, нередко —
плоскостью пинакоида {0001} или пинакоида и бипирамиды. Значительно,
распространены зернистые, плотные, тонкокристаллические, иногда попе-
речножилковатые и землистые образования апатита. Скопления апатита
в осадочных породах называют фосфоритами. Это шарообразные скорлупо-
Рис. 279. Кристаллическая структура апатита:
а — общий вид (в проекции на плоскость (0001), б — в полиэдрах
ватые агрегаты с радиальным строением, а также тонкозернистые или плот-
ные конкреции, желваки обычно ассоциирующие с глауконитом. Конкреции'
апатита часто содержат значительные примеси вмещающих пород. Отме-
чаются ориентированные срастания апатита с рутилом и монацитом, а также
зональные кристаллы с зонами разного химического состава.
Физические свойства. Цвет апатита разнообразен, чаще
минерал бывает голубого, зеленого и фиолетового цвета, иногда совсем
бесцветный. Блеск стеклянный, на изломе жирный. Спайность несовершен-
ная по (0001), по ней часто развивается отдельность. Твердость, плотность-
и оптические свойства приведены в табл. 99.
Диагностические признаки апатита — призматический
габитус кристаллов. Главные линии на рентгенограммах: 2,798; 2,702; 1,838
(для фторапатита); 2,764: 1,954: 1,840 (для хлорапатита). Растворяется-
457’
в кислотах. П.п.т. плавится с трудом. Порошок, смоченный H2SO4, окраши-
вает пламя в голубовато-зеленый цвет.
Отличие от сходных минералов. Апатит можно спу-
тать с кристаллами берилла, от которых он отличается меньшей твер-
достью.
Искусственное получение. Апатит получен сплавлением
Са3(РО4)2 или гидроксилапатита с CaF2 или СаС12, нагреванием Са3(РО4)2
с NaCl и Н2О в запаянной трубке при температуре 250° С и другими спо-
собами.
Образование и месторождения. Главные промышлен-
ные типы месторождений апатита связаны с магматическими процессами
в результате которых апатит концентрируется в изверженных горных поро-
дах, преимущественно в сиенитах. В этих случаях он часто ассоциирует
с железными рудами (месторождение Кирунаваара в Швеции, гора Высокая
на Урале).
Исключительный интерес представляют месторождения апатита магма-
тического происхождения, связанные со щелочными изверженными поро-
дами. Из них самым крупным в мире является Хибинское месторождение
на Кольском полуострове. Меньшее значение имеет апатит, возникший
пневматолптовым путем на контактах, а также в жилах. К этому типу сле-
дует отнести месторождения Люлю-Коп в Трансваале и Слюдянку в Забай-
калье.
Месторождения фосфоритов формируются в морских бассейнах и на кон-
тинентах и встречаются во всех отложениях от кембрийских до третичных.
Они продолжают формироваться и в настоящее время. Морские фосфориты
могут быть первичными, вторичными и сложенными из остатков животных
организмов.
Первичные морские осадочные фосфориты возникают в результате
химических процессов и по условиям залегания делятся на пластовые
и желваковидные.
Вторичные фосфориты образуются при механическом переотложении
и накоплении уже сформированных фосфоритов, чаще всего желвако-
видных.
Среди континентальных месторождений фосфоритов наблюдаются
метасоматические (переотложенные химическим путем) и остаточные (обра-
зованные из остатков животных организмов и гуано). Крупные месторожде-
ния фосфоритов имеются в Алжире и Марокко, а в Советском Союзе —
в Каратау (Южный Казахстан), Московской, Кировской и Куйбышевской
областях (Вятско-Камское и Егорьевское месторождения), в Днепровско-
Донецкой впадине, являющейся одним из крупнейших фосфоритоносных
районов СССР, а также в Приднестровье (Жванское месторождение
в Хмельницкой области, Незвиское месторождение в Ивано-Франковской
области).
Практическое значение. Апатит широко используется
для изготовления минеральных удобрений (суперфосфата), а также в хими-
ческой промышленности для получения чистого фосфора и фосфорной кис-
лоты.
Миметезит представляет собой минеральный вид переменного состава —
Pb2Pb3Cl|(As, Р)О4]3, изменяющегося от крайнего мышьяковистого члена
собственно миметезита — Pb?Pb3ClIASO4] до крайнего фосфористого члена
пироморфита — РЬ2РЬ3С1[РО4]з. Название получил от греч. слова миме-
тес —подражатель (благодаря сходству с пироморфитом), а пироморфит
от греч. пир — огонь и морфе — форма (шарик сплавленного минерала
при охлаждении приобретает кристаллическую форму).
Химический состав приведен в табл. 98. Содержит примеси
Са, Ba, V5+ (до 4,1%) и Сг.
Сингония гексагональная, вид симметрии — гексагонально-бипи-
рамидальный — C(lfl — 63/m(LePQ. Структурная ячейка содер-
458
жит 2 единицы; а0 = 9,97 — 10,38, Ьо = 7,33—7,54, с0 = 7,33—7,54. Про-
странственная группа — C2eh — P&Jm.
Агрегаты и габитус. Миметезит встречается в виде кристал-
лических друз и отдельных кристаллов призматического габитуса (рис. 280).
Иногда наблюдаются игольчатые и короткопризматические (боченковид-
ные) кристаллы. Минерал образует также коробочки и сплошные зернистые
агрегаты. Главные формы {0001}, {1010}, {1120} и др.
Физические свойства. Цвет миметезита светло-желтый
и оранжево-желтый. Цвет черты почти белый. Пироморфит зеленого цвета
различных оттенков — от светлого желтовато-зеленого до довольно тем-
ного травяно-зеленого. Иногда встречаются кристаллы светло-желтого,
.Рис. 280. Габитус кристаллов пироморфита (о, б, в, г), миметезита (3, е) и ванадинита
(ж, з, и)
желтовато-белого и фиолетово-бурого цвета. Некоторые разности пиромор-
фита окрашены хромом в ярко-красный или оранжево-желтый цвета. Цвет
черты белый, иногда желтоватый. Блеск алмазный, жирный. Излом рако-
вистый. Спайность отсутствует. Твердость, плотность и оптические свой-
ства приведены в табл. 99.
Диагностические признаки миметезита — химиче-
ский состав. Главные линии на рентгенограммах: 3,05; 3,001; 1,094. В соля-
ной и серной кислотах растворяется с выделением труднорастворимых
осадков PbSO4 и РЬС12. П. и. т. сплавляется в королек свинца, выделяя
пары As2O3 с чесночным запахом.
Пироморфит отличается химическим составом. Главные линии на рент-
генограммах: 2,92; 1,520; 1,486. Растворяется в NHO3 и в КОН (если
не содержит кальция). П. п. т. легко сплавляется в королек, который после
-охлаждения приобретает форму многогранника. На угле дает желтый
налет РЬС12.
Отличие от сходных минералов. Пироморфит похож
на апатит, однако имеет иную плотность и алмазный блеск. От миметезита
и ванадинита пироморфит часто можно отличить только химическим путем.
459
Искусственное получение. Искусственно пироморфит
получен путем охлаждения расплава фосфата свинца с избытком РЬС1г-
и при нагревании их с 'водяным паром в запаянной трубке.
Образование и месторождения. Пироморфит — типич-
ный экзогенный минерал, возникающий в зоне окисления свинцовых место-
рождений. Здесь он часто образует псевдоморфозы по галениту, причем
замещение начинается во внутренних частях кристаллов. Наблюдаются
также псевдоморфозы пироморфита по церусситу. По пироморфиту известны
псевдоморфозы галенита, апатита, халцедона и бурых железняков. Обычно
пироморфит находится в ассоциации с галенитом, англезитом, вульфенитом,,
ванадинитом и каламином. Иногда как эндогенный минерал он встречается1
в низкотемпературных жилах. Пироморфит известен в кварцевых жилах
Баварии и Саксонии, а также в Березовском месторождении на Урале, в ряде
мест Забайкалья (Шилкинское и Зерентуйское месторождения), в место-
рождении Кизил-Эспе в Казахстане и т. д. Хорошие образцы встречены
в ряде месторождений Пенсильвании в США (Уитлей, Эктон).
Миметезит образуется в тех же условиях, что и пироморфит. Известны
/отдельные находки миметезита в низкотемпературных месторождениях.
(Лилли в Боливии). Миметезит встречается в месторождениях Восточного
Забайкалья (Трехсвятительское, Спасское, Кадаинское), Казахстана
(Кизыл-Эспе), а за границей — в Мексике (Чиуауа) и США (Тинтик в штате
Юта). Крупные, хорошо образованные кристаллы найдены в месторожде-
нии Тсумеб в Юго-Западной Африке.
Практическое значение. Вместе с другими свинцовыми
минералами используются как свинцовая руда (пироморфит).
Ванадинит—РЬ2РЬ,чС1[УО4]з. Получил название по содержанию ванадия..
Химический состав приведен в табл. 98. В незначительных
количествах иногда содержит Р2О5 и As2O5.
Сингония — гексагональная, вид симметрии — гексагонально-
бипирамидальный — Ceh — 63lm(LePC). Структурная ячейка
содержит 2 единицы; а0 = 10,49, с0 = 7,44; а0 : с0 = 1 : 0,709. Простран-
ственная группа — C2eh — Р631т.
Агрегаты и габитус. Ванадинит образует друзы, кристалли-
ческие корочки, отдельные кристаллы и почковидные скопления с волок-
нистым строением. Кристаллы имеют призматический габитус (см. рис. 280)
с развитием граней призмы (1010), бипирамиды (1611) и пинакоида (0001).
Иногда отмечаются пещерные кристаллы в виде полых призм.
Физические свойства. Цвет ванадинита желтый, бурый.
иногда красный. Цвет черты белый пли бледно-желтый. Блеск алмазный,
жирный. Спайность отсутствует. Излом неровный. Твердость, плотность
и оптические свойства приведены в табл. 99.
Диагностические признаки ванадинита — химический
состав. Главные линии на рентгенограммах: 3,37; 3,04; 2,985. Легко раство-
ряется в HNO3, образуя желтый раствор, а также в НС1 с образованием
зеленого раствора и осадка РЬС12. П. п. т. легко плавится. В закрытой
трубке растрескивается и дает незначительное количество сублимата РЬС12.
Искусственное получение. Ванадинит получен медлен-
ным охлаждением сплавов ванадата свинца с избытком РЬС12 при темпера-
туре приблизительно 900° С и нагреванием ванадата алюминия и хлористого-
свинца с избытком хлористого аммония в закрытой трубке при температуре
около 180° С.
Образование и месторождения. Ванадинит — редкий
минерал, он возникает в зоне окисления свинцовых месторождений в той же
ассоциации, что и пироморфит. Хорошо образованные кристаллы ванади-
нита встречены в месторождениях Сулейман-Сай (Южный Казахстан),
Брокен-Хилл (Замбия) и Ламентос (Мексика).
Практическое значение. Значительные скопления вана-
динита используются как важная ванадиевая руда.
460
ПОДКЛАСС МИНЕРАЛОВ СЛОИСТОЙ СТРУКТУРЫ
Группа вивианита
Рис. 281. Структура вивианита
К группе вивианита относятся водные фосфаты и арсенаты Fe, Ni, Со,
JZn и Mg. Из них мы опишем только виванит и эритрин, имеющие струк-
туру типа вивианита.
Вивианит — (Fe3+, Ре2+)з[РО4}2’8Н2О. Назван в честь английского
минералога Дж. Вивиана (1785—1855), открывшего первым этот минерал.
’Синоним — синяя железная земля.
Химический состав: FeO — 43,0%, Р2О5 — 28,3%, Н2О —
:28,7%.
Сингония вивианита — моноклинная, вид симметрии — призмати-
ческий — CZh — 2/m(L2PC). Структурная ячейка содержит
Fe6 [РО4]4«16Н2О; а0 = 10,08, b0 = 13,43,
с0 — 4,70; а0 : Ьо : с0 — 0,751 : 1 : 0,350;
|3 = 104°30'. Пространственная группа—
Clh — С2!т.
Кристаллическая струк-
тура вивианита (рис. 281) состо-
ит из одиночных октаэдров [FeO2(H2O)4]
и спаренных по ребру О — О октаэдров
{FeO4(H2O)2]. Одиночные и спаренные
октаэдры связаны между собой при по-
мощи тетраэдров [РО4] в слои, парал-
лельные (010). Слои между собой связа-
ны гидроксильными (Н2О — Н2О) свя-
зями.
Агрегаты и габитус. Вивианит образует звездчатые лучистые
агрегаты, почковидные конкреции, а также землистые скопления. Кристал-
лы его часто достигают значительных размеров. Известны два типа кристал-
лов вивианита: шестоватые, вытянутые по главной оси, и пластинчатые
по плоскости пинакоида (см. рис. 277). Грани призмы {110} и пинакоида
,{100} часто имеют штриховку.
Физические свойства. В свежем виде вивианит прозрачный
и бесцветный, однако позже приобретает синий или темно-зеленый цвет.
Черта неокисленных разностей бесцветная, а окисленных — голубовато-
белая, синяя или бурая. Блеск стеклянный, на плоскостях спайности пер-
ламутровый. Спайность весьма совершенная по (010). Твердость — 2—3.
Хрупкий. Плотность—-2,65—2,71. Оптические свойства: ng = 1,633,
пт = 1,603, пр = 1,579, ng — пр = 0,054.
Диагностические признаки вивианита — зеленовато-
синяя или синяя окраска, а также лучисто-игольчатые, звездчатые и шесто-
ватые агрегаты. Легко растворяется в НС1 и HNO3. П. п. т. краснеет
и сплавляется в серый магнитный шарик. В закрытой трубке выделяет воду,
белеет и расщепляется.
Искусственное получение. В лабораторных условиях
вивианит получен нагреванием осажденного фосфата закисного железа
в растворе фосфата натрия и путем реакции между раствором фосфата закис-
ного железа и аммония с фтористоводородной кислотой.
Образование и месторождения. Вивианит возникает
экзогенным путем в торфяниках и бурых железняках озерного или морского
происхождения в восстановительной среде, а также в пустотах ракушек
и костей животных. В рудных жилах он является продуктом выветривания
пирротина и пирита. Вивианит ассоциирует с бурыми железняками и сиде-
ритом в торфяниках Московской и других областей Центральной части
СССР, в Белоруссии, на Украине (Керченское железорудное месторождение,
железные руды и торфяники Волыни и Закарпатья). Крупные кристаллы
461
вивианита известны в оловянных жилах Льяльягуа в Боливии и в месторож-
дении Ашио в Японии.
Практическое значение. Вивианит иногда используется
в качестве синей краски.
Эритрин представляет собой минеральный вид переменного состава
(Со, Ni)3[AsO4]2-8H2O, изменяющегося от кобальтового члена собственно
эритрина — Co3[AsO412-8H2O до никелистого члена аннабергита —
Ni3[AsO4]2-8H2O. Название эритрин получил от греч. слова эритрос —
красный. Синоним — кобальтовые цветы. Аннабергит назван по месту
нахождения (месторождение Аннаберг в Саксонии). Синоним — никелевые
цветы.
Химический состав: СаО — 0,0—37,5%, NiO — 0,0—37,5%,.
As2O5 — 38,5%, Н2О — 24,0%. Содержит примеси Са.
Сингония — моноклинная, вид симметрии — призматический — J
C2h — 2lm(L2PC). Структурная ячейка содержит (Со, Ni)6[AsO4]4x
Х16Н2О; а0 = 10,20—10,14, Ьо = 13,37—13,13, с0 = 4,74—4,71; а0 : Ьо :
с0 = 0,763 : 1 : 0,355; р = 105с0Г—104’45'. Пространственная группа —
C32h — С2/т.
Агрегаты и г а б и т у с. Эритрин образует тонкопорошковатые
налеты и волокнистые скопления, иногда мелкие кристаллы призмати-
ческого, игольчатого (см. рис. 277) и пластинчатого облика. Аннабергиту
свойственны тонкие налеты и волокнистые кристаллы.
Физические свойства. Цвет эритрина розовый. Цвет анна-
бергита яблочно- и изумрудно-зеленый. Блеск стеклянный, на плоскости
раскола — перламутровый. Спайность совершенная. Твердость—1,5—
2,5, плотность — 2,95. Оптические свойства: ng =1,701, пт = 1,663,
пр = 1,629, ng— пр = 0,078; 2V — около 90°.
Диагностические признаки. Признаки эритрина —
розовый цвет и землистые агрегаты. Главные линии на рентгенограммах:
3,23; 3,010; 2,729. Растворяется в НС1, образуя розово-красный раствор.
П. п. т. сплавляется в серый шарик, выделяя мышьяковистый ангидрид
с чесночным запахом и окрашивает пламя в светло-синий цвет. В закрытой
трубке выделяет много воды.
Признаки аннабергита — типичная зеленая окраска. Главные
линии на рентгенограммах: 3,19; 2,998; 1,557. В кислотах раство-
ряется. П. п. т. легко плавится. В закрытой трубке выделяет воду
и темнеет.
Образование и месторождения. Эритрин и аннабер-
гит — продукт выветривания арсенидов кобальта и никеля. Эритрин изве-
стен в месторождении Шнеберг (ГДР), в Дашкесанском месторождении
на Кавказе, в месторождении Ак-Джигла (Алайский хребет) и в других
местах. Аннабергит известен в месторождениях Аннаберг и Шнеберг.
Группа урановых слюдок
Группа урановых слюдок объединяет большое количество водных
фосфатов, арсенатов и ванадатов, главным образом Си2+ и Са2+, а также
Mg2+, Fe2+, Mn2+, Ва2+, Pb2+ и К+ с U6+, который образует с добавочным О2-
комплексный катион [ПО2]2+.
Все урановые слюдки характеризуются близкими свойствами и усло-
виями образования. В основе их кристаллической структуры лежат тетра-
гональные гофрированные сетки состава [UO2(XO4)]2-, где X = V, As, Р
(рис. 282). Между сетками располагаются молекулы Н2О, образующие квад-
раты на двух уровнях, центры которых совпадают с осями ураниль-
ных групп. Сетки объединяются в общую структуру при помощи катионов.
Двухвалентные катионы размещаются в большинстве случаев в центре
квадратов Н2О и связываются вдоль оси с с двумя атомами О уранильных
462
Рис. 282. Общий мотив [кристалличе-
ской структуры урановых слюдок
групп. Одновалентные атомы Na и К занимают положение одной из молекул
Н2О, образующих квадраты.
В ванадатах (карнотите и тюямуните) в основе структуры находятся
сдвоенные радикалы V2O8 и полиэдры (UO2)O5, образующие сетки состава
[(UO2)2V2O81, которые между собой соединяются катионами и молекулами
воды. Кристаллизуются урановые слюдки преимущественно в ромбической
и тетрагональной сингониях. Соот-
ветственно кристаллической струк-
туре все урановые слюдки имеют
совершенную спайность по (001) и
пластинчато-таблитчатый облик кри-
сталлов (рис. 283). Размеры кристал-
лов колеблются от долей миллиметра
до нескольких миллиметров в сече-
нии. Встречаются они в форме отдель-
ных пластинок, табличек, чешуек, а
также друзоподобных и сноповидно-
лучистых агрегатов. В поверхностных
частях зоны окисления кристаллы
урановых слюдок образуют тонкоче-
шуйчатые и порошковатые агрегаты,
отдельные индивиды которых часто
можно различить только под микро-
скопом. Для урановых слюдок характерна ярко-желтая, желтова-
то-зеленая или зеленая окраска, перламутровый и стеклянный, пере-
ходный к алмазному блеск. Тонкие листочки слюдок прозрачные, а более
крупные выделения полупрозрачные. Твердость их 2—3, хрупкие, механи-
чески непрочные. Плотность — 3,0—6,23. Показатель преломления урано-
вых слюдок колеблется в пределах 1,57—1,64 (повышаясь в свинцовых раз-
ностях до 2,06). Урановые слюдки в большинстве случаев оптически двух-
осные, отрицательные, угол между оптическими осями колеблется от О
Рис. 283. Габитус кристаллов урановых слюдок:
а, б, в — торбернит, е, д — отунит, е — тюямунит
до 60°. Все урановые слюдки хорошо растворяются в кислотах слабой кон-
центрации и легко получаются искусственно из холодных растворов соот-
ветствующего состава и соответствующей концентрации. Образуются они
в кислой и нейтральной среде и распространены в зоне окисления гидро-
термальных и осадочных месторождений. Урановые слюдки встречаются
также в урансодержащих пегматитах. Они являются редкими минералами.
Нахождение урановых слюдок является поисковым признаком уранового
оруденения, а значительные их концентрации имеют практическое значение
как источник добычи урана, радия, иногда ванадия. Все они являются
463
сильно радиоактивными. Из большого количества урановых слюдок мы рас-
смотрим торбернит, отунит, карнотит и тюямунит, физические свойства
которых приведены в табл. 100.
ТАБЛИЦА 100
Физические свойства минералов группы урановых слюдок
Минерал Твердость Плотность Оптические свойства
ng пт пр 2V '
Торбернит . . . 2—2,5 3,2—3,6 — 1,590— 1,592 1,576— 1,682 0,010— 0,014 Мал
Отунит .... 2-3 3,05— 3,19 1,577 1,575— .1,576 1,553— 1,556 0,022— 0,024 До 30°
Карнотит . . . 2-3,5 4,46 /1,950 1,925 1,750 0,200 50°
Тюямунит . . . 2—2,5 3,31— 3,60 '1,895 1,870 1,670 0,225 36—37°
Торбернит — Cu[UO2(PO4)]2-8 —12Н2О. Назван в честь шведского
химика Торберна Бергмана. Синоним — медная урановая слюдка.
Химический состав: СиО — 7,73%, UO3 — 57,50%, Р2О6 —
14,50%, Н2О —20,30%.
Сингония тетрагональная, вид симметрии дитетрагонально-бипи-
рамидальный — Dih — Mmmm(L^L^>PC). Структурная ячейка
содержит 2 единицы; а0 — 7,06, с0= 20,5; а0: с0 = 1 : 2,904. Пространствен-
ная группа — D±h — 1Ыттт.
Агрегаты и габитус. Торбернит встречается в виде чешуй-
чатых скоплений и порошковатых налетов, а также мелких, таблитчатых
кристаллов с квадратным сечением и бипирамидальных кристаллов (рис. 283).
Отмечаются ориентированные срастания торбернита с отунитом.
Физические свойства. Цвет минерала изумрудно- и яблоч-
но-зеленый. Цвет черты бледно-зеленый. Блеск стеклянный, на плоскостях
спайности перламутровый. Спайность весьма совершенная по (001). Твер-
дость, плотность и оптические свойства приведены в табл. 100. Сильно радио-
активный.
Диагностические признаки торбернита — ярко-зеленый
цвет и весьма совершенная спайность. Главные линии на рентгенограммах:
8,85; 3,69; 2,17; 1,55. В кислотах растворяется. При добавлении аммиака
раствор становится синим и выпадает желтый осадок. П. п. т. сплавляется
в черный шарик. Содержание воды зависит от температуры и давления
воздуха: при 45° С выделяется 4 молекулы воды и образуется метаторбернит.
Образование. Торбернит—наиболее распространенный минерал
группы урановых слюдок. Он представляет собой продукт выветривания
урановых минералов и встречается совместно с уранинитом и другими уран-
содержащими минералами.
Отунит — Ca[UO2(PO4)J2-8H2O. Назван по месту нахождения — место-
рождение Отен во Франции. Синоним — отенит.
Химический состав: СаО — 6,10%, UO3 — 62,70%, Р2О5 —
15,50%, Н2О— 15,70%. Содержит незначительные примеси бария, магния,
железа, а также актиний и полоний.
Сингония — тетрагональная, вид смиметрии — дитетрагонально-
бипирамидальный—Dih—Структурная ячей-
к а содержит 2 единицы; а0 = 7,00, с0 = 20,67, а0 : с0 = 1 : 2,953.
Пространственная группа отунита — D™h — IMmtnm.
Агрегаты и габитус. Отунит встречается в форме чешуйчатых
агрегатов или друз мелких кристаллов, имеющих тонкотаблитчатый, слюдо-
подобный облик (см. рис. 283). Встречаются двойники по (ПО) и параллель-
ные срастания отунита с торбернитом.
464
Физические свойства. Цвет отунита зеленый, зеленовато-
желтый, серо-желтый. Блеск на плоскостях спайности перламутровый.
Прозрачный до просвечивающего. Спайность весьма совершенная по (001).
Твердость, плотность и оптические свойства приведены в табл. 100.
В ультрафиолетовых лучах люминесцирует ярко-зеленым цветом.
Диагностические признаки отунита — только хими-
ческий состав. Главные линии на рентгенограммах: 8,10; 3,57; 2,59. В кисло-
тах растворяется. П. п. т. слегка вспучивается и сплавляется в черный
шарик, окрашивая пламя в оранжево-красный цвет.
Образование и месторождения. Отунит возникает
за счет выветривания минералов, содержащих уран, и ассоциирует с ура-
нинитом и другими урансодержащими минералами. Особенно часто он
встречается совместно с торбернитом. Отунит найден в месторождениях Отен
(департаменты Сена и Луара во Франции), Шнеберг и Иоганнгеоргенштадт
в Саксонии (ГДР), Редрут в Корнуэлле (Англия) и др.
Карнотит — K2l(UO2)V2OgJ-3H2O. Получил название в честь француз-
ского химика Мари-Адольфа Карно.
Химический состав: КгО — 10,44%, UO3 — 63,41 %, V2O5 —
20,16%, Н2О — 5,99%. Наблюдаются примеси натрия, магния, кальция
и в незначительных количествах меди и свинца.
Сингония — моноклинная, вид симметрии — призматический —
Сгк — 2lm(L2PC). Структурная ячейка содержит две единицы;
а0 = 10,47, Ьо = 8,41, с0 = 6,91; 0 = 103°40'; «о : : с0 = 1,245 : 1 : 0,822.
Пространственная группа — = P‘2ja.
Агрегаты и габитус. Карнотит встречается в виде налетов
и тонкопорошковатых скоплений, которые при рассмотрении под микроско-
пом обнаруживают таблитчатый облик кристаллов.
Физические свойства. Цвет карнотита канареечно-желтый.
Блеск матовый с шелковистым отливом. Спайность совершенная по (001).
Твердость, плотность и оптические свойства приведены в табл. 100. В ультра-
фиолетовых лучах люминесцирует очень слабым грязно-желтовато-зеленым
(до табачного) цветом.
Диагностические признаки карнотита — оптические
свойства. Главные линии на рентгенограммах: 6,425; 3,493; 3,092. Легко
растворяется в кислотах. П. п. т. не плавится.
Образование и месторождения. Карнотит образуется
экзогенным путем и встречается совместно с ванадатами, торбернитом и дру-
гими минералами в коре выветривания осадочных пород, обогащенных
органическими остатками. Известен в ванадиеносных песчаниках штатов
Юта и Колорадо (США), в провинции Катанга (Африка) и в Радиум-Хилле
(Австралия).
Тюямунит — Ca[(UO2)2V2O8|*8H2O. Тюямунит открыт в 1912 г. К- Не-
надкевичем и назван по месту нахождения.
Химический состав: СаО — 5,87%, UO3 — 59,96%, V2O5 —
19,06%; Н2О—15,11%. В виде примесей присутствуют натрий, калий,
магний, медь.
Сингония ромбическая, вид симметрии ромбобипирамидальный —
D2h — ттт(ЗЬ2ЗРС). Структурная ячейка: а0 = 10,63, Ьо =
= 8,36, с0 = 20,40; щ : Ьо : с0 = 1,272 : 1 : 2,440.
Агрегаты и габитус. Тюямунит образует порошковатые
массы и налеты, а также кристаллы тонкопластинчатого облика (см. рис. 283).
Физические свойства. Цвет тюямунита канареечно-желтый.
Блеск матовый, перламутровый, стеклянный. Спайность совершенная по
(001). Твердость, плотность и оптические свойства приведены в табл. 100.
Диагностические признаки минерала — цвет и пове-
дение перед паяльной трубкой. Главные линии на рентгенограммах: 10,180;
6,019; 3,202. В кислотах растворяется. П. п. т. тюямунит достаточно легко
сплавляется в темный сплав.
30 Лазаренко Е. К.
465
Отличие от сходных минералов. Тюямунит можно
спутать с карнотитом (от последнего он отличается поведением перед паяль-
ной трубкой — карнотит не плавится), а также с некоторыми сульфатами
железа, от которых тюямунит отличается радиоактивностью и плохой
растворимостью в воде.
Образование и месторождения. Тюямунит является
экзогенным образованием, встречающимся в карстовых пустотах известня-
ков вместе с баритом, кальцитом, уранинитом и различными ванадатами.
В осадочных породах он, возможно, образуется за счет карнотита путем
замещения в бикарбонатных растворах- К на Са (возникает кальциевый
карнотит). Тюямунит встречен в ванадиеносных песчаниках штата Колорадо
(США) и в других местах.
ЛИТЕРАТУРА
Б у ш и н с к и й Г. И. Апатит, фосфорит, вивианит. Изд-во АН СССР, 1952.
Лазаренко Е. К-, Коваленко Д. Н. Агроном1чн1 руди Украши.
Видавн. Льв1вськ. ун-та, 1966.
Соболева М. В., Пудовкина И. А. Минералы урана. Госгеолтехиздат,.
X е й н р и х Э. Минералогия и геология радиоактивного минерального сырья.
Чирва Е. Ф. Пироморфит. Минералогия Союза. Серия А, вып. 4. Изд-во АН
СССР, 1935.
Dana J. D., Р а 1 а с h е Ch.; Berman Н., Fr on del C. The system of
Mineralogy. V. II. Seventh Edition. London, 1951.
Есть русский перевод. ИЛ, 1953.
Moore Р. A structural classification of Fe-Mn orthophosphate hydrates. Amer.
Mineral. V. 50. N 11—12, 1965.
Robinson S. C. Mineralogy of Uranium Deposits, Golddields, Saskatchewan.
Geol. Survey of Canad Bulletin 31. Ottawa, 1955.
Ross M. Mineralogical applications of electron diffraction II. Stadies of some-
vanadium minerals of the Colorado Plateau. Amer. Mineral. V. 4. N 3—4, 1959.
КЛАСС КАРБОНАТОВ
К классу карбонатов относятся соли угольной кислоты, главным обра-
зом Са, Na, Mg, TR, U6+, Cu2+, Ba, Pb, Zn, Fe, Co и Bi. Этот класс объеди-
няет около 80 минералов, многие из которых пользуются широким разви-
тием в природе. Особенно это касается Са[СО3], который часто слагает мощ-
ные толщи осадочно-морского происхождения. Среди карбонатов, кроме
безводных солей угольной кислоты, известны водные соли, а также соли
с добавочными анионами (ОН)1-, Cl1-, F1-, [SO4]2- и [POJ3-. Важную роль
в образовании карбонатов играет изотопный состав углерода. Из сущест-
вующих шести изотопов углерода устойчивыми являются С12 и С13. Их соот-
ношение в горных породах равно (%): 98,89 : 1,11. В зависимости от состава,
геологического времени и условий образования пород эти соотношения
могут значительно колебаться.
В основе структуры карбонатов лежат плоские группы [СО3]2-, в кото-
рых катион углерода симметрично окружен тремя ионами кислорода, раз-
мещенными в вершинах равностороннего треугольника. Радикалы [СО3]г~
могут быть изолированы друг от друга катионами и добавочными анионами
(островные карбонаты) или образуют цепочки (цепочечные карбонаты)
и слои (слоистые карбонаты). По своим кристаллографическим особенностям
карбонаты относятся к низшим сингониям, среди которых преобладают
ромбическая и моноклинная. Значительная часть карбонатов кристалли-
зуется в тригональной сингонии, причем многие из них имеют заниженную
симметрию (скаленоэдрическую и ромбоэдрическую). Карбонаты в боль-
шинстве случаев характеризуются четкой кристаллографической индиви-
дуальностью, их хорошо образованные кристаллы часто достигают значи-
466
тельных размеров (до нескольких десятков сантиметров). Обычно карбонаты
встречаются в виде массивных, зернистых, и других агрегатов, а некоторые
из них образуют в земной коре мощные толщи мономинеральиых пород.
Физические свойства карбонатов зависят от их химического состава. Твер-
дость их колеблется от 1—1,5 (сода) Na2[CO3] *10Н2О) до 4,5 (карбонаты
редких земель и некоторые двуметальные безводные карбонаты). Средняя
твердость — около 3. Точно так же в значительных пределах колеблется
плотность — от 1,42 (сода) до 7,0 (бисмутит-—Bi2O2[CO3]). Показатель
преломления имеет значения от 1,405 (сода, до 2,115 (фосгенит—РЬ2С12[СО31).
Плоские группы [СО3]2- обусловливают высокое двупреломление и преиму-
щественно отрицательный знак.
Цвет карбонатов определяется соответствующими хромофорами: медные
карбонаты зеленые или синие, урановые —желтые, карбонаты с редкими
землями и железом — светло-желтые, кобальтсодержащие — розовые,
другие карбонаты бесцветные или белые.
По происхождению большинство карбонатов является экзогенными
образованиями. Преимущественно это продукт выветривания и седимента-
ции. Значительная часть карбонатов возникает также эндогенным путем
(входят в состав гидротермальных жил — безводные карбонаты щелочно-
земельных металлов Са, Mg и Ва, а также Fe и Мп). Ряд карбонатов имеет
важное значение в металлургии (карбонаты Fe, Мп, Mg, Си), из них полу-
чают цветные и редкие металлы (смитсонит, сферокобальтит — Со[СО31,
бисмутит — Bi2O2[CO3] и др.), в строительстве (кальцит, доломит, магне-
зит), в огнеупорной (магнезит) и химической (сода) промышленности. Неко-
торые карбонаты используются для получения редких земель (бастнезит —
Се (OH,F) [Со3], паризит — CaCe2F24CO3]3 и др.). По структурным
особенностям среди карбонатов можно выделить подклассы островного,
цепочечного и слоистого строения. Из них мы рассмотрим только первый
подкласс:
Карбонаты без добавочных анионов
Группа кальцита
Группа арагонита
Группа доломита
Карбонаты с добавочными анионами
Группа малахита
Группа паризита к
Водные карбонаты
Группа содовых минералов
Группа кальцита
К группе кальцита относятся очень распространенные минералы, обра-
зующие изодиморфный ряд кальцита — арагонита. Кристаллизация
в структуре кальцита или арагонита определяется размером катиона. Если
размер катиона превышает 1,1 А, минерал кристаллизуется в структуре
арагонита. Если же радиус катиона меньше чем 1 А, то получаем струк-
туру кальцита. Ca[CO3](Rca2+ = 1,04 А) занимает промежуточное положе-
ние. Эта группа является важной в минералогии, ее главный представи-
тель — кальцит — один из наиболее распространенных и наиболее изучен-
ных минералов. Все минералы группы кальцита кристаллизуются в дитри-
гонально-скаленоэдрическом виде симметрии тригональной сингонии —
jD3d — 3m(L|3L23FC). Химический состав минералов этой
группы приведен в табл. 101, а некоторые физические свойства — в табл. 102.
Состав и размеры структурной ячейки минералов группы кальцита приве-
дены в табл. 103.
Кристаллическая структура описываемых минералов
(рис. 284) легко выводится из структуры типа хлористого натрия. Если
ионы натрия и хлора в структуре хлористого натрия соответственно заме-
30* 467
ТАБЛИЦА 101
Химический состав минералов группы кальцита (в процентах)
Минерал СаО MgO FeO ZnO MnO со2
Кальцит 56 — 44
Магнезит — 47,6 — — — 52,4
Сидерит — — 62,1 — — 37,9
Смитсонит — , — 64,8 — 35,2
Родохрозит — — — — 61,7 38,3
нить ионами кальция и карбонатными ионами, а затем сжать кубическую
структуру вдоль одной из тройных осей, то возникает структура кальцита.
Плоскости всех групп СО3 параллельны между собой и перпендикулярны
к тройной оси симметрии ромбоэдрической ячейки. В структуре кальцита
каждый ион кальция окружен несколько искаженным октаэдром из шести
соседних ионов кислорода. Ионы кислорода связаны с двумя ионами каль-
ция и атомом углерода в центре карбонатной группы. Таким образом, упа-
ковка ионов в кальците соответствует несколько искаженной плотнейшей
ТАБЛИЦА 102
Физические свойства минералов группы кальцита
Минерал Твердость Плотность Оптические свойства
пт пр пт—пр
Кальцит 3—3,5 2,6—2,72 1,658 1,486 0,172
Магнезит 3,5—4,5 2,9—3,1 1,700 1,509 0,191
Сидерит 3,5-4,5 3,9—4,00 1,875 1,633 0,242
Родохрозит 3,5-4,5 3,6—3,7 1,817 1,597 0,220
Смитсонит ...... 5 4,1—4,5 1,849 1,621 0,228
кубической упаковке. Среди минералов группы кальцита очень распро-
странена способность к образованию изоморфных смесей. Это особенно
касается Mg, Zn и Fe2+, которые часто замещают друг друга. Непрерывный
ряд изоморфных смесей образуют также карбонаты Fe2+ и Мп2+. Все мине-
ралы ряда кальцита, за исключением родохрозита, имеющего розовый цвет,
бесцветны или сероватые и только изредка окрашены в различные светлые
оттенки, главным образом за счет примесей. Они имеют белую или бесцвет-
ТАБЛИЦА T03
Характеристика структурной ичейки минералов группы кальцита
(пространственная группа—Dfa—R3c)
Минерал Состав ромбоэдрической ячейки Параметры ячейки, А
ао Со
Кальцит Сэз[СОз]2 4,999 17,06
Магнезит Mg2[C(J3]2 4,63 15,37
Сидерит Fe2[CO3]2 4,69 15,37
Родохрозит Mn2[CO3]2 4,78 15,66
Смитсонит 2п2(СО3]2 4,65 15,03
468
ную черту, стеклянный, иногда перламутровый блеск. Для этих минералов
характерны совершенная спайность по ромбоэдру, невысокая твердость
(от 3 до 5), хрупкость и сравнительно небольшая плотность (от 2,6 до 3,9).
Рис. 284. Кристаллическая структура кальцита (а) и
арагонита (6). Вверху — разреженные модели, внизу —
плотнейшая упаковка
Кривые нагревания минералов ряда’!кальцита являются довольно харак-
терными (рис. 285) и имеют диагностическое значение. Большинство из этих
минералов образуется преимущественно в экзогенных условиях (в водных
водоемах и коре выветривания), значительно реже они встречаются как
гидротермальные образования в сульфидных жилах.
Кальцит — Са[СОз1. Название происходит от лат. слова кальке—
известь. Синоним — известковый шпат.
Химический состав приведен в табл. 101. Кальцит часто
содержит примеси Mg, Fe, Мп, иногда Zn, Sr.
469
Агрегаты и габитус. Кальцит обычно образует зернистые
и плотные скопления, а также друзы, жеоды и различные натечные формы.
Он относится к минералам с
Температура (6’0
Рис. 285. Кривые нагревания
минералов группы кальцита:
/ — кальцит, 2 — магнезит, 3 — си-
дерит, 4 — родохрозит, 5 — смитсонит
четко выраженной кристаллографической
индивидуальностью. Часто наблюдаются
хорошо образованные кристаллы различ-
ных габитусов — скаленоэдрического, пи-
накоидального, призматического и ромбо-
эдрического (рис. 286). Кристаллы скалено-
эдрического габитуса отличаются хорошо
развитыми гранями скаленоэдра {2131}, к
которым часто присоединяется ромбоэдр
{1011}. Пинакоидальный (таблитчатый)
габитус возникает в тех случаях, ког-
да главной формой является пинакоид
{0001}, а грани ромбоэдра {1012} и приз-
мы {ЮТО} имеют подчиненное значение.
Кристаллы призматического габитуса вы-
тянуты по оси третьего порядка и харак-
теризуются развитием плоскостей гексаго-
нальной призмы {1010}, заканчивающихся
плоскостью пинакоида {0001} или чаще
гранями ромбоэдра {1012}. Иногда призма-
тические кристаллы не вытянуты по трой-
ной оси, а, наоборот, укорочены. Особенно
часто это наблюдается при комбинации
призмы {1010} и ромбоэдра {1012}. Кри-
сталлы ромбоэдрического габитуса встре-
чаются сравнительно редко. Кристаллы
кальцита могут иметь плоскоромбоэдричес-
кий габитус с развитием тупого ромбоэдра
{1012}, остроромбоэдрический — с разви-
тием ромбоэдра {4041} и ромбоэдриче-
ский — с развитием основного ромбоэдра
{1011}. Часто наблюдаются двойники каль-
цита, в частности двойники по плоскости
тупого ромбоэдра {1012}. Они легко воз-
никают, если надавить лезвием ножа на одно
из двух ребер, лежащих в плоскости симметрии выколотого по спайности ром-
боэдра кальцита, в перпендикулярной к ребру плоскости. Образование таких
двойников объясняют механическим воздействием и называют их двойниками
скольжения (см. рис. 76). Известны также двойники кальцита по кальци-
товому закону с плоскостью срастания (0001) (рис. 287). Двойники часто
имеют полисинтетический характер, что особенно четко обнаруживается
под микроскопом. Встречаются параллельные срастания кальцита с квар-
цем, доломитом и другими карбонатами. Выделяют несколько разностей
кальцита: 1) исландский шпат — бесцветный прозрачный кальцит; 2) волок-
нистый кальцит (атласный шпат, папиршпат) — тонковолокнистая раз-
ность, состоящая из тонких кристаллов, развивающихся по пинакоиду
(0001); 3) жилковатый кальцит — тонкожилковатая разность с перламутро-
вым блеском; 4) кальцитовые ониксы — массивные натечные, иногда
зонально-полосчатые кальциты; 5) мучнистый кальцит — глиноподобная
разность в виде отдельных мелких кристалликов; 6) иматровы камни —
мергелистые конкреции; 7) люблинит — плесневидные и войлокоподобные
пленки, состоящие из иглоподобных ромбоэдрических кристаллов.
Особый интерес представляет песчанистый кальцит (фонтенбловские
песчаники), сложенный кристаллами кальцита, пронизанными мелкими
470
песчинками, количество которых достигает 2/3 веса всего кристалла. Каль-
цит входит в состав многих горных пород: мраморов, известняков, мела,
литографского камня, известкового туфа, оолитового известняка.
Физические свойства. Кальцит бесцветный или молочно-
белый, иногда окрашен примесями в различные светлые тона. Спайность
совершенная по (1011). Твердость, плотность и оптические свойства при-
Рис., 286. Габитус кристаллов кальцита
ведены в табл. 102. При сжатии, сопровождающемся двойникованием,
кальцит электризуется. Образцы из некоторых месторождений люминес-
цируют белым и оранжевым цветом.
Диагностические признаки кальцита — ромбоэдри-
ческая совершенная спайность, легкая растворимость в HCI (бурное выде-
Рис. 287. Двойники кристаллов кальцита
ление СО2). Главные линии на рентгенограммах: 3,029'; 1,869; 1,044. Легко
растворяется даже в разбавленной НС1. П. п. т. не плавится, растрески-
вается и разлагается на СО2 и СаО, ярко светится и окрашивает пламя
в оранжевый цвет.
Отличие от сходных минералов. Кальцит похож
на доломит, однако доломит в разбавленной НО на холоде не шипит; кроме
того, порошок кальцита, смешанный с 10-процентным раствором хлорного
железа, при взбалтывании на холоде выделяет СО2 и окрашивается в тем-
ный красно-бурый цвет, а потом переходит в студенистую массу (доломит
такой реакции не дает). От похожего на него арагонита кальцит отличается
формой кристаллов, а также реакцией Мейгена (при кипячении в растворе
471
Co(NO3)2 порошок арагонита быстро окрашивается в лиловый цвет, кальцит
же приобретает синеватый или зеленоватый цвет только при длительном
кипячении).
Искусственное получение. Кальцит получен осажде-
нием из бикарбонатных растворов при температуре ниже 30° С.
Образование и месторождения. Кальцит возникает
экзогенным путем, выделяясь из холодных вод в жилах, жеодах, карстовых
пещерах, среди осадочных пород или в результате биохимических процессов
за счет отмирания низших организмов, строящих свои скелеты из угле-
кислого кальция. Значительное количество кальцита выделяется из горя-
чих вод в гидротермальных жилах с сульфидами, а также в миндалинах
эффузивных пород вместе с цеолитами, халцедоном, кварцем и баритом.
Мраморы образуются путем метаморфизации известняков. Месторождения
кальцита многочисленны. Крупнейшие месторождения исландского шпата
известны в пустотах базальтов в Исландии (здесь найден ромбоэдрический
кристалл размером 600 х 200 см), в Восточной Сибири (по р. Нижней
Тунгуске), в Киргизии, на Украине (в районе Кара-Дага в Крыму). Значи-
тельные толщи мела приурочены к отложениям меловой системы (верхний
и средний отделы). В Советском Союзе мощные отложения мела находятся
во многих местах, например вблизи г. Белгорода, в Донбассе (около Сла-
вянска и Краматорска) и в Тернопольской области (Кременец). Мраморы
широко распространены в Альпах (месторождение Каррара с его знамени-
тыми белыми мраморами), в Карелии, на Урале, на Украине (в Донбассе,
на Волыни — Козиевка, а также в Закарпатье и в Крыму). Песчанистые
кальциты (фонтенбловские песчаники) известны в Фонтенбло в Парижском
бассейне и на Украине в Ровенской и Тернопольской областях. Гигантские
кристаллы кальцита весом свыше 25 т были добыты в Ицеберге (Нью-Мек-
сико, США).
Разрушение и псевдоморфозы. На земной поверхности
кальцит неустойчив, растворяется и замещается другими минералами.
По кальциту образуют псевдоморфозы кварц, халцедон, опал, бурые
Рис. 288. Габитус кристаллов магнезита
железняки, пиролюзит, значительно реже — разные карбонаты. Известны
псевдоморфозы кальцита по арагониту, гипсу, бариту, флюориту, целе-
стину, сере, кварцу.
Практическое значение. Кальцит имеет большое значение
как строительный материал, используется в качестве флюса в металлурги-
ческой промышленности. Прозрачные разности кальцита (исландский шпат)
используются для изготовления николей поляризационных микроскопов.
Магнезит представляет собой минеральный вид переменного состава —
(Mg, Fe)[CO3], изменяющегося от крайнего магнезиального члена собственно
магнезита Mg[CO3] до крайнего железистого члена сидерита Fe[CO3J. Маг-
незит получил название по местности Магнезия в Греции. Синоним — магне-
472
зиальный шпат. Сидерит получил название от греч. слова сидерос —железо..
Синоним — железный шпат.
Химический состав приведен в табл. 101. Магнезит и сиде-
рит часто содержат примеси Мп и Са.
Агрегаты и габитус. Магнезит встречается в виде сплошных
мраморовидных масс и натеков и очень редко в виде кристаллов ромбоэдри-
ческого габитуса (рис. 288), которые чаще всего наблюдаются в тальковых
и хлоритовых сланцах. Обычно он образует две разности: аморфную плот-
ную и явнокристаллическую. Аморфный магнезит представляет собой.
Рис. 289. Габитус кристаллов сидерита
фарфоровидную коллоидную массу снежно-белого цвета. Кристаллический
магнезит по своему строению напоминает крупнозернистый мрамор; кри-
сталлы, слагающие его, всегда вытянуты.
Сидерит обычно наблюдается в виде зернистых, шаровидных и мраморо-
видных масс. Реже встречаются друзовые образования, сложенные плоскими'
ромбоэдрами. Иногда отмечаются кристаллы призматического и скаленоэд-
рического габитуса (рис. 289). Кроме того, известны так называемые сферо-
сидериты, представляющие собой шаровидные сплошные образования, часто*
содержащие значительное количество глинистого вещества.
Физические свойства. Цвет магнезита белый с желтоватым-
или сероватым оттенком. Цвет сидерита желтовато-серый, сероватый.
В катодных лучах светится ярким оранжево-красным светом. Блеск стек-
лянный. Спайность совершенная по ромбоэдру (1011). Твердость, плотность,
и оптические свойства приведены в табл. 102.
Диагностические признаки магнезита — ромбоэдриче-
ская спайность, химический состав, кривые нагревания. Главные линии
на рентгенограммах: 2,737; 1,697; 0,912. Растворяется в горячих кислотах
(капля НС1 на холоде не кипит). П. п. т. не плавится, только растрески-
вается.
Главные линии на рентгенограммах сидерита: 2,791; 2,135; 1,733.
В холодной НС1 растворяется медленно, в горячей — интенсивно. П. п. т.
чернеет и с трудом сплавляется в магнитный королек.
Искусственное получение. Магнезит получен нагрева-
нием СаСО3 в растворах MgCl2 или MgSO4, а также осаждением MgCO3
из воды, насыщенной углекислотой, в закрытой трубке при 160—200° С.
Сидерит получен нагреванием СаСО3 с FeCl2 или с раствором FeSO4 в запаян-
ной трубке при 130—200° С, а также нагреванием смеси раствора FeSO4
и NaHCO3 при избытке СО2.
Образование и местор о,ж д е н и я. Промышленные место-
рождения магнезита бывают двух типов — гидротермальные и инфильтра-
ционные. Среди гидротермальных месторождений различают отложения
кристаллического магнезита в доломитах и доломитизированных известня-
47а
ках и аморфного магнезита среди серпентинитов. Инфильтрационные место-
рождения связаны исключительно с зонами выветривания серпентинитов.
Образование гидротермальных месторождений в известняках обусловлено
действием горячих магнезиальных растворов на известняки. При этом
вначале известняк превращается в доломит, а потом доломит переходит
и магнезит:
Са[СО3] + MgCO3 = CaMg[CO3]2;
CaMg[CO3]g -р MgCO3 = 2Mg[CO3] -p Ca[CO3j.
Гидротермальные месторождения аморфного магнезита в ультраоснов-
ных породах возникают благодаря действию на них горячих растворов,
содержащих угольную кислоту, по такой возможной реакции:
2Mg2[SiO4] + 2Н2О + СО2 = Mg3(OH)4[Si 2О5] + Mg[CO3].
Магнезит ассоциирует с доломитом, кальцитом, арагонитом, брейне-
ритом, серпентином, тальком, хризотил-асбестом, бруситом. В инфильтра-
ционных месторождениях он чаще всего встречается вместе с гельмагнези-
том, бурыми железняками, опалом, халцедоном и никелевыми силикатами.
Известны псевдоморфозы магнезита по кальциту. По магнезиту встречены
псевдоморфозы талька и бурых железняков. Крупнейшие месторождения
магнезита находятся на Урале (Саткннское, Бакальское и Халиловское),
в Австрии (Вейтче в Альпах), в Чехословакии и Китае.
Сидерит возникает, как правило, гидротермальным путем вместе с дру-
гими минералами, входящими в состав рудных жил. В глинистых отложе-
ниях (сферосидернты) и известняках он образуется экзогенным путем.
Сидерит встречается в ассоциации с минералами рудных жил и бурыми
железняками. Значительные скопления сидерита имеются в Бакальском
и Алапаевском месторождениях на Урале, в рудах Керченского полуострова,
в Закарпатье, в Австрии (Штирийские Альпы), на побережье Бискайского
залива, вблизи Зигена в ФРГ. Сферосидернты обнаружены в осадочных
известково-глинистых отложениях Курской и Воронежской областей,
в Донбассе, Восточных Карпатах, в Шотландии и Южном Уэльсе.
Разрушение. На земной поверхности сидерит неустойчив и пре-
вращается в бурые железняки.
Практическое значение. Магнезит используется в метал-
лургической промышленности и в строительстве как огнеупорный мате-
риал (обожженный магнезит выдерживает температуру до 3000° С). Кроме
того, он применяется при изготовлении цемента Сореля. Сидерит является
важной железной рудой.
Родохрозит — представляет собой минеральный вид переменного состава
(Мп, Fe)[CO3], изменяющегося от крайнего марганцевого члена собственно
родохрозита — Мп[СО3] до крайнего железистого члена сидерита — Fe[CO3],
Родохрозит получил название от греч. слов родон — роза и хрос — цвет.
Синоним •— марганцевый шпат.
Химический состав приведен в табл. 101. Часто присут-
ствуют примеси Mg, Са, иногда Zn и Со.
Агрегаты и габитус. Родохрозит образует микросферолиты
(шаровидные и почковидные микроагрегаты с лучнсто-шестоватым строе-
нием), встречается также в виде сплошных зернистых масс. Хорошо обра-
зованные кристаллы наблюдаются редко, обычно они имеют ромбоэдриче-
ский габитус (рис. 290, а). Известны параллельные срастания родохро-
зита с доломитом.
Физические свойства. Сплошные массы родохрозита чаще
всего белого, серовато-белого или зеленовато-серого цвета, их трудно отли-
чить от известняков, не содержащих марганца. Интенсивным розовым цве-
том характеризуются только кристаллические или грубозернистые раз-
ности. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по ромбоэдру (1011).
Твердость, плотность и оптические свойства приведены в табл. 103.
474
Диагностические признаки родохрозита — ромбоэдри-
ческая спайность и розовый цвет для кристаллических и грубозернистых
разностей. Главные линии на рентгенограммах: 3,65; 2,850; 1,762. Раство-
ряется в подогретых кислотах. П. п. т. не плавится.
Искусственное получение. Искусственно родохрозит
получен нагреванием СаСО3 в растворе МпС12 или MnSO4 в запаянной трубке
при 150—200° С.
Образование и месторождения. Родохрозит обра-
зуется главным образом осадочным путем и наблюдается в морских осадочных
месторождениях марганца (Чиатурн в Закавказье, Никополь на. Украи-
Рис. 290. Габитус кристаллов родохрозита (а) и смитсонита (б, в)
не, Полуночное на Северном Урале). В гидротермальных жильных место-
рождениях этот минерал встречается вместе с сульфидами (рудник Сапаль-
«ского близ Нижнего Тагила на Урале) и в Чивчинском массиве (Украинские
Карпаты).
Разрушение и псевдоморфозы. На земной поверх-
ности родохрозит неустойчив и переходит в манганит и пиролюзит. Он обра-
зует псевдоморфозы по кальциту, доломиту, алабандину, галениту и бариту.
По родохрозиту известны псевдоморфозы кварца.
Практическое значение. Родохрозит — важная руда для
выплавки ферромарганца.
Смитсонит — Zn[CO3|. Назван в честь английского минералога Джеймса
Смитсона (1754 — 1829 гг.), основателя Смитсонианского института
в Вашингтоне. Синоним — цинковый шпат.
Химический состав приведен в табл. 101. Часто содержит
примеси Fe, Мп, Mg, иногда Со, Cd и In.
Агрегаты и габитус. Для смитсонита характерны натечные
формы и почковидные агрегаты, а также землистые и скрытокристалличе-
ские скопления. Кристаллы встречаются очень редко, они обычно имеют
ромбоэдрический и реже скаленоэдрический габитус (рис. 290, б, в).
Физические свойства. Цвет белый с зеленоватым, бурова-
тым или сероватым оттенком. Блеск стеклянный. Спайность по ромбоэдру
заметна только в кристаллических агрегатах. Твердость, плотность и опти-
ческие свойства приведены в табл. 102. В катодных лучах светится слабым
розовым цветом.
Диагностические признаки смитсонита — химический
состав и поведение перед паяльной трубкой. Главные линии на рентгено-
граммах: 2,748; 1,707; 1,076. В кислотах растворяется легко, с шипением.
П. п. т. плавится. На угле дает белый налет ZnO. Прокаленный смитсонит
после смачивания раствором Co(NO3)2 и повторного прокаливания в окис-
лительном пламени зеленеет.
Искусственное получение. В лабораторных условиях
смитсонит получен реакцией СаСО3 с ZnCl2 или с раствором ZnSO4.
475
Образование и месторождения. Смитсонит образуется
в зоне окисления цинковых месторождений, залегающих в известняках»
за счет изменения сфалерита по реакциям:
ZnS+2О2 = ZnSO4;
ZnSO4-f-Ca[CO3] 4- 2Н2О = Zn[CO3] +Ca[SO4].2H2O.
В значительных количествах смитсонит встречается в Турланском место-
рождении Южного Казахстана (хребет Каратау), в Восточном Забайкалье,
а также в месторождении Ледвилл (Колорадо, США). Смитсонит часто
образует псевдоморфозы по кристаллам кальцита, доломита, англезита,
галенита и сфалерита. По смитсониту известны псевдоморфозы кварца,
пиролюзита и бурых железняков, а также других минералов.
Практическое значение. Значительные скопления смит-
сонита используются как важная цинковая руда.
Группа арагонита
Минералы группы арагонита кристаллизуются в ромбобипирамидаль-
ном виде симметрии ромбической сингонии — Dzh — ттт(ЗЬ2ЗРС).
Кристаллическая структура их отличается от струк-
туры кальцита только тем, что ионы в ней уложены по способу плотнейшей
О 1002003006005006007008009001000
Температура (в‘С)
Рис. 291. Кривые нагревания ми-
нералов группы арагонит:
1 — арагонит, 2 — витерит, 3 — син-
тетический стронцианит, 4 — церуссит
гексагональной упаковки (см. рис. 284).
В структуре арагонита все группы С03
параллельны. Ион кальция окружен де-
вятью соседними ионами кислорода, а каж-
дый ион кислорода связан с тремя ионами
кальция и ионом углерода карбонатной
группы.
Минералы, относящиеся к группе ара-
гонита, довольно четко кристраллографи-
чески индивидуализированы. Среди них
широко развиты гексагональнообразные-
кристаллы, в которых углы между гранями
призмы приближаются к 120°. Минералы
группы арагонита имеют главным образом
белый цвет, часто они бесцветны и только
благодаря примесям приобретают темные
оттенки. Черта этих минералов бесцветная,
блеск стеклянный, на изломе жирноватый;
у церуссита наблюдается также алмазный
блеск. Минералы группы арагонита харак-
теризуются несовершенной спайностью и
твердостью от 3,5 до 4 и являются доволь-
но хрупкими. Плотность их колеблется от
3 (арагонит) до 4,3 (витерит) и только для церуссита поднимается до 6,4—
6,6. Кривыеи нагревания минералов группы арагонита, приведенные
ТАБЛИЦА 104
Химический состав минералов группы арагонита (в %)
Минерал СаО SrO РЪО ВаО со2
Арагонит 56,0 — — — 44,0
Витерит — — — 77,7 22,3
Стронцианит — 70,2 — — 29,8
Церуссит — — 83,5 — 16,5.
476
ТАБЛИЦА 105
Физические свойства минералов группы арагонита
Минерал Твердость Плотность Оптические свойства
ng пт Пр ng—пр 2V
Арагонит . . . 3,5—4 2,9—3,0 1,686 1,681 1,530 ( 0,156 18°
Витерит .... 3—3,5 4,2—4,3 1,677 1,676 1,529 0,148 16°
Стронцианит 3,5—4 3,6—3,8 1,668 1,667 1,520 0,148 7°
Церуссит . . . 3—3,5 6,4—6,6 2,078 2,076 1,804 0,274 8°
ТАБЛИЦА 106
Характеристика структурной ячейки минералов группы
группа——Ртсп)
арагонита (пространственная
Минерал Состав ячейки Параметры ячейки, А
«о Ьо со ао : Ьо : со
Арагонит Са4[СО3]4 4,95 7,96 5,73 0,622:1 :0,720
Витерит Ва4|СС>з)4 5,26 8,85 6,55 0,595 : 2 : 0,741
Стронцианит Ьг4|СО3]4 5,13 8,42 6,09 0,610: 1 :0,724
Церуссит РЬ4[СО3]4 5,15 8,47 6,11 0,608: 1 :0,722
Рис. 292. Ветвистые агрегаты арагонита
на рис. 291, часто используются при определении минералов этой группы
как важный их диагностический признак. Химический состав описывае-
мых минералов приведен в табл. 104, некоторые физические свойства —
в табл. 105, а особен- \
ности структурной ячей-
ки — в табл. 106.
Арагонит—Са СО3].
Получил название по
местности Арагония в
Испании, где впервые
был найден.
Химический
состав приведен в
табл. 104. Часто содер-
жит примеси стронция
(до 5,6%), РЬ (до 15%),
Zn и TR.
Агрегаты и
габитус. Арагонит
образует шаровидные,
оолитовые (см. рис. 52) и
ветвистые агрегаты (рис.
292), а также различные
натечные формы. Часто встречаются шестоватые агрегаты, состоящие из кри-
сталлов призматического, остропирамидального и игольчатого облика. На
призматических кристаллах арагонита развиты грани призмы {110} и {021},
а также пинакоида {010}. Сильно вытянутые игольчатые кристаллы заканчи-
ваются бипирамидами (например, {441}) и призмой {061}. Кристаллы
призматического габитуса по облику долотоподобные, а вытянутые — копье-
видные (рис. 293, а, б, в). Двойниковые кристаллы арагонита (рис. 293, г, д, е)
встречаются значительно чаще, чем простые индивиды. Характерны трой-
ники прорастания (рис. 293, ж), господствующими формами которых
477
являются призма {110} и пинакоид {001}. На первый взгляд такой сросток
кажется гексагональным (комбинацией призм и пинакоида), однако почти
всегда можно наблюдать входящие углы, указывающие на двойниковый
характер образования. Различают также разности арагонита: 1) гороховый
(икряной) камень (см. рис. 52), состоящий из сцементированных оолитов;
Рис. 294. Железные цветы
2) железные цветы (рис. 294) — натечный арагонит в виде спутанно-волок-
нистых стеблей белого цвета (наблюдается на разрушенных сидеритовых
рудах); 3) конхит встречается в раковинах многих низших животных. Рако-
вины большинства моллюсков имеют внутренний перламутровый слой,
состоящий из тонких пластинок арагонита, содержащих примеси органи-
ческого вещества. Если внутрь раковин попадают посторонние тела (напри-
мер, песчинки), они обволакиваются слоем углекислой извести, которая
по своим свойствам близка к пер-
ламутру. Бугорки, возникающие
на внутренней поверхности ра-
ковинки, представляют собой жем-
чуг.
Физические свойст-
в а. Цвет арагонита белый, жел-
товато-белый, иногда светло-зеле-
ный, фиолетовый и серый. Отдель-
ные кристаллы часто прозрачные
и бесцветные. Блеск стеклянный,
на изломе жирный. Спайность
практически отсутствует, иногда
отмечается несовершенная спай-
ность по (010). Излом часто рако-
вистый. Твердость, плотность и оп-
тические свойства приведены в табл. 105. В катодном излучении арагонит
светится слабым бледно-фиолетовым, иногда оранжевым светом. При обыч-
ной температуре арагонит неустойчив. В присутствии жидкости —раство-
рителя переходит в кальцит. Сухой арагонит превращается в кальцит
только при повышенной температуре (особенно быстро при температуре
400—470° Q.
478
Диагностические признаки арагонита — внешний
облик кристаллов с тонкими желобками на гранях. Главные линии на рент-
генограммах: 3,391; 1,971; 1,738. В кислотах растворяется с бурным выделе-
нием углекислоты. Поведение п. п. т. такое же, как и у кальцита.
Отличие от сходных минералов. Арагонит часто
путают с кальцитом, от которого он отличается реакцией Мейгена. В отличие
от цеолитов арагонит, вскипая с НО, выделяет СО2. От похожих на него
витерита и стронцианита арагонит отличается меньшей плотностью и тем,
что не плавится перед паяльной трубкой.
Искусственное получение. Арагонит получен из раство-
ров при обменных реакциях солей кальция с карбонатами щелочных метал-
лов (кристаллизации арагонита содействует присутствие солей Ba, Sr, Mg
или Pb и CaSO4) при температурах 30—70° С; при более низких температу-
рах возникает кальцит.
Образование и месторождения. Арагонит образуется
из горячих и холодных растворов и встречается в пустотах изверженных
пород и отложениях минеральных источников (Карловы Вары в Чехосло-
вакии). Железные цветы находятся в зоне окисления сульфидных месторож-
дений среди магнезиальных карбонатных пород. Арагонит ассоциирует
с гипсом, целестином, сидеритом, малахитом и различными сульфидами.
Часто отмечаются параморфозы кальцита по арагониту. В Карловых Варах
арагонит в виде горохового камня и шпрудельштейна (натеки минераль-
ных источников) выделяется из минеральных вод. Кроме того, этот минерал
наблюдается в отложениях гипса и серы (месторождение Джирдженти
в Сицилии). В Советском Союзе арагонит находится в ряде рудных место-
рождений Урала (Бакальское месторождение) и Алтая, Узбекской ССР
(Шор-Су), Украины (кварц-карбонатные жилы Донбасса, Закарпатья
и Крыма).
Витерит — Ва|СОз]. Назван в честь английского физика и минералога
Вильгельма Витеринга (1741—1799 гг.), впервые обратившего внимание
на этот минерал. Химический состав приведен в табл. 104.
Агрегаты и габитус. Витерит встречается в шаровидных,
почковидных и сплошных, а также жилковатых, волокнистых и листоватых
агрегатах. Кристаллы
его всегда сдвойникова-
ны и имеют вид
псевдогекса тональных
бипирамид. Иногда они
бывают призматически-
ми и линзовидными
(рис. 295).
Физические
свойства. Витерит
обычно окрашен в серо-
ватый или желтоватый
цвет, иногда он бесцвет-
ный или белый. Блеск
стеклянный, на изломе жирный. Спайность несовершенная по (010). Твер-
дость, плотность и оптические свойства приведены в табл. 105. В катодных
лучах витерит иногда светится желтым цветом.
Диагностические признаки. Признаком витерита
является высокая плотность. Главные линии на рентгенограммах: 3,72;
2,63; 2,14. Растворяется с шипением в разведенных HNO3 и НС1. П. п. т.
легко плавится в прозрачное стекло, которое после охлаждения становится
эмалевидным. Пламя окрашивается в характерный желто-зеленый цвет.
Отличие от сходных минералов. От арагонита и строн-
цианита витерит отличается большой плотностью и поведением перед паяль-
ной трубкой.
479
Искусственное получение. Витерит получен плавкой
осажденного ВаСО3 в КС1 или NaCl, а также нагреванием ВаСО3 в водном
растворе углекислого или хлористого аммония в запаянной трубке при
150—180° С.
Образование и месторождения. Витерит — редкий
минерал. Он возникает гидротермальным путем в жилах вместе с баритом
и различными сульфидами, а также образуется в экзогенных условиях как
вторичный минерал по бариту. Витерит встречается в рудных жилах
и месторождениях Буффтон, Олстон-Мур (Англия), где находится в ассоциа-
ции с баритом, кальцитом и галенитом, в месторождениях Арпаклен, Кури-
чай (Туркменская ССР) и в других местах.
Практическое значение. Витерит используется в химиче-
ской промышленности для получения бария и в красильном деле для полу-
чения сульфата бария — красивой белой акварельной краски.
Стронцианит — Sr[CO3|. Назван по месту нахождения вблизи с. Строн-
шен в Шотландии, где впервые был обнаружен.
Химический состав приведен в табл. 104. Содержит до 13%
-СаО. Встречаются также примеси ВаО и РЬО.
Агрегаты и габитус. Обычной формой стронцианита являются
-сплошные зернистые, шестоватые и волокнистые агрегаты. Кристаллы этого
Рис. 296. Габитус кристаллов стронцианита
минерала, как правило, сдвойникованы и имеют псевдогексагональный
внешний вид. Они чаще всего коротко- и длиннопризматические, игольчатые
и копьевидные (рис. 296).
Физические свойства. Стронцианит бесцветный или окра-
шен, имеет желтоватые, зеленоватые и сероватые оттенки. Блеск стеклянный,
на изломе жирный. Спайность практически отсутствует. Твердость, плот-
ность и оптические свойства приведены в табл. 105. В катодных лучах
стронцианит светится слабым светом голубого цвета.
Диагностические признаки минерала — поведение
перед паяльной трубкой и в кислотах. Главные линии на рентгенограммах:
3,51; 2,450; 2,042. В кислотах растворяется легко, с шипением. П. п. т. при
сильном прокаливании вспучивается и по форме становится похожим
на цветную капусту. Сильно светится и окрашивает пламя в интенсивный
карминово-красный цвет.
, Отличие от сходных минералов. В отличие от похо-
жего на него арагонита стронцианит иначе ведет себя перед паяльной
трубкой.
Искусственное получение. Получен стронцианит спла-
влением SrCO3 с NaCl или КС1 и нагреванием в запаянной трубке при 150—
180° С осадка SrCO3 с водой и хлористым аммонием.
480
Образование и месторождения. Стронцианит возни-
кает преимущественно экзогенным путем в жилах и трещинах среди осадоч-
ных пород. Реже наблюдаются его образования в жилах и миндалинах,
возникающих гидротермальным путем в связи с послевулканически ми про-
цессами. Стронцианит встречается в ассоциации с целестином, баритом
и серой в известняках, мергелях и эффузивных породах. Месторождения
стронцианита находятся в Вестфалии (меловой бассейн вблизи Мюнстера)
и Саксонии, на Кавказе (Ахалцихский район), в Поволжье, на Украине
(Кара-Даг, окрестности Феодосии в Крыму).
Разрушение. На земной поверхности стронцианит переходит
в целестин, хотя он известен также как продукт изменения целестина.
Практическое значение. Стронцианит применяется при
рафинировании сахара, в химической промышленности, в пиротехнике.
Церуссит — РЬ[СО3]. Название происходит от латинского слова церус-
са — белило. Синоним — белая свинцовая руда.
Химический состав приведен в табл. 104. Содержит примеси
Sr, Zn и Са.
Агрегаты и габитус. Церуссит встречается в сплошных ско-
плениях, имеющих зернистое и волокнистое строение. Он образует также
5
Рис. 297. Кристаллы (а) и тройниковые сростки кристаллов (б) церуссита
натечные скрытокристаллические и землистые массы и разнообразные кра-
сивые кристаллы — псевдогексагонально-бипирамидальные, столбчатые,
таблитчатые, шестоватые, игольчатые и волокнистые (рис. 297). Столбчатые
кристаллы представляют собой комбинацию бипирамиды {111}, призм
{021} и {110} и пинакоида {010}. Таблитчатые кристаллы образованы раз-
витой плоскостью пинакоида {010}, к которой присоединяются бипирамида
{Ш} и призма {110} и {021}. Широко распространены двойниковые кри-
сталлы церуссита, причем особенно развиты звездчатые группы, а также
тройники прорастания и срастания, образованные пластинчатыми по (010)
кристаллами. Они несколько напоминают кристаллы арагонита. Часто
31 Лазаренко Е. К.
481
встречаются тройники прорастания с такими же пластинчатыми кристал-
лами, но с преобладанием плоскостей бипирамиды {111}.
Физические свойства. Цвет церуссита белый с сероватым,
желтоватым или буроватым оттенком. Отдельные кристаллы часто бесцветны
и прозрачны. Блеск алмазный. Иногда наблюдается несовершенная спай-
ность по (ПО) и (021). Твердость, плотность и оптические свойства приве-
дены в табл. 105. В катодных лучах минерал светится ярким светом зелено-
вато-голубого цвета.
Диагностические признаки церуссита — высокая
плотность и алмазный блеск. Главные линии на рентгенограммах: 3,574;
3,480; 2,487. Растворяется в разведенной HNO3, выделяя углекислоту,
а также в КОН. П. п. т. легко плавится и приобретает желтый цвет, на угле
легко восстанавливается до металлического свинца.
Искусственное получение. В лабораторных условиях
церуссит получен реакцией растворов солей РЬ и карбонатов щелочных
металлов.
Образование и месторождения. Церуссит — типичный экзо-
генный минерал, возникающий в зоне окисления свинцовых месторождений,
причем здесь он образует псевдоморфозы по галениту, англезиту и другим
свинцовым минералам. По церусситу известны псевдоморфозы пироморфита,
глета (РЬО) и др. Церуссит находится почти во всех свинцовых месторожде-
ниях, иногда его скопления имеют промышленное значение. В больших коли-
чествах он имеется в Ледвилле (США), Брокен-Хилле (Австралия), в ряде
районов Восточного Забайкалья (Кадаинское и Тайнинское месторождения),
Алтая и Казахской ССР (Турланское месторождение в Каратау) и в Бере-
говском районе Закарпатья.
Практическое значение. Церуссит — важная свинцовая
РУДа-
Группа доломита
Группу доломита составляют двойные углекислые соли Са, zMg, Fe и Мп.
Кристаллизуются эти минералы в ромбоэдрическом виде симметрии триго-
нальной сингонии — С3i — 3(£®С). Структура их сходна со структурой
кальцита. Из группы доломита мы рассмотрим доломит и анкерит, химический
состав которых приведен в табл. 108, а физические свойства — в табл. 107.
ТАБЛИЦА 107
Физические свойства доломита и анкерита (пространственная группа cL-—(/?3))
Минерал Параметры элемен- тарной ячейки, А Твер- Плот- Оптические свойства
“0 со дость ность пт пр пт- пр
Доломит Анкерит При Fe : 1 4,832 При Fe : N 4,822 4g = 1 : 32 19,92 Lg = 1:1,1 16,1 3,5—4 3,5 2,8—2,9 2,9—3,2 1,681-1,695 1,741 1,500—1,513 1,536 0,180—0,182 0,205
Доломит — CaMg[CO3]2. Назван в честь французского минералога Део-
дата Доломье (1750—1801 гг.). Структурная ячейка содержит одну единицу.
Размеры ячейки приведены в табл. 107.
Агрегаты и габитус. Доломит образует мраморовидные
кристаллическизернистые сплошные массы, часто пористые. Наблюдается
также в кристаллах ромбоэдрического габитуса (рис. 298), на которых глав-
ной формой в отличие от кристаллов кальцита является {1011}. Грани
482
ТАБЛИЦА 108
Химический состав доломита и анкерита (в процентах)
Минерал СаО MgO FeO СО2 Примеси
Доломит 30,4 21,7 47,9 Fe, Мп, Zn, Ni, СО
Анкерит ...... 27,84 9,53 18,77 43,86 Мп
кристаллов часто искривлены, иногда седловидно вытянуты. Довольно
характерными являются седловидные сростки.
Физические свойства. Цвет доломита серовато-белый,
иногда с желтоватым, буроватым и зеленоватым оттенком. Блеск стеклянный.
Спайность совершенная по ромбоэдру (ЮН). Другие физические свойства
приведены в табл. 108.
Диагностические признаки доломита — химический
состав и оптические свойства. Главные линии на рентгенограммах: 2,883;
Рис. 298. Кристаллы (а) и седловидный сросток (б) доломита
2,191; 1,785. В НС1 растворяется медленно, без шипения. П. п. т. не пла-
вится, растрескивается.
Искусственное получение. Доломит получен из раство-
ров карбонатов Са и Mg в атмосфере СО2 под давлением до 10 атм при обыч-
ных температурах.
Образование и месторождения. Доломит возникает
при действии горячих растворов, содержащих магнезиальные соли, на изве-
стняки, а также путем непосредственного отложения из горячих растворов
в рудных жилах. Главные массы доломита образуются экзогенным путем
за счет замещения магнезиальными солями известковых пород по такой
возможной реакции:
2Са[СО3] + MgCl2 = MgCa[CO3]2+СаС12.
Основные спутники доломита — сидерит, родохрозит, серпентин, тальк
и брусит. Во многих случаях доломиты образуются как первичные осадоч-
ные породы в водных соленосных бассейнах. Месторождения доломита
известны в Альпах и в ГДР, а в СССР — на западном склоне Урала (отло-
жения кунгурского яруса пермской системы) и в Московской области в отло-
жениях каменноугольной системы. Значительные скопления доломита
имеются на Украине в соленосных отложениях Донбасса, в Приднестровье
и в юрских отложениях Львовской мульды.
Практическое значение. Доломит используется как огне-
упорный материал, а также как флюс в металлургии, как строительный
материал, в химической промышленности и т. д.
Анкерит — Ca(Mg, Fe)[CO3]2. Получил название в честь австрийского
минералога М. Анкера (1772—1843 гг.). Химический состав приведен
31* 483
в табл. 108. Структурная ячейка содержит Ca(Mg, Fe)ICO3l2, размеры ее
показаны в табл. 107.
Агрегаты и габитус. Анкерит встречается в сплошных зер-
нистых массах в рудных кварц-карбонатных жилах, а также образует
караваеобразные стяжения (типа сферосидеритов) среди осадочных толщ.
Кристаллы его имеют преимущественно чечевицеобразный ромбоэдриче-
ский габитус.
Физические свойства. Цвет анкерита белый, серый с раз-
личными оттенками. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по ромбо-
эдру. Другие физические свойства приведены в табл. 107.
Диагностические признаки минерала — химический
состав и оптические свойства. В НС1 растворяется медленно, без шипения.
П. п. т. растрескивается и буреет (вследствие окисления железа).
Отличие от сходных минералов. Анкерит иногда при-
нимают за сидерит. Отличие устанавливается по светло-синей пленке турн-
булевой сини, которую дает анкерит, смоченный холодным 1-процентным
раствором KsFe(CN)e, подкисленным несколькими каплями НС1.
О б?р азования и месторождения. Анкерит образуется
преимущественно гидротермальным путем ц ассоциирует в рудных жилах
с различными сульфидами. В виде караваеобразных скоплений он отме-
чается совместно с глинистыми частичками среди осадочных пород. Анке-
рит наблюдается в сидеритовых рудах Бакальского месторождения на
Южном Урале, в месторождениях Алтая и на Украине, в кварц-карбонат-
ных жилах Нагольного кряжа в Донбассе, в Закарпатье, а в виде анкери-
тово-глинистых скоплений — в Украинских Карпатах.
Группа малахита
К группе малахита относятся карбонаты меДи, содержащие в своем
составе добавочный анион (ОН)-1. Из них мы рассмотрим малахит и азу-
рит, химический состав которых приведен в табл. 109, а физические свой-
ства — в табл. 110.
ТАБЛИЦА 109
Химический состав малахита и азурита (в процентах)
Минерал СиО СО2 Н2О Примеси
Малахит . . . Азурит .... 71,9 69,2 19,9 25,6 8,2 5,2 Са, Fe
ТАБЛИЦА 110
Физические свойства малахита и азурита
Минерал Параметры элементарной ячейки, А Твер- дость Плот- ность Оптические свойства
ао Ьо СО ₽ ng пт пр ng—пр 2V
Малахит . . 9,48 12,03 3,21 98° 3,5—4 3,9— 4,1 1,909 1,875 1,655 0,254 43°
Азурит . . . 4,97 5,84 10,29 92°24' 3,5—4 3,7— 3,9 1,838 1,758 1,730 0,108 67°
Малахит — CuCu(OH)2[COs). Название происходит от греч. слова
маляхе — мальва (очевидно, по сходству с цветом зелени). Химиче-
ский состав приведен в табл. 109.
484
С CUjGUj, О ОН
Рис. 299. Кристаллическая структура малахита
(Л) и азурита (Б)
Сингония — моноклинная, вид симметрии — призматический —
C2h — 2/m(L2PC). Структурная ячейка содержит Си8(ОН)8[СО3]4.
Размеры ячейки приведены в табл. ПО. Пространственная группа —
C2h — Р2та.
Кристаллическая структура малахита изображена
на рис. 299. Она спроектирована сверху на плоскость (201), в которой раз-
мещены группы СО3. Атомы
меди находятся в деформиро
ванной октаэдрической коор
динации и представлены дву-
мя сортами, вследствие чего
формула минерала принима-
ет вид, написанный выше.
Агрегаты и габи-
тус. Малахит чаще всего
встречается в виде сплошных
мелкозернистых выделений,
заполняющих трещины и пу-
стоты. Иногда он образует
сталактиты, корки и налеты.
Для малахита особенно ха-
рактерны натечные почковид-
ные агрегаты, носящие наз-
вание зеленой , стеклянной
головы (рис. 300); в этих аг-
регатах наблюдается чередо-
он
л
вание различных по яркости окраски зон, изменяющихся от ярко-зеленых до
почти бесцветных. Часто наблюдаются лучисто-жилковатые агрегаты мала-
хита. Землистые разности называются медной зеленью. Кристаллы малахита
встречаются редко. Облик их обычно призматический, игольчатый до волок-
нистого: он обусловлен развитием пинакоидальных граней {100} и {010},а
Рис. 300. Отшлифованные натечные агрегаты малахита из Нижнего Та-
гила (Музей Свердловского горного института)
также призмы {НО}, имеющей иногда подчиненное значение. Кристаллы
малахита почти всегда представляют собой двойниковые сростки по (100)
(рис. 301).
Физические свойства. Цвет малахита изменяется от ярко-
зеленого до почти белого. Блеск стеклянный до алмазного. Кристаллы мала-
485
хита имеют совершенную спайность по (201), однако поскольку отдельные
кристаллы и кристаллические агрегаты встречаются очень редко, такую
спайность можно наблюдать только в исключительных случаях. Под микро-
скопом спайность видна довольно часто в виде трещинок. Другие физические
свойства малахита приведены в табл. 110.
Диагностические признаки минерала — зеленый цвет,
натечные формы и радиально-волокнистое строение. Главные линии на рент-
Рис. 301. Габитус кристаллов малахита («) и азурита (б)
генограммах: 3,63; 2,82; 1,509. В НС1 растворяется с шипением. П. п. т. пла-
вится и дает королек меди. В закрытой трубке чернеет и выделяет воду.
Отличие от сходных минералов. От похожей на него
хризоколлы и других медных минералов зеленого цвета малахит отличается
поведением в НС1 (выделяет СО2).
Образование и месторождения. Малахит возникает
в верхних горизонтах медных месторождений за счет окисления первичных
медьсодержащих минералов. Часто он образует псевдоморфозы по само-
родной меди, куприту, церусситу и азуриту. Мировую известность полу-
чили уральские месторождения малахита — Гумешевское (к юго-западу
от Свердловска) и Мед нор уд янское (вблизи Нижнего Тагила), где была
найдена глыба малахита весом около 320 т.
Практическое значение. Вместе с другими медными мине-
ралами малахит используется как медная руда. Он является ценным поде-
лочным камнем, а также используется при изготовлении краски. Уральским
малахитом облицованы колонны Исаакиевского собора в Ленинграде.
Азурит — Си2Си(ОН)2|СОз]2. Название происходит от персидского слова
лазавард — голубой. Синоним — медная лазурь.
Химический состав приведен в табл. 109.
Сингония — моноклинная, вид симметрии — призматический —
С2/1 — 2lm(L2PC). Пространственная группа C'°h — P2i/c.
В кристаллической структуре азурита так же, как
и в структуре малахита, представлены атомы Си двух сортов. Cut окружены
20 + 2ОН в виде прямоугольника, а Сид 30 + 2ОН в виде тетрагональной
486
пирамиды. Прямоугольники и тетрагональные пирамиды соединены через
общие ОН-группы (см. рис. 299).
Агрегаты и габитус. Азурит имеет четко выраженную кри-
сталлографическую индивидуальность. Кристаллы его хорошо образованы,
хотя и очень мелкие. При рассмотрении подлупой тонкозернистых агрегатов
азурита всегда обнаруживается, что они состоят из отдельных более или
менее отчетливых кристалликов. Облик кристаллов довольно разнообраз-
ный — таблитчатый и призматический с развитием плоскости пинакоида
(001), призматический (см. рис. 301) и ромбоэдроподобный (см. рис. 33).
В таблитчатых кристаллах, кроме плоскости пинакоида {001}, развиты
также плоскости пинакоида {100} и призмы {ПО}. Землистые разности
азурита называются медной синью.
Физические свойства. Цвет минерала темно-синий; зерни-
стые скопления азурита голубые. Цвет черты голубой. Блеск стеклянный,
спайность совершенная по (100). Другие физические свойства приведены
в табл. ПО.
Диагностические признаки азурита — синий цвет
и ассоциация с вторичными минералами меди. Главные линии на рентгено-
граммах: 5,20; 3,67; 3,53. Растворяется в кислотах (с шипением), а также
в аммиаке. П. п. т. чернеет и легко плавится; в восстановительном пламени
дает королек меди.
Образование и месторождения. Азурит возникает
вместе с малахитом в верхних горизонтах медных месторождений за счет
окисления медных минералов. Часто он замещается малахитом, который
образует псевдоморфозы по азуриту. Известны также псевдоморфозы азу-
рита по малахиту, куприту, церусситу и тетраэдриту. Крупные хорошо
образованные кристаллы азурита найдены на Алтае и в месторождении
Тсумеб в Африке.
Практическое значение. Вместе с другими медными мине-
ралами азурит используется как медная руда. Кроме того, он используется
при изготовлении синей краски. Z
Группа паризита
Из этой группы мы рассмотрим довольно редкий минерал паризит —
Ce2CaF2[CO3]3. Название получил по фамилии Париза — владельца руд-
ника Музо в Колумбии, где минерал был встречен впервые.
Химический состав: Се2О3 = 30,56%;
La2O3 = 30,33%;СО2 = 24,58%; СаО = 10,44%; F — 7,07%.
Содержит примеси Y (до 7,86%), Pd, Nd, Sm.
Сингония тригональная, вид симметрии три-
гонально-пирамидальный С3 — 3(L3). Структурная
ячейка содержит 18 единиц. Пространствен-
ная группа Q— 7?3; ah = 7,18, ch =84,1; ah : ch=
1,301 : 9. В основе кристаллической струк-
туры находятся радикалы [СО3], которые соединяются
ионами Са, Се и F. Се, F и Са образуют своеобразные
«слои», чередующиеся вдоль оси с.
Агрегаты и габитус. Образует зернистые
выделения, а также кристаллы боченковидного и копье-
видного облика (рис. 302).
Физические свойства. Цвет паризита жел-
тый, коричневый. Цвет черты желтовато-белый. Прозрач-
ный. Блеск стеклянный до смолистого, на плоскостях от-
от
Рис. 302. Кри-
сталл паризита
дельности — перламутровый. Излом полураковистый до занозистого.
Хрупкий. Спайность ясная; иногда четкая отдельность по (0001). Твер-
дость — 5—5,5. Плотность — 4,4. Оптические свойства: одно-
осный, положительный; ng = 1,757, пт = 1,676, ng — пт = 0,081.
487
Диагностические признаки. Растворяется в крепких
кислотах. П. п. т. светится. Главные линии на рентгенограммах: 12,3;
4,29; 2,55.
Образование и месторождения. Встречается в гидро-
термальных месторождениях, генетически связанных с щелочными сиени-
тами и гранитами, а также в изумрудоносных пегматитах (Музо в Колум-
бии).
Практическое значение. Может рассматриваться как
источник редких земель цериевой группы.
Группа содовых минералов
К группе содовых минералов относятся термонатрит — Na2[CO3]-H2O,
сода — Na2[CO3] -10Н2О, а также трона — Na3H[CO3]2-2Н2О. Эти мине-
ралы встречаются в виде кристаллических корок, налетов, а также плот-
ных и мучнистых масс, иногда кристаллов (рис. 303). Все они бесцветны
или белые и имеют стеклянный блеск. За исключением термонатрита, кри-
сталлизующегося в ромбической сингонии, содо-
вые минералы относятся к призматическому клас-
\ су моноклинной сингонии.
у Т У Образование и месторожде-
\__________[s ния. Содовые минералы представляют собой хи-
мические озерные осадки, а также выцветы почв.
Рис. 303. Кристалл троны Сода отлагается в озерах в холодный период, в дру-
гих условиях осаждается термонатрит. Кроме того,
незначительное количество этих минералов возникает при пневматолито-
вых и гидротермальных процессах. Содовые минералы известны на Везу-
вии и Этне, в содовых озерах Китая, Индии, Северной Америки (Калифор-
ния и Невада в США). Они имеются также в содовых озерах Западной Си-
бири (Кулундинская степь) и Казахстана.
Практическое значение. Содовые минералы используются
для получения соды.
ЛИТЕРАТУРА
Бетехтин А. Г. Курс минералогии. Госгеолтехиздат, 1961.
Казаков А. В., Тихомиров М. М., Плотникова В. И. Систе-
ма карбонатных равновесий. Тр. ИГН АН СССР, вып. 152, 1957.
Лазаренко Е. К. Курс мтералогн, ч. II. Видавн. Льв1вськ. ун-та, 1959.
Лазаренко Е. К., Матковский О. И. О так называемых фонтен-
бловских кальцитах. Минерал, сб. Львов, ун-та, Ns 15, 1961.
Лазаренко Е. К., Матковский О. И. Церусситы Закарпатья. Мине-
рал. сб. Львов, ун-та, Ns 14, 1960.
Страхов Н. М., Цветков А. И. О парагенезисе карбонатных минералов
в отложениях соленых лагунных водоемов. Материалы позн. геол, строения СССР.
Московск. об-во испыт. природы, новая серия, вып. 3, 1946.
Типы доломитовых пород и их генезис. Сб. статей. Изд-во АН СССР, 1956.
Христофоров Б. С. Об образовании церуссита. Зап. Всесоюзн. минералог,
об-ва, ч. 86, вып. 4, 1957.
Цветков А. И., Вальяшихина Е. П., П и л о я н Г. О. Дифферен-
циальный термический анализ карбонатных минералов. «Наука», 1964.
Brooks R., Clark L., Thurston E. E. Calcium carbonate and its hyd-
rates. Philos. Trans. Roy. Soc. Ser. A. V. 243, London.
Burns T. H., В г e d i g M. A. Transformation of calcite to aragonite by grin-
ding. J. Chem. Phys. V. 25, N 6, 1956.
Dana J. D., P a 1 a c h e Ch., Berman H., Frondel C. The system of
Mineralogy. V. 11. Seventh Edition. London, 1946. Есть русский перевод. ИЛ, 1953.
Ford W. Studies in the calcite group. Trans. Connecticut Acad. Arts and Soi.
V. 22, 1917.
Frondel С., В auer L. H. Kutnahorite. A manganese dolomite, СаМп(СОз)2-
Amer. Mineral. V. 40, N 7—8, 1955.
Gal Ion i E. E. The crystal structure of ferroan Zincian chrosite. Amer,
Mineral. V. 35, Ns 7—8, 1950.
488
КЛАСС ВОЛЬФРАМАТОВ И МОЛИБДАТОВ
Класс вольфраматов и молибдатов объединяет минералы, являющиеся
солями вольфрамовой и молибденовой кислот. К этому классу относится
около 15 минералов, среди которых по количеству явно преобладают мо-
либдаты.
Состав вольфраматов и молибдатов можно выразить общей формулой
RIXOJ, где R— главным образом Са, Fe, Мп, РЬ и U6+, а X = W и Мо.
Минералы этого класса часто содержат в своем составе водород и являются
либо водными, либо основными соединениями.
В основе структуры вольфраматов и молибдатов лежат несколько
искаженные тетраэдры [WOJ2+ и [МоО4]2+, которые увязываются в общую
структуру при помощи катионов. Искажение тетраэдров связано со сжатием
идеальной тетраэдрической группы вдоль оси второго порядка. По величине
межатомных расстояний R — О атомы W6+ и Мо6+ характеризуются устой-
чивым координационным числом 6, но при соединении их с указанными
выше катионами (главным образом R2+) они приобретают четверную коор-
динацию, резко повышая прочность связи в радикалах. Это определяет
преобладание среди вольфраматов и молибдатов островных структур.
По своему происхождению вольфраматы и молибдаты являются
по преимуществу экзогенными минералами и часто находятся в тонкодис-
персном состоянии. Некоторые из минералов этого класса образуются
гидротермальным и пневматолитовым путем.
По структурным особенностям вольфраматы и молибдаты относятся
к островным, цепочечным и слоистым минералам. Из них мы рассмотрим
следующие группы:
Минералы островного строения
Группа шеелита
Минералы цепочечного строения
Группа вольфрамита
Минералы слоистого строения
Группа ферритунгстита
МИНЕРАЛЫ ОСТРОВНОГО СТРОЕНИЯ. ГРУППА ШЕЕЛИТА
Из минералов этой группы мы рассмотрим шеелит, повеллит и вуль-
фенит. Минералы кристаллизуются в тетрагональной сингонии, в тетра-
гонально-дипирамидальном виде симметрии Cih — 4/т(Ь^РС). Структурная
ячейка содержит 4 единицы с такими размерами:
Минерал Оо с0
шеелит Ca[WO*l 5,25 11,40
повеллит Са[Мо04] 5,24 11,46
вульфенит Pb[MoO4j 5,42 12,10
В основе структуры минералов этой группы лежит структура шеелита,
представленная изолированными, несколько искаженными анионными
тетраэдрическими группами [WOJ, которые соединяются между собой
катионами кальция. Структурная ячейка представляет собой тетрагональ-
ную призму (рис. 304).
Состав шеелита и повеллита довольно изменчив, главным образом
за счет взаимных изоморфных замещений W и Мо. В шеелите содержание
МоО3 достигает 24%, а в повеллите содержание WO3—до 10,3%. В место-
рождениях СССР эти минералы изучались Н. А. Смольяниновым.
Шеелит назван в честь шведского химика Карла Шееле, который открыл
в шеелите присутствие окиси вольфрама.
Химический состав: СаО — 19,4%, WO3 — 80,6%. Содер-
жит примеси, кроме МоО3 также СиО, иногда редкие земли.
Агрегаты и габитус. Шеелит встречается в виде зернистых
вкраплений, друз и единичных кристаллов. Габитус кристаллов бипирами-
48»
Н. А. Смольянинов
дальний. Главные формы бипирамиды
{111} и {101}. В тех случаях когда
кристаллы шеелита ограничены только
плоскостями бипирамиды {101}, очень
близкой по форме к октаэдру, наблюда-
ется октаэдроподобный габитус кристал-
лов (рис. 305). Как редкий случай сле-
дует отметить таблитчатый облик,
обусловленный максимальным развитием
пинакоида {001}. Часто отмечаются
двойники прорастания по (100); они
похожи на единичные кристаллы, од-
нако узнаются по перистой штриховке
или малым входящим углам между гра-
нями (131) двух индивидов.
Физические свойства.
Цвет шеелита белый и желтовато-белый,
иногда буровато-зеленовагый и даже
красный. Цвет черты белый. Блеск жир-
новатый, алмазный. Твердость — 4,5.
Хрупкий. Спайность совершенная по
(111). Плотность — 5,8—6,2. Оптиче-
ские свойства: одноосный, положитель-
ный; ng = 1,937, пт = 1,920, ng—
— пт = 0,017. В коротковолновых ультрафиолетовых, в катодных и рентге-
новских лучах светится с меняющейся окраской в зависимости от состава.
Диагностические признаки шеелита — октаэдропо-
добный габитус кристаллов, высокая плотность, характерный блеск и харак-
терное свечение голубым цветом в коротковолновых ультрафиолетовых лучах.
Главные линии на рентгенограммах: 3,15; 1,952; 1,590. Растворяется в НС1
и HNO3, образуя желтый порошок водной окиси вольфрама, которая раство-
ряется в аммиаке. П. п. т. с трудом
сплавляется в полупрозрачное стекло.
Отличие от сходных ми-
нер а л о в. Шеелит можно спутать с
кальцитом, кварцем и баритом. Отли-
чия: кальцит имеет ромбоэдрическую со-
вершенную спайность, легко растворя-
ется в НС1 с бурным выделением СО2;
кварц имеет большую твердость; барит
отличается более совершенной спай-
ностью, имеет меньшую твердость и
меньшую плотность.
Искусственное получе-
н и е. Шеелит получен сплавлением
Na2WO4cCaCl2 и NaCl, а также при на-
гревании CaWO4 с Са в струе газа НС1.
Образование и место-
рождения. Промышленные место-
рождения шеелита образуются контак-
тово-метасоматическим путем и явля-
ются составной частью скарнового
комплекса минералов. Подобные место-
рождения шеелита залегают обычно
Рис. 304. Кристаллическая струк-
тура шеелита
на контакте гранитов и карбонатных
пород в виде тел неправильной формы. Спутниками шеелита в месторож-
дениях этого типа являются пироксены, гранаты, плагиоклазы и сульфиды
(как халькопирит, пирит, арсенопирит, пирротин, иногда молибденит).
490
Также они известны в связи с гидротермальными процессами. В гидротер-
мальных месторождениях шеелит встречается в подчиненном количестве
в кварцевых жилах вместе с арсенопиритом, пиритом, карбонатами, золо-
том и галенитом. Крупные месторождения шеелита скарнового типа извест-
ны на п-ве Корея (Сангдонг) и в Малайском архипелаге (Крамат-Пулай),
а также в ряде западных штатов США. К месторождениям гидротермаль-
ного характера относятся Циновец (Чехословакия), месторождения Кор-
нуэлла (Англия) и северной части острова Тасмания. В Бернском Оберланде
Рис. 305. Габитус кристаллов шеелита (справа — двойник прорастания)
(Швейцария) были найдены кристаллы весом в 932 г. В СССР шеелит встре-
чается в скарновых месторождениях Узбекистана, в Кузнецком Алатау
и на Урале (Боевское месторождение).
Разрушение и псевдоморфозы. На земной поверхности
шеелит неустойчив и переходит в тунгстит. Иногда он образует значитель-
ные россыпные месторождения. Известны псевдоморфозы шеелита по воль-
фрамиту. Псевдоморфозы по шеелиту образуют вольфрамит, кварц, каоли-
нит, висмутин и редко — тунгстит.
Практическое значение. Шеелит является важной воль-
фрамовой рудой.
Повеллит — Са[МоО4]. Назван в честь американского геолога Джона
Повелла (1834—1902 гг.).
Химический состав: СаО — 28%, МоО3— 72%.
Агрегаты и габитус. Для повеллита характерны звездчатые
агрегаты, образующие псевдоморфозы по молибдениту,
лита обычно мелкие и имеют,
как правило, тетрагонально-би-
пирамидальный и тонкотаблит-
чатый габитус (рис. 306).
Физические свой-
ства. Цвет повеллита блед-
но-желтый и желтовато-зеленый.
Цвет черты светлый с желтова-
тым или зеленоватым оттенком.
Блеск алмазный. Спайность от-
Кристаллы повел-
сутствует. Излом неровный. рис 3Q6 г кристаллов повеллита
Твердость — 3,5. Хрупкий.
Плотность — 4,25—4,52. Опти-
ческие свойства: одноосный, положительный; ng = 1,984, пт = 1,974.
Диагностические признаки минерала — бледно-желтый
цвет и бипирамидальный габитус кристаллов. Для псевдоморфоз по молиб-
дениту характерны пластинчатые реликтовые формы. Главные линии на
рентгенограммах: 3,11; 1,922; 1,249. Растворяется в НО и HNO3. П. п. т.
сплавляется в серую массу.
Образование. Повеллит возникает в зоне окисления молибдено-
вых месторождений за счет молибденита, по которому часто образует
псевдоморфозы. Очень редко встречается как гидротермальный
минерал.
491
Практическое значен и'е. Иногда повеллит образует зна-
чительные скопления и тогда используется вместе с молибденитом как
молибденовая руда, применяющаяся для изготовления специальных сор-
тов стали.
Вульфенит — назван так в честь австрийского минералога Франца
Вюльфена (1728—1805 гг.). Синоним — желтая свинцовая руда.
Химический состав: РЬО — 61,4%, МоО3 — 38,6%. Иногда
содержит примеси CaO, CuO, MgO, WO3, а также Сг2О3 и V2OS.
Агрегаты и габитус. Вульфенит встречается чаще всего
в виде единичных кристаллов, друз и корок. Облик его кристаллов обычно
таблитчатый, реже — бипирамидальновидный (рис. 307). Кристаллы таб-
литчатого облика представлены тонкими квадратными пластинками с ком-
бинацией пинакоида {001} и ряда пирамид— {102}, {101}, {111} и {113}.
На кристаллах бипирамидальновидного облика главная роль принадле-
жит не пинакоиду, а пирамидальным граням.
Физические свойства. Цвет вульфенита чаще всего воско-
во- и медово-желтый до оранжево-желтого, реже серый, желтовато-зеленый,
еще реже этот минерал бывает бесцветным. Черта бесцветная или очень
Рис. 307. Габитус кристаллов вульфенита
слабо окрашена. Блеск алмазный, на изломе жирный. Спайность совер-
шенная по (111). Твердость — 3. Плотность — 6,3—7,0. Оптические свой-
ства: двухосный, отрицательный, пт = 2,40, пр = 2,28, пт — пр — 0,12.
Диагностические признаки вульфенита — цвет,таблит-
чатый облик, алмазный блеск и высокая плотность. Главные линии на рент-
генограммах: 3,17; 2,00; 1,77. Растворяется в H2SO4 и щелочах. Разлагается
в НС1 (с выделением белой пленки РЬС12) и в HNO3 (с выделением окиси
молибдена). П. п. т. плавится; с фосфорной солью дает в окислительном
пламени желтовато-зеленое, а в восстановительном — темно-зеленое стекло.
Отличие от сходных минералов. Похожие на вуль-
фенит пироморфит и миметезит образуют в отличие от него гексагонально-
призматические кристаллы, а крокоит — шестоватые и призматические
кристаллы.
Искусственное получение. Вульфенит получен при
сплавлении молибдата аммония или натрия с РЬС12 и NaCl.
Образование и месторождения. Вульфенит обра-
зуется в зонах окисления свинцовых месторождений. Он находится здесь
в ассоциации с галенитом, церусситом, пироморфитом, ванадинитом, кала-
мином и другими вторичными минералами. Вульфенит встречается в виде
псевдоморфоз по кальциту, церусситу, пироморфиту и миметезиту.
По вульфениту известны псевдоморфозы кварца. Вульфенит известен
в свинцовых месторождениях Аризоны (США), Каринтии (Австрия),
в месторождении Пршибрам (Чехословакия). В Советском Союзе он встре-
чается в зоне окисления ряда свинцовых месторождений.
Практическое значение. Значительные скопления вуль-
фенита вместе с другими вторичными минералами свинца используются как
свинцовая и молибденовая руда.
492
МИНЕРАЛЫ ЦЕПОЧЕЧНОГО СТРОЕНИЯ. ГРУППА ВОЛЬФРАМИТА
К этой группе принадлежит минеральный вид переменного состава
вольфрамит — (Fe, Mn)[WO4J, изменяющийся от железистого члена фербе-
рита Fe[WO4] до марганцовистого члена гюбнерита Mn[WOJ. Название
вольфрамита происходит от немецких слов вольф — волк и рам — пена
(примесь этого минерала в оловянных рудах вызывает появление пены
на поверхности выплавленного олова). Ферберит назван по фамилии
немецкого исследователя Рудольфа Фербера, а гюбнерит — по фамилии
фрейбергского металлурга Адольфа Гюбнера.
Химический состав и размеры структурной ячейки приве-
дены в табл. 111. Как примеси присутствуют Та (до 2%), Mg и Sc.
ТАБЛИЦА 111
Химический состав и размеры структурной ячейки минералов группы вольфрамита
Минерал Химический состав, % Параметры ячейки, А
МпО FeO wo3 ао Ьо со ао : Ьо ' со Р
Гюбнерит 23,42 76,58 4,85 5,77 4,99 0,840: 1 : 0,863 90°53'
Вольфрамит 8,31— 20,29 5,33— 15,75 74,78— 75,45 4,78 5,73 4,98 0,834 : 1 : 0,869 90'26'
Ферберит — 23,65 76,35 4,71 5,70 4,94 0,826: 1 : 0,866 90°
Сингония — моноклинная, вид симметрии — призматический —
С2к — 2ltn(LzPC). Структурная ячейка содержит (Мп, Fe)2[WO4]2. Про-
странственная группа — C2h — Р2/с.
Кристаллическая структура вольфрамита считалась
типичной островной, основой которой являются изолированные тетраэдры
[WO41. Структурные исследования, проведен-
ные в последние годы, показали, что в ос-
нове структуры вольфрамита находятся зиг-
загообразные цепочки из октаэдров [(Мп,
Fe)O6] и [WO6], направленные вдоль оси с.
Между собой цепочки соединяются через об-
щие (три) вершины октаэдров (рис. 308). По
структуре вольфрамит весьма близок к ко-
лумбиту и, возможно, должен относиться к
сложным окислам.
Агрегаты и габитус. Вольфра-
мит встречается В виде СПЛОШНЫХ Скоплений, рис. 308. Кристаллическая
образуя крупнозернистые агрегаты, а также структура вольфрамита
в виде толстотаблитчатых и призматических,
а иногда шестоватых кристаллов. На кри-
сталлах толстотаблитчатого облика главными формами являются пинакоид
{100} и призма {НО}; кроме того, наблюдаются призма {011} и пинакоид
{102}. Призматические и шестоватые кристаллы вольфрамита обычно вытя-
нуты вдоль [ООП и образованы теми же формами {100}, {010} и {102}
(рис. 309, а, б, в). Для вольфрамита характерны двойники по (100). Такой
двойник изображен на рис. 309, г, д; тут развиты формы {100}, {НО}, {102}
и {ОН}. Иногда встречаются тетрагональные кристаллы, которые, вероятно,
представляют собой псевдоморфозу вольфрамита по шеелиту. Такие обра-
зования принято считать разностью вольфрамита, называемой рейнитом.
Физические свойства. Цвет вольфрамита буро-черный,
а марганцевых разновидностей — до красновато-коричневого. Важное
диагностическое значение имеет черта, цвет которой изменяется от красно-
бурого (почти черного) у ферберита до светло-желтого у гюбнерита. Блеск
493
на плоскостях спайности алмазный. Спайность совершенная по (010). Излом
неровный. Твердость — 4,5—5,5. Плотность высокая, колеблется от 6,7
до 7,5 и повышается при большем содержании железа в минерале.
Оптические свойства: двухосный, положительный; ng =
= 2,32, пт = 2,22, пр = 2,17; 2V = 75°. Отражательная способность-
14—17%. Показатель преломления и отражательная способность изме-
няются в зависимости от содержания железа. Богатые железом разности
слабомагнитны.
Диагностические признаки вольфрамита — цвет мине-
рала, цвет черты, высокая плотность и совершенная спайность в одном
направлении. Главные линии на рентгенограммах: 2,989; 2,497; 1,783 (для
Рис. 309. Кристаллы (а, б, в) и двойники (г, д) вольфрамита
гюбнерита); 2,933; 2,188; 1,711 (для ферберита). Растворяется в горячей
концентрированной H2SO4 и НС1, а также в царской водке. П. п. т. легко-
плавится, образуя магнитный королек.
Отличие от сходных минералов. Вольфрамит можно-
спутать с темным сфалеритом, а также с колумбитом, танталитом и касси-
теритом, от которых он отличается спайностью (для сфалерита характерна
спайность в нескольких направлениях, у вольфрамита спайность несовер-
шенная).
Искусственное получение. Вольфрамит получен из рас-
плава NaJWOJ, NaCl и МпС12 или Fe2Cl2, а также при сильном нагревании
смеси WO3 и Fe2O3 в струе газа НС1.
Образование и месторождения. Основным источником
вольфрамита являются гидротермальные месторождения. Они обычно пред-
ставлены кварцевыми жилами, которые связаны с породами гранитоидной
магмы. Вольфрамит встречается здесь вместе с пиритом, пирротином,
сфалеритом, галенитом. К этому типу принадлежат крупнейшие мировые
месторождения вольфрамита, расположенные в провинции Юньнань и на
п-ве Квантуй в Китае. Также известны месторождения вольфрамита пнев-
матолитового происхождения и в россыпях. В пневматолитовых место-
рождениях вольфрамит встречается в грейзенизированных зонах в ассо-
циации с флюоритом, слюдами, бериллом, топазом, кварцем, арсенопиритом,
пиритом, пирротином, молибденитом, касситеритом.
Крупные россыпные месторождения вольфрамита известны в странах
Малайского архипелага и Индокитая, где этот минерал встречается вместе
с касситеритом. В СССР вольфрамит известен в ряде мест Забайкалья,
в частности в Нерчинском районе.
Разрушение. Вольфрамит выветривается сравнительно трудно,
однако в конце концов превращается в гидроокислы железа и марганца,
а также в ферритунгстит (вольфрамовую охру).
Практическое значение. Вольфрамит является важной
вольфрамовой рудой, которая используется в металлургической промыш-
ленности при производстве особых сортов стали и сплавов вольфрама с хро-
мом, кобальтом и другими металлами, а также при изготовлении сверх-
твердых сплавов.
494
МИНЕРАЛЫ СЛОИСТОГО СТРОЕНИЯ. ГРУППА ФЕРРИТУНГСТИТА
К группе ферритунгстита относятся еще недостаточно изученные вод-
ные вольфраматы и молибдаты. Из них мы рассмотрим ферримолибдит
и ферритунгстит.
Ферримолибдит— FeJ3[MoO4]3-7H2O. Получил название по составу.
Химический состав: Fe2O3 — 18,47—21,84%, МоО3— 58,71 —
61,57%, Н2О— 17,36—20,19%.
Сингония — ромбическая.
Агрегаты. Ферримолибдит наблюдается в виде волокнистых или
чешуйчатых масс, а также в виде землистого порошка или пленок канарееч-
но-желтого и сернисто-желтого цвета.
Физические свойства. Цвет ферримолибдита канареечно-
желтый. Цвет черты светло-желтый. Спайность совершенная по (001). Твер-
дость — 2. Плотность — 4,5. Оптические свойства: двухосный, положи-
тельный; ng = 1,87—2,05, пт = 1,733—1,79, пр — 1,720—1,78. Раст-
воряется в кислотах и разлагается в аммиаке. П. п. т. легко плавится.
Ферримолибдит представляет собой продукт окисления молибденита, вместе
с которым обычно встречается в зонах окисления.
Ферритунгстит — Ca2Fe2+Fe+3| WO4]7-9H2O. Название получил по со-
ставу.
Химический состав: F2O3 — 31,95, WO3 = 46,42%, Н2О —
21,63%.
Сингония — гексагональная.
Агрегаты. Обычная форма ферритунгстита — землистые налеты,
состоящие из микроскопических пластинок.
Физические свойства. Цвет минерала светло-желтый или
буровато-желтый. Оптические свойства: одноосный, отрицательный; пт =
= 1,80, пр — \,Т2.. Другие свойства не изучены.
Диагностические признаки. В кислотах ферритунгстит
растворяется с выделением желтой вольфрамовой окиси.
Образование и месторождения. Ферритунгстит найден
как продукт окисления вольфрамита в месторождениях Дир-Грейл в штате
Вашингтон (США) и Серро-Ликинасте в Аргентине.
ЛИТЕРАТУРА
Бетехтин А. Г. Курс минералогии. Госгеолтехиздат, 1961.
Лазаренко Е. К. Курс мшералогп, ч. II. Видавн. Льв1вськ. унь
верс., 1959.
Христофоров Б. С. Вещественный (рациональный) анализ вольфрамовых
руд. Изд-во Сибирск. отдел. АН СССР, 1963.
Христофоров Б. С. О механизме образования ферритунгстита. Зап.
Всесоюзн. минералог, об-ва, ч. 84, вып. 1, 1955.
Христофоров Б. С. О некоторых причинах различной растворимости
вольфраматов и молибдатов. Сб. тр. ВНИИцветмета, № 1, Металлургиздат, 1956.
X а с и и Р. А. О зональности изоморфного ряда ферберитовогюбнеритовых
вольфрамовых месторождений. Докл, АН СССР, т. 64, № 1, 1949.
Dana J. D., Dana Е. S., Palache Ch., Berman H., F г о n d e 1 C.
The system of Mineralogy. Vol. II. Seventh Edition. New York, 1951. Есть русский
перевод. ИЛ, 1953.
КЛАСС ХРОМАТОВ
Класс хроматов образуют соли хромовой кислоты. К этому классу
относится всего 9 минералов, часть из которых имеет в своем составе допол-
нительные анионы [РО4], 1СО3] и [ВО3].
В структурном отношении для хроматов характерно содержание изо-
лированных групп [CrOJ2-, соединяющихся с помощью катионов, т. е. хро-
маты являются минералами с островной структурой.
495
Мы опишем только крокоит — РЬ[СгО4] — наиболее распространенный
из хроматов. Название крокоита происходит от греч. слова крокос — шаф-
ран (благодаря оранжево-желтому цвету). Синоним — красная свинцо-
вая руда.
Химический состав: РЬО — 68,9%, Сг2О3 — 31,1 %. Иногда
содержит примеси Ag и Zn.
Сингония — моноклинная, вид симметрии — призматический —
C2h — 2/m(LzPC). Структурная ячейка содержит РЬ4[СгО4]4;
а0 = 7,12, Ьо = 7,43, с0 = 6,79; а0 : Ьо : с0 = 0,960 : 1 : 0,919, ₽ = 102°27'.
Пространственная группа С2д — P2Jc.
Агрегаты и габитус. Крокоит встречается в виде друз и тон-
ких друзовых корочек по трещинам вмещающих пород и первичных рудных
минералов. Кристаллы его имеют призматический габитус, главными фор-
мами на них являются призмы {110}, {120} и {111}, а также пинакоид {401}
001 001
Рис. 310. Призматические (а) и остро-
ромбоэдровидные (б) кристаллы кроко-
Ита
(рис. 310). Иногда встречаются кристаллы остроромбоэдровидного облика,
образованного теми же формами, но несколько по-другому развитыми.
Физические свойства. Цвет минерала яркий оранжево-крас-
ный. Цвет черты оранжево-желтый. Блеск алмазный. Спайность совершен-
ная по (ПО). Твердость — 2,5—3. Хрупкий. Плотность — 6,1. Оптические
свойства: двухосный, положительный; ng — 2,66, пт — 2,37, пр = 2,31,
ng — пт — 0,35; 2 V = 54.°
Диагностические признаки крокоита — оранжево-
красный цвет, габитус кристаллов и высокая плотность. Главные линии
на рентгенограммах: 3,258; 1,965; 1,846. Растворяется в горячей НО, выде-
ляя С1 и осаждая РЬС12. П. п. т. легко плавится, дает королек свинца.
Образование и месторождения. По своему происхо-
ждению крокоит является экзогенным минералом. Он возникает в зоне
окисления месторождений за счет разрушения свинцовых первичных руд,
продукты которых взаимодействуют с хромом, находящимся во вмещающих
породах. Крокоит обычно ассоциирует с вторичными свинцовыми минера-
лами. Крокоит встречен в окрестностях Дундаса в Тасмании, откуда извест-
496
ны красивые друзы его кристаллов длиной до 10 см, а также в верхних
горизонтах Березовского месторождения на Урале, где он был впервые
найден.
Практическое значение. Промышленного значения мине-
рал не имеет, поскольку распространение его незначительное.
ЛИТЕРАТУРА
Болдырев А. К. Курс описательной минералогии, вып. III. ОНТИ, 1935.
Чирва Е. Ф. Крокоит из Березовского рудника близ Екатеринобурга на
Урале, Тр. Минерал, музея АН СССР, т. 1, 1926.
Hintze С. Handbuch der Mineralogie. В. 1, Abt. 3, Н. 2, Berlin und
Leipzig, 1930.
КЛАСС СУЛЬФАТОВ
Класс сульфатов составляют соли серной кислоты. К этому классу
относится более 150 минералов; некоторые из них содержат дополнительные
анионы [РО4], [AsOJ, [СО3] и др. Главными катионами являются Fe3+, Na,
К, Al, Са, РЬ, Мп и Zn.
Среди сульфатов имеются простые и двойные, а также безводные и вод-
ные соли, причем последним принадлежит особенно большая роль. В двой-
ных солях главными катионами, комбинирующимися между собой, являются
Na, К, Al, Fe3+, Mg, Са и другие, ме-
нее распространенные.
Основой структуры сульфатов
является анионная группа [SO4]2-,
в которой ионы кислорода тетраэд-
рически окружают шестивалентный
ион серы. В общую структуру такие
группы соединяются с помощью кати-
онов, добавочных анионов или моле-
кул воды, вследствие чего возникают
островные, цепочечные и слоистые ти-
пы структур. Соответственно размерам
катионов они имеют координацию
6,8 или 12.
Сульфаты кристаллизуются в ос-
новном в низших сингониях, главным
образом в моноклинной (50 минера-
лов) и ромбической (30 минералов).
Сульфаты встречаются в виде хорошо
образованных кристаллов, а также
волокнистых, лучистых, землистых
и зернистых агрегатов. Облик кри-
сталлов главным образом изометри-
ческий, исключение составляют те
минералы, в составе которых важную
роль играют молекулы воды. Боль-
шинство сульфатов бесцветны. Разные
Рис. 311. Кривые нагревания суль-
фатов:
1 — тенардит, 2 — алунит, 3 — галотри-
хит, 4 — мелантерит, 5 — гипс
оттенки желтого и зеленого цветов
имеют только сульфаты, в состав ко-
торых входят Fe3+, Fe2+ и Cu2+.
Существует также полная зависимость между химическим составом
и многими другими физическими свойствами сульфатов. Так, с повышением
плотности (от сульфатов Al, Mg, К и Na до сульфатов Fe и Си) увеличи-
вается светопреломление, а также твердость сульфатов. Показатель пре-
32 Лазаренко Е. К.
497
ломления колеблется от 1,40 (для мирабилита — Na2[SO4J-10H2O до 2,00
(для ланаркита — Pb2O[SO4]). Плотность изменяется от 1,49 (мирабилит^
до 6,92 (ланаркит). Сульфаты с малой плотностью преимущественно опти-
чески положительные, а с большой — оптически отрицательные. Твердость
сульфатов не превышает 5. Наибольшая твердость наблюдается у минерала
натрохальцита — NaCu2(OH)[SO4]2-H2O (выше 3) и наименьшая у пикке-
рингита — MgAIJSOJ 4 -22Н2О( 1,5). Средняя твердость сульфатов — 2—3,5.
По происхождению сульфаты являются преимущественно экзогенными
образованиями. Они возникают главным образом в разных водоемах, пре-
имущественно морских, а также в зоне выветривания в условиях повышен-
ной концентрации кислорода. Иногда сульфаты образуются гидротермаль-
ным путем, однако это в основном безводные сульфаты Ba, Са, Sr и РЬГ
образующиеся вблизи земной поверхности, т. е. тоже при повышенной кон-
центрации кислорода. Наблюдается определенная последовательность кри-
сталлизации сульфатов в водоемах, которая проявляется в таком изменении
состава сульфатов в общем разрезе месторождений (сверху вниз): К,
Mg —Mg, Na —Са, Mg, К, Na —Са. При метаморфизме богатые водой суль-
фаты переходят в содержащие меньшее количество воды или безводные
сульфаты по такой схеме:
Mg[SO4] • 7Н2О —» Mg[SO4] • 6Н2О —> Mg[SO4] • 5Н2О —> Mg[SO4] • Н2О.
эпсомит генсагидрит пентагидрит кизерит
Для минералов описываемого класса довольно характерны кривые
нагревания, приведенные на рис. 311. Многие из сульфатов имеют большое
практическое значение, преимущественно в химической и строительной
промышленности. В соответствии с особенностями кристаллического строе-
ния можно выделить три подкласса сульфатов: островные, цепочечные
и слоистые. Из этих подклассов мы рассмотрим только первый и третий:
Сульфаты островного строения
Сульфаты без добавочных анионов и воды
Группа тенардита
Группа ангидрита
Группа барита
^Сульфаты с добавочными анионами
Группа алунита
Сульфаты с водой
Группа мирабилита
Группа полигалита
Группа каинита
Группа квасцов
Группа кизерита
Группа гексагидрита
Группа купоросов
Сульфаты слоистого строения
Группа гипса
ПОДКЛАСС СУЛЬФАТОВ ОСТРОВНОГО СТРОЕНИЯ
Группа тенардита
В этой группе мы рассмотрим только тенардит — Na2[SO4]. Минерал
назван в честь французского химика Луи Тенара.
Химический состав: Na2O — 43,7%, SO3 — 56,3%. Иногда
содержит примесь К2О.
Сингония — ромбическая, вид симметрии — ромбобипирамидаль-
ный — D2h — mmm(3Lz3PC). Структурная ячейка содержит
Nai6[SO4]8; а0 = 5,§6, Ьо — 12,31, с0 = 9,77; а0 : Ьо : с0 = 0,476 : 1 : 0,793.
Пространственная группа — Dih — Fddd.
Структура тенардита состоит из тетраэдров [SO4], связанных
атомами Na в октаэдрической координации.
498
Агрегаты и габитус. Тенардит образует преимущественно
зернистые агрегаты. Кристаллы встречаются редко. Они имеют чаще всего
бипирампдальный или пинакоидальный габитус (рис. 312). Главными фор-
мами на кристаллах тенардита являются бипирамида {111} и пинакоид {001},
значительно реже присутствует призма {ПО}. Двойники тенардита
по {110} образуют крестоподобные срастания.
Физические свойства. Минерал бесцветный, прозрачный,
иногда с красноватым оттенком. Блеск стеклянный, спайность совершенная
по (010), менее совершенная
по (101) и несовершенная по
(100). Твердость — 2,5—3,5.
Хрупкий. Плотность — 2,67.
Оптические свойства: двухос-
ный, положительный; ng =
1,485, пт = 1,474, пр =
1,464, ng — пр — 0,021.
Диагностическим
признаком тенардита
является габитус кристаллов.
Главные линии на рентгено-
граммах: 4,62; 3,10; 2,82.
Растворяется в воде. П. п. т.
плавится и окрашивает пламя
в интенсивный желтый цвет.
Отличие от сход-
ных минералов. От
похожих на него мирабилита
и астраханита тенардит отли-
чается по габитусу, а в зер-
нистых агрегатах — только с помощью химических реакций.
Искусственное получение. Искусственно тенардит полу-
чают кристаллизацией из чистых водных растворов сульфата натрия при
температуре выше 32,4° С.
Образование и месторож де ни я. Тенардит—типичное
осадочное образование, возникающее в водных бассейнах в результате
осаждения. Тенардит кристаллизуется из чистых водных растворов при
температуре выше 32,4° С, при низших температурах выпадает мирабилит.
Если в растворе присутствует хлористый натрий, тенардит может выпадать
и при более низких температурах (до 13,5° С). В соляных месторождениях
тенардит встречается вместе с мирабилитом, астраханитом, галитом и гип-
сом, в самосадочных озерах ему сопутствует только мирабилит. Очень
редко тенардит возникает гидротермальным и пневматолитовым путем.
Так, он известен в некоторых минеральных источниках, горячих фумаролах
и в отложениях Везувия. Крупными месторождениями тенардита являются
Узун-Су в Туркменской ССР, а также современные самосадочные озера
Барабинской и Кулундинской степей Западной Сибири. Известны псев-
доморфозы тенардита по галиту. По тенардиту образуют псевдомор-
фозы кальцит и кварц.
Практическое значение. Тенардит добывается вместе
с мирабилитом и применяется с ним в стекольной, содовой и других[отрас-
лях химической промышленности.
Группа ангидрита
Из этой группы мы рассмотрим только ангидрит — Ca|SO4|. Название
происходит от греч. слов ан — не, без и гидор — вода (в отличие от гипса
не имеет воды).
32* 499
Химический состав: СаО — 41,2%, SO3 — 58,8%. В каче-
стве примеси иногда содержит стронций.
Сингония — ромбическая, вид симметрии — ромбобипирами-
дальный — D2h — ттт(ЗЬ2ЗРС). Структурная ячейка содер-
жит Ca4[SO4]4; а0 = 6,23, Ьо = 6,97, с0 = 6,98, а0 : Ьо : с0 = 0,894 : 1 : 1,001.
Пространственная группа — ОЦ — Стет.
Кристаллическая структура ангидрита типично остров-
ная (рис. 313). В ней выделяются тетраэдрические группы [SO41. Каждый
Рис. 313. Кристаллическая структура
ангидрита:
а — разреженная модель, б — в тетраэдрах,
в — плотнейшая упаковка
ион кальция окружен восемью соседними ионами кислорода, причем каж-
дый ион кислорода в свою очередь связан с одним ионом серы и двумя ионами
кальция.
Агрегаты и габитус. Ангидрит встречается в сплошных зер-
нистых агрегатах, значительно реже наблюдаются хорошо образованные
кристаллы толстотаблитчатого или призматического габитуса (рис. 314).
Главными формами на толстотаблитчатых кристаллах ангидрита являются
пинакоиды {100} и {001}, а на призматических — призмы {101} и {ОН}.
Для ангидрита характерно развитие полисинтетических двойников по (101).
Кристаллы часто имеют на гранях поясов (100) и (010) горизонтальную
штриховку.
Физические свойства. Цвет ангидрита белый, часто с голу-
бым, сероватым, иногда красноватым оттенком. Некоторые прозрачные
кристаллы бесцветные. Блеск стеклянный, на плоскостях спайности пер-
ламутровый. В связи с тем, что ангидрит имеет совершенную спайность
по трем пинакоидам (001), (010) и (100), он распадается на кубические
.500
осколки, поэтому его называют еще кубическим шпатом. Излом неровный
до занозистого. Твердость — 3—3,5. Хрупкий. Плотность — 2,8—3,0.
Оптические свойства: двухосный, положительный; ng = 1,614, пт — 1,576,
пр = 1,571, ng— пр = 0,043; 2V = 43°.
Диагностические признаки ангидрита — низкая плот-
ность и спайность в трех взаимно перпендикулярных направлениях. Глав-
ные линии на рентгенограммах: 3,49; 2,85;
1,64. В кислотах растворяется. П. п. т.
плавится в белую эмаль.
Отличие от сходных ми-
нералов. Ангидрит можно спутать с
баритом, целестином и англезитом, от
которых он отличается низкой плотностью.
В отличие от похожих на него мраморизо-
ванных масс карбонатов — кальцита, до-
ломита, магнезита — ангидрит не выделяет
Рис. 315. Диаграмма образования
гипса и ангидрита в зависимости
от температуры и давления
Рис. 314. Габитус кристаллов ангидрита
СО2 под влиянием кислот. От похожего ла него гипса отличается твер-
достью (не царапается ногтем).
Образование и месторождения. Ангидрит является
типичным химическим образованием и возникает путем осаждения из мор-
ских водоемов вместе с гипсом и минералами соляных отложений. Опытным
путем установлено, что ангидрит выпадает из чистых растворов при темпе-
ратуре выше 63,5° С. Если же в растворе присутствуют хлористый натрий
и хлористый магний, минерал выпадает при температуре выше 25—35° С.
При более низких температурах из этих растворов обычно выделяется гипс
(рис. 315). Кроме того, известен ангидрит метаморфического происхождения,
возникающий в результате обезвоживания гипса. В рудных жилах ангидрит
образуется гидротермальным путем. В осадочных отложениях, не содержа-
щих пластов каменной соли, ангидрит иногда образует заметные скопления.
В этом случае он, как правило, находится в ассоциации с гипсом, в который
постепенно переходит. Процесс преобразования ангидрита в гипс сопровож-
дается увеличением объема ангидрита на 30%, вследствие чего для место-
рождений такого типа характерны складчатые и трещиноватые участки.
Месторождения ангидрита довольно многочисленны; главные из них свя-
заны с соляными отложениями, где ангидрит образует толщи разной мощ-
ности. К ним относятся месторождения ГДР (Штасфурт), СССР (Западного
Приуралья, Архангельской, Вологодской, Куйбышевской и Горьковской
областей РСФСР, а также Артемовской впадины в Донбассе и соляные
месторождения Прикарпатья). Известны псевдоморфозы ангид-
рита по кальциту и гипсу. По ангидриту встречены псевдоморфозы кварца,
сидерита, доломита, кальцита, гипса и марказита.
Практическое значение. Ангидрит применяется для изго-
товления цемента, а плотные тонкокристаллические разности этого мине-
рала используются так же, как поделочный камень.
501
Группа барита
В эту группу входят сернокислые соединения Ba, Sr и РЬ — барит
и англезит.
Барит представляет собой минеральный вид переменного состава
(Ba, Sr)|SO4]f изменяющегося от крайнего бариевого члена собственно
барита — Ba[SO4] до стронциевого крайнего члена целестина — Sr[SO4].
Название барита происходит от греч. слова барис — тяжелый. Этот
минерал имеет высокую плотность. Синоним — тяжелый шпат.
Целестин получил название от лат. слова целестис — небесный (первые
образцы этого минерала имели нежно-голубой цвет).
Химический состав барита — ВаО — 65,7%, SO3 — 34,3%,
а целестина SrO — 56,4 %, SO4 — 43,6 %. В качестве примесей присутствуют
Са, РЬ и Ra.
Сингония — ромбическая, вид симметрии ромбобипирамидаль-
ный — DZh — mtnm(3Lz3PC). Структурная ячейка содержит
4 единицы; а0 = 8,87—8,38; Ьо = 5,44—5,35; с0 = 7,15—6,87. Про-
странственная группа D& — Рпта.
Основой кристаллической структуры являются
несколько ^деформированные тетраэдры [SO4], между которыми размещаются
Рис. 316. Кристаллическая структура барита
ионы Ва и Sr в окружении двенадцати ионов кислорода, принадлежащих
к семи разным группам [SO41 (рис. 316).
Агрегаты и габитус. Для барита характерны друзы хорошо
образованных кристаллов, которые достигают иногда значительных разме-
ров. Кристаллы барита часто вытянуты по первой оси или пластинчатые
по пинакоиду {010}. В вытянутых кристаллах барита преобладают плоскости
призмы {ИО}, вместе с которой отмечаются пинакоид {010} и призма {102}.
Главной формой пластинчатых кристаллов является пинакоид {010}, к кото-
рому присоединяются призмы {ПО}, {201} и др. По Я. В. Самойлову, кри-
сталлы барита могут иметь такой облик (рис. 317): 1) таблитчатый по (010)—
(ромбовидный); 2) таблитчатый по (010) — прямоугольный; 3) таблитчатый
по (010) — шестиугольный; 4) столбчатый — по [010]; 5) столбчатый — по
[1001; 6) столбчатый — по [001]. Грани [010] обычно имеют штриховку,
параллельную ребрам [100], [000 или [010]. Разность барита, удлиненная
по оси г, в Закарпатье получила название волнина (по фамилии Вольны).
Известны параллельные срастания барита с англезитом, витеритом
и кальцитом.
Целестин встречается в хорошо образованных кристаллах, достигающих
иногда значительных размеров и имеющих в большинстве таблитчатый
и столбчатый, реже би пирамидальный облик. Основной формой на кристал-
лах целестина является пинакоид {001}, к которому присоединяется призма
{011} и пинакоид {010}. Кристаллы целестина обычно заканчиваются
502
плоскостями призмы {102} и {201} (рис. 318). Преобладающей формой кри-
сталлов таблитчатого облика является пинакоид {001} в комбинации с приз-
мами {ПО} и {011}. На кристаллах пирамидального габитуса, вытянутых
по первой оси, главной формой является бипирамида {144}, присутствую-
щая отдельно или в комбинации с пинакоидами {100} и {001}. Ребра бипи-
рамиды часто округлены. Целестин наблюдается также в виде желваков
Рис. 317. Габитус кристаллов барита
и секреций, в которых образует параллельно-жилковатые, лучисто-жилко-
ватые и зернистые агрегаты. Двойники встречаются редко.
Физические свойства. Цвет барита белый или серый, иногда
красный, желтый и бурый (при окрашивании железом), а также голубой
и зеленоватый. Цвет целестина голубовато-белый, голубовато-серый, иногда
с красноватым или желтоватым оттенком.
Встречаются бесцветные прозрачные кристаллы. Блеск стеклянный,
на плоскостях спайности перламутровый. Спайность совершенная по (010)
и менее совершенная по (201) и (001). Излом неровный. Твердость — 3—3,5.
Рис. 318. Габитус кристаллов целестина
Хрупкий. Плотность — 4,3—4,5. Оптические свойства: двухосный, поло-
жительный; ng = 1,648—1,631, пт = 1,637—1,624, пр = 1,636—1,622,
ng — пр = 0,012; 2V —37°.
Диагностические признаки барита — пластинчато-
призматические кристаллы, тупоугольные параллелепипедальные выколки
по спайности в трех направлениях и сравнительно высокая плотность. Глав-
ные линии на рентгенограммах: 3,456; 3,058; 2,106. Порошок медленно
растворяется в концентрированной H2SO4. П. п. т. растрескивается и с тру-
дом плавится.
Диагностические признаки целестина — призматиче-
ские до пластинчатых кристаллы, а также бледно-голубой цвет. Главные
линии на рентгенограммах: 2,042; 1,999; 1,595. Растворяется в концентри-
рованной H2SO4. П. п. т. плавится в белый шарик, окрашивая пламя
в интенсивный карминово-красный цвет.
Отличие от сходных минералов. Барит иногда путают
с ангидритом, который имеет меньшую плотность, а также с кальцитом,
503
доломитом и магнезитом, от которых барит отличается тем, что не раство-
ряется в НС1.
Целестин похож в мелких кристаллах на кварц. Отличие: кварц имеет
твердость 7.
Искусственное получение. Получен барит путем оса-
ждения при обменном разложении растворимых солей бария и сульфатов.
Целестин получен осаждением растворов солей Sr растворами сульфатов
или H2SO4, а также при действии избытка НС1 на осажденный SrSO4.
Образова ни е и месторождения. По своему происхо-
ждению барит — типичный гидротермальный минерал. Он образует жиль-
ные тела в месторождениях цветных металлов. Известны также бариты
экзогенного происхождения. Промышленные месторождения барита можно
разделить на такие главные типы: 1) гидротермальные (жильные и метасо-
матические), 2) осадочные, 3) россыпные.
В гидротермальных месторождениях барит ассоциирует с галенитом,
сфалеритом, киноварью, пиритом, халькопиритом, кварцем, флюоритом,
витеритом, кальцитом, самородным золотом, серебром и медью. Крупные
гидротермальные месторождения барита находятся в Грузии, в пределах
бассейна р. Риони и ее притоков (Кутаисский и Болниский районы). Оса-
дочные месторождения барита возникают за счет его концентрации в зоне
поверхностного выветривания. Промышленные месторождения барита, свя-
занные генетически с морскими или озерными осадочными отложениями,
очень редки. К ним принадлежат залежи Мегген в ФРГ и Приднестровья
на Украине. Россыпи барита образуются за счет выветривания первичных
месторождений. При выветривании жильных образований возникают элю-
виальные отложения, сложенные баритовыми песками, перекрытыми желез-
ными шляпами. Такие баритовые пески известны на Урале, в районе
Кузнечихи.
Основная масса целестина связана с осадочными породами, главным
образом с известняками, доломитами и гипсами, в которых целестин ассо-
циирует с самородной серой, арагонитом и гипсом. В осадочных породах
целестин образует скопления, гнезда и желваки и встречается в отдельных
кристаллах.
Целестин осадочных пород мог образоваться частично при экзогенных
процессах, замещая гипс, а также из растворов углекислого стронция,
частично за счет выпадения из горячих растворов и при преобразовании
неизвестных теперь организмов, поглощавших из морской воды серно-
кислый стронций. К крупнейшим месторождениям этого минерала относятся
месторождения Англии (район Бристоля, где целестин залегает в верхне-
триасовых отложениях), ФРГ (Вестфалия), СССР (Коканд и Андижан, где
целестин в виде гнезд и жил находится в известняках мелового возраста,
а также образует корки и налеты совместно с галитом и гипсом). Значитель-
ные скопления целестина известны в серных месторождениях Приднестровья
(Роздол, Язов) и в гипсоносных породах в окрестностях Хотина. Крупные
кристаллы целестина длиной до 45 см были добыты из пустот в доломите
на острове Саут-Басс (озеро Эри) в США.
Разрушение и псевдоморфозы. Барит трудно раство-
ряется и поэтому часто накопляется в россыпях. Обычным продуктом его
изменения является витерит, образующий по бариту псевдоморфозы.
По бариту наблюдаются также псевдоморфозы сидерита, родохрозита,
доломита, магнезита, церуссита, бурых железняков, флюорита, пирита,
марказита, халькопирита. Барит образует псевдоморфозы по витериту
и кальциту. Наличие кристалликов барита установлено в окрестностях
Кисловодска в полости аммонита из красного мергеля. При разрушении
целестин часто переходит в стронцианит. Известны псевдоморфозы целестина
по гипсу. По целестину встречены псевдоморфозы кальцита, кварца и серы.
Практическое значение. Барит используется для изгото-
вления различных белых красок, в химической промышленности — для
504
получения солей бария, в резиновой и бумажной промышленности и т. д.
Кроме того, он применяется для цементации рыхлых пород при бурении
скважин. Целестин находит применение в сахарном производстве (гидрат
окиси стронция способствует кристаллизации сахара), в химической и фар-
мацевтической промышленностях, в пиротехнике для получения цветных
огней (фейерверки, световые сигнальные ракеты), в производстве специаль-
ных сплавов (присадка к меди с целью увеличения ее плотности и однород-
ности) и т. д.
Англезит — Pb(SO4J- Получил название от острова Энглси (Англия),,
где впервые был обнаружен.
Химический состав: РЬО — 73,6%, (РЬ — 68,3%), SO3 —
26,4%. Встречается примесь ВаО (до 8,45%).
Сингония — ромбическая, вид симметрии — ромбобипирамидаль-
ный — Dzh— mmm(3L23PC). Структурная ячейка содержит
Рис. 319. Габитус кристаллов англезита
Pb4[SO4]4; а0 = 8,47, Ьо = 5,39, с0 = 6,95; а0 : Ьо : с0 = 1,571 : 1 : 1,288.
Пространственная группа — — Рпта.
Кристаллическая структура англезита аналогична
структуре барита.
Агрегаты и габитус. Англезит образует зернистые, плотные
| и натечные агрегаты, друзы и кристаллические корочки. Встречаются
хорошо образованные кристаллы пинакоидального и бипирамидального,
реже призматического габитуса. На таблитчатых кристаллах главной формой
является {010}, к которой присоединяются призмы {110} и {201}. Иногда
отмечаются бипирамиды (рис. 319). Призматические кристаллы характери-
зуются развитием призмы {210} в комбинации с пинакоидом {001} и приз-
мами {011}, {101} и др. Интересны кристаллы изометрического облика,
напоминающие по внешнему виду кристаллы кубической сингонии. На гра-
нях {110} и {100} кристаллов англезита часто обнаруживается вертикаль-
ная штриховка, в то время как грани призмы {201} имеют горизонтальную
штриховку. Двойники англезита неизвестны. Встречаются параллельные
срастания англезита с баритом и галенитом.
505-
Физические свойства. Англезит бесцветный до белого,
часто слегка окрашен в серый, желтый, зеленый, а иногда и в синий цвет.
Черта бесцветная. Блеск стеклянный, на плоскостях спайности с перламут-
ровым отливом. Спайность совершенная по (010), несовершенная по (201)
и (001). Излом раковистый. Твердость — 2,5—3,5. Очень хрупкий. Плот-
ность— 6,1—6,4. Оптические свойства: двухосный, положительный;
ng = 1,894, пт= 1,882, пр = 1,877, ng — пр = 0,017; 2V = 75°.
Диагностические признаки минерала — призмати-
чески-таблитчатые кристаллы и высокая плотность. Главные линии на рент-
генограммах: 3,21, 3,00, 2,06. С трудом растворяется в HNO3, легче —
в лимоннокислом или уксуснокислом аммонии и КОН. П. п. т. растрески-
вается и легко сплавляется. В восстановительном пламени образует королек
свинца.
Отличие от сходных минералов. Англезит можно спу-
тать с церусситом, в отличие от которого этот минерал не вскипает в НС1,
а также с баритом и целестином, от которых англезит отличается значи-
тельно большей плотностью.
Искусственное получение. Искусственно англезит полу-
чен при действии H2SO4 или ее солей на раствор солей свинца.
Образование и месторождения. Англезит является
типичным экзогенным минералом, возникающим за счет взаимодействия
поверхностных растворов с первичными свинцовыми рудами, чаще всего
с галенитом, по такой реакции:
PbS+2O2=PbSO4.
Этот минерал присутствует главным образом в верхних горизонтах свин-
цовых месторождений. Известны очень редкие находки англезита гидро-
термального происхождения (например, в месторождениях Райбл и Блей-
берг в Восточных Альпах). Хорошо образованные кристаллы англезита
найдены в Березовском месторождении на Среднем Урале, в Восточном
Забайкалье и в некоторых районах Алтая.
Практическое значение. При разработке зон окисления
свинцовых месторождений англезит вместе с другими рудами свинца идет
в плавку.
Группа алунита
К группе алунита относятся основные двойные сульфаты А! и Fe с одно-
валентными (К, Na) и частично двухвалентными (РЬ) металлами. Из них
мы рассмотрим алунит и ярозит.
Алунит — KA13(OH)8[SO4]2. Название алунита происходит от сокра-
щения слова алюминилит (так называли минерал из Толфа в Италии).
Синонимы — алюнит, квасцовый камень.
Химический состав: К2О — 11,4%, А12О3 — 37,0%, SO3 —
38,6%, Н2О—13,0%. Часто присутствуют примеси Fe (до 8%), Na
(до 4,6%).
Сингония — тригональная, вид симметрии — дитригонально-
пирамидальный — С3в — Зт(Ь3ЗР). Структурная ячейка содер-
жит 3 единицы. а0 = 7,05, с0 = 17,38; а0 : с0 = 1 : 1,246; а = 59°14'.
Пространственная группа — С31) — R3m.
В кристаллической структуре алунита К занимает
вершины ромбоэдра и имеет координационное число 12 (60 + 6(ОН)), а А1
находится в октаэдрической координации (4(ОН) + 20).
Агрегаты и габитус. Алунит образует плотные каменистые
и рыхлые глиноподобные массы, а иногда — тонкокристаллические конкре-
ции в каолинах и песчанистых глинах. Довольно часто он выполняет пустоты
и миндалины в молодых вулканических породах, образуя друзовые агре-
-506
гаты. Облик кристаллов в друзах чаще всего кубовидный, реже — пла-
стинчатый или таблитчатый (рис. 320). Кубовидный облик кристаллов алу-
нита обусловлен развитием ромбоэдра {1121}, который оказывается очень
близким к кубу. Особым признаком алунита является развитие кривогран-
ных кристаллов с комбинационной горизонтальной штриховкой на гранях.
Физические свойства. Цвет минерала белый с сероватым,
желтоватым или красноватым оттенком. Блеск стеклянный, на плоскостях
спайности с перламутровым отливом. Спайность четкая по (0001). Излом
раковистый. Твердость — 3,5—4. Хрупкий. Плотность — 2,6—2,8. Оптиче-
ские свойства: одноосный, положительный; ng = 1,592., пт — 1,572, ng —
пт = 0,020.
Диагностические признаки алунита — химические
реакции. Главные линии на рентгенограммах: 2,970; 1,891; 1,738. Очень
медленно растворяется в разведенной H2SO4. После прокаливания легко
Рис. 320. Габитус кристаллов алунита
растворяется в HNO3. П. п. т. не плавится. На кривых нагревания и обез-
воживания алунита наблюдаются термические эффекты: 1) при температуре
около 460 °C (начало эндотермической реакции, вызванной потерей алунитом
химически связанной воды) — 520° С (максимум скорости дегидратации),
2) при температуре 830° С, когда из алунита выделяется часть SO3, связан-
ная с алюминием (см. рис. 311).
Искусственное получение. Алунит получен нагрева-
нием раствора квасцов и сульфата алюминия в запаянной трубке при 230° С.
Образование и месторождения. Алунит является
продуктом поствулканических процессов в лавах и туфах. В тех же случаях,
когда он встречается в осадочных породах, его образование связывают
с окислением серного колчедана. Обычными спутниками алунита являются
каолинит, галлуазит и гидраргиллит. Крупные месторождения алунита
известны в Китае и Италии. В Советском Союзе он найден в Азербайджан-
ской ССР, на Урале, а также на Украине в Береговском районе Закарпатья
и в Часовярском месторождении в Донбассе, где он образует белые шаро-
видные и землистые скопления в толще песков.
Практическое значение. Алунит используется как сырье
для получения квасцов и сульфата алюминия, которые применяют как
протраву во многих отраслях производства. В некоторых странах алунит
рассматривается как возможный источник получения окиси алюминия.
Ярозит — KFe3(OH)6[SO4]2. Ярозит назван по месту нахождения —
межгорья Ярозо в Испании. Синоним — ютаит.
Химический состав: КгО — 9,4%, Fe2O3 — 47,9%, SO3 —
31,9%, Н2О— 10,8%. В качестве примесей присутствуют А1 (до 18,9%),
Са (до 6%), Na, Pb и Se. Сингония тригональная, вид симметрии — дитри-
гонально-пирамидальный — С3о — Зт (L33P). Структурная ячей-
к а содержит 3 единицы; а0 = 7,21, с0 = 17,03; а0 : у с0 = 1 : 1,181; а, ==
= 89°15'. Пространственная группа — — РЗт.
Кристаллическая структура такая же, как и у
алунита.
Агрегаты и габитус. Ярозит обычно встречается в сплошных
зернистых или землистых агрегатах, а также образует корочки и налеты.
507
Рис. 321. Кристалл ярозита
Иногда наблюдаются мелкие нечеткие кристаллы ромбоэдрического и таб-
литчатого облика (рис. 321).
Физические свойства. Цвет ярозита охристо-желтый. Цвет
черты желтый. Блеск алмазный, на гранях кристаллов — до стеклянного.
Спайность отчетливая по (0001). Твердость — 2,5—3,5. Плотность —
3,15—3,30. Оптические свойства: одноосный, отрицательный; пт = 1,820.
пр = 1,715, пт — пр = 0,105. Имеет
сильно выраженные пироэлектрические
свойства.
Диагностические приз-
наки. Диагностическим признаком яро-
зита является химический состав. Главные
линии на рентгенограммах: 3,06; 2,27;
1,96. Растворяется в НС1. П. п. т. в восста-
новительном пламени образует магнитную массу. В закрытой трубке выде-
ляет воду с кислой реакцией.
Отличие от сходных минералов. Внешне ярозит похож
на охристый лимонит, от которого отличается химическим составом, а также
тем, что является жирным на ощупь.
Образование и месторождения. Ярозит — продукт
выветривания сернистых соединений железа. В результате гидролиза он
переходит в бурые железняки. Ярозит наблюдается в зоне окисления многих
сульфидных месторождений. Из них следует назвать колчеданное место-
рождение Блява на Южном Урале и Майкаин в Казахской ССР, а также
Украинские Карпаты, где он встречается в так называемой менилитовой
толще.
Практическое значение. Ярозит применяется как сырье
для получения тонкого полировального порошка — крокуса.
Группа мирабилита
Из этой группы мы рассмотрим только мирабилит Na2[SO4]-10Н2О.
Название происходит от лат. слова — мирабилис — удивительный (пред-
ложено немецким химиком Глаубером, который удивился, получив новое
соединение действием H2SO4 на НС1). Синоним мирабилита — глауберо-
ва соль.
Химический состав: Na2O — 19,3%, SO3 — 24,8%, Н2О —
55,9%.
Сингония мирабилита моноклинная, вид симметрии — призма-
тический — C2h — Нт (L2PC). Структурная ячейка содержит
4 единицы. а0 = 11,48, Ьо = 10,35, с0 = 12,82; р = 107°40'. Простран-
ственная группа — P2Jc. В структуре мирабилита октаэдры
Na(H2O)e соединяются в зигзагообразные цепочки, связанные с тетраэдрами
ISO4] и двумя молекулами Н2О.
Агрегаты и габитус. Мирабилит обычно образует землистые
и порошковатые агрегаты, солеподобные массы, корки и налеты. Кристаллы
наблюдаются редко; они имеют короткостолбчатый и призматический габи-
тус — вытянуты по [010] или [ООП (рис. 322). Для призматического габитуса
кристаллов наиболее характерны пинакоиды {100}, {010} и {001}, к кото-
рым присоединяются призматические грани {110} и {011}. Кристаллы
короткостолбчатого облика характеризуются максимальным развитием
граней {100}, которые сопровождаются призмами {ПО}, {101} и {111}.
По габитусу кристаллы мирабилита очень близки к кристаллам пироксе-
на; сходны с ними и по соответствующим углам.
Физические свойства. Мирабилит бесцветный и прозрач-
ный, иногда мутный, белый с желтоватым, синеватым или зеленоватым
оттенком. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по (100). Излом рако-
508
вистый. Твердость—1,5—2. Очень хрупкий. Плотность—1,49. Оптиче-
ские свойства: двухосный, отрицательный; ng = 1,398, пт = 1,396, пр =
= 1,394, ng — пр = 0,004. Вкус охлаждающий, слабо горько-соленый.
Диагностические признаки мирабилита — малая плот-
ность и низкий показатель преломления. Главные линии на рентгенограм-
мах: 5,5; 3,22; 3,10. Хо-
рошо растворяется в воде.
П. п. т. плавится при тем-
пературе выше 32° С.
Отличие от
сходных минера-
лов. Мирабилит похож
на соду, от которой отли-
чается тем, что при дейст-
вии НО не выделяет СО2.
Рис. 322. Габитус кристаллов мирабилита
осадочное образование, возникающее
Образование и
месторождения.
По происхождению мира-
билит — типичное химическое
- в результате отложения из водных растворов. Из чистых водных растворов
мирабилит выпадает при температуре ниже 32° С, выше этой температуры
образуется тенардит. В присутствии хлористого натрия и других солей
температура образования мирабилита снижается до 18° С. Вследствие того
что рассол, из которого выделяется мирабилит, наиболее насыщен при
низкой температуре, в некоторых местах в зимний период образуется
большое количество мирабилита. Летом он в основном растворяется вновь,
а некоторая часть его, теряя воду, переходит в тенардит. Обычными спутни-
ками мирабилита являются тенардит (продукт преобразования мирабилита),
гипс и галит. Крупнейшее месторождение мирабилита — Кара-Богаз-Гол.
Зимой при температуре ниже 6° С на берегу этого залива выпадают большие
массы мирабилита. Оседание мирабилита происходит также в озерах
Кулундинской и Барабинской степей. Крупные месторождения этого мине-
рала находятся в США, в Мексике и Аргентине.
Практическое значение. Мирабилит имеет большое значе-
ние как сырье для получения соды.
Группа полигалита
Из этой группы мы рассмотрим полигалит — K2MgCa2[S04]4-2H2O.
Полигалит получил название от греческих слов поли — много и гальс —
соль (подчеркивается его состав).
Химический состав: КгО — 15,62%, СаО — 18,60%, MgO —
6,69%, SO3 — 53,11 %, Н2О — 5,98%.
Сингония — триклинная, вид симметрии — пинакоидальный —
(\__Р1(С).
Структура не изучена. а0 = 6,96, Ьо = 6,74, с0 = 8,96; р = 10Г5'.
Агрегаты и габитус. Для полигалита характерны жилкова-
тые и волокнисто-шестоватые плотные массы. Кристаллы полигалита встре-
чаются редко. Облик их обычно шестоватый и вытянуто-пластинчатый
по [001] (рис. 323). На кристаллах преобладают формы {ПО}, {011} и {001}.
Очень распространены двойники полигалита по (010) и (100), часто поли-
синтетические, которые четко видны под микроскопом и являются хорошим
диагностическим признаком.
Физические свойства. Цвет минерала белый с сероватым
или желтоватым оттенком, часто кирпично-красный вследствие примесей
чешуек гематита. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по (101).
509
Твердость — 2,5—3,5. Плотность — 2,72—2,78. Оптические свойства:
двухосный, отрицательный; ng — 1,567, пт — 1,562, пр = 1,548; 2V = 62°.
Диагностические признаки полигалита — волокни-
сто-шестоватые агрегаты, часто кирпично-красный цвет. Разлагается в воде
с выделением гипса. П. п. т. легко плавится в непрозрачный королек.
Образование и месторождения. Полигалит — типич-
ное осадочное образование, которое выпадает как химический морской оса-
док. Он является распространенным минералом соляных отложений
и встречается главным образом в ассоциации с галитом и ангидритом. Иссле-
дованиями установлено, что этот минерал выделяется из сложных раство-
ров, близких по составу к морской воде, при достаточной концентрации
магния и калия по сравнению с натрием и при температуре от 0 до 80° С.
Иногда полигалит наблюдается как продукт вулканической деятельности
в районах действующих вулканов. В частности, он был найден на Везувии
вместе с галитом и сильвином в виде кристаллических корочек в лаве.
Крупнейшее месторождение полигалита—Штасфуртское в ГДР. В Штасфурт-
ском месторождении полигалит образует отдельный слой, лежащий между
ангидритовым и кизеритовым горизонтами. Этот минерал встречается также
в Ишли (Австрия), в Техасе (США) и в других местах. В СССР крупные
залежи полигалита имеются на Украине (в Стебникском и Калушском
соляных месторождениях Прикарпатья), а также в Поволжье (вблизи
Саратова).
Практическое значение. Полигалит используется для'
изготовления калийных минеральных удобрений.
Группа каинита
В этой группе мы рассмотрим двойную соль калия и магния — каи-
нит— KMg[SO,JCI -ЗН2О. Название происходит от греческого слова кай-
нос — новый (благодаря современному, вторичному образованию этого
минерала).
Химический состав: КгО — 15,70%, MgO — 16,19%, SO3 —
32,16%, Cl — 14,24%, Н2О — 21,71%.
Сингония — моноклинная, вид симметрии — призматический —
' Czh — 2/m (L2PC). Структурная яч ейка содержит —
KieMgie[SO4116Clie-48H2O; а0 = 19,76, Ьо = 16,26, с0 = 9,57; а0 : Ьо : с0 =
= 1,2186 : 1 : 0,5863, р = 94°56'. Пространственная груп-
па — С|,, — С2/т. Структура не изучена.
Агрегаты и габитус. Каинит чаще всего наблюдается в виде
зернистых агрегатов, реже — кристаллов таблитчатого или призматиче-
ского габитуса (рис. 324).
510
Физические свойства. Цвет каинита желтовато- или серо-
вато-белый, иногда красный. Блеск стеклянный. Спайность совершенная
по (001). Излом ровный или занозистый. Твердость — 3—3,5. Хрупкий.
Плотность — 2,25. Оптические свойства: двухосный, отрицательный; ng =
= 1,516, пт = 1,505, пр = 1,494, ng — пр = 0,022;
2V = около 90°.
Диагностические признаки ми-
нерала — соленоватый и горький вкус, негигроско-
пичность. Легко растворяется в воде. П. п. т. пла-
вится.
Образование и месторождения.
Каинит возникает осадочным путем и является ти-
пичным химическим морским образованием. Известны
также скопления каинита, являющиеся вторичными
продуктами по карналлиту. Крупным месторождени-
ем каинита является Штасфуртское (ГДР), где каинит
Рис. 324. Кристалл
каинита
встречается как первичный минерал в кизеритовом
слое и образует особый каинитовый ярус, лежащий
выше карналлитового. Большие скопления каинита находятся также на
Украине в Калушском месторождении.
Практическое значение. Каинит — важная калиевая
и магниевая руда. Он используется в химической промышленности и при
изготовлении искусственных удобрений.
Группа квасцов
К группе квасцов относится большое количество минералов, которые
являются нормальными двойными сульфатами алюминия, щелочей, железа
и других металлов. Среди них различают два ряда: 1) нормальные квасцы
кубической сингонии (калиево- и натриево-алюминиевые) и 2) бедные водой
моноклинные квасцы (пиккерингит и галотрихит). Эти минералы довольно
редкие. Они образуются в результате взаимодействия серной кислоты, воз-
никающей при разрушении сульфидов и серы, с вмещающими породами,
которые содержат алюминий. Все квасцы легкорастворимы и встречаются
только как продукты выпаривания в засушливых районах или в местах,
защищенных от влаги. Из минералов этой группы мы рассмотрим только
калиевые квасцы и галотрихит, являющиеся наиболее распространенными.
Калиевые квасцы — KA1[SO4]2*12H2O. Термин квасцы (лат. алюмен)
очень древний, он употреблялся еще Плинием.
Химический состав: КгО — 9,9%, А12О3 — 10,8%, SO3 —
33,8%, Н2О —45,5%.
Сингония — кубическая, вид симметрии — дидодекаэдрический —
Th — m3(4Les3L23PC). Структурная ячейка содержит K4A14[SO4]8-48H2O;
а0 = 12,15. Пространственная группа — Тп — РаЗ.
Кристаллическая структура содержит радикалы
[SO]4, которые в общую структуру соединяются при помощи октаэдров
К(Н2О)6 и А1(Н2О6).
Агрегаты. Калиевые квасцы образуют землистые массы, выцветы,
корки, иногда плотные скопления.
Физические свойства. Цвет калиевых квасцов белый, они
могут быть также бесцветными. Блеск стеклянный. Спайность едва заметна
по (111). Излом раковистый. Твердость — 2—2,5. Плотность—1,76.
Оптические свойства: изотропны (иногда анизотропны).
Диагностические признаки квасцов — сладковатый
и терпкий вкус. Главные линии на рентгенограммах: 4,29; 4,03; 3,24. Легко
растворяются в воде. П. п. т. легко плавятся.
511
Искусственное получение. Из водных растворов солей,
•соответствующих составу квасцов, получают красивые кристаллы, которые
могут достигать значительных размеров.
Месторождения. Квасцы наблюдались в «квасцовых землях»
Тамбовской и Ульяновской областей, на Северном Кавказе, в Дагеста-
не, Туркмении (Каракумы), Узбекистане (Шор-Су), в Блявинском колче-
данном месторождении на Южном Урале и во многих районах Прикар-
патья.
Практическое значение. Квасцы используются в качестве
протравы при изготовлении кожи, бумаги, краски, в печатном деле и т. д.
Основная масса квасцов изготовляется искусственно.
Галотрихит представляет минеральный вид переменного состава
(Fe, Mg)Al2[SO4]4-22H2O, изменяющегося от крайнего железистого члена
собственно галотрихита — FeAl2[SO4]4-22H2O до крайнего магнезиального
члена пиккерингита — MgAl2[SO4l4-22H2O. Название галотрихита происхо-
дит от греч. слов гальс — соль и трикс — волос. Пиккерингит назван
по фамилии Джона Пиккеринга.
Химический состав: FeO — 0,0—8,07%, Al2О3 — 11,07—
11,45%, SO3 — 35,97—37,29%, Н2О — 44,51—46,15%.
Сингония — моноклинная, вид симметрии — диэдрический осе-
вой С2 — 2(L2). Структурная ячейка содержит 4 единицы;
а0 = 20,5—20,8, Ьо = 24,2—24,3, с0 = 6,18; ₽ = 96°34' — 100°06'.
Пространственная группа — с\ — Р2. Структура не
изучена.
Агрегаты. Галотрихит образует радиальные и спутанно-волокни-
стые агрегаты. Отдельные кристаллы встречаются очень редко; они обычно
игольчатые по [001].
Физические свойства. Цвет галотрихита снежно-белый,
желтоватый или зеленоватый. Блеск стеклянный, в прожилках с шелко-
вистым отливом. Спайность едва заметна по (010). Излом раковистый. Твер-
дость— 1,5—2,0. Хрупкий. Плотность — 1,89—2,04. Оптические свой-
ства: двухосный, отрицательный; ng = 1,490, пт = 1,486, пр = 1,480,
ng — np = 0,010; 2V = 35°.
Диагностические признаки галотрихита — агрегаты
спутанных волосовидных и игольчатых кристаллов, а также терпкий вкус.
Растворяется в воде, образуя кислый раствор. П. п. т. легко плавится в своей
кристаллизационной воде. На кривых нагреваниях и обезвоживания гало-
трихита отмечаются три эндотермических эффекта: 1) при 80—160° С, 2) при
250—340° С и 3) при 730—820° С. Первые два эффекта обусловлены выделе-
нием кристаллизационной воды, а третий — диссоциацией сульфата
(см. рис. 311).
Месторождения. Галотрихит встречается в зоне окисления
колчеданного месторождения Блява на Южном Урале, по притокам Ангары
в Сибири, в Кизеловском каменноугольном месторождении на Урале, а также
в Прикарпатье и Закарпатье. •
Группа кизерита
К этой группе относятся водные сульфаты Mg, Fe и Мп. Из них мы
рассмотрим только кизерит — Mg[SO4]-H2O. Назван так в честь президента
Йенской академии Д. Кизера.
Химический состав: MgO — 29,0%, SO3— 58,0%, Н2О —
13,0%.
Сингония — моноклинная, вид симметрии — призматический —
C2h — 2lm(L2PC).
Структурная ячейка содержитMg4[SO4]4-4H2O;а0 = 7,52, Ьо =
= 7,69, с0 = 6,89; а0 : Ьо : с0 = 0,896 : 1 : 0,995; 0 = 116°06'. Простран-
512
ственная группа — Сзл — А2/а. В структуре кизерита атомы Mg
находятся в шестерной координации (40 + 2Н2О).
Агрегаты и габитус. Кизерит обычно встречается в виде
сплошных зернистых масс. Кристаллы сравнительно редки. Они имеют вид
ромбических бипирамид (рис. 325) и на них, кроме призм {111} и {111},
часто наблюдаются призмы {113}, {113} и {012}.
Физические свойства. Кизерит бесцветный, серовато-белый
или желтоватый. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по (110) и (111).
Твердость — 3,5. Хрупкий. Плотность — 2,57. Оптические свойства:
двухосный, положительный; ng — 1,584, пт = 1,533,
спр = 1,520, ng — пр = 0,064; 2V = 55°.
Диагностические признаки. Рас-
тертый кизерит, смешанный с водой, твердеет по-
добно обожженному гипсу. Главные линии на рент-
генограммах: 4,82; 3,38; 2,55. В воде растворяется
очень медленно. П. п. т. растрескивается и легко пла-
вится.
Отличие от сходных минера-
лов. Кизерит можно спутать с похожими на него
водными сульфатами (эпсомитом, каинитом и др.);
отличие — оптические свойства и химический состав.
Образование и месторождения.
Кизерит возникает осадочным путем, выпадая из
сложных водных растворов при температуре выше
Рис. 325. Кристалл
кизерита
18° С в последние
стадии кристаллизации при относительном недостатке воды. В дру-
гих же условиях образуются гексагидрит или эпсомит, которые при
более высоких температурах переходят в кизерит. Кизерит теряет
воду только при температуре 200° С. Спутниками его являются гипс, ангид-
рит, галит, полигалит, эпсомит и другие минералы соляных залежей.
На влажном воздухе кизерит поглощает воду, мутнеет, покрывается короч-
кой и переходит в эпсомит. В Штасфуртском месторождении содержание
кизерита достигает 30% при мощности кизеритоносных пластов до 40 м.
Кизерит ассоциирует здесь с галитом, карналлитом, сильвином, полигали-
том и ангидритом. В СССР этот минерал известен в соляных месторождениях
Калуша и Стебника в Прикарпатье.
Практическое значение. Кизерит применяется в химиче-
ской промышленности для получения магния и горькой соли — эпсомита,
который используется в текстильной, бумажной, сахарной, химической,
фармацевтической и других отраслях промышленности.
Группа гексагидрита
Группу гексагидрита образуют шестиводные сульфаты Mg, Zn и Fe.
Из них мы рассмотрим гексагидрит — Mg[SO4j-6H2O.
Название гексагидрита указывает на содержание воды. Синоним —
сакиит (по названию Сакского озера в Крыму).
Химический состав: MgO — 17,64%, SO3 — 35,04%, Н2О —
47,32%.
Сингония — моноклинная, вид симметрии — призматический —
Cih — 2lm(L2PC). Структурная ячейка содержит Mg8[SO4]848H2O; а0 =
= 10,11, Ьо = 7,21, с0 = 24,31; а0 : Ьо : с0 = 1,404 : 1 : 3,404; 0 = 98°30'.
Пространственная группа — С®л — С2/с.
В структуре гексагидрита радикалы [SOJ объединяются между собой
при помощи ионов магния, находящихся в октаэдрическом окружении
молекул Н2О.
33 Лазаренко Е, К.
513
Агрегаты и габитус. Гексагидрит встречается в виде волок-
нистых скоплений, иногда — кристаллов толстотаблитчатого и копьевид-
ного облика.
Физические свойства. Цвет минерала белый, иногда со свет-
ло-зеленым оттенком. Блеск перламутровый. Спайность совершенная по 100.
Излом раковистый. Твердость — 2,5—3. Плотность—1,75. Оптические
свойства: двухосный, отрицательный; ng = 1,456, пт = 1,453, пр = 1,426,
пё — пр = 0,030; 2 У = 38°.
Диагностические признаки. Признаком гексагидрита
является горький, солоноватый вкус. Главные линии на рентгенограммах:
4,40; 2,92; 1,87. Легко растворяется в воде.
Образование и месторождения. Гексагидрит обра-
зуется в магнезиально-сульфатных соляных озерах при температуре 48—
69° С. При более низких температурах возникает эпсомит, а при более высо-
ких — кизерит. Гексагидрит известен в озерах Астраханской области и При-
каспии, а также на Украине в виде копьевидных кристаллов совместно
с галитом в соляных озерах Крыма.
Группа купоросов
В группу купоросов объединены водные сульфаты Fe, Mg, Си, Zn, Мп,
Ni и других металлов, образующие налеты, корочки, выцветы, выполняю-
щие пустоты трещин, а также встречающиеся в виде цемента обломочного
материала. Минералы этой группы легко растворяются в воде и поэтому
встречаются редко. На воздухе, теряя воду, они легко выветриваются. Все
купоросы, за исключением эпсомита, характерного для соляных залежей,
являются вторичными продуктами окисления сернистых соединений.
В группе купоросов можно выделить три ряда: 1) ромбический (эпсомит,
госларит, моренозит); 2) моноклинный (бутит, мелантерит, биберит)
и 3) триклинный (халькантит).
В структурном отношении все купоросы характеризуются наличием
радикалов [SOJ, которые между собой увязываются при помощи катионов,
находящихся в октаэдрической координации. В эпсомите это Mg(H2O)8,
в мелантерите — Fe(H2O)6 и в халькантите —Си(4Н2О + 20).
Эпсомит — Mg| SO4J • 7Н 2О. Эпсомит получил название от минеральных
источников Эпсом в Англии. Синоним — горькая соль.
Химический состав: MgO—16,3%, SO3 — 32,5%, Н2О—
51,2%. Иногда содержатся примеси железа, никеля и марганца.
Сингония — ромбическая, вид симметрии — ромботетраэдриче-
ский — D2 — 222(3£2). Структурная ячейка содержит
Mg4|SOJ4-28H2O; а0 = 11,87, Ьо = 12,00, с0 = 6,86; а0 : Ьо : с0 = 0,993 :
1 : 0,571. Пространственная группа — D* — Р212Д.
Агрегаты и габитус. Эпсомит образует призматические,
игольчатые и волокнистые кристаллы, а также налеты, выцветы и сплошные
землистые массы. Главной формой на кристаллах эпсомита, обусловливаю-
щей его удлиненный облик, является призма {ПО}, к которой присоеди-
няется ромбический тетраэдр {111} (рис. 326, а).
Физические свойства. Эпсомит белый, иногда бесцветный
и прозрачный. Блеск стеклянный. Спайность весьма совершенная по (010).
Излом раковистый. Твердость — 2—2,5. Очень хрупкий. Плотность —
1,68. Оптические свойства: двухосный, отрицательный; ng = 1,461, пт =
= 1,455, пр = 1,433; 2V = 50°.
Диагностические признаки. Диагностическим признаком
эпсомита является горький солоноватый вкус. Главные линии на рент-
генограммах: 5,9; 4,22; 2,66. Очень хорошо растворяется в воде. П. п. т. пла-
вится и переходит в неплавкую щелочную массу. В закрытой трубке пла-
вится в собственной кристаллизационной воде, при более высоких темпе-
ратурах выделяет подкисленную воду.
514
Отличие от сходных минералов. Эпсомит можно спу-
тать со многими другими водными сульфатами, от которых его отличают
только химическим путем.
Искусственное получение. Эпсомит получен кристалли-
зацией из чистых водных растворов состава эпсомита при температуре
ниже 50° С.
Образование и месторождения. Основная масса эпсо-
мита образуется путем выпадения из водных растворов при температуре
выше 31° С. Когда растворы содержат значительное количество магния,
выделяется не эпсомит, а кизерит. В некоторых соляных месторождениях
наряду с первичным эпсомитом, выпадающим из водных растворов, наблю-
дается вторичный эпсомит, образующийся за счет гидратации кизерита.
Рис. 326. Габитус кристаллов эпсомита (а) и халькаи- '
тита (б, е)
Эпсомит соляных залежей известен как в ископаемых месторождениях,
так и в современных соляных озерах. Спутниками эпсомита в соляных
месторождениях являются галит и кизерит. В озерах эпсомит обычно ассо-
циирует с мирабилитом, кизеритом и астраханитом, а в зоне окисления
рудных месторождений его сопровождают мелантерит и гипс. Эпсомит
встречается в ГДР (Штасфурт), где его называют рейхардитом; в озерах
США, Мексики, ОАР. В Советском Союзе он осаждается вместе с галитом
в озерах Эльтон, Джелонском, Малиновском (Поволжье), Джаман-Клич
(Казахстан), а также известен в Крыму (озеро Сасик) и в соляных место-
рождениях Калуша и Стебника в Прикарпатье.
Разрушение. В сухих условиях эпсомит медленно теряет воду,
мутнеет и переходит в шестиводный сульфат магния.
Практическое значение. Эпсомит применяется в тек-
стильной, бумажной, химической и кожевенной промышленности.
Мелантерит — Fe[SO4)-7H2O. Название происходит от греч. слова
мелянтерос — чернее (возможно, потому, что из него легко получают чер-
ную краску). Синоним — железный купорос.
Химический состав: FeO — 25,9%, SO3 — 28,8%, Н2О —-
45,3%. Содержит примеси Mg (до 7,45 %), Си — (до 18,8%), Ni, Zn, иногда Мп.
С и н г о н и я — моноклинная, вид симметрии — призматический —
C2h — 21т(ЬгРС). Структурная ячейка содержит Fe4[SO4]4 х
X 28Н2О; а0 = 14,07, Ьо = 6,50, с0 =11,04; а0 : Ьо : с0 = 2,168 : 1 : 1,695;
Р = 105°35'. Пространственная группа — C2h — Р2,/с.
Агрегаты и габитус. Для мелантерита характерны сталак-
титовые и конкреционные формы, корочки, сплошные стекловидные массы,
33* 515
а также волокнистые и волосовидные агрегаты. Кристаллы этого минерала
редки, они имеют ромбоэдровидный, иногда игольчатый и волосовидный
облик.
Физические свойства. Цвет мелантерита светло-зеленый,
редко темно-серый или серовато-черный. Блеск стеклянный. Часто про-
зрачный. Спайность совершенная по (001) и четкая по (ПО). Твердость —
2—2,5. Очень хрупкий. Плотность — 1,8—1,9. Оптические свойства: двух-
осный, положительный; ng = 1,486, пт = 1,478, пр = 1,471; 2V = 85°.
Диагностические признаки. Признаком мелантерита
является сладковатый, терпкий и металлический вкус. Главные линии
на рентгенограммах: 4,90; 3,78; 3,23. Растворяется в воде. П. п. т. на угле
вначале становится коричневым, потом красным и, наконец, черным, при-
обретая магнитные свойства.
На кривых нагревания (см. рис. 311) мелантерита наблюдаются три
эндотермических эффекта: 1) около 175° С, 2) при 350° С и 3) при 750° С.
Первые два соответствуют выделению кристаллизационной воды, а третий —
.диссоциации сульфата.
Отличие от сходных минералов. Мелантерит похож
>на многие другие легкорастворимые сульфаты, от которых его определенно
можно отличить только химическим путем.
Искусственное получение. Мелантерит кристаллизуется
из водного раствора соответствующего состава при температуре до 56° С.
Образование и месторождения. Мелантерит обра-
зуется за счет выветривания пирита, марказита и пирротина. В большом
количестве он скопляется при окислении сульфидных месторождений
в районах вечной мерзлоты. Мелантерит известен в серноколчеданных
рудниках Раммельсберга, Рио-Тинто, Фалун. В Советском Союзе значи-
тельные скопления мелантерита в виде прослоек в глине вместе с квасцами
имеются на правом берегу Оки (притока Ангары) в Сибири, на Урале, а также
в ряде мест Донецкого бассейна, Прикарпатья и Закарпатья.
Практическое значение. Мелантерит применяется в кра-
сильном производстве для изготовления чернил и в химической промыш-
ленности. В технике почти всегда используется искусственный мелантерит,
полученный окислением пирита.
Халькантит — Си[8ОЦ-5Н2О. Название происходит от греч. слова
халькос — медь и антос — цветок (медные цветы). Синоним — медный
купорос.
Химический состав: СиО — 31,8%, SO3^32,1%, Н2О —
36,1 %. Иногда содержит примеси Mg, Zn и Со.
Сингония — триклинная: вид симметрии — пинакоидальный —
Ct—1(c). Структурная ячейка содержит Cu2[SO4]2-10H2O;
а0 = 6,12, Ьо = 10,69, с0 = 5,96; а0 : Ьо : с0 = 0,573 : 1 : 0,558; а = 97°35';
Р = Ю7°10', у = 77°33'. Пространственная группа — Ci — Pl.
Агрегаты и габитус. Халькантит встречается в сплошных
массах или сталактитовых формах с радиально-волокнистым строением.
Кристаллы его редки и имеют короткопризматический и толстотаблитчатый
облик (рис. 326, б, в).
Физические свойства. Цвет халькантита голубой, синий,
иногда с зеленоватым оттенком. Блеск стеклянный. Спайность несовер-
шенная по (ПО). Излом раковистый. Твердость — 2—3. Очень хрупкий.
Плотность — 2,1—2,3. Оптические свойства: двухосный, отрицательный;
ng = 1,543, пт = 1,537, gp = 1,514; 2V = 56°.
Диагностические признаки минерала — интенсивный
небесно-голубой цвет и легкая растворимость в воде. П. п. т. теряет воду,
но не плавится.
Искусственное получение. Халькантит получен при
медленном выпаривании водного раствора сульфата меди,
516
Образование и месторождения. Халькантит возни-
кает в результате окисления медьсодержащих сульфидов. Обычно он наблю-
дается в верхних горизонтах медных рудников,.где в старых выработках
иногда находят крупные сталактиты. В значительных количествах этот
минерал найден в некоторых рудниках США (штат Невада) и Чили.
Практическое значение. В смеси с другими медными руда-
ми халькантит идет в плавку. Искусственный халькантит применяется для
борьбы с вредителями виноградников, в химической и красильной про-
мышленности.
ПОДКЛАСС МИНЕРАЛОВ СО СЛОИСТОЙ СТРУКТУРОЙ. ГРУППА ГИПСА
Из этой группы рассмотрим только гипс — Ca[SO4]-2H2O. Гипс — ста-
рое греческое название этого минерала (греч. гипсос — мел, гипс).
Химический состав: СаО — 32,5%, SO3 — 46,6%, Н2О—
20,9%.
Сингония — моноклинная, вид симметрии — призматический —
C2h — 2/m(L2PC). Структурная ячейка содержит 4 единицы:
а0 = 5,68, Ьо = 15,18;
с0 = 6,29; 0 = 113°50'.
Пространствен-
н а
- А2/а.
Рис. 327. Кристаллическая структура гипса
О Со
Оо
OS
я группа —
Кристалличе-
ская структура
гипса типично слоистая.
Два листа анионных
групп [SO412-, тесно
связанных с ионами
(рис. 327), образуют в
ней двойные слои, ори-
ентированные вдоль
плоскости (010). Моле-
кулы Н2О размещаются
между этими двойными
слоями. Ионы кальция
окружены шестью иона-
ми кислорода, относя-
щимися к группам SO4,
и двумя молекулами во-
ды. Каждая молекула
воды связывает ион Са
с одним ионом кислоро-
да, лежащим в том же
двойном слое, и с дру-
гим ионом кислорода,
который находится в
соседнем слое. Пло-
скость спайности гипса проходит между слоями Н2О — Н2О, параллельно
последним.
Агрегаты и габитус. Гипс образует сплошные мраморовид-
ные массы, жилковатые скопления, а также единичные кристаллы и друзы.
Облик его кристаллов обычно пластинчатый, столбчатый и игольчатый
(рис. 328). На кристаллах почти всегда наблюдается плоскость (010), парал-
лельно которой проходит весьма совершенная спайность. Главными формами
кристаллов пластинчатого габитуса являются {010} и грани призм {111}
и {110}. Подчиненное значение имеет форма {103}. Столбчатый облик обусло-
517
влен развитием граней призмы {ПО}, к которой присоединяется грань
пинакоида {010}, призматические же грани {111} и {111} наблюдаются
реже. Если кристаллы вытянуты вдоль [001] или [1111, появляется игольча-
тый габитус. Следует отметить также изометрические или, вернее, линзо-
видные кристаллы, особенно развитые в глинистых образованиях. Для
S)
Рис. 328. Габитус кристаллов гипса:
а — столбчатый, б — пластинчатый, в — таблитчатый, г — игольчатый, д — изоме-
трический
этих кристаллов характерны выпуклые грани призмы {111} и {5.10.3}.
Двойники гипса наблюдаются чаще, чем простые индивиды. Двойниковой
плоскостью является плоскость пинакоида (100) (галльские двойники),
или (101) (парижские двойники, рис. 329). Галльские двойники, как пра-
вило, вытянуты по третьей оси. Кроме хорошо развитой плоскости {010}
и {НО}, эти двойники имеют также плоскости (111). Типичной чертой
Рис. 329. Двойники гипса:
а, б — по галльскому закону, в, г — по парижскому закону
парижских двойников является неодинаковое развитие концов кристаллов.
Если на одном конце, кроме {Ш}, наблюдаются плоскости {110} и пина-
коид {010}, то на другом конце развиты только призмы {011} и {234}.
Плоскости {011} и {234} редко бывают четко выраженными, чаще всего они
округлены. Двойники гипса часто имеют вид хвоста ласточки, в связи с чем
они получили соответствующее название. Различают кристаллическую,
волокнистую, зернистую и песчанистую разности гипса. Волокнистая раз-
ность полупрозрачного гипса называется селенитом. Тонкозернистые раз-
ности называются алебастром, а песчанистые — пойкилитовым гипсом.
Сростки кристаллов гипса могут образовывать гипсовые розы.
Физические свойства. Цвет гипса белый; отдельные кри-
сталлы иногда водянопрозрачные. Примеси окрашивают гипс в разные цвета.
518
Блеск стеклянный, на плоскостях спайности с перламутровым отливом.
Спайность весьма совершенная по (010), четкая по (100) и (011). Излом рако-
вистый. Твердость— 1,5—2 (царапается ногтем). Гибкий, но не эластич-
ный. Плотность — 2,32. Оптические свойства: двухосный, положительный;
tig = 1,530, пт = 1,528, пр — 1,520, ng — пр = 0,010; 2V = 58°.
Диагностические признаки гипса — совершенная
спайность по (010) и низкая твердость. Главные линии на рентгенограммах:
3,074; 2,075; 1,890. Растворяется в НС1, частично в воде (одна часть гипса,
на две части воды). Наибольшую растворимость имеет при температуре 37—
38° С. При температуре выше 107° С растворимость гипса уменьшается.
П. п. т. расщепляется и сплавляется в белую эмаль. На угле в восстанови-
тельном пламени дает CaS. На кривых нагревания гипса (см. рис. 311)
наблюдаются три эффекта: 1) при 80—90° С, когда выделяется некоторое
количество Н2О; 2) при 140° С, когда гипс переходит в полугидрат, и 3) при
температуре 140—220° С, когда происходит полное выделение воды. При
температуре 400° С гипс оказывается намертво обожженным.
Образование и месторождения. Гипс является типич-
ным морским химическим осадком и выпадает при высыхании морских
заливов. Исследования показали, что гипс выделяется из водных растворов
при температуре ниже 63° С (при высшей температуре образуется ангидрит).
В присутствии хлористого натрия температура выделения гипса снижается.
Гипс обычно встречается в виде больших пластовых осадочных образований
вместе с известняками, мергелями, глинами и песками. Наибольшие его
скопления известны в связи с пермскими и триасовыми отложениями. Гипс
возникает также при гидратации ангидрита и как вторичный продукт окис-
ления сернистых минералов и серы. Он встречается, кроме того, как пере-
отложенный материал при гидрохимических реакциях.
Наибольшее распространение и значение имеют месторождения, обра-
зовавшиеся вследствие химического выпадения гипса из морской воды.
В этих случаях гипс выделяется при высыхании отшнурованных участков
моря и выпадает в первую стадию выпаривания, когда раствор еще не доста-
точно насыщен хлористым натрием и другими солями; позднее образуется
ангидрит, а еще позже галит. Известны также находки гипса в вулканиче-
ских районах, где он возникает вокруг фумарол и сольфатар при действии
серных паров и воды на кальцийсодержащие минералы. Гипс находится
в ассоциации с ангидритом, галитом, кизеритом и другими минералами
соляных отложений.
Крупные месторождения гипса находятся на западном склоне Урала,
в Прикамье, в Поволжье, в Артемовской котловине в Донбассе, а также
в Приднестровье (Львовская и Иваново-Франковская области). Известны
псевдоморфозы гипса по кальциту, ангидриту и галиту. По гипсу найдены
псевдоморфозы халцедона, опала, кварца, кальцита, арагонита, целестина,
малахита и ангидрита.
Практическое значение. Обожженный гипс применяется
как цемент и материал для лепных работ, в медицине и т. д. В сыром виде
он используется для изготовления статуй (алебастр) и как удобрение. Жил-
коватые и плотные разности гипса являются поделочным камнем.
ЛИТЕРАТУРА
Бетехтин А. Г. Курс минералогии. Госгеолгехиздат, 1961.
Будников П. П. Гипс и его исследование. Изд-во АН СССР, 1933.
Лазаренко Е. К-, Лазаренко Э. А., Барышников Э. К.,
Малыгина О. А. Минералогия Закарпатья. Изд-во Львов, ун-та, 1963.
Лазаренко Е. К-. Г а б i н е т М. И., С л и в к о О. И., Мшералопя
осадочных утворень Прикарпаття. Видавн. Льв1вськ. ун-та, 1962.
Смирнов С. С. Зона окисления сульфидных месторождений. Изд-во АН
СССР, 1955.
Смольянинов Н. А. Алунит. В кн.: «Неметаллические ископаемые СССР»,
т. 1. Изд-во АН СССР, 1936.
519
Толстихина К. И. Ярознтовые пигменты. Тр. ИГН АН СССР, вып.
89, 1948.
Цветков А. И.; Вальяшихина Е. П. Термоаналитические характе-
ристики сульфатных минералов. Тр. ИГН АН СССР, вып. 157, 1955.
Dana J. D., Dana Е. S., Ра 1 ache Ch., Berman Н., Fr on del C.
The system of Mineralogy V. II. Seventh Edition. London, 1951.
Есть русский перевод. ИЛ, 1953.
Gad М. Thermochemical changes in alunite and alunitic clays. Tourn. Amer.
Ceram. Soc. V. 33, N 6, 1950.
Kulp I. a. A d 1 e г H. Thermal study of jarosite. Amer. Tourn. Sci. V. 248.
N 7, 1950.
Laszkiewicz A. Mineraly i skaly solne. Prace Muzeum Ziemi. nr. II.
Warszawa, 1967.
КЛАСС НИТ РАТОВ
Класс нитратов образуют соли азотной кислоты, которые являются
сравнительно редкими и малочисленными минералами. Если к этому классу
отнести и промежуточные минералы, в которых нитратная группа частично
замещается сульфатной, то всего в классе нитратов насчитывается 9 мине-
ралов. Главными катионами в нитратах являются К и Na, второстепенную
роль играют Mg, Са и Ва, иногда Си. Нитраты — минералы с островным
строением. Основой их структуры являются треугольные группы [NO3]+,
размер которых очень близок к карбонатному радикалу. Эти группы соеди-
няются с помощью катионов. Для нитратов характерны землистые и порош-
коватые скопления; зернистые агрегаты или кристаллы наблюдаются редко.
Основными представителями класса нитратов являются натриевая (чи-
лийская) и калиевая селитры, которые встречаются в виде солевидных
масс и часто образуют выцветы, корочки и налеты.
В структурном отношении натриевая селитра характеризуется струк-
турой кальцита, а чилийская — арагонита. Эти минералы хорошо раство-
ряются в воде, имеют острый вкус, а при нагревании с порошком угля вспы-
хивают.
Возникают они на поверхности за счет гниения органических остатков.
Азот органических тел при разложении бактериями переходит в аммиак,
который в свою очередь переводится бактериями в азотистую и азотную
кислоты, необходимые для образования нитратов. Считают, что возможно
также образование азотистых соединений за счет азота воздуха в результате
грозовых разрядов.
Натриевая селитра —Na[NO3j. Термин селитра имеет древнее проис-
хождение и связан, очевидно, с лат. словом sal — соль и греческо-латин-
ским петра — скала. Синоним — чилийская селитра.
Химический состав: Na2O — 36,5%, N2O5— 63,5%.
Сингония — тригональная, вид симметрии — дитригонально-ска-
леноэдрический — D3d — Зт(ЦЗР2ЗРС). Структурная ячейка
содержит Na2[NO3]2. Пространственная группа — D3d —
R3c-arh = 6,49; а = 47°15'.
Г а б и т у с. Натриевая селитра образует ромбоэдры, очень близкие
по строению к ромбоэдрам кальцита. Известны двойники и параллельные
срастания натриевой селитры с кальцитом, мусковитом и доломитом.
Физические свойства. Цвет минерала белый. Блеск стек-
лянный. Твердость—1,5—2. Плотность — 2,24—2,28. Оптические свой-
ства: одноосная, положительная; пт = 1,585, пр = 1,337, пт —пр — 0,248.
Диагностические признаки. Диагностическим призна-
ком натриевой селитры является слегка солоноватый охлаждающий вкус.
Главные линии на рентгенограммах: 3,03; 2,31; 1,89. Легко растворяется
в воде. П. п. т. на угле вспыхивает, легко плавится, окрашивая пламя
в желтый цвет.
Отличие от сходных минералов. От похожей на нее
калиевой селитры натриевая селитра отличается большей гигроскопич-
ностью.
520
Искусственное получение. Натриевую селитру полу-
чают при выпаривании водных растворов NaNO3.
Месторождения. Крупнейшее месторождение натриевой селит-
ры открыто в Чили (в долине Эмульдена) в 1819 г.; запасы его составляют
200 млн. т. Селитра здесь залегает в поверхностных слоях на протяжении
140 км, мощность ее отложений достигает полутора метров. Генезис этого'
месторождения еще не выяснен. Вероятно, селитра образуется при биохи-
мическом разложении азотсодержащих органических веществ (гуано и др.).
Отложения натриевой селитры открыты также в Калифорнии и Неваде,,
на берегах высохших озер. Мощность некоторых рудных слоев достигает
двух метров (чистое содержание селитры составляет 15—40%). В Советском
Союзе селитра имеется в Доронинских озерах Забайкалья, в Средней Азии,
Казахстане, на Украине (в горных районах Крыма).
Практическое значение. Натриевая селитра является
важнейшим сырьем для получения азотной кислоты и изготовления пороха.
Кроме того, она используется как искусственное удобрение в сельском
хозяйстве.
Калиевая селитра — KINO3]. Калиевая селитра получила название
по составу (в отличие от натриевой селитры).
Сингония ромбическая, вид симметрии ромбобипирамидальный
D2a — mmtn(3L-7iPC). Структурная ячейка содержит KJNOS]4; а0 = 5,43,.
Ьо = 9,19, с0 = 6,46; а0 : Ьо : с0 = 0,591 : 1 : 0,703. Пространст-
венная группа — — Рстп.
Агрегаты и габитус. Калиевая селитра образует корки,
налеты и выцветы, а также кристаллические агрегаты, отдельные индивиды
которых имеют игольчатый облик. По внешнему виду ее кристаллы похожи
на кристаллы арагонита.
Физические свойства. Калиевая селитра бесцветная или
белая (механические примеси окрашивают минерал в разные цвета). Цвет
черты белый. Блеск стеклянный. Излом полураковистый до неровного.
Твердость — 2. Хрупкая. Спайность совершенная по (011). Плотность —
1,99—2,11. Оптические свойства: двухосная, отрицательная; ng— 1,504,
пт = 1,504, пр = 1,332; 2V = 7е.
Диагностические признаки. Главные линии на рентге-
нограммах: 3,77; 3,33; 2,66. Легко растворяется в воде. П. п. т. ведет себя
аналогично натриевой селитре.
Образование и месторождения. По своему происхо-
ждению калиевая селитра связана с разложением органических веществ.
Крупных месторождений она не образует. Известна во многих местах Сред-
ней Азии (выцветы грунтов) и в Дагестане (выцветы на скалах известня-
ков).
Практиче ское значение. Калиевая селитра используется
как калийное удобрение, а также применяется при изготовлении азотной
кислоты и пороха.
ЛИТЕРАТУРА
Курс минералогии под ред. А. К. Болдырева. ОНТИ, 1936.
Линдгрен В. Азотнокислый натрий. В кн.: «Минеральные месторождения»,
вып. II. ОНТИ, 1934.
Hintze С. Handbuch der Mineralogie В. I, Abt. 3, H. 1. Berlin und Lei-
pzig, 1930.
Wetzel W. Nitrate. В ки.: «Nichterze», Berlin, 1932.
Тип галоидов
Тип галоидов объединяет соли галоидных кислот HF, НС1, НВг и HJ,
водород которых замещается щелочными или щелочноземельными метал-
лами, а также Си, Ag, Pb, Hg, Fe, Мп и др. (рис. 330).
521
Среди галоидов довольно распространенными являются минералы,
содержащие в своем составе кислород и гидроксил (например, терлингуа-
ит— Hg+Hg2+OCl, атакамит — Си2(ОН)3С1 и др.), называющиеся оксигалои-
дами. Общее количество минералов, которые относятся к этому типу,—
близко к сотне. В структурном отношении они в преобладающем большин-
стве представляют типичные ионные соединения. Морфология галоидов
определяется их кристаллизацией в высшей сингонии. Низшие сингонии
характерны только для галоидов тяжелых металлов, содержащих гидроксил
и воду.
Фториды по сравнению с хлоридами, бромидами и иодидами имеют
большую твердость и низший показатель преломления. Максимальная
твердость (около 5) наблюдается у селаита — MgF2, а наименьшая
(1,5—2)— у щелочных и щелочноземельных хлоридов. Максимальная
2
He
10
Ne
18
Ar
36
Kr
54
Xe
86
Rn
1
H
з
Li
11
Ng
19
К
37
Rb
55
Cs
87
Fr
4
Be
12
Mg
20
Ca
38
Sr
56
Ba
88
Ra
В
13
AL
21
Sc
39
57-71
TR
89
kc
6
C
14
Si
22
Tl
40
Zr
72
Hf
90
Th
7
N
15
P
23
V
41
Nb
73
Ta
91
Pa
8
О
16
S
24
Сг
42
Мо
74
W
92
U
9
F
17
Cl
25
Mn
43
Tc
75
Re
26
Fe
44
Ru
—76
Os
27
Co
45
Rh
77
28
Ni
46
Pd
78
Pt
29
Cu
47
79
Au
30
Zn
48
Cd
80
HflJ
3/
Ga
49
In
81
Tl
32
Ge
50
Sn
82
Pb
33
As
51
Sb
83
Bi
24
Se
52
Те
84
Ро
35
Br
53
J
85
At
Рис. 330. Элементы, входящие в состав галоидов (обозначены жирным шрифтом)
плотность поднимается до 8,73 (терлингуаит — Hg+Hg2i’OCI), наименьшее
значение плотности — 1,97—1,99 (сильвин — КС1). Галоиды главным образом
изотропные или имеют очень слабое двупреломление, хотя среди хлоридов,
бромидов и иодидов встречаются представители с очень высокими и разными
показателями преломления. Например, у каломели (HgCl) ng = 2,66 и пр —
= 1,97. Галоиды в основном бесцветные и только содержащие Fe2+, Fe3+,
Мп2+ и Cu2+ имеют зеленый, желтый, красный и сине-зеленый цвета. Галоиды
тяжелых металлов Ag, Си и Hg обычно желтые. По происхождению галоиды
делятся на две группы: 1) фториды, являющиеся преимущественно пегма-
титово-пневматолитовыми и гидротермальными образованиями, и 2) хло-
риды, бромиды и иодиды, являющиеся преимущественно супергенными или
осадочными минералами. Галоиды имеют очень большое практическое значе-
ние, многие из них являются важным сырьем для химической, металлурги-
ческой, стекольной промышленности, а некоторые используются также
в сельском хозяйстве. По химическим особенностям среди галоидов выде-
ляются классы фторидов, хлоридов, бромидов, иодидов и оксагалоидов.
Из них мы опишем только фториды и хлориды.
КЛАСС ФТОРИДОВ
К классу фторидов относится более 20 минералов, являющихся солями
кислоты HF. Это в основном соединения фтора со щелочными и щелочно-
земельными металлами, особенно с кальцием, с которым связана наиболь-
шая масса фтора в земной коре. Фториды — это главным образом пегматито-
пневматолитовые и гидротермальные образования. По своим кристалло-
химическим особенностям они являются типичными ионными соединениями
с координационной, каркасной, островной, цепочечной и слоистой структу-
522
рами. Из фторидов мы рассмотрим флюорит, имеющий координационный
тип структуры, и криолит, относящийся к минералам с цепочечным строе-
нием.
Флюорит — CaF2. Название происходит от лат. названия фтора (флюо-
рум). Синоним — плавиковый шпат (флюорит является хорошим флюсом,
ускоряющим плавку металлов).
Химический состав: Са — 51,2%, F — 48,8%. Иногда
в состав флюорита входят Y, Се и Ra.
Сингония кубическая, вид симметрии — гексоктаэдрический —
0h — m3m(3Lt4Ll6L29PC). Структурная ячейка содержит
Ca4Fg; а0 = 5,46. Пространственная группа — O5h — Fm3tn.
Кристаллическая структура флюорита является
типичной для многих соединений типа АХ2. Она приведена на рис. 22.
Агрегаты и габитус. Флюорит образует преимущественно
плотные землистые и шестоватые агрегаты и друзы, кристаллы в которых
имеют кубический и реже октаэдрический габитус (рис. 331). Отдельные
Двойниковая ось
Рис. 331. Габитус кристаллов флюорита. Слева — кристалл флюорита с фи-
гурами травления, справа — двойник прорастания
кристаллы иногда достигают 25 см в поперечнике. Грани куба часто покрыты
комбинационной штриховкой, параллельной двум направлениям ребер;
иногда они покрыты паркетоподобными пластинками. Землистые разности
темно-фиолетового цвета называются ратовкитом (назван по р. Ратовке
в Московской области).
Для некоторых месторождений характерны плотные зональные агре-
гаты. Часто встречаются двойники прорастания флюорита по октаэдру
(111). В таких двойниках ось третьего порядка общая для обоих индивидов
и ребра одного куба выступают на гранях другого (рис. 331). Встречены
параллельные срастания флюорита с сидеритом, пиритом, кварцем и шеели-
том. На кубических гранях кристаллов флюорита присутствуют довольно
характерные фигуры травления — пирамидальные углубления, вершины
которых ориентированы в сторону ребер куба.
Физические свойства. Флюорит часто прозрачный, а иногда
совсем бесцветный. Нередко он имеет бледно-желтоватую, зеленоватую
или фиолетовую окраску. Плотные разности имеют белый, желтовато-белый
или серовато-фиолетовый цвет. Блеск стеклянный. Излом плоскораковистый
до занозистого или неровного. Спайность совершенная по октаэдру (111).
Твердость — 4. Хрупкий. Плотность — 3,18. Оптические свойства: изотроп-
ный; п — 1,434. Флюорит характеризуется флюоресценцией и фосфорес-
ценцией. Некоторые разности красиво флюоресцируют зеленым, синим
и фиолетовым цветом.
Диагностические признаки флюорита — форма кри-
сталлов, цвет, спайность и твердость. Главные линии на рентгенограммах:
3,148; 1,928; 1,644. Слабо растворяется в горячей НС1 и разлагается в H2SO4.
П. п. т. растрескивается, светится и с трудом оплавляется по краям. На угле
сплавляется в эмаль, имеющую щелочную реакцию.
523
Отличие от сходных минералов. Флюорит -можно
спутать с кварцем, аметистом, топазом, гипсом, каменной солью, кальцитом,
криолитом и баритом. Кварц, аметист и топаз имеют другой габитус кристал-
лов и более высокую твердость. От гипса флюорит отличается большей твер-
достью, от каменной соли — вкусом, большей твердостью и нерастворимостью
в воде. В отличие от карбонатов флюорит не вскипает при действии НО.
Кроме того, он имеет характерную спайность по октаэдру. От криолита
флюорит отличается спайностью и большей твердостью (у криолита
твердость 2—3), от барита — меньшей плотностью и формой кристаллов.
Искусственное получение. Искусственно флюорит полу-
чен диффузией фтористого аммония в раствор СаС12, выпариванием раствора
CaF2 и HCI и другими способами.
Образование и месторождения. Флюорит связан глав-
ным образом с гидротермальными процессами. В крупных промышленных
месторождениях его спутниками являются кварц, барит, кальцит, а также
сульфиды, чаще всего сфалерит и галенит. Этот минерал, кроме того, входит
в состав изверженных пород как акцессорный. Флюорит грейзенов и пегма-
титов имеет пневматолитовое происхождение. Реже наблюдаются экзогенные
образования в виде ратовкита. Флюорит может возникнуть также за счет
метасоматического замещения известняков. Светлоокрашенные октаэдри-
ческие кристаллы флюорита образуются при относительно высоких темпера-
турах, а более интенсивно окрашенные кубические кристаллы — при низ-
ких. Додекаэдрические кристаллы характерны для промежуточных условий.
Крупные месторождения флюорита имеются в Англии (Кумберленд), в США
(штаты Коннектикут и Иллинойс), в Забайкалье (Абагайтуй и Калангуй),
в Казахской ССР (Аурахматское месторождение) и на Украине в Приазовье
и на Подолии. Ратовкит известен в Московской и Калининской областях
РСФСР. Флюорит образует псевдоморфозы по кальциту, бариту и галениту.
По флюориту отмечались псевдоморфозы кварца и халцедона, а также гли-
нистых минералов, окислов железа и марганца.
Практическое значение. Флюорит применяется для изго-
товления фтористых препаратов, в частности криолита, который исполь-
зуется в алюминиевой промышленности. Оптический флюорит служит для
устранения хроматической и сферической аберраций в оптике. Кроме того,
этот минерал используется в металлургической промышленности в качестве
флюса и применяется в лазерах и мазерах.
ie происходит от греч. слов криос —
:ку и показателям преломления крио-
лит похож на лед). Синоним — ледя-
ной шпат.
Химический состав:
А1—12,8%, Na —32,8%, F — 54,4%.
Иногда содержит примесь железа.
Сингония — моноклинная,
вид симметрии призматический —
C2h —2/m(L2PC). Структур-
ная ячейка содержит 2 еди-
ницы; а0 = 5,47, Ьо = 5,62, с0 = 7,82;
а0 : Ьо : с0 = 0,973 : 1 : 1,390; р =
90°1Г. Пространственная
группа — Czh — P2Jn.
Кристаллическая
структура представлена цепоч-
ками, состоящими из октаэдров
[NaAIFe], которые параллельны оси с (рис. 332), между собой цепочки со-
единяются при помощи остальных 2/3 атомов Na в координации 12.
Агрегаты и габитус. Криолит встречается в виде пластинча-
тых агрегатов и сплошных масс. Кристаллы встречаются редко, обычно
Криолит — Na2[NaAI F6|.
холод, лед и литое — камень (по
Рис. 332. Структура криолита
524
они похожи на куб (рис. 333), благодаря преобладающему развитию граней
пинакоидов {001} и {100}. Наблюдаются двойники по (ПО).
Физические свойства. Цвет минерала белый, красноватый,
коричневатый, редко черный. Блеск стеклянный. Спайность почти отсут-
ствует. Излом неровный. Твердость — 2—3. Хрупкий. Плотность — 2,95—
3,01. Оптические свойства: двухосный, положительный; ng = 1,34; 2V = 43°.
Диагностические признаки криолита — форма кри-
сталлов и слабый стеклянный блеск. Главные линии на рентгенограммах:
2,75; 2,33; 1,939. Раство-
ряется в крепкой H2SO4.
П. п. т. легко плавится
(даже в пламени свечки),
окрашивая пламя в ин-
тенсивный желтый цвет.
Образует прозрачный ко-
ролек, который после ох-
лаждения превращается в
белую эмаль. После про-
должительного прокали-
вания на угле остается
корка глинозема, окраши- Рис. 333. Габитус кристаллов криолита
ваемая раствором Co(NO3)2
в синий цвет.
Искусственное получение. В лабораторных условиях
криолит получают при сплавлении NaF и A1F3, а также при добавлении
NaF или NaCl к водному раствору A1F3.
Образование и месторождения. Криолит — редкий
минерал. Он возникает пневматолитовым путем в пегматитах, а также
выпадает из горячих растворов и встречается вместе с кварцем, сидеритом,
вольфрамитом, касситеритом и различными сульфидами (галенитом, сфале-
ритом, пиритом и т. д.). Единственным промышленным месторождением
этого минерала является Ивигтут (Западная Гренландия). В Советском
Союзе он найден в альбитовых гранитах Ильменских гор на Урале.
Разрушение. Криолит легко превращается в такие вторичные
минералы, как хиолит, криолитионит и др.
Практическое значение. Криолит применяется как пла-
вень при производстве алюминия.
КЛАСС ХЛОРИДОВ
Класс хлоридов составляют около 50 минералов, являющихся солями
соляной кислоты. Среди них выделяют простые и двойные соли.
Главными катионами, чаще всего образующими соединения с хлором,
являются Na, К, Mg, Са, Fe и Си. Хлориды относятся к минералам с пре-
обладающим ионным типом связи, причем они имеют в основном коорди-
национное строение. Значительно реже среди хлоридов наблюдаются соеди-
нения, которым свойственно островное и цепочечное строение. По происхо-
ждению хлориды являются преимущественно осадочными минералами
и часто образуют значительные скопления в высыхающих водных бассейнах
вместе с сульфатами, иногда с боратами и другими растворимыми в воде
соединениями. Только некоторые из хлоридов встречаются в незначитель-
ных количествах как пневматолитовые образования в связи с вулканиче-
скими возгонами и как продукты окисления сульфидов. Преобладающая
связь хлоридов с осадочными процессами объясняется, прежде всего, тем,
что около 75% всего хлора земной коры сосредоточено в океанической воде.
Как важное сырье для химической промышленности хлориды имеют боль-
шое практическое значение. Соответственно кристаллической структуре
525
среди описываемых минералов можно выделить подклассы координацион-
ных, островных и цепочечных хлоридов. Мы рассмотрим здесь только пред-
ставителей хлоридов координационного строения (группы галита, керар-
гирита и карналлита).
Рис. 334. Габитус кристаллов галита.
Слева — кристалл с фигурами травле-
ния и фигурой удара
Группа галита
Группу галита образуют хлориды одновалентных металлов Na и К —
галит и сильвин, которые являются самыми распространенными среди
хлоридов.
Галит — NaCl. Название происходит от греч. слова гальс— соль.
Синоним — каменная соль.
Химический состав: Na — 39,4%, Cl — 60,6%. Иногда
содержит примеси Вг и Ag.
Сингония кубическая, вид симметрии гексоктаэдрический —
Oh — m3m{3L^L3 6L29PC). Структурная ячейка содержит
Na4Cl4; а0 = 5,64. Пространственная группа — 0^ — Fm3m.
Кристаллическая структура галита типична для мно-
гих соединений состава АХ. Ионы хлора образуют плотнейшую кубическую
упаковку, октаэдрические пустоты
между которыми выполнены ионами
натрия; таким образом, вокруг ионов
хлора находятся шесть ионов натрия
и ионы натрия окружены шестью ио-
нами хлора (см. рис. 13).
Агрегаты и габитус.
Галит встречается в сплошных кри-
сталлических зернистых массах, иног-
да образует корочки, налеты, вы-
цветы и друзовые агрегаты. Кристал-
лы галита обычно имеют кубический,
а иногда октаэдрический габитус (рис. 334). Для некоторых месторожде-
ний характерно образование волокнистых агрегатов.
Физические свойства. Галит прозрачный и бесцветный,
иногда белый. Примеси окрашивают минерал в разные цвета. В месторожде-
ниях, где галит встречается вместе с сильвином, часто наблюдается синяя
окраска галита. Блеск стеклянный. Спайность весьма совершенная по кубу.
Излом раковистый. Твердость — 2. Хрупкий. Плотность — 2,1—2,2. Опти-
ческие свойства: изотропный; п = 1,544. Имеет слабую электропроводность
и высокую теплопроводность.
Диагностические признаки минерала — низкая твер-
дость, легкая растворимость в воде, соленый вкус и спайность. Главные
линии на рентгенограммах: 1,990; 1,259; 1,149. П. п. т. на угле легко пла-
вится, окрашивает пламя в желтоватый цвет. Из раствора NaCl при дей-
ствии AgNO3 выпадает белый творожистый осадок AgCl.
Отличие от сходных минералов. Галит можно спутать
с сильвином, флюоритом, гипсом и кальцитом, от которых он легко отли-
чается соленым вкусом. (
Образование и месторождения. Образование основных
масс галита происходит путем осаждения в замкнутых водоемах (заливах
морей и озерах). При быстром выпаривании растворителя на поверх-
ности рассолов возникает много кристаллических лодочек, которые запол-
няются водой и оседают на дне, где продолжают свой рост, образуя нормаль-
ные прозрачные кристаллы и слоистые отложения. Известны незначитель-
ные скопления галита вместе с другими хлоридами на стенках кратеров
вулканов как продукт возгона. Выделяют несколько разностей галита
(по происхождению): 1) каменная соль (залегает между пластами горных
пород в твердом виде, образуя пластовые залежи); 2) самосадочная соль
526
(образуется на дне водных замкнутых бассейнов в странах с жарким и сухим
климатом); 3) вулканическая соль — возгоны вулканов; 4) выцветы —
пленки и налеты на поверхности земли в степных и пустынных районах.
К крупнейшим месторождениям галита относится Штасфуртское в ГДР,
месторождения США (в штатах Канзас, Нью-Мексико, Техас и Оклахома)
и месторождение Величка в Польше. В СССР значительными являются
месторождения Приуралья (Соликамское), Прикаспийской низменности
и Украины в Славянско-Артемовском районе Донбасса и Солотвинском
районе Закарпатья. Следует назвать также соленые озера Эльтон и Бас-
кунчак, где происходит осаждение солей.
Практическое значение. Галит применяется в пищевой
промышленности и в различных отраслях химического производства как
сырье для получения препаратов хлора и натрия.
Сильвин — КС1. Название происходит от латинизованного имени
(Сильвий) голландского врача и химика Франциска де ля Бое.
Химический состав: К — 52,5%, С1 — 47,5%. Иногда
содержит примеси Na и NH4.
Сингония — кубическая, вид симметрии — гексоктаэдрический —
Ок — тЗт(ЗГ44Гз6Г29РС). Структурная ячейка содержит
К4С14; а = 6,28. Пространственная группа — Оя — Ftn'im.
Кристаллическая структура сильвина аналогична
структуре галита.
Агрегаты и габитус. Сильвин чаще всего встречается в сплош-
ных зернистых скоплениях вместе с другими минералами соляных отложе-
ний. Сравнительно редко он образует друзы и от-
дельные кристаллы, обычно кубические с преобла-
дающим развитием {100}, очень напоминая по
внешнему виду галит. Отличительной чертой силь-
вина является притупленность углов куба (рис,
335), обусловленная развитием октаэдра {111}.
Отмечаются параллельные сростки сильвина с га-
литом и гематитом.
Физические свойства. Сильвин
водянопрозрачный и бесцветный. Примеси обус-
ловливают различную окраску минерала. Блеск
стеклянный. Спайность весьма совершенная по
(100). Излом неровный. Твердость— 1,5—2. Хруп-
кий. Плотность— 1,97—1,99. Изотропный, п = 1,490. Имеет высокую теп-
лопроводность.
Диагностические признаки сильвина — горьковато-
соленый острый вкус, гигроскопичность. Главные линии на рентгенограм-
мах: 2,225; 1,403; 1,045. Растворяется в воде. П. п. т. легко плавится, окра-
шивая пламя в фиолетовый цвет.
Отличие от сходных минералов. От похожего на него
галита сильвин отличается по вкусу.
Образование и месторождения. Как и галит, сильвин
возникает главным образом путем химического осаждения из водных раство-
ров (в заливах морей и в озерах). В соляных отложениях он находится
вместе с галитом, карналлитом и другими минералами. Сильвин образуется
и теперь в так называемых калийных озерах, крупнейшими среди которых
являются Серлс в Калифорнии и Мертвое море. В Советском Союзе осажде-
ние сильвина наблюдается в ряде озер Западного Казахстана и Средней
Азии. В процессе осаждения солей сильвин выпадает последним и потому
он характерен для верхних горизонтов соленосных отложений. Сильвин
возникает также за счет карналлита и известен как продукт сублимации
на стенках кратеров вулканов. Крупнейшими месторождениями сильвина
являются Соликамское в Приуралье, Калушское и Стебникское в Прикар-
патье на Украине, а также Штасфуртское в ГДР.
Рис. 335. Кристалл силь-
вина с фигурами трав-
ления
527
Практическое значение. Сильвин является сырьем для
получения искусственных калийных удобрений. В химической промышлен-
ности он применяется при изготовлении различных калийных препаратов,
которые используются в медицине, парфюмерии, фотографии и т. д.
Группа хлораргирита
Из этой группы мы рассмотрим только хлораргирит — Ag(Br, CI). Полу-
чил название по содержанию хлора и греч. слову аргирос — серебро (на
изломе он напоминает роговое вещество). Синоним — роговая серебряная
обманка.
Химический состав: Ag — 75,3%, Cl 24,7%. В качестве
примесей иногда присутствует Hg(Br, Cl).
Сингония — кубическая, вид симметрии — гексоктаэдрический —
Oh — m3m(3L44L®6L29PC). Структурная ячейка содержит
Ag44; с0 = 5,79—5,55. Пространственная группа —
-О^-Г/иЗт.
Кристаллическая структура хлораргирита похожа на структуру галита.
Агрегаты и габитус. Описываемый минерал обычно наблю-
дается в виде корочек, кристаллических налетов, натечных роговидных или
восковидных масс. Кристаллы встречаются редко и имеют кубический
габитус.
Физические свойства. Хлораргирит бесцветный (в свежих
образцах) или слабо окрашен в желтоватые, синевато-зеленоватые или
буроватые тона. На свету темнеет, приобретая вначале фиолетово-серый,
а потом даже черный цвет. Блеск алмазный. Спайность отсутствует. Излом
неровный. Твердость — 1,5—2,5. Режется ножом. Плотность—5,5—6,4.
Оптические свойства: изотропный, п = 2,07. Диагностические
признаки хлораргирита — низкая твердость, нерастворимость в воде.
Главные линии на рентгенограммах: 2,80; 1,97; 1,245. В кислотах почти
не растворяется. П. п. т. легко плавится и вскипает. В восстановительном
пламени дает королек серебра.
Ci Образование и месторождения. Хлораргирит возникает
в зоне окисления серебросодержащих месторождений, где ассоциирует
с минералами серебра, меди, кальцитом, баритом и др. Он встречается
в верхних горизонтах почти всех серебряных месторождений, образуя псев-
доморфозы по серебру. Хлораргирит встречен в Михайловском прииске
на Южном Урале, в Казахстане, на Алтае, в Нагольном кряже в Донбассе,
а также в месторождениях пустыни Атакама в Чили, в Боливии и в других
местах. Глыба хлораргирита весом свыше 6 т была встречена в месторожде-
нии Трежер-Хилл в Неваде i(CIIIA).
Группа карналлита
Из этой группы рассмотрим карналлит— KMgCls*6H2O. Назван в честь
прусского горного инженера Р. Карналля.
Химический состав: Mg — 8,7%, К — 14,1 %, С1 — 38,3%,
Н2О— 38,9%. Иногда присутствуют примеси Br, Rb, Cs, Li и Ga.
Сингония — ромбическая, вид симметрии — ромбобипирамидаль-
ный — D2h — mmtn(3L23PC). Структурная ячейка содержит
12 единиц, а0 = 9,60, Ьо = 16,14, с0 = 22,52; а0 : Ьо : с0 = 0,593 : 1 : 1,384.
Пространственная группа — — Pbnn.
Кристаллическая структура карналлита характери-
зуется наличием октаэдров (Н2О)6 и КС16, расположенных в виде блоков
перпендикулярно оси с.
Агрегаты и габитус. Карналлит образует сплошные зерни-
стые массы. Кристаллы его редко встречаются и имеют псевдогексагональ-
ный облик (рис. 336).
/28
Физические свойства. Карналлит белый, часто бесцветный.
Очень мелкие включения чешуек гематита окрашивают минерал в красный
и розовый цвета. Блеск на свежем изломе стеклянный. На воздухе карнал-
лит тускнеет и становится жирным. Спайность отсутствует. Излом рако-
вистый. Твердость — 2—3. Хрупкий. Плотность — 1,60. Оптические свой-
ства: двухосный, положительный; ng = 1,494, пт = 1,475, пр = 1,466,
ng — пр = 0,028; 2У = 70°. Очень гигроскопичен, сильно флюоресцирует.
Диагностические признаки карналлита — острый горько-
соленый вкус, большая гигроскопичность (на воздухе быстро сыреет). При
сверлении острием ножа на свежем изломе слышен характерный треск,
Рис. 336. Габитус кристаллов карналлита
вследствие внезапного расширения включений — пузырьков газа. При
растворении карналлита в воде треск подобен хрусту снега под ногами
в сильный мороз (разрываются включения пузырьков газа, находящиеся
под большим давлением). П. п. т. легко плавится.
Отличие от сходных минералов. Отличие карналлита
от бишофита (MgCl2*6H2O) и тахигидрита (CaMg2Cle42H2O) устанавли-
вается только химическим путем.
Образование и месторождения. Карналлит развит
в месторождениях галита и сильвина, вместе с которыми он образуется как
химический осадок морских бассейнов в последние стадии высыхания,
вследствие чего этот минерал распространен в верхних горизонтах соляных
месторождений. Спутниками карналлита являются гипс, ангидрит, галит,
полигалит, кизерит, эпсомит, каинит, сильвин. На открытом воздухе кар-
наллит быстро сыреет и распадается на MgCl2 и КС1. В значительных коли-
чествах карналлит встречается в Приуралье (Соликамское месторождение)
и на Украине, где известен в Калушском и Стебникском соляных место-
рождениях Прикарпатья, ГДР (Штасфуртское месторождение), в штатах
Техас, Оклахома и Нью-Мексико в США.
Практическое значение. Карналлит является важной
рудой на калий и магний. Он применяется для получения искусственных
калийных удобрений.
ЛИТЕРАТУРА
Белов Н. В. Очерки по структурной минералогии. Минерал, сб. Львов,
ун-та, № 4—21, 1950—1967.
Василькова Н. Н., Соломкина С. Г. Типоморфные особенности
флюорита и кварца (на основании изучения их физических и физико-химических
свойств). «Недра», 1965.
Ермаков Н. П. Использование дефектов в кристаллах флюорита для изу-
чения естественной истории минерала. Минерал, сб. Львов, ун-та, № 2, 1948.
Лазаренко Е. К. Курс мшералогн, ч. II. Видавн. Льв1вськ. ун-та, 1959.
Лазаренко Е. К., Г а б i н е т М. П., С л и в к о О. П. Мшералопя
осадочных утворень Прикарпаття. Видавн. Льв1вськ. ун-та, 1962.
Лепешков И. Н. Калийные соли Волга-Эмбы и Прикарпатья. Госхим-
издат, 1946.
34 Лазаренко Е. К.
529
Лучицкий В. И., Л а в р о в и ч Н. С., Гуляев А. В., Сулоев А. И-
и др. Плавиковый шпат СССР. Тр. ВИМСа, вып. 119. ОНТИ, 1937.
Соболевский В. И., Сарычева А. В., С м ол я в с ки й Е. Н.
Куликолоиское месторождение и его оптический флюорит. Изд-во АН СССР, 1936.
Allen Р. D. Variations in chemical and physical properties of fluorite. Amer.
Mineral, v. 37, N 11—12, 1952.
Dana J. D., Dana E. S., Palache Ch;, Berman H., F г о n d e 1 C.
The System of Mineralogy. Seventh Edition. V. II. London, 1951.
Есть русский перевод. ИЛ, 1953.
J i m о г i s S. On the constitution of phosphorescent centres in fluorite. Sci.
Pap. Ins. Phys. Chem. Res. Tokyo, v. 20, 1933.
Laszkiewicz A. Mineraly i skaly solne. Prace Muzeum Ziemi. nr. II. Warsza-
wa, 1967.
S m a k u 1 a A. Colour centres of calcium fluoride and barium fluoride crystale.
Phys. Rev. v. 77, 1950.
Минералы. Справочник, т. II, вып. 1, Изд-во АН СССР, 1963.
Тип органические, соединений
К этому типу относятся минералы, которые являются солями различ-
ных органических кислот, битумами и смолами. Они очень распространены
в природе, однако почти не изучены вследствие сложности химической
конституции. Минералы настолько сильно отличаются от неорганических
соединений, что настало время уже создать отдельную органическую мине-
ралогию. Наиболее изучены ювеллит,
меллит, кертисит, парафин и янтарь.
Ювеллит — Са|С2О4] *Н2О. Ювеллит
назван в честь английского исследовате-
ля Вильяма Ювелля.
Химический состав (од-
новодный оксалат кальция): СаО —
38,38%, СО2 — 49,28%, Н2О —12,34%.
Сингония — моноклинная, вид
симметрии — призматический — C2h —
P2!m(L2PC).
Г а б и т у с. Ювеллит встречается
только в форме кристаллов изометри-
ческого или таблитчатого габитуса (рис.
337). Довольно развиты сердцевидные двойники ювеллита по (101).
Физические свойства. Ювеллит бесцветный и прозрачный,
иногда желтоватый или коричневатый. Блеск стеклянный. Спайность совер-
шенная по (101) и несовершенная по (001). Излом раковистый. Твердость —
2,5—3. Хрупкий. Плотность — 2,23. Оптические свойства: двухосный,
положительный; ng = 1,650, пт = 1,554, пр — 1,490, ng— пр = 0,160;
2V = 84°.
Диагностические признаки минерала — сердцевидные
двойники и химический состав. Главные линии на рентгенограммах: 5,8;
3,64; 2,95. В кислотах растворяется, в воде нерастворим. П. п. т. разла-
гается до СаО.
Образование и месторождения. Ювеллит возникает
при выветривании залежей каменного угля и встречается вместе с расти-
тельными остатками. Этот минерал был найден также как первичное гидро-
термальное образование в рудных жилах. Вещество состава ювеллита
встречается в виде микроскопических кристалликов в живых растительных
клетках и в виде камней или отложений в почках человека. Крупные двой-
ники ювеллита размером по 3,5 см найдены вместе с кальцитом в подошве
угольных пластов под потоками базальтовой лавы в месторождении Бург
вблизи Дрездена, а также во многих местах Чехословакии (Кладно, Пчери)
в ассоциации с лигнитом или углем. В Фрейберге (Саксония) и Капнике
(Румыния) ювеллит находится в рудных жилах. В СССР ювеллит известен
530
в районе Майкопа на Северном Кавказе и по р. Ярези на Южном
Тимане.
Меллит — A12Ci2O12-18H2O. Название меллита происходит от греч.
слова мели —мед (по цвету). Синоним — медовый камень.
Химический состав (водный меллат алюминия): А12О3 —
14,27 %, С — 20,17 %, О — 20,16%, Н2О — 45,40 %. ,
Сингония — тетрагональная, вид симметрии — тетрагонально-
трапецоэдрический — О4 — 42(L44L2). Структурная ячейка
содержит A132C182Oi82-288Н2О; а0 = 22,0, с0 = 23,3; а0 : с0=1 :1,059.
Пространственная группа — DI — Р412.
Агрегаты и габитус. Характерная форма меллита — плот-
ные мелкозернистые скопления, а также пленки и желваки. Редко встре-
чаются мелкие кристаллы призматического или пирамидального габитуса.
Физические свойства. Цвет меллита медово-желтый, часто
красноватый или коричневый, реже белый. Цвет черты белый. Блеск смо-
листый, переходит в стеклянный. Прозрачный. Спайность несовершенная
по (011). Излом раковистый. Твердость — 2—2,5. Плотность 1,64. Опти-
ческие свойства: одноосный, отрицательный; ng = 1,539, пр = 1,511,
ng — пр = 0,028. Пироэлектрический.
Диагностические признаки. Меллит растворим в HNO3
и нерастворим в воде и спирте. В пламени свечи белеет, но не загорается.
Искусственное получение. Меллит получен при диффу-
зии растворов хлорида алюминия и щелочной соли меллитовой кислоты.
Образование и месторождения. Как вторичное образо-
вание меллит наблюдается в трещинах бурого угля и лигнита. Найден
по р. Упи в Тульской области, в Тюрингии, Саксонии и других местах.
Кертисит — C24Hi8O. Кертисит назван в честь предпринимателя Кертеса.
Химический состав: С — 91,83%, Н — 5,30%, О — 2,87%,
Сингония — ромбическая.
Габитус. Кертисит встречается в виде скоплений, состоящих
из пластинчатых по (001) кристаллов, на которых развиты грани пинакоида
{100} и призмы {ПО}.
Физические свойства. Цвет кертисита ярко-желтый. Цвет
черты светло-желтый. Блеск стеклянный. Спайность весьма совершенная
по (001) и четкая по (100). Твердость — 1—1,5. Плотность — 1,236. Опти-
ческие свойства: двухосный, положительный; ng =2,10, nm = 1,734,
пр = 1,554, ng — пр = 0,55.
Диагностические признаки. Главные линии на рент-
генограммах: 18,1; 5,06; 3,42. П. п. т. легко загорается, выделяет большое
количество копоти и разбрызгивает горящие капли. Растворяется в кон-
центрированной H2SO4 (при нагревании) и в а-монобромнафталине.
Образование и месторождения. Кертисит возникает
гидротермальным путем в парагенезе с киноварью, метациннабаритом,
кальцитом, а также органическими минералами. Этот минерал известен
в ртутных месторождениях Идрии (Югославия), Калифорнии (США),
а также на Украине, где встречается вместе с карпатитом и киноварью.
Парафин — СиН2»+2- Название парафина происходит от лат. слов
рагшп — почти и affinis — близкий (название связано с малой актив-
ностью парафиновых углеводородов).
Химический состав. Содержит примеси жидких и газообраз-
ных углеводородов, а также воду.
Сингония — ромбическая или моноклинная. Габитус кристаллов—
пластинчатый.
Физические свойства. Парафин бесцветный или белый.
Прозрачный, жирный на ощупь. Без запаха и вкуса. Плотность — 0,865—
0,940. Плавится при температуре 40—65° С. Нерастворим в воде, мало-
растворим в спирте, хорошо растворяется в эфире, хлороформе, бензоле,
сероуглероде, бензине. Под микроскопом наблюдается в удлиненно-ленточ-
34* 531
ных пластинках, которые, переплетаясь между собой, образуют петельча-
тую структуру. Оптически одноосный, положительный; п = 1,43—1,52.
Образование и месторождения. Парафин — минерал
довольно распространенный. В чистом виде он встречается очень редко
и известен, в частности, в пустотах базальтовой лавы возле Патерно
в Сицилии. Парафин вместе с церезином входит в состав нефти и озокерита
(земного воска), который является парафинистым осадком, выпадающим
из нефти, когда она поднимается из глубины в поверхностные зоны по тре-
щинам. Попадая в условия более низкой температуры й охлаждаясь, нефть
уже не может удерживать в растворе твердые парафины и они выпадают
в виде вазелиноподобного осадка, который со временем затвердевает, пре-
вращаясь в вещество воскоподобной консистенции — озокерит. Среди
вмещающих горных пород озокерит образует жилы и заполняет разные
пустоты в породах. Крупнейшие месторождения озокерита находятся
на Украине (Львовская область), где особенно развит жильный озокерит
с толщиной жил до 3,0 м. Здесь озокерит часто ассоциирует с серой, гипсом
и каменной солью. Месторождения озокерита известны также на острове
Челекен (Туркменская ССР) и в Фергане (Узбекская ССР), а за границей —
в Румынии и США (штат Юта).
Практическое значение. Из озокерита получают главным
образом церезин (смесь высокоплавких изопарафинов и парафинов), который
применяется для изготовления мазей, кремов, помад, медицинского вазе-
лина, а также используется для защиты металлических приборов от кислот-
ной и щелочной коррозии и как изоляционный материал в радио- и электро-
технике. Обезвоженный озокерит используется в медицине для наружного
лечения теплом (парафинотерапия).
Янтарь — С40Н64О4. Слово «янтарь» происходит от латинского названия
этого минерала gentaras.
Химический состав: С — 79,0%, Н — 11,0%, О — 10,0%;
обычно содержит незначительные примеси серы. Разностями янтаря
в виде коржей с включением
листьев и третичной фауны: глес-
сит — непрозрачная разность
бурого цвета, бокерит — непро-
зрачная разность темного цвета.
Г а б и т у с. Наиболее ти-
пичными для янтаря являются
исходные формы в виде затвер-
девших капель янтарной смолы.
Иногда он встречается в форме
коржеподобных выделений, на-
теков и сталактитов.
являются сукцинит — округлые формы
Рис. 338. Включение насекомого в янтаре
Физические свойства. Цвет янтаря желтый разных оттен-
ков до желто-красного и желто-бурого. Блеск смолистый. Прозрачный или
просвечивает. Излом раковистый. Аморфный, вязкий. Твердость — 2—2,5.
Хрупкий. Хорошо полируется и обрабатывается. Плотность— 1,05—1,10.
Слабо электропроводный. От трения сукном и при нагревании электри-
зуется. Это свойство янтаря было известно еще в древности (слово электри-
чество происходит от греческого названия янтаря — электрон).
Диагностические признаки янтаря — цвет, вклю-
чения различных остатков растений и насекомых (рис. 338), а также сгора-
ние с ароматным запахом. Легко растворяется в бензоле и сероуглероде.
П. п. т. сгорает уже при температуре 250—400° С (при температуре 150° С
размягчается).
Происхождение и месторождения. Янтарь — иско-
паемая смола хвойных деревьев третичного периода. Впервые эту мысль
о происхождении янтаря высказал М. В. Ломоносов, отметив, что включения
в янтаре различных насекомых и остатков растений (цветов, лепестков,
Б32
листьев и т. д.) являются доказательством того, что он представляет собой
смолу, вытекавшую когда-то из растений. Янтарь встречается по берегам
Балтийского моря в пределах СССР, Польши, ФРГ и ГДР, Дании, Швеции,
а также в Англии, США и других странах. Он наблюдается здесь в третич-
ных песчаноглинистых отложениях в виде скоплений, масса которых дости-
гает иногда 10 кг. Крупнейшие месторождения янтаря находятся в СССР
(Калининградская область). Янтарь известен также в третичных отло-
жениях Киевской, Житомирской, Львовской и Харьковской областей.
Практическое значение. Благодаря низкой электропро-
водности янтарь используется в электротехнической промышленности как
изолятор. Он используется также для получения янтарной кислоты, меди-
цинских препаратов и реактивов. Основное применение янтарь находит как
поделочный камень (идет на изготовление брошек, шпилек, мундштуков
и т. д.).
ЛИТЕРАТУРА
Орлов Н. А. и Успенский В. А. Минералогия каустобиолитов. Изд-во
АН СССР, 1956.
Ферсман А. Е. Золотистые камни. В кн.: «Очерки по истории камня», т. 1.
Изд-во АН СССР, 1954.
Hintze С. Handbuch der Mineralogie. В. 1, Abt. 4, Н. 2. Berlin und Leipzig,
1933.
S t r u n z H. Mineralogische Tabellen. Leipzig, 1970. Есть русский перевод
3-го немецк. изд. ГОНТИ, 1962.
Сканировано благодаря
Минералогическому порталу
www.mineral.su
С вопросами и пожеланиями обращайтесь:
Часть III
ВАЖНЕЙШИЕ АССОЦИАЦИИ МИНЕРАЛОВ
В общей части курса уже отмечалось, что минералы в земной коре
образуют определенные комплексы — горные породы и руды, представляю-
щие собой естественные ассоциации минералов. Естественные ассоциации
минералов возникают при различных геологических процессах (эндогенных,
экзогенных, метаморфогенных, космогенных) или отдельных их стадий.
Горные породы и минеральные месторождения являются объектом
исследований специальных отраслей геологии — петрографии и учения
о месторождениях полезных ископаемых. Задача нашего курса — изуче-
ние минерального состава этих образований с точки зрения характерных
признаков минералов и минеральных парагенезисов в связи с их генети-
ческими особенностями.
Минеральные месторождения в зависимости от их генезиса делятся
на эндогенную, экзогенную, метамарфогенную и космогенную группы. Внутри
каждой группы различают семейства месторождений, образование которых
отвечает отдельным стадиям геологического процесса. Семейства место-
рождений в свою очередь разделяются на формации. Формации минераль-
ных месторождений характеризуются типичными ассоциациями главных
минералов и образуют специфические обособленные группировки, которые
наиболее часто повторяются во многих подобных по геологическому прош-
лому участках земной коры. Например, собственно магматическое семейство
включает формации хромитов, магнетитов, минералов платиновой группы
и др.
Горные породы и минеральные месторождения связаны между собой
не только определенными генетическими особенностями, но также во вре-
мени и пространстве. Поэтому, характеризуя группы месторождений, мы
вначале будем рассматривать минералогические особенности горных пород,
а затем — связанные с ними минеральные месторождения. <
ГОРНЫЕ ПОРОДЫ И МИНЕРАЛЬНЫЕ
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ ГРУППЫ
Эндогенные процессы, как уже отмечалось, делятся на три стадии:
собственно магматическую, пегматитовую и постмагматическую. Поэтому
минеральный состав горных пород, руд и отдельных минералов, возникших
вследствие изменения условий существования магматического расплава
(в частности, его охлаждения), зависит от условий их формирования.
Продукты собственно магматической стадии. Последовательность кри-
сталлизации магмы в основном определяется правилом Розенбуша; первыми
выделяются рудные и темные минералы, затем светлоокрашенные, и весь
процесс заканчивается выделением кварца. Это правило было дополнено
534
Боуэном так называемой реакционной схемой, сущность которой заклю-
чается в том, что каждый выделившийся из расплава минерал стремится
прийти в равновесие с жидкой фазой. Для того чтобы сохранить это равно-
весие при падении температуры, ранее выделившиеся минералы вступают
в реакцию с жидкой магмой, меняя при этом свой состав. Реакция может
быть непрерывной с образованием минеральных видов переменного состава,
например плагиоклазов от анортита до альбита, и прерывистой, когда
железо-магнезиальные минералы преобразуются при определенных тем-
пературах в минералы иного кристаллического строения: оливин может
заместиться гиперстеном, а авгит роговой обманкой и т. д.
Последовательность выделения минералов при кристаллизации магмы
с образованием минеральных ассоциаций главных типов изверженных пород
отвечает двум реакционным рядам:
Ассоциация
основных пород
Ассоциация
средних пород
Оливин
I
Ромбические пироксены
Моноклинные пироксены
Амфиболы
I
Биотит
Анортит
I
Основные плагиоклазы
Ассоциация
кислых пород
Средние плагиоклазы
I
Олигоклаз
Альбит
I
Калиевый полевой шпат
Мусковит и кварц
Кристаллизация в большинстве случаев совершается из многокомпо-
нентных систем, хотя известны случаи кристаллизации из моно-, двух-
и трех компонентных магм.
Процесс дифференциации магмы сводится к образованию твердой кри-
сталлической фазы и выделению этой фазы из остаточного расплава или
раствора.
В некоторых случаях дифференциация может совершаться под влия-
нием ликвации, т. е. разделения жидких расплавов, не смешивающихся
между собой. Важную роль при кристаллизации магмы играют и такие
факторы, как изменение концентрации, присоединение новых химических
соединений (вплавлепие, ассимиляция) и потеря расплавом некоторых
веществ (выделение летучих составных частей и пр.).
Общий ход дифференциации магмы можно представить в виде такой
схемы:
Габбро—> Диоритовая магма—>Гранитная магма—> Водные растворы
(средняя магма)
(ультраосновная и основная магма)
Пегматитовый расплав основ- ных магм
(кислая магма) —
Пегматитовый
расплав гранит-
ных магм
Таким образом, в процессе дифференциации родоначальной магмы она
распадается на отдельные магмы, которые по содержанию кремнезема
разделяются на ультраосновные, основные, средние и кислые.
535
Ультраосновным магмам отвечают ультраосновные горные породы:
периодотиты, дуниты, пироксениты, горнблендиты, пикриты и кимбер-
литы. Они характеризуются низким содержанием SiO2 (меньше 45%) и зна-
чительным содержанием MgO, FeO и СаО. ।
Основным магмам отвечают основные породы, недосыщенные кремние-
вой кислотой (в них содержится SiO2 не более 50—55%). Главными пред-
ставителями основных пород являются габбро, диабазы, эссекситы, тера-
литы, ийолиты, уртиты и анортозиты.
Средние магмы занимают промежуточное положение между основными
и кислыми и содержат кремнекислоты около 60 %. Они дают начало средним
горным породам, среди которых выделяют нормальный и щелочной ряды.
В нормальном ряду главными породами являются диориты, сиениты,
андезиты и трахиты. Главными представителями средних пород щелочного
ряда являются нефелиновый сиенит и фонолит.
К кислым магмам принадлежат такие, которые в своем составе содер-
жат кремнезема более 63—65 %. Они дают начало кислым породам, главными
представителями которых являются граниты, гранодиориты, плагиогра-
ниты, кварцевые диориты, риолиты (липариты) и дациты.
При магматическом минералообразовании возникает сравнительно
небольшое количество минералов, что определяется некоторым однообра-
зием состава магмы. Существенными составными частями горных пород
(табл..112) являются такие элементы, как О, Si, Al, Fe, Са, Mg, Na, К, H,
содержащиеся в них в количествах более 1 %. Обычно состав горных
пород представляется в виде процентного содержания окислов SiO2,
А12О3, Fe2O3, FeO, MgO, СаО, Na2O, К2О, Н2О, сумма которых составляет
более 98%.
ТАБЛИЦА 112
Средний состав изверженных пород (в процентах)
Элементы Средний состав изверженных пород по Кларку Средний состав гранитов по Дели Средний состав базальтов по Дели—Ниггли
О 46,59 48,40 44,85
Si 27,72 32,90 23,16
Al 8,13 7,85 8,16
Fe 5,01 2,43 8,71
Са 3,70 1,55 6,30
К 2,60 3,38 1,26
Na 2,85 2,43 2,31
Mg 2,09 0,58 3,73
Ti 0,63 0,23 0,82
H 0,13 — —
P 0,13 0,10 0,18
Мп 0,10 0,12 0,24
Остальные
элементы 0,32 0,03 0,28
Сумма 100,00 100,00 100,00
Для каждого типа магматических горных пород характерен определен-
ный комплекс минералов, среди которых различают минералы, предста-
вляющие существенные составные части пород (табл. 113), и минералы,
образующие значительные скопления (формации), не являясь главными
в составе пород.
С ультраосновными и основными породами связаны формации хромита,
магнетита, гематита — ильменита, ильменита и рутила, пирротина —
536
ТАБЛИЦА ИЗ
Минералы изверженных горных пород
Минералы Главные Второстепенные Вторичные
Породы гидротермальные экзогенные
Ультраосновные породы
Периодотиты, Оливин Пироксен (энстатит, А
дуниты и пик- риты Пироксениты Горнблендиты Кимберлиты Пироксены (ди- опсид, диаллаг энстатит, бронзит, ги- перстен) Актинолит Оливин, диоп- сид, флогопит бронзит, гиперстен, диаллаг), роговая обманка, основные плагиоклазы, герце- нит, пикрит Оливин, магнетит, ильменит, хромит, герценит Пироксены, оливин, апатит, анортит Пироп, ильменит, ав- гит, магнетит, перов- скит, апатит Серпентин, хризотилл- асбест, тальк, хло- рит, маг- незит, бру- сит Кварц, хал- цедон, опал, бут рые желез- няки, нон- тронит, керолит, гарниерит, ревдин- скит, сепи- олит
Габбро Базальты, диа- базы, долери- ты Анортозиты Основные пла- гиоклазы, мо- ноклиновые пироксены (диаллаг) Плагиоклаз, мо- ноклинные пироксены (авгит) Основные пла- гиоклазы Основные породы Оливин, авгит, ромби- ческие пироксены (гиперстен, бронзит), роговая обманка, биотит, апатит, сфен Оливин, ромбические пироксены (гипер- стен, бронзит, энста- тит), роговая обман- ка, биотит, магнетит, титаномагнетит, апа- тит, кварц Кварц, калиевый поле- вой шпат, ильменит, моноклинные и ром- бические пироксены, роговая обманка, оливин, биотит Эпидот, цоизит, альбит, сере-' цит, уралит, хлорит
Средние породы
Группа диори- Средний плаги- Кварц, биотит, орто- Ортит, гранат, Лейкоксен, као-
та—андезита оклаз (анде- зин), роговая обманка, пиро- ксены клаз, апатит, магне- тит, ильменит, сфен циркон пнрит, хлорит, уралит, сери- цит линит
Группа сиени- Плагиоклазы Гранат, ортоклаз, не- Серицит, эпи- Каолинит, каль-
та—трахита (олигоклаз, андезин), био- тит, роговая обманка, пи- роксены фелин, сфен, апатит, магнетит, флюорит, содалит, циркон дот, каолинит, хлорит цит, бурые- железняки
Группа нефели- Ортоклаз, анор- Содалит, канкринит, Цеолиты, кан- Гидраргиллит,
нового сиени- токлаз, микро- плагиоклаз, энигма- кринит, мус- бемит, опал,.
та—фонолита клин, альбит, нефелин, лей- цит, пироксен, роговая об- манка, биотит тит, эвдиалит, эвко- лит, астрофиллит, лампрофилит, ринкит, корунд, гранат, маг- нетит, ильменит, апа- тит, циркон, сфен, Ti-Zr силикаты ковит, сери- цит, содалит, анальцим каолинит
537
Продолжение табл. 113
Минералы Породы X. Главные Второстепенные Вторичные
гидротермальные экзогенные
Граниты и гра- Кварц, орто- Кислые породы Магнетит, ильменит, Серицит, эпи- Каолинит, опал,
иодиориты, клаз, микро- апатит, циркон, ор- кальцит, бу-
плагиограниты и кварцевые диориты, гра- нит- и грано- диорит-пор- фиры клин, анорто- клаз, плагио- клаз, биотит, роговая об- манка, пиро- ксен, муско- вит тит, сфен, пирит дот, хлорит, турмалин, мусковит рые железня- ки
Риолиты (липа- риты) риоли- товые порфи- ры, дациты и дацитовые порфиры Кварц, плагио- клаз, санидин ортоклаз, ми- кроклин, био- тит, пироксен, роговая об- манка Тридимит, кристобалит, апатит, циркон, кор- диерит Гранат, сфен, анатаз, турма- лин, топаз, флюорит, мус- ковит, сери- цит Каолинит
пентландита — халькопирита, борнита — халькопирита, минералов пла-
тиновой группы и самородного железа (табл. 114).
Обособление и концентрация минералов могут происходить различ-
ными путями и в разные стадии кристаллизации магмы. Главнейшие из них
таковы:
1. Выделение минеральных скоплений в твердом виде при застывании
магмы — так называемые протомагматические, или сегрегационные образо-
вания, примером которых могут служить некоторые месторождения вкра-
пленных руд хромита, осмистого иридия, иногда алмаза и др.
2. Выделение составных частей магмы первоначально в виде жидкости,
не смешивающейся с материнской магмой, которая затем кристаллизуется —
так называемые ликвационные образования. К ним относятся сульфидные
медно-никелевые месторождения, образующиеся среди основных пород.
3. Выделение минеральных скоплений из остаточного расплава, воз-
никшего при обогащении летучими компонентами и обособившегося
к концу кристаллизации — гистеромагматические (или фузивные) обра-
зования. Типичным примером их являются титано-магнетитовые и хроми-
товые месторождения в основных и ультраосновных породах.
Со средними породами нормального ряда (группа сиенита — трахита)
связаны контактово-метасоматические месторождения железа и меди,
а также скарновые месторождения шеелита, а с породами щелочного ряда —
формации нефелина, циркона и апатита, лопарита и графита (табл. 115).
С кислыми породами связаны пегматитовые и гидротермальные место-
рождения рассеянных, редких и цветных металлов, а также залежи каоли-
нов и россыпные месторождения касситерита, вольфрамита, шеелита, мона-
цита, ксенотима, циркона, ортита и золота, которые возникли в результате
выветривания. Они будут рассмотрены ниже.
Продукты пегматитовой стадии возникают вследствие кристаллизации
остаточного силикатного расплава, обогащенного газообразными летучими
компонентами. Вначале эта кристаллизация происходит без взаимодействия
с окружающей средой (в условиях закрытой системы), а затем — при значи-
тельном участии метасоматических процессов (в условиях открытой систе-
мы). В большинстве случаев пегматиты залегают в виде жил, а также в виде
тел различной формы и размера. Известны пегматиты мощностью до 30 м,
простирающиеся на 400 м и более.
538
ТАБЛИЦА 114
Формации минеральных месторождений, связанных с ультраосновными
и основными породами
Название формаций С какими порода- ми связаны Минералы Типичные месторождения
главные второстепенные
Хромшпинели- дов Дуниты и пери- дотиты Хромит, ОЛИ- ВИН Хромгранат, хром- хлориты, серпен- тин, самородная медь, минералы группы платины Месторождения Урала (Гологор- ское, Саранов- ское, Верблюже- горское)
Титаномаг нетн- та н магнетита Анортозиты, пироксениты, горнбленди- ты, габбро Титаномаг не- тит, магне- тит, ильме- нит Гематит, апатит, оливин, пирок- сен, плагиоклаз, хлорит, сфен Месторождения Урала (Перво- уральское, Вол- ковское)
Гематит-нльме- нитовая, иль- менитовая и рутиловая Анортозиты Ильменит, ге- матит, ру- тил, апатит Плагиоклазы, био- тит, актинолит, некоторые суль- фиды (пнрнт, пирротин, халь- копирит) Район оз. Аллард (провинция Кве- бек, Канада), округа Нельсон и Амхерст (штат Виргиния в США)
Пнрротин-пент- ландит-халь- копиритовая Перидотиты, пироксени- ты, габбро Пирротин, пентландит, халькопирит, кубанит Минералы группы платины, ильме- нит, магнетит, оливин, пироксе- ны, плагиокла- зы, хлориды Норильское (Крас- ноярский Край), Монче-Тундра н Печенга (Мур- манская обл.), Седберн (Онта- рио, Канада). Бушвельдский комплекс (Юж- ная Африка)
Борнит-халь- копиритовая Габбро Ванадийсодер- жащий тита- номагнетит, борнит, халь- копирит, халькозин Ильменит, апатит, пироксены, ам- фиболы Волковское на Среднем Урале
Минералов пла- тиновой груп- пы Дуниты, пери- дотиты, пироксениты Хромшпинели- ды, ильме- нит, магне- тит, полик- сен, ирнди- стая плати- на, сперри- лит, куперит Пирротин, пент- ландит, халько- пирит, осмирид, платинистый ири- дий, невьянскит, сыссертскит, ауросмнрид, пал- ладистая платина Месторождения Восточного скло- на Урала и Юж- ной Африки
Самородного железа Базальты Самородное железо Породообразую- щие минералы базальтов 0. Диско (Гренлан- дия)
539
ТАБЛИЦА 115>
Формации минеральных месторождений, связанных со средними
породами щелочного ряда
Название формаций С какими породами 1 связаны Минералы Типичные месторож- дения
главные второстепенные
Нефелина, цир- кона и апати- та Нефелиновые сие- йиты Нефелин, апа- тит Циркон, иль- менит, сфен, Ьнотит, эги- рии Хибины на Коль- ском полуостро- ве, Приазовье- на Украине
Лопарита Лудврит-фойяит-ур- титы (разновид- ности нефелино- вого сиенита) Арфведсонит, эгирин, не- фелин Лопарит Ловозерский щелоч- ной комплекс из Кольском полу- острове
Графита Нефелиновые сие- ниты Нефелин, эги- рин-авгит, графит Полевой шпат Ботогольское в Во- сточной Сибири I
В пределах определенного магматического массива пегматиты обычно
встречаются целыми группами, образуя пегматитовые поля. В пегматитах
часто встречаются пустоты, получившие от уральских горщиков название
«занорышей». Размер занорышей колеблется от нескольких сантиметров
до нескольких метров в поперечнике. Стенки таких занорышей обычно
выстланы друзами хорошо образованных кристаллов, иногда достигающих
громадных размеров.
Наиболее полно теория пегматитов была' разработана А. Е. Ферсманом.
Продолжительное время эта теория подвергалась серьезной критике, осно-
ванной на исследованиях Р. Гарансона. Новые данные, полученные в резуль-
тате экспериментальных исследований Дж. Кеннеди, показали неограни-
ченную растворимость SiO2 в Н2О и Н2О в SiO2. Они подтвердили физико-
Рис. 339. Письменный гранит
химические основы теории
образования пегматитов
А. Е. Ферсмана.
Взгляды А. Е. Ферсма-
на на образование пегмати-
тов позже были развиты
К. А. Власовым, который
считает, что пегматитообразо-
вание проходит в четыре ста-
дии, в соответствии с которы-
ми выделяются четыре типа
пегматитов.
Первый тип — графиче-
ский и равномернозернистый
пегматит. Этот тип характе-
ризует начало пегматитового
процесса, когда полевые шпа-
ты й кварц кристаллизуются почти одновременно, образуя графические
(письменные) структуры, получившие название «еврейского камня»
(рис. 339), а также равномернозернистые выделения, без каких-либо явле-
ний замещения.
Такой пегматит образует самостоятельные жилы, а также отдельные,
обычно краевые зоны пегматитовых тел. Среди пегматитовых полей этот
тип является доминирующим.
540
Рис. 340. Удлиненные ихтиоглипты в полевом
шпате. Увеличено в 1,5 раза (по А. Е. Ферс-
ману)
В письменных прорастаниях наблюдается приблизительно 25,75%
кварца и 74,25% полевого шпата. Ввиду обычного сходства индивидов
кварца в письменных структурах с рыбами, А. Е. Ферсман назвал их ихтио-
тлиптами (от греч. ихтис — рыба). Ихтиоглипты показаны на рис. 340.
Второй тип — блоковый пегматит. Кристаллизуется из расплава,
который остался после кристаллизации пегматита первого типа. Благодаря
тому, что расплав обогащается летучими компонентами, кристаллизация
•совершается постепенно, что приводит к образованию крупных кристаллов
полевых шпатов и кварца, создающих блоковую структуру. В кварце этого
типа обычно наблюдаются минералы, содержащие редкометальные элементы
(сподумен, касситерит, танталит,
’берилл и др.). В пегматитах вто-
рого типа развиты процессы за-
смещения, выражающиеся в за-
мещении калиевого полевого
«плата слюдой (мусковитом) и
альбитом.
Третий тип — полнодиф-
ференцированный пегматит, со-
стоящий из сплошного кварца
различной, часго овальной,
формы и редкометальных мине-
ралов, приуроченных к зонам
.полевых шпатов и кварца.
В этом типе наблюдается зна-
чительное развитие процессов
замещения. Полнодифференци-
рованным он назван в связи с
тем, что минералы в нем разме-
щаются более или менее четкими
полосами (такие пегматиты называются дифференцированными в отличие от
недифференцированных, в которых минералы располагаются в беспорядке).
Четвертый тип — редкометальнозамещенный пегматит. Характери-
зуется широким развитием явлений замещения, в результате которых воз-
никает самостоятельная зона, сложенная пластинчатым альбитом (клеве-
ландитом), мусковитом и поздним кварцем. Этот тип характеризуется также
заметным содержанием редкометальных минералов, приуроченных к зоне
кварца и зоне замещения.
Четвертый тип пегматита залегает в верхних частях пегматитовых жил
и имеет наибольшее практическое значение. В идеальном случае должна
наблюдаться смена различных типов пегматитовых жил в вертикальном
разрезе. В зависимости от глубины эрозии обнажаются те или иные части
пегматитовой жилы и соответственно тот или иной тип пегматита.
Иную точку зрения высказал А. Н. Заварицкий, который считает, что
пегматиты в своей основной массе представляют не продукты кристаллиза-
<ции из остаточного магматического расплава, а материнскую горную породу,
которая была перекристаллизована под влиянием оставшихся растворов,
обогащенных летучими компонентами. Эта перекристаллизация соверша-
.лась также под влиянием процессов замещения.
Позже точка зрения А. Н. Заварицкого была развита В. Н. Никитиным.
Пегматиты известны почти во всех типах изверженных горных пород,
но наибольшее развитие и значение имеют пегматиты, связанные с гранит-
ными и щелочными породами.
Общей особенностью всех пегматитов является сходство их минераль-
ного состава с материнскими породами.
Гранитные пегматиты, на примере которых было построено учение
А. Е. Ферсмана, имеют наибольшее значение,так как с ними связаны важные
«полезные ископаемые. Они наиболее развиты в земной коре. Среди гранит-
541
ных пегматитов А. Е. Ферсман выделяет такие, которые полностью опреде-
ляются составом магматического остатка. Их А. Е. Ферсман назвал пегма-
титами чистой линии. Если происходит обмен между боковыми породами
и пегматитовым расплавом, в результате которого пегматит усваивает
из боковых пород те вещества, которых в нем нет или очень мало, отдавая
в боковые породы свои избыточные составные части, главным образом SiO2
и КгО, то возникают пегматиты линии скрещивания.
В зависимости от вмещающих пород происходят различные процессы
и возникают различные пегматитовые образования (рис. 341). Пегматиты
~А
Карбонатные породы
^аполиты
Гранитная
магма с пег-
матитовыми
апофизами
пегматиты
Рис. 341. Схема образования пегматитои скрещивания (по
А. Е. Ферсману)
К Флогопит-
zСкарн
A/ib6umumbLf-
+ ДесилифицироВанныВ
Пироксениты
'.Дуниты
Змеевики
скрещивания тем больше будут отклоняться от обычного пегматита, чем
больше отличается от него по составу вмещающая порода. В гранитах
и гнейсах чаще всего возникают типичные пегматиты почти без следов изме-
нения минерального состава. Они обычно представлены пластовыми пегма-
титовыми жилами или системой линзовидных раздувов.
В основных и ультраосновных породах пегматиты обедняются КгО,
SiO2, в результате чего породы становятся силифицированными, а пегма-
тит — десилифицированным.
В карбонатных породах наряду с десилификацией пегматитов происхо-
дит также декализация (удаление калия). При этом пегматит переходит
в плагиоклазит — породу, в которой вместо калиевого полевого шпата
кристаллизуется плагиоклаз с типичными минералами скарнов.
Глинистые породы обогащаются калием с образованием мусковита
и обедняются натрием, а сам пегматит усваивает алюминий, образуются
необычные для пегматита минералы — андалузит, дистен и силлиманит.
Среди пегматитов скрещивания наиболее развиты десилифицированные
пегматиты, содержащие небольшое количество кремнезема. Они обра-
зуются главным образом при внедрении гранитных пегматитовых расплавов,
обогащенных летучими веществами, в основные и ультраосновные породы.
С пегматитами связаны месторождения драгоценных и цветных камней,
слюды, керамического сырья (полевые шпаты), а также редких элементов.
Типичные минеральные ассоциации пегматитовой стадии представлены
в табл. 116.
Продукты постмагматической стадии образуются преимущественно
из остаточных магматических растворов, являющихся самыми поздними
продуктами магматической дифференциации.
542
Постмагматические растворы играют
определенную роль также в образовании
многих минералов пегматитов, в осо-
бенности тех, которые связаны с про-
цессами замещения.
Природа постмагматических раство-
ров наиболее полно изучена В. А. Нико-
лаевым, показавшим, что по мере кри-
сталлизации при увеличении количест-
ва летучих веществ в расплаве насту-
пает момент выделения летучих веществ
в газовой фазе. Этой стадии отвечает
пневматолитовый этап, во время кото-
рого образуются пневматолитовые ме-
сторождения.
Далее в результате миграции в по-
роды и взаимодействия с ними газовая
фаза охлаждается и постепенно перехо-
дит в состояние сжатого горячего (гидро-
термального) раствора. Гидротермаль-
ные растворы могут образоваться так-
же в результате обычного охлаждения
газовой фазы, которая остается после
кристаллизации расплава. Кроме того,
В. А. Николаев
они могут выделиться как жидкие существенно водные остаточные раст-
воры из кристаллизующегося расплава.
Наблюдения дают основание считать, что газовая фаза имеет кислую
реакцию. С перемещением вверх от магматического очага кислый газ сгу-
щается в кислую жидкость, которая, продвигаясь среди боковых пород,
имеющих щелочные свойства, постепенно теряет свою кислотность, ней-
трализуется и преобразуется в конце концов в жидкость со щелочными свой-
ствами.
Следует отметить, что некоторые исследователи (В. Линдгрен, А. Грей-
тон) относительно природы постмагматических растворов придерживаются
иных взглядов. Они считают, что отделение жидкого, истинного разбавлен-
В. Линдгрен
ного раствора, имеющего щелочные
свойства, происходит эволюционно из
концентрированного силикатного расп-
лава.
Постмагматические растворы, попа-
дая в верхние части магматического
массива и в боковые породы, под влия-
нием изменения температуры, давления
и концентрации начинают выделять в
виде минералов различные компоненты.
Этому содействует также изменение ха-
рактера раствора (переход газовых
растворов в жидкие, истинных — в кол-
лоидные, кислых —в щелочные). Важ-
ную роль в выпадении минералов из
растворов играет смешивание постмагма-
тических растворов различного состава
между собой или с метеорными водами
глубокой циркуляции.
Среди пневматолитовых
образований выделяют эксгаля-
ции, собственно пневматолиты и так
называемые скарны.
543
ТАБЛИЦА 116
Минеральный состав пегматитовых образований
Тип пегматитов Формация Минералы Типичные месторождения
главные второстепенные
Гранитные пегматиты
Чистой ли- нии Полевого шпата, му- сковита и редко- земельных минералов Кварц, полевые шпаты (К—Na и К), мусковит, альбит Биотит, турмалин, апатит, циркон, гранат, магнетит, ортит, сфен, ко- лумбит, танта- лит, сложные окислы Ti, Та и Nb (эвксенит- поликраз, фер- гусонит-форма- нит, бетафит) Бирюсинское Мам- ско - Витимского района (Восточ- ная Сибирь), Приазовья и Во- лыни (Украина), Северной Каре- лии, Калбинского хребта (Алтай)
Редкометаль- ных минера- лов Микроклин, ама- зонит, кварц, альбит, плагио- клазы, биотит, мусковит Ортит, колум- бит-танталит, циртолит, турма- лин, драгоцен- ные камни (мо- рион, топаз, по- левой шпат, тур- малин, аметист) Ивленд (Норвегия), Баринджер-Хилл, Этта-Майн (США), провинции Квебек (Канада), Борщовой кого кряжа в Забай- калье, Калбин- ского хребта на Алтае, Волыни (Украина), Мур- зинского района на Урале
Линии скре- щивания Изумруда Биотит, флогопит, актинолит, тальк, хлорит Изумруд, александ- рит, фенакит Сомерсет (Южная Африка), Хабаг- таль (Восточные Альпы), Изумруд- ные копи
Корунда Плагиоклазы, ко- рунд Шпинель, гранат, турмалин, био- тит, хлорит, ру- тил, диаспор, вермикулит, тальк, актинолит Борзовское (Урал), Трансвааль (Юж- ная Африка)
Щелочные пегматиты
Чистой ли- нии Минералов циркония, титана, нио- бия, редких земель Нефелин, микро- клин, эгирин, альбит, содалит, эвадналит, лам- профиллит, рамзаит Na2O[Ti2 (5120б)1з Эвдиалит-эвколит, мурманит Na2(Ti,Nb)3(OH)2 [Si2O712-w HgO, апатит Ловозррский плутои на Кольском полуострове
Линии скре- щивания Циркон-пиро- хлоровая Ортоклаз, манга- ноильменит, циркон, эгирин Содалит, апатит, пирохлор Ловозерский плу- тон на Кольском полуострове
544
Эксгаляции (выделения) связаны с вулканической деятельностью и могут
быть поверхностными, если газовая фаза выделяется непосредственно из маг-
мы, попавшей в результате извержения на поверхность, и глубинными, если
связаны с магмой, находящейся на некоторой глубине. В последнем случае
газовая фаза проходит через толщи горных пород.
По своему происхождению минералы, возникшие в результате вулка-
нических эксгаляций, являются продуктом прямого возгона непосред-
ственно из газов при их охлаждении или результатом взаимодействия газов
между собой, а также с вмещающими породами и минералами возгона.
Характеристика главных минералов приведена в табл. 117.
ТАБЛИЦА 117
. Минеральный состав вулканических продуктов
Условия образования Минералы
Прямой возгон непосредственно из газов при их охлажде- нии Сера Галит Сильвин Тенардит Глазерит Ангидрит Сассолин
Результат реакций Вулканических газов Сера Гематит Пирит Тенорит
Вулканических газов с газа- ми атмосферы Нашатырь
Взаимодействие газов с породами Флюорит
Взаимодействие конденсатов с породами Гипс Галотрихит Пиккерингит Алуноген Квасцы Мелантерит Алунит
Влияние фумарольных газов на минералы возгона Магнетит Пирит
Особенностью морфологии минералов вулканического происходжения
является их землистость или чрезвычайно мелкая кристалличность. Чаще
всего это тонкие налеты, землистые агрегаты на лавах, а иногда отдельные
мелкие кристаллы или друзы в пустотах лав.
Собственно пневматолитовые минералы (табл. 118) образуются при уча-
стии летучих компонентов, т. е. из газовой фазы растворов. Об этом сви-
детельствуют минералы, которые в значительной степени содержат летучие
вещества (так называемые минерализаторы), а также минералы, содержа-
щие включения, которые при нагревании гомогенизируются в газовой
фазе.
Продукты собственно пневматолитовых процессов во многих случаях
трудно отделить от гидротермальных, которые возникают при высоких
температурах, и обычно их рассматривают вместе.
35 Лазаренко Е. К.
545
Скарновые процессы обычно развиваются на контакте изверженных
пород и дают начало специфическим образованиям, получившим название
скарнов (так называли на месторождениях Швеции контактовые породы,
состоящие из Mg — Fe и Са — Mg — Fe-силикатов).
Скарны возникают в результате реакционного метасоматоза, когда
происходит не только привнос или вынос веществ, но и обмен веществами
контактирующих пород, например гранита и известняка. В связи с этим
скарновые процессы называются также контактовометасоматическими.
В контактовых ореолах интрузий в результате реакции карбонатных
пород (например, известняков) с прилегающими силикатными породами
(например, гранитами) образуются реакционные зоны. Они могут возни-
кать только там, где происходит циркуляция постмагматических растворов,
выполняющих поры, через которые происходит диффузионный обмен между
взаимодействующими породами, а также вынос и привнос некоторых веществ.
При этом процессе такие основания, как окись кальция, кремнезем, глино-
зем, оказываются менее подвижными, испытывают только местную диффу-
зионную миграцию и не выходят за пределы зоны взаимодействия. По мере
продвижения от контакта известняка к силикатной породе наблюдается
резкое изменение зон различного минерального состава.
Различают экзоскарны, образовавшиеся за счет известняков, и эндо-
скарны, возникшие за счет гранитов и других силикатных пород. В эндо-
скарнах кремнезем обладает относительно большой подвижностью, в резуль-
тате чего возрастает отношение глинозема к кремнезему и происходит деси-
лификация. Примером десилифицированных образований могут служить
месторождения корунда.
Главными составными частями скарнов являются известково-желези-
стые и магнезиально-железистые силикаты (преимущественно гранат и пиро-
ксен, другие минералы по количеству играют подчиненную роль).
Скарны могут залегать либо в зоне непосредственного контакта интру-
зивных тел с карбонатными породами, либо во вмещающих породах на незна-
чительном удалении от интрузий (не более 200—400 м). Размер скарновых
тел изменяется в широких пределах: от 1,5—2,5 км по простиранию при
мощности до 200 м, др 200—500 м по простиранию при мощности 10—60 м.
Со скарновыми образованиями связаны месторождения железа, вольфрама,
меди и цинка (табл. 118).
Гидротермальные процессы. Магматический расплав,
охлаждаясь, обогащается летучими веществами. После охлаждения ниже
критической температуры воды (374° С для чистой воды — главного лету-
чего компонента) летучие компоненты начинают сжижаться и превращаться
в горячие растворы.
Растворы, циркулируя по трещинам и другим пустотам, достигая опре-
деленной концентрации, выделяют вещества, которые находятся в них
в растворенном состоянии. Кроме того, растворы взаимодействуют с поро-
дами, окружающими открытые трещины.
В первом случае в большинстве своем возникают жильные или жило-
подобные образования с типичными крустификационными, полосчатыми,
гребенчатыми и кокардовыми формами (рис. 342). В случае взаимодействия
растворов с вмещающими породами могут возникать минеральные тела
или агрегаты, приведенные на рис. 343. По современным данным, в образо-
вании гидротермальных месторождений принимают участие как истинные,
так и коллоидные растворы.
Гидротермальное минералообразование сложно по своему характеру.
Оно начинается при высоких температурах, часто совмещаясь с пневмато-
литовым минералообразованием, о чем говорит наличие среди гидротер-
мальных образований минералов с летучими компонентами, и заканчивается
при температурах, близких к условиям земной поверхности. Вследствие
этого минеральный состав гидротермальных образований довольно разно-
образен.
546
ТАБЛИЦА 118
Минеральный состав пневматолитовых образований
Тип образований Формация Минералы Типичные месторождения
главные второстепенные
Собственно пневмато- литовые Графитовая Мусковит, гра- фит Кварц, пирит Месторожде- ния Цейлона
Флогопнтдиоп- сидапатнто- вая । ./ Диопсид, ска- полит, фло- гопит, каль- цит, апатит Тремолит, актинолит, глауконит, пирротин, пирит, магнетит, кварц, турмалин Слюдянка в За- байкалье
Топаз-бернл- ловая Топаз, дымча- тый кварц, горный хру- сталь, кварц, аквамарин, изумруд, бе- рилл, каль- цит, доломит Арсенопирит, ферберит, флюорит, сидерит, вис- мутин, мусковит, само- родный висмут, молиб- денит, пирит, халько- пирит, апатит, барит Мусе в Колум- бии и др.
Скарны Магнетитовая Гранат, пирок- сен, магне- тит Роговая обманка, хлорит, кальцит, эпидот, флюо- рит, кварц, везувиан, гематит, пирит, халь- копирит, сфалерит, кобальтин Ангаро-Илим- ские место- рождения в Восточной Сибири, Турьннско- Ауэрбахов- скнй район на Урале
Шеелитовая Гранат, шее- лит, пирок- сен Везувиан, волластонит, кварц, флогопит, флюо- рит, молибденит, вис- мутин, пирит, арсено- пирит, пирротин, халь- копирит, касситерит, магнетит Сангдонг на п-ве Корея
Халькопирито- вая Гранат, пирок- сен, пирит, халькопирит Везувиан, эпидот, рого- вая обманка, пльвант магнетит, пирротин, гематит, сфалерит, га- ленит, молибденит, ко- бальтин Турьпнскне рудники на Урале
Га леннт-сфа- лерите вая Геденбергит, кальцит, кварц, сфале- рит, галенит Аксинит, гранат, ильва- нт, флюорит, сидерит, эпидот, пирротин, халь- копирит, арсенопирит, пирит, магнетит, куба- нит, тетраэдрит, висму- тин Тетюхе в При- морье
Среди гидротермальных образований различают несколько групп:
1) глубинные гидротермальные образования (гипотермальные); 2) гидротер-
мальные образования средних глубин (мезотермальные); 3) гидротермаль-
ные образования небольших глубин, или поверхностные (эпитермальные).
35* 547
Изменение термодинамических условий по мере удаления минерало-
образующих растворов от магматического очага * обусловливает зональное
расположение минералов и химических элементов по отношению к послед-
нему.
Следовательно, в зависимости от температуры и давления для каждой
группы гидротермального процесса будет возникать свой собственный
характерный комплекс минералов (табл. 119).
Различный состав гидротермальных образований в настоящее время
объясняется пульсацией магматического очага во время его дифференциа-
Рис. 342. Формы минеральных агрегатов в гидротермальных жилах:
а — полосчатые, б — гребенчатые, в — кокардовые и г -крустификациошю-полосчатые
ции. В результате происходит пульсирующее отделение летучих веществ,
причем каждая новая пульсация дает новую порцию различного состава.
Если вопрос температуры образования минеральных комплексов может
быть в какой-то степени решен при помощи исследования включений в мине-
ралах, то вопрос глубины еще до сих пор не может решаться однозначно.
В общем можно принимать, что для минеральных комплексов больших
и средних глубин характерна пространственная связь с интрузивными поро-
дами, возникшими на значительных и средних глубинах, в то время как
минеральные комплексы небольших глубин пространственно связаны
с интрузиями малых глубин и с мощными покровами эффузивов. Кроме того,
во-первых, минерализация хорошо выдерживается на значительные глуби-
* Зависимость гидротермальных образований от термодинамических условий
послужила основанием для разделения их на типы с определенными температурными
интервалами. Для отдельных типов принимаются следующие температурные интер-
валы: 1) глубокая жильная зона (гипотермальные образования) — от 350 до 450—
500° С, 2) средняя жильная зона (мезотермальные) — от 200 до 300Q С, 3) верхняя
жильная зона (эпитермальные) — от 50 до 200° С.
548
ТАБЛИЦА 119
Минеральный состав гидротермальных образований
Тип месторожде- ний Формация Минералы Типичные месторождения
главные второстепенные
Высокотем- ператур- ные Золото-квар- цевая и золо- то-арсено- пиритовая Кварц Пирит, арсенопи- рит, галенит, халькопирит, сфалерит, воль- фрамит, молибде- нит, пирротин, блеклые руды, золото Кочкаракое на Урале
Касситерит- кварцевая Кварц, топаз, кас- ситерит, флюо- рит Танталоколумбит, вольфрамит, мо- либденит, висму- тин Месторождения Восточного Забайкалья
Вольфрамит- молибденит - кварцевая Кварц, вольфра- мит, молибденит Биотит, сфалерит, блеклая руда, халькопирит, пирит, флюорит Месторождения Южного Китая и Бирмы, Джи- динское (Забай- калье)
Галенит-сфа- леритовая Галенит, сфалерит, кварц, пирро- тин, пирит Халькопирит, арсе- нопирит, булан- жерит, магне- тит, касситерит, аргентит, куба- нит, тетраэдрит Рудный Алтай
Касситерит - вольфрамит- висмутино- вая Кварц, топаз, био- тит, вольфрамит, висмутин Касситерит, турма- лин Месторождения Восточного Забайкалья
Магнетит- гематитовая Диопсид, кальцит, гранат, магне- тит Хлорит, серпентин, апатит, актино- лит эпидот, тальк, гематит, пирит Ангаро-Илимские в Восточной Сибири
Среднетем- ператур- ные Золото-суль- фидная Кварц, анкерит, турмалин, доло- мит, пирит, тет- раэдрит, золото, арсенопирит, пирротин, айки- нит Галенит, сфалерит, халькопирит, шеелит, антимо- нит, молибденит, бурнонит Березовское на Урале
Сидеритовая Сидерит Кварц, барит, ге- матит, арагонит, сульфиды Зигерлянд (ФРГ)
Хризотил- тальк-маг- иезит-асбе- стовая Хризотил-асбест, магнетит, серпо- фит, тальк, хло- рит, магнезит Антигорит, араго- нит, кальцит, магнезит, доло- мит, брусит Баженовское на Урале, Эвбей- ское в Греции
649
Продолжение табл. 119
Тип месторожде- ний Формация Минералы Типичные месторождения
главные | второстепенные
Среднетем ператур- ные Перовскитовая Титаномагнетит Перовскит, ильме- нит, сфен, пиро- хлор Кольского полу- острова, Якупи- ранга в Брази- лии
Флюоритовая Флюорит, галенит, сфалерит, кварц, барит Кальцит, блеклая руда, халцедон, опал, пирит, на- крит Ку ль-и-колон (Средняя Азия), Калангуйское в Забайкалье
Халькопирито- вая, халько- пирит-молиб- денитовая Кварц, серицит, пирит, халько- пирит, молибде- нит Энаргит, борнит, теннантит, арсе- нопирит, сфале- рит, рутил, тур- малин, флюорит, магнетит, гюбне- рит Коунрад (Сред- няя Азия)
Касситеритово- сульфидная Турмалин, кварц, хлорит, серицит, алунит, халце- дон, касситерит, арсенопирит, пирротин, сфа- лерит, галенит, сульфостаннаты Вольфрамит, халь- копирит, стан- нин, бурнонит, пираргирит, вис- мутин, самород- ный висмут, сульфоантимони- ты, сульфоарсе- ниты, сульфо- висмутиты свин- ца, серебра и меди Месторожде ния Приморья
Колчеданная Кварц, серицит, пирит, сфалерит, халькопирит Кальцит, барит, борнит, блеклые руды, халькозин, галенит Колчеданные ме- сторождения Среднего Урала
Урановых минералов Кварц, доломит, хлорит, смальтин, хлоантит, ко- бальтин, халько- пирит, линнеит Родохрозинт, ба- рит, полидимит, герсдорфит, га- ленит, сфалерит, самородные се- ребро и висмут, пирит, гематит, магнетит, арсе- нопирит, нике- лин, молибденит, аргентит, урани- нит, тетраэдрит Шинколобве (Ка- танга), Большое Медвежье озеро (Канада)
Смальтин-х ло- антит-арген- титовая Кальцит, доломит, кварц, смальтин- хлоантит, ко- бальтин, нике- лин, самородное серебро, арген- тит Леллингит, сфале- рит, арсенопи- рит, герсдорфит, глаукодот, само- родный висмут Кобальт (Онтарио, Канада)
550
Продолжение табл. 119
Тип месторожде- ний Формация Минералы Типичные месторождения
главные второстепенные
Низкотемпе- ратурные Борнит-халь- копиритовая (медистых песчаников) Кальцит, кварц, халькопирит, борнит, халько- зин Барит, адуляр, пирит, блеклые руды, сфалерит, галенит, линнеит Джезказган (Ка- захстан)
Антимонит- киноварная Кварц, кальцит, барит, каолинит, анкерит, флюо- рит, киноварь, антимонит Пирит, арсенопи- рит, марказит, висмутовый блеск, тетраэд- рит, халькопи- рит, сфалерит, реальгар, аури- пигмент, тиманит Никитовка в Дон- бассе, Альмаден в Испании
Антимонит- киноварь- реальгар- шеелитовая Антимонит, кино- варь, реальгар, аурипигмент, хал- цедон Ферберит, шеелит, теллуриды Атолия в Кали- форнии, Боул- дер в Колорадо, Джульфа в Ира- не
Золото-сереб- ряная Кварц, халцедон, кальцит, пирит, самородное золо- то, пираргирит, халькопирит, ар- гентит, полиба- зит Арсенопирит, сфа- лерит, галенит, антимонит Комшток (Невада, США), место- рождения За- байкалья
Самородной меди Самородная медь, кварц, кальцит, цеолиты, халце- дон Эпидот, датолит, анальцим, хло- рит, гематит, селадонит, опал Верхнего озера в США
Исландского шпата Исландский шпат, опал, халцедон Цеолиты, селадо- нит, кварц, пи- рит, гауэрит Месторождения по р. Нижняя Тунгуска в Си- бири
Алунитовая Алунит, кварц Гематит, диккит, гидраргиллит Загликское в Азер- байджане, Бере- говское на Ук- раине
Баритовая Барит Различные сульфи- ды Месторождения Азербайджана и Грузии
ны с равномерным и обычно невысоким содержанием минералов, а во-вто-
рых, наблюдается резкое выклинивание минерализации; минералы в боль-
шинстве случаев распределены неравномерно и образуют значительные
локальные скопления.
При гидротермальных процессах широко распространены явления
замещения (см. рис. 343), а также изменения вмещающих пород, которые
551
стования пород, 3 — замещение известняка рудой, 4 — хоро-
шо ограненные кристаллы, 5 — образование пирита в мягких
глинистых сланцах, 6 — неправильные очертания контактов
замещения
получили специальные названия по развитию определенного минерала или
комплексов минералов.
Обычно замещения носят метасоматический характер. Особенностью
метасоматических образований является малое количество минералов,
возникающих непосредственно метасоматическим путем, а также их поясовое
строение благодаря резкой границе между зонами различного минераль-
ного состава. Метасоматическое изменение в твердых, плотных породах
может происходить без изменения общего объема минерала, что подчерки-
вается сохранением структурных особенностей замещенного минерала.
Например, сохранение контуров зерен полевого шпата при замещении их
агрегатом мелкочешуйчатого серицита, оливина при замещении серпентином
и т. д. Но чаще мы встре-
чаемся с такими явле-
ниями, когда новообра-
зований возникает боль-
ше, чем может вместить
объем замещаемого ми-
нерала. В таком слу-
чае новообразования
нарастают на замеща-
емый минерал, заполняя
свободное пространство
или вытесняя другие
окружающие минералы.
Метасоматические
замещения с сохранени-
ем общего объема мине-
рала уже давно получи
ли свое выражение в
правиле равных объемов
минерал занимает ровно
В. Линдгрена, которое гласит, что «замещающий
то самое место, которое занималось замещаемым минералом». Обычно ме-
тасоматоз связан с привносом и выносом вещества растворами и локали-
зуется около трещин на контакте пегматитовых тел и гидротермальных жил
и редко захватывает большие участки, имея по существу характер око-
лотрещинного метасоматоза.
Процессы замещения в пегматитах кратко были рассмотрены выше.
Изменение вмещающих пород под влиянием гидротермальных раство-
ров является лишь частным проявлением околотрещинного метасоматоза.
При образовании высокотемпературных гидротермальных месторожде-
ний в боковых породах происходят главным образом скарнирование (обра-
зование скарнов) и грейзенизация.
Грейзенизация представляет собой процесс окварцевания интрузив-
ных, осадочных, метаморфических и частично эффузивных пород, главным
образом кислого состава. Окварцованные продукты метасоматических изме-
нений указанных пород называются грейзенами. Кроме кварца, они почти
всегда содержат мусковит, литиевые слюды, турмалин, топаз, флюорит,
рутил, а из рудных минералов с ними ассоциируют касситерит, вольфра-
мит, шеелит, арсенопирит, молибденит, халькопирит, сфалерит, галенит
и другие второстепенные минералы. Грейзены обычно сопровождают оло-
вяно-вольфрамовые кварцевые жилы, реже кварцевые жилы, содержащие
молибден, мышьяк и висмут.
В среднетемпературных гидротермальных образованиях процессы
изменения боковых пород приводят к их окварцеванию, карбонатизации.
серицитизации, хлоритизации, березитизации, лиственитизации и серпен-
тинизации.
Окварцевание приводит к образованию вторичных кварцитов, которые
представляют собой продукты изменения главным образом кислых и сред-
552
них лав, лавобрекчий и туфов. Окварцевание сопровождается образованием
таких минералов, как корунд, андалузит, кварц, диаспор, алунит, диккит,
пирофиллит и серицит, образующих псевдоморфозы замещения первичных
минералов.
С вторичными кварцитами связаны месторождения указанных выше
минералов, а также свинца, цинка, меди, серебра и золота.
Серицитизация представляет собой процесс замещения серицитом алю-
мосиликатов первичных горных пород, главным образом древних эффузив-
ных пород и туфов, в которых замещению подвергаются преимущественно
полевые шпаты.
В дайках гранит-порфиров, содержащих рудные кварцевые жилы,
совершается своеобразный процесс перехода этих пород в серицит-квар-
цевую породу, которая называется березитом, а сам процесс носит назва-
ние березитизации (по имени Березовска на Урале).
Серицитизация обычно сопровождает месторождения пирита халько-
пирита и сфалерита.
В серицитизированных породах, кроме серицита, наблюдаются и другие
минералы, например магнезит, который часто образует породу, получив-
шую название лиственита, а сам процесс ее образования носит название
лиственитизации (по характерному зеленому цвету, обусловленному нали-
чием хромсодержащей слюды).
Хлоритизация — процесс преобразования магнезиально-железистых
минералов в хлориты. Практически в хлоритизированных разностях при-
сутствуют наряду с хлоритом также кварц и серицит.
Карбонатизация связана с вытеснением из вмещающих известняков Са
и привносом катиона Mg и образованием главным образом магнезиальных
карбонатных пород. Этот процесс чаще всего имеет место при образовании
свинцово-цинковых и полиметаллических руд.
Серпентинизация совершается за счет изменения магнезиальных сили-
катов основных и ультраосновных пород с образованием за их счет серпен-
тина.
С низкотемпературными гидротермальными образованиями связаны
серицитизация, окремнение, доломитизация (карбонатизация), рассмотрен-
ные уже выше, а также пропилитизация и каолинитизация.
Пропилитизация (от греческого пропилеа-преддверие, подъезд) —
процесс изменения вулканических толщ среднего и кислого состава под
влиянием гидротермальных растворов, которые выделяются из внедрив-
шихся в них малых интрузий. Пропилитизация обычно имеет площадное
развитие и происходит в условиях незначительных глубин. При пропилити-
зации магнезиально-железистые минералы (цветные минералы) вмещающих
пород, замещаются хлоритом с одновременным образованием пирита, а пла-
гиоклазы — адуляром и альбитом. Пропилитизация обычно связана с обра-
зованием месторождений цветных и драгоценных металлов, в частности
золота и серебра.
Каолинизация (или аргиллитизация) происходит в результате замеще-
ния первичных минералов породы минералами глин: гидрослюдами, монто-
мориллонитом, каолинитом и др. Кремнезем выделяется главным образом
в виде скрытокристаллических разностей. При этом железо и титан исходной
породы переходят в пирит и рутил.
ГОРНЫЕ ПОРОДЫ И МИНЕРАЛЬНЫЕ
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭКЗОГЕННОЙ ГРУППЫ
Продукты экзогенных процессов — минералы коры выветривания
и минералы осадочных пород. Среди продуктов выветривания наблюдаются
как современные, так и древние, вследствие чего различают современную
и древнюю коры выветривания.
553
И. И. Гинзбург
Современное выветривание происхо-
дит в очень преобразованной коре, ко-
торая покрывает поверхность горных
пород. Иногда оно проявляется на
десятки и даже сотни метров ниже зем-
ной поверхности, образуя кору вывет-
ривания глубокого профиля. Древнее
выветривание происходило при обра-
зовании почти каждой толщи во время
перерыва 1в накоплении осадков, когда
они временно оказывались на поверх-
ности земли.
Среди древних кор выветривания
И. И. Гинзбург, наиболее полно изучив-
ший минералогию коры выветривания,
выделяет площадную, распространенную
на значительной площади, и линейную,
вытянутую в одном направлении и
связанную с контактами, трещинами,
жильными породами и др.
Мощность коры выветривания за-
висит от сочетания ряда условий.
В частности: выровненность суши, тек-
тоническое спокойствие, слабая эрозия,
протяжении длительного периода, а также
теплый и влажный климат на
благоприятный для разрушения и выноса состав пород — содействуют
образованию мощной коры выветривания. Характерно, что кора выветри-
вания выражена лучше в тропических и хуже в полярных зонах.
|Важную роль в формировании коры выветривания играют приповерх-
ностные воды, область циркуляции которых можно разделить на три зоны
(рис. 344). Первая, самая верхняя зона (зона просачивания), размещается
между поверхностью и уровнем грунтовых вод. В ней происходит доста-
точно свободная и достаточно бы-
страя циркуляция вод, главным
образом в вертикальном направле-
нии до уровня грунтовых вод. Во-
ды ее обогащены кислородом и
углекислотой и имеют значитель-
ную окислительную и растворяю-
щую способность *, т. е. здесь
господствует водновоздушный ре-
жим. Ниже этой зоны, в общем
под уровнем грунтовых вод, раз-
Рис. 344. Схема циркуляции вод в пори-
стых породах:
а — зона просачивания, б — зона «истечения»,
Ъ — зона застойных вод (по И. Финчу)
мещается зона истечения; нижняя
ее граница определяется пунктами
пересечения уровня грунтовых вод
с поверхностью (пунктами «истече-
ния»), В пределах этой зоны воды имеют некоторое движение, обычно очень
небольшое, которое направлено главным образом к пунктам «истечения»
(т. е. в направлениях более или менее близких к горизонтальным). Воды
этой зоны содержат очень незначительное количество кислорода. Ниже
размещается зона застойных вод, которые не перемещаются и не имеют
свободного кислорода.
По мере просачивания поверхностных вод в более глубокие горизонты
решительно меняется их общий характер. Воды постепенно снижают свой
* На литр дождевой воды, насыщенной воздухом, в среднем приходится 25—
30 сл8 газа, в составе которого имеется около 30% кислорода, 60% азота и 10% угле-
кислоты.
.554
окислительный характер, расходуя по пути свободный кислород иа окисли-
тельные реакции. Особенно сильно этот расход кислорода проявляется при
•окислении сульфидов и нм подобных соединений с образованием на первой
стадии сернокислых, мышьяковокислых и других солей.
Сравнительно легко подвергаются окислению такие соединения, кото-
рые в своем составе содержат металлы в низших степенях валентности,
например Fe2*, Мп8*, V3* и др. В процессе окисления эти металлы переходят
в ионы высших валентностей, что приводит к разрушению кристаллических
веществ. Последние, окисляясь, образуют новые как растворимые, так
и нерастворимые в воде соединения. Соли, возникающие при этих процессах,
на первой стадии (сульфаты, карбонаты и др.) с разной скоростью вступают
в реакцию с водой, подвергаются разложению (гидролизу), в результате
чего ряд катионов выпадает в виде труднорастворимых в воде гидроокислов.
Степень окисления (и восстановления) оценивается величиной окисли-
тельно-восстановительного потенциала (Eh), который ныражается в милли-
вольтах и изменяется от —200 до +500 лв.
Величина Eh наряду с показателем pH, который указывает на содер-
жание свободных ионов Н и ОН, в значительной степени определяет актив-
ность процессов выветривания, в частности активность воды при хими-
ческом разложении минералов и горных пород.
От pH циркулирующих растворов зависит характер продуктов выветри-
вания. Например, в результате выветривания гиперстена при рН> 6,0 воз-
никают гидроокислы железа, при pH = 7,5—7,0 образуется нонтронит.
Каолинит возникает в кислой среде (pH < 7), а монтомориллоннт—в щелоч-
ной.
В процессе развития коры выветривания по мере выщелачивания сили-
катов pH их уменьшается и в тот момент, когда pH силиката становится
равным pH растворов, реакция разложения останавливается. Чем больше
разница между- первичной щелочностью минерала и pH раствора, тем глуб-
же и интенсивнее (при прочих равных условиях) проходит реакция.
В минеральном отношении кора выветривания представляет собой
скопление самых различных минералов. В ней широко представлены:
1) первичные минералы, особенно устойчивые против влияния агентов
выветривания (кварц, рутил, магнетит) и такие, которые еще не успели
подвергнуться выветриванию; 2) промежуточные продукты, сохранившие
кристаллическое строение, но поддавшиеся уже значительным изменениям
в своем составе (гидрослюды, гидрохлорнты и др.); 3) продукты конечного
разложения первичных минералов (гели кремнезема, глинозема и окиси
железа, а также соли щелочных и щелочноземельных металлов). Преобла-
дание того или иного комплекса минералов указывает на характер выве-
тривания и на тип самой коры выветривания.
Характерной особенностью коры выветривания является наличие
в ней коллоидальных образований.
В зависимости от преобладания в коре выветривания определенных
минералов различают коры выветривания каолинитовые, монтмориллони-
товые, охристые, гидрослюдистые, карбонатные и др.
В образовании коры выветривания различают несколько стадий. Так,
при выветривании кристаллических пород устанавливают три стадии: пер-
вая ив них характеризуется вынесением наиболее подвижных соединений
(Na, К, Са, Mg), вторая — вынесением малоподвижных веществ (переведе-
нием в подвижное состояние кремнезема благодаря щелочной реакции
растворов), третья — вынесением соединений железа. После третьей стадии
остаются только окислы алюминия, наименее подвижные в коре выветри-
вания.
Таким образом, сначала кора выветривания состоит главным образом
из продуктов физического выветривания. Потом она обогащается известью
и насыщается основаниями. В последующую стадию верхние горизонты
•коры выветривания теряют значительную часть оснований и обогащаются
www.mineral.su
555
кремнеземом (каолинитовый тип выветривания), а затем остаются только
полуторные окислы алюминия и железа (аллитный тип выветривания).
Обычно в пределах коры выветривания наблюдается определенная
зональность, которая выражается в смене зон различного минерального
состава.
Различные минералы, попадая в зону выветривания, по-разному реаги-
руют на воздействие агентов выветривания. Быстрее других выветриваются
орто- и метасиликаты (оливин, пироксены, амфиболы и др.). На первых
стадиях за их счет образуются хлориты, гидрослюды, а затем монтморилло-
нит и нонтронит. При более длительном выветривании накапливаются
гидроокислы железа, колинит и как конечный продукт — свободная окись
алюминия. Полевые шпаты переходят в гидрослюды, а потом в каолинит или
монтмориллонит.
Кварц характеризуется высокой устойчивостью в условиях выветри-
вания. Его состав не изменяется даже при тонком дроблении.
Ход выветривания и степень его развития существенно изменяются
в зависимости от температуры и влажности, поступления органического
вещества, а также от рельефа. Эти факторы обусловливают определенную
географическую зональность в локализации коры выветривания.
Минералы коры выветривания образуются как синтетическим путем
(например, преобразование полевого шпата в каолинит происходит за счет
разложения полевого шпата на отдельные окислы КгО, А12О3, SiO2 и коа-
гуляции этих окислов в минерал состава каолинита), так и путем гидролиза
первичных минералов.
При выветривании новый устойчивый минерал во многих случаях
образуется из исходного, старого, не сразу, а последовательно, проходя
через промежуточные минералы, являющиеся стадиальными по отношению
к конечному. Стадиальность выветривания в значительной степени опре-
деляется характером структуры и состава минерала. Стадиальное образо-
вание минералов показано ниже на примере выветривания нефелина:
нефелин—KNa3[ A lSiO4]4
'I v
гидрослюда монтмориллонит 4- цеолиты
I (филлипсит, томсонит,
, * натролит)
бейделлит , z
1 ।
монтмориллонит | |
монтморилло- монтмо-
нит -\-гидрар- риллонит
гиллит+хал-
цедон
Конечными продуктами разложения являются минералы, устойчивые
в самых верхних горизонтах земной коры. Здесь в зависимости от горных
пород формируются следующие минералы:
ЕУльтраосновные породы: кварц, халцедон, опал, гидро-
окислы железа, кальцит, арагонит, доломит, магнезит, нонтронит, сили-
каты никеля.
2. Базальты: монтмориллонит, нонтронит, галлуазит, гидро-
окислы железа, кварц, халцедон, опал, кальцит, хлорит, палыгорскит
3. Г р а н и т ы : каолинит, гидрослюды, гидроокислы железа, гидрар-
гиллит.
4. Диориты: каолинит, гидроокислы железа, гидрослюды, гидро-
хлорит.
5. Нефелиновые сиениты: гидрослюды, монтмориллонит,
бейделлит, гидроокислы железа.
556
6. Выцветы на почвах:
галит, гипс, мирабилит, эпсомит.
7. Известняки и мерге-
л и: кальцит, гидроокислы железа,
сферосидерит, халцедон, опал (кремень).
8. Гипсоносные породы:
гипс, целестин, барит, самородная сера,
арагонит, кальцит.
9. Глинистые и песча-
но-глинистые породы: ка-
олинит, глауконит, вивианит, фосфориты.
Часть минеральных месторождений
коры выветривания возникает как оста-
точный продукт (формации латеритная,
силикатов никеля, окислов и гидроокис-
лов марганца, глинистых минералов,
гипсовой шляпы и железной шляпы),
часть является результатом вмывания
растворов (формации инфильтрацион-
ной группы: сферосидеритовая, бари-
товая, фосфоритовая и вторичного суль-
фидного обогащения).
Месторождения латеритов образу-
ются за счет ультраосновных, кислых
и щелочных пород, на месте которых в результате выветривания остаются
отложения, обогащенные гидроокислами железа и алюминия. Такие обра-
зования называются латеритами, а сам процесс их возникновения —
латеритизацией.
Эти месторождения формируются в условиях жаркого и влажного
климата. В латеритных месторождениях наблюдается определенная зональ-
ность, которую А. Лакруа назвал латеритным профилем.
В месторождениях, которые сформировались на ультраосновных поро-
дах, почти исключительная роль принадлежит лимониту с примесью
силикатов никеля (гарниерит и непуит — ревдинскит). В месторождениях,
сформированных на кислых и щелочных породах, наряду с лимонитом важ-
ную роль играет также гидраргиллит.
Месторождения окислов и гидроокислов марганца связаны с выветрива-
нием осадочных карбонатных руд марганца, а также метаморфических пород,
обогащенных марганцем. Они образуют плащеобразные тела, которые с глу-
биной переходят в коренные марганецсодержащие породы.
Месторождения минералов глин образуют плащеобразные тела, гнезда
и карманы в коренных породах, в которые постепенно они переходят.
По минеральному составу наиболее развиты глины, состоящие из каолинита.
Месторождения гипсовой шляпы связаны с залежами солей, которые
попадают в сферу действия подземных вод. Воды растворяют соли и выносят
компоненты, входящие в их состав. После выветривания остаются гипс —
Ca[SO4] -2Н2О и ангидрит — Ca[SOJ, которые наблюдаются в виде прослоек
и вкрапленников. Вместе с гипсом и ангидритом встречаются также и другие
труднорастворимые минералы. Для некоторых месторождений характерна
концентрация в гипсовой шляпе боратов, для месторождений Луизианы
(США) — самородной серы, а иногда галенита (PbS) и сфалерита (ZnS).
Зона окисления сульфидных месторождений (железная шляпа) обычно
образует плащеобразные тела, которые с глубиной постепенно переходят
в первичные неокисленные руды. Образование железной шляпы связано с тем,
что сульфиды оказываются неустойчивыми в растворах, содержащих сво-
бодный кислород, и постепенно переходят в кислородные соединения —
окислы, гидроокислы, сульфаты, карбонаты и др. и в конечном счете в крем-
незем и гидроокислы железа. Скорость такого перехода для отдельных
557
С. С. Смирнов
месторождений и отдельных сульфидов-
различна. Она определяется разными
причинами, среди которых главной яв-
ляется минеральный состав и другие
особенности месторождений (характер
боковых пород, климат, рельеф, текто-
ника и др.). В общем можно сказать,
что сульфиды не устойчивы в зоне про-
сачивания (см. рис. 344), где растворе-
ние преобладает над отложением, и
устойчивы в зоне застойных вод. Тут
растворение и отложение находятся в-
равновесии. В зоне истечения наблю-
даются некоторые средние условия, хотя
она все же более близка к зоне застойных
вод. Наиболее полно минералогия зоны
окисления изучена С. С. Смирно-
вым.
Процессы, развивающиеся в зоне
окисления, в конечном результате при-
водят к полному удалению серы и к
рассеиванию некоторых других элемен-
тов, которые входят в состав месторож-
дений. Среди этих процессов главными
являются:
1. Процессы окисления сульфидов, дающие начало разнообразным,
главным образом легкорастворимым сульфатам, в виде которых выносится
значительная часть материала из зоны окисления. Здесь совершается такая
реакция:
£S+2O2 = J?SO4.
Рис. 345. Замещение галенита (светло-серое) халькозином,
англезитом и церусситом, которые ритмически чередуются
в виде концентрических колломорфных каемок. Увеличе-
но в 80 раз (по Б. И. Вейц)
2. Процессы осаждения из сульфатных растворов кислородных соеди-
нений, которые часто совсем не содержат серы (карбонаты, окислы, гидро-
окислы) по таким реакциям:
PSO4 -р СаСО3 РСО3 4- CaSO4.
PSC)4+MS = A1SO4 4- Z?S.
558
3. Процессы, растворения и переотложения кислородных соединений,,
которые также ведут к освобождению зоны окисления от ряда элементов.
Воды, промывающие зону окисления, являются специфически суль-
фатными и приближаются к нормальным поверхностным водам только
в конечные стадии изменения сульфидного материала, когда зона окисления
почти совсем теряет сульфидные и сульфатные соединения.
Для минералов, которые образуются в зоне окисления, характерно
ритмическое чередование натечно-зональных каемок (рис. 345), которые
появляются в результате последовательного замещения с периферии пер-
вичных сульфидов. Здесь ^наб-
людаются также типичные на-
течные агрегаты и характерные
петельчатые структуры (рис.
346).
В формациях остаточной
группы выделяются следующие
минералы:
1. Латеритная фор-
мация — гиббсит и каоли-
нит.
2. Формация сили-
катов никеля — кварц,
халцедон, хризопраз, бурые
Рис. 346. Петельчатое замещение халькози-
ном раздробленного пирита. Увеличено в
39 раз (по Б. И. Вейц)
железняки, никельсодержащие
гидросиликаты магния, доломит,
магнезит, хризотил-асбест, гар-
ниерит, ревдинскит, керолит,
тальк, нонтронит.
3. Формация окислов и
гидроокислов
марган-
ца — вернадит, псиломелан, пиролюзит.
4. Формация глинистых минералов — каолинит,
кварц.
5. Ф о р м а ц и я г и п с овой шляпы — гипс, ангидрит, гидро-
борацит, ашарит, боронатрокальцит, иньоит, колеманит, самородная сера,
галенит, сфалерит.
Исключительно важная роль принадлежит формации железной шляпы,
формирующейся в результате окисления сульфидных месторождений. Здесь
в зависимости от типа месторождений возникают следующие характерные
ассоциации:
1) медные месторождения — самородная медь, куприт, малахит, азу-
рит, хризоколла, мелаконит, халькозин, ковеллин; 2) цинковые место-
рождения — смитсонит, каламин; 3) серебряные месторождения —• само-
родное серебро, хлораргирит; 4) свинцовые месторождения — церуссит,
англезит, пироморфит, вульфенит, крокоит; 5) мышьяковые месторожде-
ния — скородит, миметезит, бедантит; 6) сурьмяные месторождения —
валентинит, сервантит, стибиоконит; 7) молибденовые месторождения —
повеллит, молибденит, вульфенит.
Инфильтрационные минеральные месторож-
дения представляют собой продукты выветривания, которые перешли
в водные растворы и вынесены в область циркулирующих грунтовых вод
в виде очень разбавленных растворов. В толщах горных пород и в част-
ности в коре выветривания они растворяют некоторые компоненты вме-
щающих пород и вместо них откладывают новые минералы, которые были
принесены в растворенном виде. В определенной степени инфильтрацион-
ные процессы имели место также в рассмотренных выше остаточных место-
рождениях. Среди инфильтрационных месторождений наиболее распро-
странены месторождения сферосидеритов, карнотита и росколита, патро-
нита, барита, фосфоритов и вторичного сульфидного обогащения.
559
Месторождения сферосидеритов (конкреции сидеритов с значительной
примесью глинистого вещества, бурых железняков, а иногда пирита) возни-
кают за счет взаимодействия растворов, содержащих железо в виде бикар-
бонатов или сульфатов, с карбонатными породами. Между раствором и кар-
бонатом происходит реакция обмена, в результате которой обычно кальцит
метасоматически замещается сидеритом:
FeSO4+Са[СО3] = Fe[CO3] 4- CaSO4.
Сидерит, или сферосидерит, образует в карбонатных породах гнезда
и пластообразные тела, сложенные стяжениями от нескольких сантиметров
до полметра и более в разрезе.
Месторождения карнотита и росколита возникают из сульфатных
растворов ванадия и урана. Эти элементы осаждаются из растворов в виде
карнотита и росколита под влиянием известкового цемента песчаников или
растительных остатков.
Подобным же путем в глинистых сланцах, обогащенных углистыми
веществами, образуются месторождения патронита.
Месторождения барита возникают за счет выщелачивания поверх-
ностными водами бария, рассеянного среди карбонатных пород и позже
переотложенного в карстовых пустотах.
Месторождения фосфоритов возникают в результате выветривания фос-
фатизированных известняков, песчаников и мергелей. Под влиянием поверх-
ностных вод, содержащих гумусовые кислоты, [РО4]3~ относительно легко
переходит в раствор и выносится, а затем откладывается в порах известняка
или в карстовых пустотах в форме фосфата кальция.
Месторождения вторичного сульфидного обогащения образуются обычно
в нижних горизонтах зоны истечения и в верхних горизонтах зоны застой-
ных вод (см. рнс. 344) и постепенно переходят в зону первичных сульфидных
руд (см. рис. 105).
Вторичные сульфиды этой зоны возникают за счет взаимодействия
сульфатных растворов, которые просачиваются из зоны окисления, с пер-
вичными сульфидами (главным образом сульфидами меди, иногда серебра)
по таким возможным реакциям:
3CuSO4 + 37?S = Cu,S • CuS2 4- 3/?SO4
ковеллин
Ag2SO4 4- PS = Ag2S 4- /?SO4.
аргентит
Наблюдения показали, что наиболее мощные зоны сульфидного обога-
щения встречаются в тех случаях, когда первичные руды представлены
пиритом и халькопиритом.
Образование минералов в зоне вторичного обогащения обычно начи-
нается с выделения их по трещинкам в первичных сульфидах. Вторичные
сульфиды, замещая первичные, сначала цементируют их реликты (рис. 347).
Процесс замещения начинается с периферии зерен первичных сульфидов
и может дойти до полного вытеснения этих минералов.
Из формаций инфильтрационной группы наибольшее значение имеет
зона вторичного сульфидного обогащения (табл. 122).
При формировании осадочных месторождений важная
роль принадлежит способности различных веществ к переносу в водной
среде. М. Н. Страхов по форме, в которой вещества переносятся реками,
разделил их на четыре группы:
1. Легкорастворимые соли — NaCl, КС1, MgSO4, MgCl2, CaSO4, СаС12.
Они находятся в реках всегда в виде истинных, ионных растворов и никогда
не встречаются в виде коллоидных растворов и во взвешенном состоянии,
2. Карбонаты щелочных и щелочноземельных металлов — СаСО3,
MgCO3, Na2CO3. Эти вещества находятся в виде резко ненасыщенного раство-
ра (в реках гумидных равнин севера и тропиков) и в виде тонкозернистой
механической взвеси в степных и горных реках.
560
3. Соединения Fe, Мп, Р, а также соединения малых элементов (V, Сг,
Ni, Со, Си и др.)- Эти вещества характеризуются очень малой раствори-
мостью, чем определяется их незначительное содержание в речных водах
в растворенном состоянии, а также способностью образовывать наряду
с истинными коллоидные растворы, которые играют большую роль в поверх-
ностной миграции этих элементов (за исключением фосфора).
4. Кварц и разнообразные силикатные и алюмосиликатные минералы.
Они переносятся в реках только в суспензированном виде и в виде грубо-
зернистого материала, перемещаемого по дну или во взвешенном состоянии.
ТАБЛИЦА 122
Минеральный состав месторождений формации вторичного сульфидного обогащения
Тип месторождений Минералы
главные второстепенные
П олиметаллические Халькозин, аргентит, само- родные золото, серебро и медь Ковеллин, марказит, самород- ная сера, самородный вис- мут
Вкрапленные медные руды Халькозин, ковеллин, борнит Самородная медь, хризокол- ла, куприт
Нерастворимые продукты выветривания выпадают при переносе их
водными потоками не одновременно, а в определенной закономерной после-
довательности, которая определяется так называемой механической диффе-
ренциацией. Механическая диффе-
ренциация определяется величиной
и формой частичек, их плотностью,
устойчивостью к истиранию,! так-
же характером, скоростью и массой
транспортирующей среды. В общем
можно считать, что ближе к берегу
размещаются более крупнозерни-
стые осадки — гравий, далее заме-
щаемый песками, а затем илами.
Продукты выветривания, кото-
рые переносятся в виде истинных
или коллоидных растворов, осаж-
даются в различных водоемах по
закону химической дифференциа-
ции. Вначале кристаллизуются
труднорастворимые продукты, лег-
корастворимые откладываются
лишь в специфических условиях,
которые содействуют их осаждению.
В результате механической и химической дифференциации
три группы осадочных образований: 1) осадочные образования,
исключительно механическим путем (галечники, пески и глины); 2) осадоч-
ные образования, которые могут возникать химическим путем (или хими-
ческим в сочетании с механическим); к ним принадлежат окислы и гидро-
окислы железа и марганца, кремнезем, фосфат кальция, минералы бокситов,
сидерит, сульфиды меди, глауконит, шамозит и тюрингит, а иногда также
пирит и марказит и частично известняки и доломиты; 3) осадочные образо-
вания, которые могут возникнуть только химическим путем — известняки,
доломиты, флюорит, ангидрит, целестин, гипс, каменная соль, калийно-
магнезиальные соли и бораты.
сфалерита и халько-
Рис. 347. Замещение
пирита (светло-серое) ковеллином, лимони-
том и смитсонитом. Увеличено в 192 раза
(по Б. И. Вейц)
возникают
возникшие
36 Лазаренко Е К.
561
Во многих случаях к процессам механического и химического образо-
вания осадков присоединяются также биогенные процессы.
В формировании осадочных горных пород важную роль играют обломки
различных минералов, которые называют терригенными или аллотигенными.
Среди них различают минералы так называемой тяжелой фракции с плот-
ностью больше 2,75 и минералы легкой фракции с плотностью меньше 2,75.
При переходе соответствующего осадка в горную породу (стадия диа-
генеза) возникает ряд новых минералов, которые принято называть аутиген-
ными. Аутигенные минералы могут возникать также в сформировавшейся
горной породе как новообразования, поэтому среди аутигенных минералов
различают диагенетические, или сингенетические, и эпигенетические.
Главными аутигенными минералами являются опал, халцедон, кварц,
кальцит, доломит, анкерит, магнезит, сидерит, родохрозит, арагонит, глау-
конит, шамозит, тюрингит, каолинит, галлуазит, гидрослюды, монтморил-
лонит, бейделлит, диаспор, бемит, гидраргиллит, гетит, лепидокрокит,
пиролюзит, псиломелан, пирит, марказит, апатит, вивианит, гипс, ангид-
рит, галит, сильвин, самородная сера.
Среди минеральных месторождений осадочного происхождения выделяем
три группы: 1) механические осадочные месторождения, 2) химические оса-
дочные месторождения, 3) биохимические осадочные месторождения.
Механические осадочные месторождения —
россыпи имеют в своем разрезе (см. рис. 79) следующие части: торфы, пласт,
почва, или плотик. Пластом, а в золотых россыпях «песками» называется
та часть россыпи, где произошла концентрация полезного компонента.
Торфы представляют собой толщу пород, перекрывающую пласт. Почва,
или плотик,— это порода, на которой располагается пласт. В разрезе
россыпи иногда пласт концентрируется на каком-либо прослое в торфах;
тогда этот пласт, на котором произошла концентрация минералов, носит
название ложного плотика.
Наиболее богатые участки россыпи обычно располагаются вдоль вогну-
той стороны изгиба рек и в устье впадающих рек. Для концентрации мине-
ралов существенное значение имеет характер плотика. Наиболее благо-
приятными породами, составляющими плотик, являются известняки и доло-
миты, а также тонкослоистые нетвердые породы типа глинистых сланцев,
ТАБЛИЦА 123
Минеральный состав формаций россыпных месторождений
Породы, давшие начало россыпям Формация Минералы
Основные и ультраоснов- ные 1. Алмаза 2. Платины и минералов ее группы Алмаз, ильменит, корунд, магнетит, оливин, серпентин, осмистый иридий, палладий самородный, пикотит, пи- роксены, платина самородная, плео- наст, хромит
Щелочные 1. Циркона 2. Рутила Апатит, гранаты, магнетит, перовскит, рутил, сфен, флюорит, циркон, эв- диалит
Средние и кис- лые 1. Самородного золота 2. Монацита 3. Танталита-колумбита 4. Ильменита н рутила 5. Касситерита и вольфрамита Анатаз, апатит, водьфрамит, гематит, золото самородное, гранаты, ильме- нит, касситерит, кварц, дистен, ксе- нотим, лепидолит, магнетит, молиб- денит, монацит, ортит, рутил, сил- лиманит, ставролит, сфен, сфалерит, топаз, турмалин, флюорит, циркон, шеелит
562
в особенности крутопадающие по течению реки и простирающиеся поперек
речной долины. Иногда водные потоки выносят тяжелые минералы к бере-
гам озер и морей, образуя озерные и морские россыпи. Такие россыпи воз-
никают также под влиянием размывающего действия самого моря или озера.
Механические осадочные месторождения известны для таких минералов,
как золото, платина, алмаз, кварцевые пески, глины, каолинит, бокситы,
фосфориты, монацит (табл. 123).
Химические осадочные месторождения, которые
образовались из истинных растворов, представлены так называемой гало-
генной формацией (табл. 124),
к которой принадлежат место-
рождения солей кальция, нат-
рия, калия и магния (гипсы,
ангидриты, каменная соль,
калийные и магнезиальные
соли, бораты). Эти место-
рождения формируются за
счет солевой массы мирового
океана (табл. 125).
Месторождения галоген-
ной формации возникают
лишь в морских лагунах в
условиях аридного климата,
когда образуется достаточно
высокая концентрация солей
в растворах. При увеличении
концентрации растворов соли
осаждаются в определенной
последовательности, которая
зависит прежде всего от их
растворимости. Первыми вы-
деляются труднорастворимые
соли, последними — легкора-
створимые (рис. 348). Кроме
растворимости солей, на последовательность их образования влияет отно-
сительное количество солей в растворе, температура раствора, а также
наличие других солей.
Концентрация растворов в условиях земной поверхности может достичь
насыщения только при определенном режиме бессточных водоемов, когда
прилив в них воды, содержащей соли, будет равен (или меньше) испарению.
Рис. 348. Схема осаждения солей из морской
воды. Площади кругов соответствуют объемам
воды в бассейне на границе разных стадий про-
цесса (по Е. Эйнеке)
Испарение Воды дез
осмЦения. затем вы-
деление кардонаmod
Осатденх.
гипса
Ш Каменной соли и гипса
IV Каменной соли и ангидрита
Каменной соли и полигалита
VI Мажзйаттй и калийных
солеи
Рис. 349. Схема морского залива, отделенного баром (по К. Оксениусу)
Накопление солей происходит также в водоемах, отделенных от моря узкой
пересыпью (баром), при непрерывном поступлении в них морской воды
(рис. 349). Это явление положено в основу теории немецкого геолога К. Оксе-
ниуса, известной под названием теории баров.
В условиях сухого климата, когда через пролив постоянно поступает
такое же количество воды, какое испаряется с поверхности залива, в заливе
будут накапливаться соли, образующие при соответствующей концентра-
36* 563
ТАБЛИЦА 124
Минеральный состав химических осадочных месторождений
Формации Минералы
главные второстепенные
Галогенная Гипс, ангидрит, галит, сильвин, карналлит, каинит, лангбейнит, пикромерит, полигалит, тенардит, мирабилит, кизерит, астраханит, бишофит, гексагидрит Сода, шенит, кальцит, арагонит, эпсомит, доломит, глазернт, се- литра, сидерит, калиборит, коле- манит, борацит, боронатрокаль- цит, бура, гидроборацит, иньоит, пандермит
Железных руд Гидрогетит, шамозит, глауконит, тюрингит, гетит, сидерит Пирит, вивианит, пирротин, барит, кальцит, арагонит, гипс, родо- хрозит, гематит, мельниковит
Марганцевых „ РУД Псиломелан, пиролюзит, манганит, манганокальцит, родохрозит, гидрогетит, шамозит Опал, кальцит, гипс, барит, марка- зит, глауконит, гидрослюды, мельниковит
Бокситов Диаспор, бемит, гиббсит Шамозит, бурые железняки, каоли- нит, пирит
Цветных метал- лов Сфалерит, галенит, церуссит, смит- сонит, каламин, халькозин, халь- копирит, борнит, брункит, каль- цит Пирит, марказит, самородная сера, блеклая руда, аргентит
ции раствора осадок на дне залива. Толщина залежи зависит от глубины
залива и от продолжительности процесса. Соли могут откладываться и в мел-
ководных бассейнах, в которых накопление осадков сопровождается дли-
тельным эпейрогеническим прогибанием.
Химические осадочные месторождения, образовавшиеся из коллоидных
растворов, представлены рудами железа, марганца, меди и алюминия
(см. табл. 124). Эти месторождения рассмотрим на примере гидроокислов,
карбонатов и силикатов железа, образующихся за счет выветривания и раз-
ложения железосодержащих минералов основных и ультраосновных, реже
метаморфических и осадочных пород, а также более древних железорудных
месторождений.
Соединения железа характеризуется очень незначительной раствори-
мостью в воде. За небольшим исключением железо находится в поверхност-
ТАБЛИЦА 125
Состав солевой массы океанов
В ионной форме В пересчете иа соль
ионы в % к общей массе солей в граммах на 1 л мор- ской воды соли в % на сумму сухого остатка в граммах иа 1 л мор- ской воды
ci- 55,292 19,68 NaCl 77,758 27,213
Вг- 0,138 0,07 MgCl2 10,878 3,807
(SO4)2- 7,692 2,74 MgSO4 4,737 1,658
(СО3)2- 0,227 0,08 CaSO4 3,600 1,260
№+ 30,593 10,89 k2so4 2,465 0,863
К+ 1,116 0,40 CaCO3 0,345 0,123
Mg2+ Са2+ 3,745 1,197 1,33 0,43 MgBr2 0,217 0,076
Сумма 100,000 35,62 100,00 35,00
564
ных водах в виде золя Fe(OH)3, защищенного коллоидным органическим
веществом или золем SiO2, а также в виде коллоидных комплексных железо-
органических соединений (гуматов железа). Трехвалентное железо очень
чувствительно к реакции среды и оказывается устойчивым в растворе лишь
при очень низком pH = 2—3. При повышении pH гидролиз солей Fe3+
резко повышается, а мицеллы Fe(OH)3, которые при этом образуются,
коагулируют.
Наибольшие количества железа, как правило, концентрируются неда-
леко от берега и чаще в устьях рек, в особенности в районах тропического
и субтропического климата.
Несколько отличаются от обычных морских месторождений о зерно-
болотные отложения, развитые в северных районах, где котловины,
депрессии и речные долины являются местами формирования озерно-болот-
ных руд, а повышенные участки, разделяющие их,— источниками, поста-
вляющими в эти котловины растворы и обломочный материал.
Осадочные биохимические месторождения
возникают главным образом в результате жизнедеятельности организмов.
Роли и значению биохимических процессов в минералообразовании
уделяли особое внимание В. И. Вернадский и Я- В. Самойлов, давшие основу
точному знанию и пониманию этих процессов. Как отмечает В. И. Вернад-
ский, химический состав организмов теснейшим образом связан с химиче-
ским составом земной коры. Биохимическая роль организмов заключается
в том, что они аккумулируют вещества из ничтожных концентраций окру-
жающей породы и после гибели или в результате жизнедеятельности дают
особые минералы; кроме того, организмы в ряде случаев играют роль ката-
лизаторов, содействующих выделению из растворов определенных мине-
ралов.
По данным В. И. Вернадского, в живом веществе в количествах от 1
до 10% содержится более 20 химических элементов: О, Н, С, Са, N, Al, Fe,
Si, Mg, Ba, I, Sr, P, Mn, Cl, Zn, Br, Си, V, K, Na. Из названных эле-
ментов такие, как О, Н, С, N, Са, содержатся во всех организмах, в то
время как прочие находятся лишь в некоторых организмах.
Биохимическим путем образовалось большинство месторождений изве-
стняков, фосфоритов, самородной серы и ванадатов. Возможно, что в обра-
зовании некоторых месторождений железа и марганца также определенная
роль принадлежала биохимическим процессам.
Основной минерал формации фосфоритов — апатит (фторапатит, карбо-
натапатит, гидроксилапатит, франколит и курскит), с которым обычно ассо-
циируют глауконит, кальцит, кварц и обломки раковин. Самородная сера
ассоциирует с кальцитом, целестином, баритом, минералами глин и гауэри-
том (MnS2). Главные минералы месторождений ванадатов — тонкодисперс-
пые минералы глин, кальцит, доломит, сидерит, ванадинит, с которыми
встречаются как второстепенные барит, росколит, пирит, сфалерит, молиб-
денит, халькопирит и патронит.
ГОРНЫЕ ПОРОДЫ И МИНЕРАЛЬНЫЕ
МЕСТОРОЖДЕНИЯ
МЕТАМОРФОГЕННОЙ ГРУППЫ
Горные породы, минеральные месторождения и отдельные минералы
метаморфогенной группы образуются из продуктов эндогенных и экзоген-
ных процессов, претерпевших глубокие изменения под воздействием высо-
кой температуры и давления.
При метаморфических процессах изменяется минеральный и химиче-
ский состав руд и горных пород, их физические свойства, а иногда даже
565
форма залежей минеральных месторождений. Например, богатые водой
минералы, устойчивые в условиях земной поверхности, в процессе мета-
морфизма теряют воду и переходят в безводные и бедные водой разности
(бурые железняки преобразуются в гематит и магнетит, углистое вещество
переходит в графит и т. д.). В общем при метаморфизме минералы стремятся
перейти в соединения с меньшим объемом и повышенной плотностью.
При метаморфических процессах, кроме температуры и давления,
большую роль играют также Н2О, СО2 и другие компоненты, которые в той
или иной степени всегда присутствуют в горных породах и рудах.
Обычно минералы метаморфических образований не имеют хорошо
выраженных кристаллографических форм. Все они возникают почти одно-
временно. Минеральные зерна, составляющие метаморфическую горную
породу, называют кристаллобластами. Зерна, которым свойственна кри-
сталлографическая форма, выделяются под названием идиобласт, а те,
которые не имеют такой формы, называются ксеноблсатами. В соответствии
со степенью огранки минералы называют кристаллобластическими, иди-
областическими или ксенобластическими.
Рост минералов в метаморфических породах осуществляется по прин-
ципу собирательной перекристаллизации, сущность которой заключается
в том, что при перекристаллизации агрегатов мелкие зерна растворяются,
а крупные растут за их счет.
Крупные зерна .минералов в метаморфических породах принято назы-
вать порфиробластами.
В зависимости от условий метаморфизма в метаморфогенные образова-
ниях возникают те или иные ассоциации минералов. В соответствии с этим
минералы метаморфогенных образований можно разделить на три группы:
1) минералы, образующиеся при перекристаллизации (состав минералов
не изменяется); 2) новые минералы, которые при кристаллизации возни-
кают за счет старых неустойчивых минералов (неоминерализация); 3) релик-
товые минералы, устойчивые в данных условиях метаморфизма.
Метаморфические процессы минералообразования определяются влия-
нием магматических тел на различные породы непосредственно в зоне кон-
такта, либо на большие области (регионы). В первом случае связь метамор-
фогенных образований с изверженными породами очевидна, причем часто
можно проследить все переходы от контакта к неметаморфизованным поро-
дам; во втором же случае обычно бывает трудно установить связь метамор-
фогенного комплекса с интрузивными породами.
Контактовый метаморфизм, совершающийся непосред-
ственно на контакте интрузивных тел, может иметь метасоматический хара-
тер, если перекристаллизация происходят при участии постмагматических
растворов. Такие образования, носящие название контактово-метасомати-
ческих, уже были рассмотрены в разделе постмагматических образований.
Здесь мы рассмотрим собственно контактово-метаморфогенные образо-
вания. j
На контактах интрузивных тел с вмещающими породами происходят
изменения как во вмещающих породах (экзоконтактовые изменения), так
и в краевых частях интрузивного тела (эндоконтактовые изменения). При-
контактовая полоса пород образует контактовый ореол или зону контакто-
вых изменений. Ширина зоны контактовых изменений может колебаться
от нескольких метров до нескольких километров. Контактовый метаморфизм
вмещающих пород сопровождается интенсивной перекристаллизацией
с образованием пород, которые носят название контактовых роговиков.
В контактовых роговиках главными минералами являются волластонит,
диопсид, гиперстен, везувиан, гроссуляр, анортит, андалузит, силлиманит,
кордиерит, корунд, кварц, энстатит, форстерит, периклаз, шпинель.
При региональном метаморфизме, когда под влия-
нием крупных интрузий оказываются значительные территории, возни-
кают кристаллические сланцы и гнейсы. Особенностью этих образований
566
является постоянство ассоциаций главных минералов, а также состава
самих минералов на значительных пространствах.
Возникающие минеральные ассоциации зависят от температуры их
образования (табл. 126). Кварциты обычно состоят почти исключительно
из кварца, в то время как мраморы — преимущественно из кальцита.
ТАБЛИЦА 126
Минеральный состав метаморфических пород
Породы Минералы температурной степени
высокой | средней | низкой
Г нейсы Силлиманит, кордие- рит, гранат, биотит, ортоклаз, авгит, роговая обманка, оливин Дистен, ставролит, гра- нат, мусковит, биотит, ортоклаз, роговая об- манка, нефрит, актино- лит, жедрит Серицит, альбит, ставро- лит, гранат, альбит, ортоклаз, эпидот, хло- рит, тальк, серпентин
Кристалли- ческие • сланцы Авгит, гранат, везу- виан, скаполит, кальцит, доломит, плагиоклаз, жадеит Мусковит, биотит, фло- гопит, парагонит, ди- стен, ставролит, гра- нат, кальцит, доломит, цоизит, амфибол, ска- полит, плагиоклаз, антофиллит Серицит, дистен, ставро- лит, гранат, хлоритоид, эпидот, кальцит, доло- мит, альбит, хлорит, глаукофан, ортит
Многие исследователи раньше считали, что для возникновения регио-
нально-метаморфогенных образований, например гнейсов и различных
сланцев, достаточно простого погружения пород на большие глубины. Тем-
пература метаморфизации принималась прямо пропорциональной глубине
и давлению вышележащих пород. В соответствии с этим многие исследова-
тели не видели связи регионального метаморфизма с магматическими про-
цессами. В настоящее время доказано, что связь с магматическими явле-
ниями обязательна как для контактового, так и для регионального мета-
морфизма. Магма, внедряясь в вышележащие породы, обусловливает высо-
кую температуру, необходимую для преобразования, а также служит источ-
ником водных растворов, оказывающих существенное влияние на ход
метаморфизма. Если метаморфизм осадочных пород происходит с выделе-
нием воды, то для изверженных пород он совершается с поглощением воды.
В некоторых случаях метаморфизм может протекать в несколько эта-
пов, генетически не связанных, в результате чего происходит наложение
одного метаморфического процесса на другой. С минералогической точки
зрения наибольший интерес представляет наложение низкотемпературного
метаморфизма на высокотемпературный. Такое явление называется диафто-
резом или регрессивным метаморфизмом, а образования, возникающие при
этом, называются диафторитами. При диафторезе высокотемпературные
ассоциации метаморфических минералов замещаются более низкотемпера-
турными. Среди минеральных месторождений, связанных с метаморфи-
ческими процессами, можно выделить две группы: 1) метаморфизованные
и 2) метаморфогенные.
Среди метаморфизованных месторождений исклю-
чительная роль принадлежит формациям метаморфизованных железных руд
и метаморфизованных золотоносных конгломератов. В формации метамор-
физованных железных руд главными минералами являются магнетит,
гематит, мартит, мушкетовит и гетит, с которыми ассоциируют кварц, хло-
рит, биотит, амфиболы, а также карбонаты (доломит, анкерит, сидерит).
В формации метаморфизованных золотоносных конгломератов золото
находится обычно в ассоциации с кварцем и пиритом, с которыми в каче-
567
стве второстепенных минералов ассоциируют хромит, алмаз, циркон, ильме-
нит, корунд, гранат, осмий, иридий и уранинит.
К метаморфогенным минеральным месторож-
дениям принадлежат формации мраморов, графита, наждака и дистена,
отличающиеся почти мономинеральным составом. Своеобразным метамор-
фогенным образованием являются жилы альпийского типа, с которыми
связана формация горного хрусталя (типичная ассоциация минералов —
Жилъныи
кбарц
Кристаллы
кварца
Наносы
Зеленые
сланцы
Рис. 350. Кварцевая жила с хрустальным гнез-
дом (по А. Н. Корякину)
кварц, рутил, брукит, ана-
таз, гематит, кальцит, аду-
ляр, хлорит, сфен).
Большинство исследова-
телей считают, что жилы
альпийского типа являются
латераль-секреционньили об-
разованиями, т. е. возник-
шими за счет вещества, содер-
жащегося во вмещающих по-
родах.
Особенность жил альпий-
ского типа заключается в
том, что каждому типу по-
род, в которых они залегают,
соответствует свой, часто по-
вторяющийся список минера-
лов. При этом качественный
химический состав минералов
трещин обычно отвечает со-
ставу окружающих пород.
Такое соответствие и дает
основание полагать, что боль-
шинство материала, которым
заполнены трещины, получе-
но из метаморфизованных ок-
ружающих пород.
Жилы альпийского типа связаны с трещинами разрыва в породах склад-
чатых областей, сложенных главным образом метаморфическими сланцами,
кварцитами, гнейсами и гранитами. Чаще всего это секущие трещины
с падением, обратным падению пород и приблизительно совпадающим с их
простиранием. Жилы этих трещин обычно имеют форму вытянутых линз.
Так как в альпийских жилах кристаллизация происходит в свободных
полостях, то наблюдается очень отчетливый порядок выделения минералов.
Этот порядок оказывается постоянным для многих жил различных районов.
Впервые и наиболее полно жилы такого типа были изучены в Альпах, откуда
и получили свое название. Кристаллы минералов в альпийских жилах
преимущественно очень хорошо образованы, часто прозрачны и достигают
иногда значительных размеров. Сравнительное постоянство и однообразие
некоторых условий кристаллизации приводят к тому, что кристаллы разных
жил даже из отдаленных районов имеют очень сходный габитус.
Минеральный состав жил альпийского типа, развитых в кислых поро-
дах и песчаниках, как правило, очень простой. Главным минералом, выпол-
няющим трещины, является кварц, с которым иногда встречаются также
карбонаты и рутил. Для альпийских жил, развитых в основных породах.,
характерно наличие больших количеств свободных червеобразных кристал-
лов хлорита, выполняющего или выстилающего в виде рыхлого песка
полость жилы. Наиболее распространенные минералы жил альпийского
типа — кварц, адуляр, кальцит и хлорит, к которым часто примешивается
немного рутила, брукита, анатаза и сфена. Остальные минералы встре-
чаются сравнительно редко. Жилы альпийского типа выполнены плотным
568
крупнокристаллическим молочным кварцем, который называют «.кварцевой
каймой», образующейся обычно путем метаморфизма горного хрусталя.
Почти всегда в жиле сохраняется некоторое свободное пространство, где
происходит выделение прекрасно образованных кристаллов горного хрус-
таля и других минералов (рис. 350). Хрусталеносные полости получили
название «хрустальных погребов». Иногда они достигают крупных размеров.
МИНЕРАЛЫ КОСМОГЕННОЙ ГРУППЫ
Минералы космогенной группы являются составными частями камен-
ных и железных метеоритов и пород Луны.
По элементарному химическому составу каменные метеориты и породы
Луны не отличаются от земных изверженных пород, что является доказа-
тельством единства земной и космической материи.
Каменные метеориты по своему минеральному составу близки к зем-
ным изверженным основным и ультраосновным породам и отличаются
от них своеобразной структурой. Железные метеориты не похожи на горные
породы. Они состоят из самородного никелистого железа, в котором содер-
жится в среднем около 10% никеля.
Метеориты обычно имеют вид обломков различного размера и веса.
Известны такие самые большие метеориты (табл. 127).
ТАБЛИЦА 127
Крупнейшие метеориты мира
Метеориты Год падения Вес, т Метеориты Год падения Вес, т
Железные Каменные
Сихоте-Алиньский 1947 100 Нортон Каунти (США) 1948 1 ,079
(СССР) Лонг Айленд (США) 1891 0,564
Гоба (Юго-Западная 1920 60,0 Княгиня (СССР) 1866 0,500
Африка) Парагоулд (США) 1930 0,372
Кейп-Йорк (Гренлан- дия) 1818 33,2 Оханск (СССР) Кашин (СССР) 1887 1918 0,300 (?'. >0,120
Бакубирито (Мексика) 1863 27,0 Каинсаз (СССР) 1937 0,102
Мбози (Африка) 1930 26,0
Вилляметт (США) 1902 14,2
Чупадера (Мексика) 1852 14,1
В составе метеоритов установлено 64 минерала. Большинство их встре-
чается б земных горных породах, и лишь незначительная часть характерна
только для метеоритов: осборнит, ольдгамит, добреелит, шрейберзит, нинин-
герит, криновит, панетит, перриит, синоит. Отдельные минералы метеори-
тов чрезвычайно редко встречаются в земных условиях (тэнит, камасит).
Вместе с тем, такой распространенный в земных условиях минерал, как
кварц, в метеоритах находится в настолько незначительных количествах,
что его даже не принимают во внимание при количественных подсчетах.
А. Н. Заварицкий и Л. Г. Кваша разделяют минералы метеоритов
на главные, вторичные (или метаморфогенные), акцессорные и случайные
(нехарактерные для метеоритов). Список космических минералов значитель-
но меньше, чем земных.
Главные минералы: самородное железо (камасит, тэнит), плагиоклазы,
оливин, ромбические пироксены, моноклинные пироксены.
Акцессорные минералы: медь, золото, алмаз, графит, сера, муасанит —
SiC*, когенит — Fe3C, шрейберзит — (Fe, Ni)3P,' осборнит — TiN, трои-
* Полужирным шрифтом выделены минералы, неизвестные в земных породах: форму-
лы приводятся только для минералов, не упоминавшихся ранее.
569'
лит — FeS, ольдгамит — CaS, алабандин, пентландит, добреелит — FeCr2S4,
халькопирротин — (Си, Fe)S, валлериит — Cu3Fe4S7, халькопирит, пирит,
сфалерит, ильменит, магнетит, хромит, шпинель, нинингерит —
(Fe, Mg, Mn)S, криновит — NaMg2CrSi3O10, панетит — Na2Mg2[PO4]2, пе-
риит — Ni3Si, синоит — Si2N2O.
Случайные минералы: кварц, тридимит, кристобалит, серпентин
и хлорит, апатит, меррилит — Na2Ca3O[PO4]2, фаррингтонит — Mg3[PO4]2,
доломит, эпсомит, гипс, лавренсит — FeCl2.
Минералы метеоритов и лунных пород имеют несколько иные химиче-
ские и физические признаки и морфологию кристаллов, чем минералы зем-
ных изверженных пород. Так, в оливине метеоритов содержание фаялитово-
го компонента колеблется в пределах от 9 до 68%, чаще всего 10—30%,
тогда как земной оливин является минеральным видом переменного состава
от фаялита до форстерита. Метеоритные и лунные пироксены, будучи в об-
щем сходными с земными, также отличаются некоторыми особенностями
состава и структуры. В метеоритах и породах Луны отсутствует жадеит.
На Луне нет минералов, содержащих воду. Наиболее распространенные
в метеоритах пироксены клиноэнстатит-клиногиперстенового ряда почти
не встречаются в земных породах.
Наиболее распространенными минералами лунных кристаллических пород
являются пироксен, плагиоклаз, ильменит и акцессорные оливин, кристо-
балит, металлическое железо, троилит. Устанолено три новых мине-
рала: магниевый псевдобрукит — (Mg, Fe)Ti2O5, хромистый ульвит —
Fe2(Ti, Сг)О4 и железисто-кальциевый метасиликат с пироксеноидной
структурой.
Космические минералы отличаются от земных наличием в них призна-
ков ударного метаморфизма (дробление, частичное переплавление минера-
лов, механическое двойникование). С ударным метаморфизмом связано
образование алмазов.
Основной причиной отличия космических минералов от земных являет-
ся сильно восстановительный характер среды, в которой происходит кри-
сталлизация космических минералов, в особенности минералов лунных
пород, и сложные изменения, которые претерпели эти минералы в космосе.
ЛИТЕРАТУРА
Алмазные месторождения Якутии. Госгеолтехиздат, 1959.
Ангаро-Илимские железорудные месторождения. Госгеолтехиздат, 1960.
Апелцин Ф. Р. и Фельдман Л. Г. Колумбитоносные граниты. В кн.:
«Геология месторождений редких элементов», вып. 8. Госгеолтехиздат, 1960.
Белянкина Е. Д., Гурьева Э. Я-, Игнатова М. Д., Пет-
ро в В. П., Толстихина К. И. Генезис и типизация промышленного мусковита.
Тр. ИГЕМ, вып. 12, 1958.
Бетехтин А. Г. Промышленные марганцевые руды СССР. Изд-во АН СССР,
1946.
Б е у с А. А. Геохимия бериллия и генетические типы бериллиевых месторож-
дений. Изд-во АН СССР, 1960.
Билибин Ю. А. Основы геологии россыпей. Изд-во АН СССР, 1955.
Билибин Ю. А, Избранные труды, т. I и II. Изд-во АН СССР, 1958—1959.
Бокситы, их минералогия и генезис. Изд-во АН СССР, 1958.
Бушинский Г. И. Литология меловых отложений Днепровско-Донец-
кой впадины. Тр. Ин-та геол, наук АН СССР, вып. 156, 1954.
Вагнер А. А. Месторождения платины и рудники южной Африки. Цветмет-
издат, 1932.
В е й ц Б. И., Покровская И. В., Болгов Г. П. и др. Минералы Руд-
ного Алтая, т. 1—3. Изд-во АН Каз. ССР, 1957—1959.
Вернадский В. И. Избранные труды, т. 1—5. Изд-во АН СССР,
1951—1960.
Власов К- А., Кутукова Е. И. Изумрудные копи. Изд-во АН СССР.
1960.
Власов К. А., Кузьменко М. В., Иськова И. М. Ловозерский
щелочной массив. Изд-во АН СССР, 1959.
Геология и рудные месторождения Дальнего Востока. Тр. ИГЕМ, вып. 18, 1959.
570
Гинзбург И. И. Древняя кора выветривания на ультраосновных породах
Урала. Тр. Ин-та геол, наук АН СССР, вып. 80—81, 1946—1947.
Гинзбург И. И., Рукавишникова А. А. Минералы древней коры
выветривания Урала. Изд-во АН СССР, 1951.
Доломанова Е. И. Оловяно-вольфрамовые месторождения Ингодинского
рудного узла. Тр. ИГЕМ, вып. 23, 1959.
Домарев В. С. Геология урановых месторождений капиталистических
стран. Госгеолтехиздат, 1956.
Елисеев Н. А. Метаморфизм. Изд-во Ленингр. ун-та, 1959.
Елисеев Н. А., Елисеев Э. Н. и др. Геология и рудные месторождения
Мончегорского плутона. Изд-во АН СССР, 1956.
Заварицкий А. Н. Изверженные горные породы. Изд-во АН СССР, 1955.
Закономерности размещения месторождений в платформенных чехлах. Докл.
II Всесоюзн. сессии, ч. II. Изд-во АН УССР, 1960.
Измененные околорудные породы и их поисковое значение. Госгеолтех-
издат, 1954.
Кашин С. А. Медно-титаномагнетитовое оруденение в основных интрузив-
ных породах Урала. Тр. Ин-та геол, наук АН СССР, вып. 91, 1948.
Лазаренко Е. К. Курс мшералоги, ч. III. Вид. Льв1вськ. ун-ту, 1961.
Лазаренко Е. К., Матковський О. I., Винар О. М., III а ш-
к i н а В. П., Г н a i в Г. М. Мшералопя вивержних комплекшв Зах1дно1 ВолинЕ
Вид. Льв1вськ. ун-ту, 1960.
Лазаренко Е. К. Основы генетической минералогии. Изд-во Львов, ун-
та, 1963.
Лазаренко Е. К., Лазаренко Э. А., Малыгина О. А., Б а-
р ы ш н и к о в Э. К- Минералогия Закарпатья. Изд-во Львов, ун-та, 1963.
Левицкий О. Д. Вольфрамовые месторождения Восточного Забайкалья.
Изд-во АН СССР, 1939.
Лодочников В. Н. Серпентины и серпентиниты Ильчерские и другие,
ОНТИ, 1936.
Магакьян И. Г. Рудные месторождения. Госгеолтехиздат, 1955.
Малышев И. И. Закономерности образования и размещения месторождений
титановых руд. Госгеолтехиздат, 1957.
Меренков Б. Я-, Муратов М. В. Неметаллические ископаемые. Гос-
геолтехиздат, 1948.
Н а б о к о С. Й. Вулканические эксгаляцни и продукты их реакций. Тр. Лабо-
ратории вулканологии АН СССР, вып. 16, 1959.
Овчинников Л. Н. Контактово-метасоматические месторождения Средне-
го и Северного Урала. Тр. Горно-геол, ин-та Уральского филиала АН СССР, вып. 39.
1960.
Повилайтис М. М. Основные черты минералогии Джидинского месторо-
ждения. Тр. ИГЕМ, вып. 24, 1960.
Радкевич Е. А., Лобанова Г. М. Геология свинцово-цинковых место-
рождений Приморья. Тр. ИГЕМ, вып. 34, 1960.
Руб М. Г. Гранитоиды Приханкайского района и основные черты их металло-
носности. Тр. ИГЕМ, вып. 33, 1960.
Сердюченко Д. П. Хлориты, их химическая конституция и классифика-
ция. Тр. Ин-та геол. наук. АН СССР. вып. 140, 1953.
Смирнов С. С. Зона окисления сульфидных месторождений. Изд-во АН
СССР, 1955.
Страхов М. Н. Железорудные фации и их аналоги в истории Земли. Тр.
Ин-та геол, наук АН СССР, вып. 73, 1947.
Типы доломитовых пород и их генезис. Тр. Ин-та геол, наук АН СССР,
вып. 4, 1956.
Хромиты СССР, т. I. Под ред. А. Н. Заварицкого и Г. А. Соколова. Изд-
во АН СССР, 1937.
Геохимия, минералогия и генетические типы месторождений редких элементов,
т. 2. Минералогия редких элементов. «Наука», 1964.
Григорьев Д. П. Космическая минералогия новая ветвь знаний. Вест.
АН СССР, № 4, 1962.
Заварицкий А. И., Кваша Л. Г. Метеориты СССР. Изд-во
АН СССР, 1952.
Керченский железорудный бассейн. «Недра», 1967.
Костов Ив., Бресковска В., Минчева-Стефанова И.,
Киров Г. Н. Минералите в България. София, 1964.
Кухаренко А. Минералогия россыпей. Госгеолтехиздат, 1961.
Никопольский марганцеворуднын бассейн. «Недра», 1964.
Семенов Е. Й. Минералогия редких земель. Йзд-во АН СССР, 1963.
Deer W. A., Howie R. A. and Zussman J. Rock-Forming Minerals
Vol. 1—5. London, 1962—1963.
Есть русский перевод. «Мир», 1965—1966.
Garanson R. W. The Solubility of water in granite magmas. Amer. Jour,
of Sci. V. 22. N 134, 1931.
571
Grim R. E. Clay Mineralogy. New York — London — Toronoto, 1953. Есть
русский перевод. ИЛ, 1959.
Heinrich Е. Wm. Mineralogy and Geology of radioactive raw materials. New
York — Toronto — London, 1958. Есть русский перевод. ИЛ, 1962.
Kennedy G. C., Wasser bur g G. J., Hard H. C. and N e w t о n n
R. C. The upper three-phase region in the system SiO2 — H2O. Amer. Journ. of Sci.
V. 260, N 7, 1962.
Koch S. Magyaarorszag asvanyai. Budapest, 1966.
Lindgren W. Mineral Deposits Third Edition. New York a. London. Есть
русский перевод. ОНТИ, 1934—1935.
Mason В. Meteorites. New York a. London. Есть русский перевод. <Мир», 1965.
Ramdohr Р. Die Erzmineralilen und ihre Verwachsungen. 3 Auflage. Berlin,
1960. Есть русский перевод. ИЛ, 1962.
Radulescu D. si Dimitrescu R. Mineralogia Topografica a Romanici.
Bucuresti, 1966.
НЕКОТОРЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ
РАСПРОСТРАНЕНИЯ МИНЕРАЛОВ
Из предыдущего изложения мы видели, что процессы минералообразо-
вания находятся в непосредственной зависимости от геологических явлений.
Неодинаковое развитие геологических процессов в разных районах приво-
дило к возникновению определенных комплексов минералов. На одних
территориях, покрытых морем, преобладали процессы седиментации, на дру-
гих, наоборот, происходило разрушение вследствие приподнятости этих
территорий над общим уровнем земной поверхности. Единообразие геоло-
гической обстановки на значительных участках земной поверхности созда-
вало условия для образования определенных минеральных комплексов.
Территории с развитием определенного комплекса минералов принято назы-
вать минеральными провинциями. Они обычно связаны с петрографическими
провинциями, т. е. территориями, которые сложены определенными ком-
плексами горных пород (например, уральская габбро-перидотитовая про-
винция, мариупольская провинция щелочных пород и др.). Таким образом,
под минеральными провинциями мы будем понимать определенные большие
районы, характеризующиеся относительно крупной минерализацией с явным
преобладанием того или иного типа.
В качестве примера минеральных провинций можно назвать щелочную
провинцию Южного Урала с обильным развитием пегматитов; провинцию
Южно-Африканского плоскогорья, знаменитую наличием месторождений
хромита, платины и алмазов; провинцию Русской платформы, включающую
многочисленные осадочные месторождения фосфоритов, глауконита, бурых
железняков и др.
Промежутки времени, благоприятные для отложения того или иного
комплекса минералов, называются минеральными эпохами. Часто одни
и те же провинции содержат минеральные комплексы нескольких эпох,
но для них всех характерен один и тот же тип минерализации. Так, напри-
мер, отложение фосфоритов на Русской платформе происходило в нижне-
волжском и верхневолжском ярусах (самые верхние горизонты юрской
системы).
Выяснение закономерностей образования минеральных провинций
очень важно для поисков и разведки минеральных месторождений.
Анализ минеральных ассоциаций показывает, что при геологических
процессах, приводящих к формированию этих ассоциаций, происходит
закономерное пространственное распределение минералов, которое зависит
от свойств, строения и размера ионов слагающих их химических элементов.
В различных участках земной коры в связи с особенностями геологического
процесса отдельные химические элементы и их комплексы играют разную
роль. Для каждого процесса минералообразования устанавливается опре-
деленная последовательность концентрации отдельных комплексов хими-
ческих элементов. Так, при эндогенных процессах первыми концентри-
руются Na, К, Mg, Са, А1 и Si, т. е. главные элементы изверженных горных
пород, за счет которых возникает основная масса породообразующих мине-
ралов. В природных условиях для них характерны ионы с 8-электронной
внешней оболочкой. Элементы, содержащиеся в земной коре в незначитель-
ных количествах и имеющие размеры ионов и свойства, близкие к свойствам
главных элементов, рассеиваются в минералах в виде разнообразных изо-
морфных и эндокриптных примесей. Так, редкие земли рассеиваются в апа-
тите, гафний — в цирконе, никель — в оливине, марганец — в фаялите
и геденбергите и т. д.
Малораспространенные элементы, имеющие по сравнению с главными
элементами очень небольшие или очень крупные ионы, попадают в остаточ-
ные растворы (Be, В, С, Р, Rb, Cs, Nb, Та, U и др.). В соответствующих
условиях они концентрируются в постмагматическую стадию, образуя
минералы с летучими компонентами или минералы, обогащенные редкими
элементами. Так возникают, например, турмалин, берилл, литиевые слюды,
монацит, апатит.
В остаточные растворы точно так же попадают ионы тех элементов,
которые отличаются от главных своими химическими особенностями, хотя
и имеют близкие размеры ионов. К ним принадлежат ионы с 18-электронной
внешней оболочкой (Си, Ag, Au, Pb, Bi, а также частично Fe, Ni, Со). Они
выносятся далеко за пределы магматических массивов, создавая гидротер-
мальные месторождения. Подобная дифференциация ионов с образованием
различных ассоциаций минералов наблюдается также и при экзогенном
минералообразовании.
Процессы минералообразования в земной коре происходят в сложной
среде при сравнительно небольших колебаниях окислительно-восстанови-
тельных потенциалов, что ограничивает возможности возникновения ионов
разных валентностей. Поэтому в природных условиях для многих элементов
образуются не все ионы, которые можно получить в лабораторных условиях.
Например, в лабораторных условиях получают соединения вольфрама, где
он находится в двух-, трех-, четырех-, пяти- и шестивалентном состоянии,
а в природе этот элемент известен в виде шестивалентного иона. Ярким
примером этого является также марганец, для которого искусственно полу-
чают соединения с двух-, трех-, четырех-, шести- и семивалентными ионами,
а также металлический марганец и различные интерметаллические соеди-
нения, тогда как в минералах марганец известен в двух-, трех- и четырех-
валентном состоянии. Отсюда можно сделать вывод, что при процессах
минералообразования количество возможных соединений ионов резко сокра-
щается по сравнению с возможными теоретически и получаемыми в лабора-
торных условиях. Таким образом, в процессе минералообразования благо-
даря дифференциации ионов химических элементов возникают характерные
их комплексы, которые обусловливают и определенные минеральные ассо-
циации. Так образуются массивы горных пород (изверженных, осадочных
и метаморфических), которые характеризуются самым простым минераль-
ным составом, и связанные с ними генетически минеральные месторождения,
имеющие усложненный химический и минеральный состав.
Определенным генетическим типом природных образований свойствен-
ны различные количественные соотношения неодинаковых по составу мине-
ралов. В эндогенных образованиях количество минеральных видов наи-
меньшее в изверженных горных породах (табл. 129) и значительно увели-
чивается в постмагматических, особенно гидротермальных месторождениях.
Наиболее богаты минеральными видами продукты экзогенных процессов,
происходящих в коре выветривания.
Соотношения между общим количеством минералов и их содержанием
в земной коре (табл. 130) показывают, что классу силикатов, на долю кото-
рых приходится четвертая часть всех минералов, соответствует и наиболь-
573
ТАБЛИЦА 129
Распределение минералов по главным процессам минералообразования
Группы процессов Этапы Количество минералов, образующихся исключительно или почти исключительно при данном процессе Минералы, образующиеся преимущественно при данном процессе
Количество В процентах к общему количеству минералов
Эндогенные Собственно магматический 11 108 8,0
Пегматитовый 5 145 10,0
Постмагматический 4 405 28,0
Экзогенные Осадочный 10 83 5,0
Выветривания 19 556 40,0
Метаморфоген- ные Метаморфизованных и мета- морфогенных образований 8 141 9,0
шее содержание в земной коре (75%); силикаты вместе с окислами (17%)
составляют 92% всей массы земной коры.
ТАБЛИЦА 130
Соотношение между отдельными классами минералов
и их содержанием в земной коре
Классы Минералы Содержание в земной корее вес. %
количество в процентах к общему количеству минералов
Самородных металлов, металлоидов и неметаллов Сульфидов, персульфидов и их аналогов, суль 50 3,30 0,10
фосолей 195 13,00 1,15
Окислов и гидроокислов 187 12,50 17,00
Силикатов 375 25,00 75,00
Сульфатов 135 9,00 0,50
Фосфатов н их аналогов 266 17,70 0,70
Карбонатов 67 4,50 1,70
Фторидов, хлоридов, бромидов И ЙОДИДОВ . . 86 5,70 0,50
Боратов 42 2,80
Вольфраматов и молибдатов 14 1,00
Хроматов 5 0,30 3,35
Нитратов 8 0,50
Органических соединений ..... ... 70 4,70
Всего 1500 100,00 100,0
Отдельные классы минералов неодинаково участвуют в формировании
месторождений разных генетических типов (табл. 131). Так, сульфиды
и подобные им минералы, а также фториды и самородные металлы связаны
главным образом с постмагматическими месторождениями, бораты — с оса-
дочными месторождениями, возникающими в условиях выветривания.
Приведенные соотношения дают основания сделать вывод, что количе-
ственный минеральный состав геологических образований различен и изме-
няется в зависимости от термодинамических условий. Наименьшее коли-
чество минеральных видов -— в геологических телах, возникших в условиях
574
ТАБЛИЦА
Участие отдельных классов минералов в процессах минералообразования
(в процентах к общему количеству минералов данного класса
и по преобладающему способу образования)
Классы Процессы минералообразования
эндогенные экзогенные мета- морфо- генные
магма- тиче- ские пегма- тито- вые пост- магма- тиче- ские осадоч- ные вывет- рива- ния
Самородных металлов, металлоидов и неметал- лов 22 44 2 24 8
Сульфидов, персульфидов и их аналогов, суль- фосолей 5 — 89 1 5 —
Окислов и гидроокислов 6 22 20 2 36 14
Силикатов 21 16 25 1 10 27
Сульфатов — — 8 20 72 —
Фосфатов и их аналогов 2 12 10 1 71 4
Карбонатов -— 12 21 22 44 1
Фторидов, хлоридов, бромидов и иодидов . . . 2 10 41 12 35 —
Боратов -— 12 12 48 23 5
Вольфраматов и молибдатов — — 43 1 — 57 —
Хроматов — — — —- 100 —
Нитратов — — — -— 100 —
Органических соединений — — 9 91
высоких температур и высокого давления, наибольшее — в геологических
телах, которые образовались в условиях низких температур и низкого
давления.
ЛИТЕРАТУРА
Бетехтин А. Г. Курс минералогии. Госгеолтехиздат, 1961.
Лазаренко Е. К. Основы генетической минералогии. Изд-во Львов, ун-
та, 1963.
Магакьян И. Г. Основы металлогении материков. Изд-во АН Арм.
ССР, 1959.
Lindgren W. Mineral Deposits. New York and London, 1928.
Есть русский перевод. ОНТИ, 1934—1935.
ОСНОВНЫЕ ПРОБЛЕМЫ
СОВРЕМЕННОЙ МИНЕРАЛОГИИ
Минералогия достигла больших успехов в изучении вещественного
состава самых разнообразных геологических объектов, в познании внутрен-
него строения минералов, в раскрытии генезиса минеральных индивидов
и их агрегатов, минеральных видов и сложных минеральных ассоциаций.
В настоящее время минералогия, рождение которой уходит в глубокую
древность, переживает омоложение, обусловленное применением новых
методов физического и химического исследования, использованием теоре-
тических достижений химии, физики, физической химии, кристаллохимии.
Современная минералогия базируется на двух основных принципах:
кристаллохимическом и генетическом. Первый берет свое начало
от Е. С. Федорова, второй окончательно утвержден в минералогии В. И. Вер-
надским.
575
Кристаллохимический принцип открывает закономерности внутренней
конституции минерала, т. е. его химического состава, кристаллической
структуры и свойств, а также их взаимосвязи и взаимозависимости. Основ-
ным источником информации при кристаллохимических исследованиях
стали данные различных физических и химических методик, арсенал кото-
рых особенно обновился и пополнился за последние годы. Благодаря полу-
чению новых точных данных и использованию достижений атомной физики
в области строения атомов и их взаимодействия в кристаллическом веществе,
минералогия сделала резкий скачок в познании минералов.
Большие достижения, обусловленные кристаллохимическим подходом
к изучению минералов, имеются в раскрытии взаимосвязи между составом,
структурой и свойствами минералов, в учении об изоморфизме и полимор-
физме, в изучении тонкодисперсных слоистых силикатов, природы эпитак-
сических срастаний, окраски минералов и т. д. Однако минералогия —
это не просто физика твердого тела или кристаллохимия, а историческая
наука, изучающая природные твердые тела, как правило, очень сложных
химического состава и структуры, которые в координатах пространство —
время зарождаются, растут, разрушаются, образуют сложнейшие, но зако-
номерные ассоциации в земной коре в зависимости от постоянно и беско-
нечно меняющихся термодинамических параметров среды.
Для минералогов кристаллохимическое изучение минералов является
неотъемлемой частью минералогии и теснейшим образом связано с реше-
нием тех теоретических и прикладных задач, которые стоят перед минера-
логией. Блестящий пример в этом отношении представляют работы
Н. В. Белова. Особое место среди них занимают многочисленные расшифров-
ки структур силикатов с крупными катионами, на основе которых соста-
влена вторая глава кристаллохимии силикатов. Н. В. Белов внес не только
принципиально новое в понимание конституции силикатов, но и по-новому
с минералогической точки зрения осветил процесс кристаллизации магма-
тического расплава. Примеры работ Н. В. Белова по минералогической
кристаллохимии, в которых кристаллохимические построения служат для
объяснения или предсказания тех или иных особенностей минералов в при-
роде (устойчивость и распространение, генезис, парагенезис и др.), много-
численны. Работы Н. В. Белова являются связующим звеном между соб-
ственно кристаллохимией и минералогией, а в самой минералогии — между
ее кристаллохимическим и генетическим принципами.
Большую роль в развитии генетического принципа минералогии
сыграли физико-химический подход к изучению минеральных парагене-
зисов и применение законов термодинамики для решения общих вопро-
сов, касающихся кристаллического состояния вещества и химической
эволюции земной коры. Огромный вклад в развитие этих направлений
внесли В. И. Вернадский, А. Е. Ферсман, А. Н. Заварицкий, А. П. Вино-
градов, Д. С. Коржинский, В. А. Николаев, В. С. Соболев, А. Г. Бетехтин
и другие советские ученые.
Непосредственное приложение физико-химического анализа и законов
термодинамики к изучению процессов минералообразования в земной
коре сопряжено с большими трудностями. Чрезвычайная сложность и измен-
чивость природных минералообразующих систем приводит к тому, что при
физико-химической интерпретации процессов минералообразования в боль-
шом числе случаев мы вынуждены в той или иной мере прибегать к идеали-
зированным схемам.
Сейчас существуют два направления, развитие которых позволит более
конкретно применять законы физической химии к процессам минералооб-
разования: экспериментальные работы по моделированию минералообра-
зующих процессов и изучение включений минералообразующей среды
в минералах. И тем и другим путем минералогического исследования уже
получены многообещающие результаты как общетеоретического, так и при-
кладного характера. Благодаря этим методикам можно создать наиболее
576
реальные модели природных процессов, не наблюдаемых непосредственно,
и, применив законы физической химии, проникнуть «во глубину земную
разумом».
И все же генезис минералов и их историю нельзя познать без самого
тщательного изучения особенностей зарождения, роста и изменения мине-
рала как определенного геологического тела — составной части земной
коры. Убедительным примером в этом отношении являются целеустремлен-
ные работы Д. П. Григорьева по изучению генезиса минеральных индивидов
и их агрегатов, которые в конечном счете и составляют минеральные ассо-
циации на отдельных участках земной коры. Минерал остается ,тем
материальным документом, в котором отражены все страницы геологической
истории — от процессов гигантских масштабов до микроизменений в окру
жающей среде.
Современная минералогия для раскрытия генетического принципа
получает информацию по трем указанным выше основным каналам, но,
к сожалению, они пока еще не слились в одно могучее русло. Поэтому гене-
тический принцип минералогии фактически окончательно не определился,
Для интересов минералогии как науки о минеральной форме вещества Земли
и особенно для выполнения запросов народного хозяйства требуется неот
ложное решение этого кардинального вопроса, ибо чем ближе наши пред-
ставления о генезисе конкретных минералов и минеральных ассоциаций
к действительности, тем рациональнее осуществляются поиски, разведка
и разработка минеральных месторождений. Генетический принцип мине-
ралогии может быть раскрыт только объединенными усилиями минерало
гов всех направлений при активном участии физико-химиков и экспери-
ментаторов. При этом необходимо иметь в виду, что рассмотрение генезиса
минералов, минеральных ассоциаций и комплексов немыслимо в отрыве
от общегеологической истории данного участка земной коры.
Какой же из двух принципов минералогии является основополагающим?
Кристаллохимический метод раскрывает взаимосвязь внутренней
структуры, состава и свойств минералов как готовых продуктов того или
иного природного процесса, поэтому кристаллохимический принцип
по своей сути статичен. Генетический принцип динамичен, он отвечает
духу минералогии как исторической науки, в нем самом заложен принцип
историзма. В. И. Вернадский писал: «Я положил в основу широкое изучение
минералогических процессов земной коры, обращая основное внимание
на процесс, а не только на исследование продукта процесса (минерала),
на динамическое изучение процессов, а не только на статическое изучение
их продуктов». Это положение должно являться фундаментальным с точки
зрения формирования минералогического метода изучения земной коры.
Следует добавить лишь, что В. И. Вернадский обращал основное внимание
на химическую историю минерала, но теперь уже известно, что физическая
сторона процесса (особенно физические изменения минералов) также играет
огромную роль в истории минерала.
Таким образом, все сказанное выше дает право утверждать, что совре-
менная минералогия должна базироваться на генетическом принципе.
Рассмотрим с позиций кристаллохимического и генетического прин-
ципов факторы минералообразования, которые можно разделить (по ана-
логии с классификацией геохимических факторов А. Е. Ферсмана) на вну-
тренние и внешние.
Внутренними факторами минералообразования следует называть только
качества атомов химических элементов, вытекающие из положения их
в естественной классификации — периодической системе Д. И. Менде-
леева. Внешними факторами минералообразования являются те конкрет-
ные термодинамические и физико-химические условия, в которых осущест-
вляются зарождение, рост и дальнейшая история возникновения минерала.
Все они в общем определяются температурой, давлением и концентрацией
минералообразующих компонентов.
37 Лазаренко Е. К.
577
Может возникнуть вопрос, к каким из факторов относятся свойства
самих минералов? В настоящее время все более утверждается тенденция
считать определяющими при равнозначных внутренних факторах внешние
факторы — физико-химические параметры среды. Это доказывается, с одной
стороны, на примере кристаллизации и существования полиморфных моди-
фикаций, а с другой — на примере таких групп минералов, как полевые
шпаты и фельдшпатиты, оливины и пироксены, пироксены и амфиболы
и многие другие.
Общеизвестно, что с изменением внешних факторов идет разрушение
старых и образование новых минеральных индивидов, видов, ассоциаций.
Физико-химические свойства минералов определяются синтезом внутренних
и внешних факторов, но в процессе минералообразования главенствуют
внешние факторы. Через свойства атомов и их способность вступать в хими-
ческие соединения с образованием кристаллических тел внешние факторы
отражаются на внутренней конституции минералов, расшифровка которой
методами кристаллохимии должна помогать минералогам в познании про-
цессов минералообразования и формирования месторождений, а следова-
тельно, облегчить их поиски и разведку.
Минералогия призвана изучать минералы — природные твердые тела
и минеральные ассоциации — естественные совокупности минералов, воз-
никающие в земной коре в результате разнообразных физико-химических
процессов. Как наука естественноисторическая, минералогия должна изу-
чать историю своих объектов, их изменения в пространстве и времени.
Базисом для такого изучения, а следовательно, и для дальнейшего развития
минералогии, являются установленные ею закономерности, а также арсенал
законов и положений смежных наук — геохимии, геологии, кристалло-
химии, физической химии и т. д. Однако ни методы, ни законы этих смеж-
ных наук не могут ни подменить, ни тем более заменить собственно минера-
логический метод исследования литосферы, которая является объектом
изучения минералогии в планетарном масштабе. Однако минералогия еще
не разработала и не сформировала такого метода. Это в значительной мере
обусловлено разрозненностью и глубокой дифференциацией минералогиче-
ских исследований, что и определило некоторую кажущуюся узость выдви-
гаемых минералогией проблем.
Важнейшим принципом, который должен быть положен в основу мине-
ралогического метода изучения литосферы, т. е. в основу современной мине-
ралогии и дальнейшего ее развития, должен стать принцип историко-гене-
тический. Только на основе этого принципа можно ставить и решать вопросы
истории минеральных тел и эволюции минерального вещества в планетарном
аспекте, а также наиболее рационально подойти к раскрытию причин воз-
никновения высоких концентраций минералов в отдельных участках, про-
винциях, поясах земной коры.
В качестве примера проблемы, которая может быть решена на основе
историко-генетического принципа, может служить проблема зависимости
состава и строения минералов и характера минеральных ассоциаций от вре-
мени и места их образования, условий кристаллизации и пережитой ими
геологической истории. В условиях земной коры наблюдается большое
количество геологических тел с одинаковым валовым элементным соста-
вом, но резко различных с точки зрения минерального состава. Поскольку
в природе подобное явление оказывается обычным, постольку минералогия
вправе утверждать, что внутренняя конституция минералов и локальная
специфичность их ассоциаций (при одном и том же общем химическом
составе) определяется генезисом — историей данного участка земной коры
или космического тела, которому присуще минеральное состояние вещества.
Историко-генетический принцип минералогии сам по себе вызывает
необходимость создания генетической классификации минералов. Сейчас
в минералогии всеобщее признание получила кристаллохимическая класси-
фикация минералов. С помощью новых и новейших методик расшифровки
578
внутренней структуры минералов эта классификация внесла чрезвычайно
много в понимание кристаллохимических взаимосвязей между наблюдае-
мыми в природе минеральными индивидами. Но эти взаимосвязи только
линейные, они не учитывают координату времени, т. е. лишены историко-
генетического аспекта. Поэтому кристаллохимическая классификация мине-
ралов остается только одним из важных достижений современной минера-
логии, облегчающим построение генетической классификации.
При решении указанных важнейших проблем особое значение, приобре-
тают регионально-минералогические работы. 'л
Для большинства территорий минералы в подавляющем своем боль-
шинстве изучены, но изучены и описаны, как правило, на уровне, не соот-
ветствующем современному состоянию минералогической науки.' Поэтому
любые новые данные, полученные в результате более тщательных и целе-
устремленных наблюдений и с помощью новых методик исследования, пред-
ставляют собой важные минералогические документы. Однако получаемая
таким образом информация, как правило, разрознена, часто не включает
сведений об условиях нахождения минерала и его геологической истории.
Назрела необходимость проведения общих регионально-минералогиче-
ских исследований, осуществление которых даст возможность подвести
итоги минералогического изучения определенных территорий. Минерало-
гическая информация, которая будет получена при региональных исследо-
ваниях, окажется намного полнее той, которую мы получаем в настоящее
время.
Изучение минералогии региона дает нам ключ к расшифровке взаимо-
связи его геологической истории и тех физических и химических изменений
минералов и минеральных ассоциаций, по которым в значительной мере
эта геологическая история восстанавливается. Такие исследования являются
основным указателем для изучения распределения минералов, а следова-
тельно, и месторождений полезных ископаемых в земной коре (особенно ее
приповерхностной части). Отсюда вытекает вывод о необходимости обеспе-
чения поисково-съемочных и разведочных партий, рудников и шахт мине-
ралогами, которые бы совместно с поисковиками, разведчиками и эксплуа-
тационниками принимали участие в производстве соответствующих работ.
Непосредственное участие опытных минералогов могло бы резко повысить
эффективность и производительность геологических исследований, а также
горнодобывающей промышленности, в частности обогатительных предприя-
тий.
Одной из основных задач общего плана, которые должна решать мине-
ралогия, является установление закономерностей распределения минералов
во времени и пространстве в связи с общей геологической историей Земли.
Раскрывая закономерности образования и превращения минералов, законы
возникновения их ассоциаций в зависимости от внешних термодинамических
условий, т. е. от места и времени их нахождения, минералогия тем самым
вносит свой вклад как в общее познание истории Земли, так и в прикладную
геологию.
Более конкретной задачей минералогии является составление детальных
региональных минералогических сводок и карт по единому плану с описа-
нием минералов на современном уровне минералогических и физико-хими-
ческих исследований для минералого-геохимических провинций, связанных
общностью геологической истории. Подобные исследования представляют
исходный материал для поисков месторождений полезных ископаемых
и обобщений в любой области минералогии.
Решение коренных задач минералогии невозможно без широкой под-
готовки кадров минералогов, вооруженных глубокими знаниями также
смежных наук, и насыщения такими кадрами не только научно-исследова-
тельских институтов, но и, что особенно важно, производственных геолого-
поисковых и разведочных организаций. Очевидно, что непосредственное
участие опытных минералогов в поисковых, разведочных и эксплуатацион-
37* 579
ных работах резко повысит эффективность последних, и минералогия внесет
более весомный вклад в обеспечение народного хозяйства мощной мине-
рал ьно-сыр ьевой базой.
ЛИТЕРАТУРА
Вернадский В. И. История минералов земной коры, т. I, вып. 1. Научи,
хим.-тех. изд-во, 1923.
Вернадский В. И. Общие вопросы минералогии. Избр. соч., т. IV, кн. 1.
Изд-во АН СССР, 1959.
Григорьев Д. П. Основные проблемы минералогии. Зап. Всесоюзн. ми-
нералог. об-ва, ч. 72, вып. 2, 1943.
Лазаренко Е. К., С л и в к о М. М. Пути развития минералогии. «Сов.
геология», 1967, № 4.
Сидоренко А. В. Геология — наука будущего. «Недра», 1964.
Ферсман А. Е. Задачи минералогии в нашей стране. Зап. Всесоюзн. мине-
ралог. об-ва, ч. 74, вып. 1.
Сканировано благодаря
Минералогическому порталу
www.mineral.su
С вопросами и пожеланиями обращайтесь:
_________mineraly/a'iAmail.coin
•i MtwepanorwecHw
ГЛАВНЕЙШИЕ МИНЕРАЛЫ ОТДЕЛЬНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
В список включены минералы, содержащие химические элементы (главные
и элементы-примеси) в количествах, представляющих промышленный интерес. Глав-
ные минералы, являющиеся источником данного элемента, даны полужирным шриф-
том.
Минералы, используемые в различных видах промышленности в природном
виде, отмечены звездочкой. Цифры после формул обозначают страницы, на которых
приводится описание данного минерала.
АЛЮМИНИЙ
БАРИЙ
♦Шпинель — (Mg, Fe)Al2O4 — 278
Диаспор — АЮ(ОН) — 302
*Корунд — А12О3 — 307
Бёмит — АЮ(ОН) — 313
Гидраргиллит — А1(ОН)3 — 313
Альбит — анортит — Na[AlSi3O8] —
— Ca[Al2Si2O8] — 318, 333
♦Ортоклаз, микроклин — К[AlSi3O8] —
338
Лейцит — Kl AlSi2O6] — 343
Нефелин — KNa3[AlSiO4]4 — 341
♦Скаполит —
(Na, Са)4(С1, CO3)[Al(Si, Al)Si2O8]3 -
349
♦Гранаты (глиноземистые) —
R3Al2[SiO4]3 — 360
♦Цеолиты •— водные алюмосиликаты —
350
♦Дистен — Al2O[SiO4] — 366
♦Андалузит — AlAlO[SiO4] — 366
♦Силлиманит — Al[AlSiOJ — 366
♦Дюмортьерит — Al7O3[SiO4]3[BO3]
♦Топаз — A12(F, OH)2[SiO4] — 371
Кордиерит — (Mg, Fe)2Al3[AlSisO18] —
381
♦Палыгорскит —
Mgs(H2O)4(OH)2[Si4Olc]-4H2O - 399
♦Каолинит — AUfOHfolSuOio] — 407
♦Галлуазит — Al4(OH)8[Si4Oio] -4Н2О —
410
♦Пирофиллит — Al2(OH)2[Si4O10]i—
414
♦Мусковит — KAl2(OH)2[AlSi3O10] —
417
Маргарит — CaAl2(OH)2[Al2Si2O10] —
423
Хлоритоид —
Fe2Al(OH)4[Al3(SiO4)2O2] - 424
♦Бейделлит — (Na, Са) (Al, Mg)2(OH)2
[AlSi3O10]-nH2O — 429
Алунит — KA13(OH)6[SO4]2 — 506
♦Квасцы —KA1[SO4]2- 12H2O — 511
Галотрихит —
FeAl2[SO4]4-22H2O — 512
♦Криолит — Na2[NaAlF6] — 524
Цельзиан — Ba[Al2Si2O8] — 341
Витерит — Ba[CO3] — 479
Баритокальцит — ВаСа[СО3]2
Барит — (Ba, Sr)[SO4] — 502
БЕРИЛЛИЙ
Бромеллит — ВеО
♦Хризоберилл — ВеА12О4 — 284
Сведенборгит — NaBe4SbO7
Тафеит — MgBeAl4O8
♦Фенакит — Be2[SiO4] — 358
Эвклаз — BeAl(OH)[SiO4]
Сянхуалит — Li2Ca3Be3F2[SiO4]
Бертрандит — Be4(OH)2[Si2O7]
♦Берилл — Ве3 Al2[Si6O18] — 371
Миларит — KCa2Be2Al[Si12O30]- пН2О
Эвдидимит — Na(OH)[BeSi3O7]
Эпидидимит — Na2(OH)4[Be2(Si6O13)]
Гадолинит — Y2Fe[Be2Si2O10]
Барилит — Ba[Be(Si2O7)]
Бавенит — Ca4(OH)2[Be2Al2Si8O26]
Тримерит — CaMn2[BeSiO4]3
Гельвин — Mn4S[BeSiO4]3 — 348
Геитгельвин — Zn4S[BeSiO4]3
Даналит — Fe4S[BeSiO4]3
Чкаловит — Na2[BeSi2O6]
Карпинскиит — Na2(OH)2[BeAl2Si6O16]
Аминовит — Ca2(OH)2[BeSi2O6]
Либерит — Li2[BeSiO4]
Гамбергит — Ве2(ОН)[ВО3]
Бериллонит — NaBe[PO4]
Гердерит — СаВе(ОН, F)[PO4]
Хёрлбатит — СаВе2[РО4]2
Глюцин — СаВе4(ОН)4[РО4]2
Уралолит — СаВе3(ОН)2[РО4]2-4Н2О
Мараэсит — Ве2(ОН)[РО4] -4Н2О
Фейхиит — MnBe2Fe|+[PO4]4-6H2O
БОР
Стилуэлит — CeBO[SiO4]
Ридмёрджнернт — Na[BSi3O8]
Гаррелсит — Ba2(OH)8[B3SiO7]
Датолит — Ca2(OH)2[B2Si2O8] — 406
Данбурит — Ca[B2Si2O8]
581
Аксинит —
Ca2(Mn, Fe)AlAl(OH)[Si4O12][BO3] —
384
‘Турмалин —
Na(Mg, Fe, Мп, Li, А1)3А16(ВО->)3(ОН,
F)4[SieOls] - 382
Серендибит — CaMg2Al3O2[SiO4]2[BO3]
Сассолин — В(ОН)3 — 449
Еремеевит — А16(ОН)3[ВО3]5
Ашарит — Mg2(OH)[B2O4OH] — 443
Людвигит — (Mg, Fe)2FeO2[BO3] — 443
Борацит — Mg3OCl[B3B4O12] — 442
Бура — Na2(OH)4[B2B2O5]-8Н2О —
444
Боронатрокальцит — Na Са(ОН)4-
•[В3В2О7] -8Н2О — 446
Индерит — Mg(OH)6[B2BO3]-5Н2О
Курнаковит — Mg(OH)6[B2BO3]-5Н2О
Индерборит — CaMg(OH)lC[B2BO3]2-6H2O
Гидроборацит — CaMg(OH)6[B^BO4]2-
• ЗН2О — 448
Иньоит — Са(ОН)5[В2ВО3]-4Н2О —
445
Колеманит —Са(ОН)-,[В2ВО4] • Н2О —
448
Пандермит — Са2(ОН)6[В4ВО7]-Н2О —
447
Флюоборит — Mg3(OH, F)3[BO3]
Варвикит — Mg3TiO2[BO3]2
Кальциоборит — Са[В2О4]
Авогадрит — K[BF4]
Ферруцит — NafBFJ
ВАНАДИЙ
Патронит — V[S2]2 — 231
Сульванит — Cu3(V, As)S4
Колюзит — Cu3(As, Sn, V)S4
Кулсонит — FeV2O4
Титаномагнетит (V-содержащий) —
(Fe, Ti)Fe2O4 — 281
Долоресит — V3O4(OH)4
Датонит — VO(OH)2
Хэггит — V3+V4+O2(OH)
Карелианит — V2O3
Монтроузит — VO(OH)
Парамонтроузит — VO2
Ноланит — Fe2V3Og
Навахоит — V(OH)3
Минасрагрит — V|+(OH)2[SO4]3-
•15H2O — 232
Пухерит — Bi[VO4]
Ванадинит — Pb2Pb3Cl[VO4]3 — 460
Деклуазит — (Zn, Cu)Pb(OH)[VO4]
Купродеклуазит —
(Cu, Zn)Pb(OH)[VO4]
Фольбортит —Cu3[VO4]2-3H2O
Бракебушит — Pb2(Mn, Fe)[VO4]2-H2O
Пиробелонит — MnPb(OH)[VO4]
Туранит — Cu6(OH)4[VOJ2
Карнотит — K2[UO2]2[VO4]2-3H2O —
465
Ферванит — Fe3+(OH)2[VO3]
Россит —Ca[VO3]2-4H2O
Метароссит — Ca[VO3]-2H2O
Корвусит — (Na2Ca)V^O2[Vi0O28l •
•14H2O
Росколит — KV2(OH)2[AlSi3O8] — 421
Паскоит — Ca3[Vi0O28] • 17H2O
Хаммерит — K2Mg2[Vio028] • 16H2O
Грантсит — Na4CaV|+04[Vio028]-8H2O
Раувит — Ca(UO2)2[Vi0O28]-16H2O
ВИСМУТ
Висмут самородный — Bi — 183
Теллуровисмутит — Bi2Te3
Тетрадимит — Bi2Te2S — 266
Висмутин — Bi2S3 — 230
Гаунахуатит — Bi2(Se, S)3
Галенит (Bi-содержащий) — PbS —213
Матильдит — AgBiS2
Эмплектит — CuBiS2
Виттихенит — Cu3BiS3
Хаммарит — Cu2Pb2Bi4S9
Лиллианит — Pb3Bi2Se
Козалит — Pb2Bi2S5
Галеновисмутит — PbBi2S4
Павонит — AgBi3S6
Ширмерит — Ag4PbBi4S9
Айкинит — CuPbBiS3 — 256
Линдстремит — CuPbBi3S6
Гладит — CuPbBi6S9
Рецбаниит — Cu2Pb3Bii0Si9
Бисмит -— Bi2O3
Силленит — Bi2O3
Русселит — (Bi2, W)O3
Добреит — BiOCl
Эвлитин — Bi4[SiO4]3
Пухерит — Bi[VO4]
Рузвельтит — Bi[AsO4]
Ателестит — Bi2O(OH)[AsO]4
Бисмутит — Bi2O2[CO3] — 467
ВОЛЬФРАМ
Тунгстенит — WS2
Тунгстит — WO2(OH)2
Расселит — (Bi2, W)O3
Гюбнерит — Mn[WOJ — 493
Вольфрамит — (Mn, Fe)[WO4] — 493
Ферберит — Fe[WO4] — 493
Шеелит — Ca[WOJ — 489
Штольцит — Pb[WO4]
Распит — Pb[WO4]
Санмартинит — Zn[WOJ
Чиллагит — Pb[(Mo, W)O4]
Ферритунгстит — Ca2Fe|+Fe|+[WO4]7-
• 9H2O (?) — 495
ГАЛЛИЙ
Галлит — CuGaS2
ГЕРМАНИЙ
Германит (реньерит) — Cu3(Fe, Ge)S4 —
220
Аргиродит — Agg(Sn, Ge)Se
Канфильдит — Ag8(Sn, Ge)Se
Бриартит — Cu2(Fe, Zn)GeS4
Стотит — FeGe(OH)6
Итоит — Pb4O(H)2GeO2[SO4]3
Флейшерит — Pb3Ge(OH)4[SO4]2-4H20
ЖЕЛЕЗО
Пирротин — Fei— nFel/3nS — 205
Пирит — Fe[S2] — 237
Марказит — Fe[S2] — 240
Леллингит — FeAs2 — 245
Арсенопирит — FeAsS — 244
Смитит — AgAsS2
Гематит — Fe2O3 — 309
Ильменит — (Mg, Fe)TiO3 — 310
Магнетит — FeFe2O4 — 281
582
Гетит — FeO(OH) — 301
Лимонит — FeO(OH)-nH2O — 301
Лепидокрокит — FeO(OH) — 312
Фаялит — Fe2[SiO4] — 356
*Альмандин — Fe3Al2[SiO4]3 — 360
Андрадит — Ca3Fe2[SiO4]3 — 360
Гиперстен — (Mg, Fe)2[Si2O6] — 389
Геденбергит — CaFe[Si2O6] — 391
Эгирин — NaFe[Si2O8] — 391
Лепидомелан —
KFe3(OH)2[AlSi3O10] — 419
*Глауконит —
K(Fe3+, Al, Fe2+, Mg)2(OH)2[AlSi3O10]-
-nH2O — 427
Шамозит — тюрингит —
Fe4(Fe, Al)2(OH)8[(Si, Al)2Si2O10] —
436
Нонтронит —Fe2(OH)2[Si4Oio]-nH20 —
430
Графтонит — CaMn2Fe3[PO4]t
Вивианит — (Fe3+, Fe2+)3[PO4]2-8H2O—
461
Штренгит — Fe[POJ -2H2O
Фосфосидерит — Fe[PO4]-2H2O
Скородит — Fe[AsOJ -2H2O — 451
Сидерит — Fe[CO3] — 472
Мелантерит — Fe[SOJ -7H2O — 515
Фиброферрит — Fe(OH)[SOJ-4,5H2O
Кокимбит — Fe2[SO4]3-9H2O
*Ярозит — KFe3(OH)r,[SO4]2 — 507
Ремерит — FeFe§+[SO4]4-14H2O
ЗОЛОТО
Золото самородное — Au — 174
Электрум — (Au, Ag) — 174
Ауростибит — AuSb2
Петцит — Ag3AuTe2
Калаверит — AuTe2 — 262
Креннерит — AuTe2 — 264
Сильванит — AuAgTe4 — 263
Нагиагит — Pb5AuSbTe3S6 — 266
ИНДИЙ
Самородный индий — In
Рокезит — CuInS2
Джалиндит — In(OH)3
КАДМИЙ
Гринокит (холит) — CdS — 212
Сфалерит (Cd-содержащий) —ZnS —209
Кадмоселит — CdSe
Монтепонит — CdO
Оттавит — Cd[CO3]
КАЛИЙ
Калиевые полевые шпаты (ортоклаз,
микроклин) — 338
Лейцит — KlAlSi2O6] — 343
Филлипсит — (К2, Са)[ AlSi3O8]2-6Н2О
Гармотом — Ba[AlSi3O8]2-6Н2О — 355
Апофиллит —KCa4F[Si4O10]2-8Н2О
Слюды (мусковит, флогопит, биотит) —
415
* Глауконит —
K(Fe3+, Al, Fe2+,Mg)2(OH)2[AlSi3O10]-
-пН2О — 427
Калиборит —
KMg2[B3O3(OH)6]2[B6O6(OH)4]-2H2O
Калицинит — К[НСО3]
Калиевая селитра — K[NO3] — 521
Тейлорит — (К, NH4)2[SO4]
Лангбейнит — K2Mg2[SO4]3
Шенит —K2Mg[SO4]2-6H2O
Леонит —K2Mg[SO4]2-4H2O
Полигалит — K2Ca2Mg[SO4]4-2H2O —
509
Каинит — KMgCl[SO4] -ЗН2О — 510
Алунит — KA13(OH)6[SO4]2 — 506
Калиевые квасцы — KA1[SO4]2- 12Н2О
Сильвин — КС1 — 527
Карналлит — KMgCl3-6H2O — 528
КАЛЬЦИЙ
Перовскит — СаТЮ3 — 288
Пирохлор — NaCaNb2O6(OH, F) — 285
Плагиоклазы (основные) — 333
Группа скаполита —
(NaCa)4(Cl, CO3)[Al(Si, AL)Si2O8]3 —
349
*Цеолиты (кальциевые) — 350
Ларнит — Ca2[SiO4]
Гранаты кальциевые — 360
Везувиан —
Ca10Al4(Mg, Fe)2(OH, F)4[SiO4]5-
• [Si2O7]2—372
Сфен — CaTiO[SiO4] — 364
Аксинит —
Ca2(Mn, Fe)AlAl(OH)[Si4O12][BO3] —
384
* Волластонит —Ca3[Si3O9] —393
Пироксены (диопсид-геденбергит) —
CaMg[Si2O6] — CaFe[Si2O6]
Авгит — Ca(Mg, Fe, Al)[(Si, Al)2Oel
Амфибол ы(тр емол ит-фер роактин ол ит) —
Ca2Mg5(OH, F)2[Si8O22] —
Ca2Fe5(OH, F2)2[Si8O22] —397
Роговая обманка —
NaCa2(Mg, Fe)4(Fe, A1)(OH, F)2-
•[Al2Si6O22] — 398
Эпидот —
Ca2Fe3+Al2O(OH)[SiO4][Si2O7] — 374
Пумпеллит —
Ca4MgAl5O(O H) 3[Si2O7]2[SiO4]2 -2H2O
Пренит—Ca2Al(OH)[AlSi3O10] — 424
Маргарит — CaAl2(OH)2[Al2Si2Oi0] —
423
Датолит — Ca2(OH)2[B2Si2Og] — 406
Колеманит — Ca(OH)3[B2BO4J-H2O —
448
Иньоит — Ca(OH)5[B2BO3] -4H2O — 445
Гидроборацит — CaMg(OH)6[B2BO4J-
•3H2O — 448
Индерборит —CaMg(OH)i0(B2BO3] •
•6H2O
Апатит — Ca2Ca3(OH, F)(PO4]3 — 455
* Кальцит — Ca[CO3] — 469
Арагонит — Ca[CO3] — 477
* Доломит — CaMg[CO3]2 — 482
Шеелит — CaWO4 — 489
Повеллит — CaMoO4 — 491
Ангидрит — Ca[SO4] — 499
* Гипс — Ca[SO4] -2H2O — 517
КОБАЛЬТ
Линнеит — Co3S4 — 215
Зигенит — (Co, Ni)3S4
Каттиерит — CoS2
Кобальтпирит — (Fe, Co)S2
Кобальтин — CoAsS — 242
583
Полидимит — Ni3S4 —215
Карролит — CuCo2S4
Вильямит — (Со, Ni)SbS
Джайпур ит — CoS
Борнхардит — CoCo2Se4
Трогталит (хаетит) — CoSe2
Глаукодот — (Со, Fe)AsS
Тиррелит — CuCo2Se4
Фребольдит — CoSe
Моддерит — CoAs
Саффлорит — CoAs2
Скуттерудит — (Со, Ni)4[As4]3 — 246
Смальтин — (Со, Ni)4[As4_n]3 — 246
Гетерогенит — СоО(ОН)
Кирхеймерит — Co[UO2(AsO4)]2-8H2O
Альфельдит — (Со, Ni)[SeO3]-2H2O
Эритрин — Co3[AsO4]2-8Н2О — 462
Форбезит — (Ni, Co)[HAsO4] -4Н2О
Сферокобальтит — Со[СО3] — 467
Кобальтсмитсонит — (Zn, Mg, Со)[СО3]
Биберит — Co[SO4] -7Н2О — 514
Аплауит — Co[SO4] -4Н2О
Мархаузит — CO[SO4]-6H2O
ЛИТИЙ
Эвкриптит — Li AlfSiOJ
Сянхуалит — Li2Ca3Be3F2[SiO4]
Сподумен — Li Al[Si2Oe] — 392
Лепидолит —
KLi1,6Al1>6(F, OH)2[AlSi3Oi0] — 420
Циннвальдит —
KLiFeAlF2[AlSi3O10] — 420
Кукеит — LiAl4(OH)8[AlSi3O10]
Петалит — Li[ AlSi4O10]
Бикитаит — Li[AlSi2O6]-H2O
Либерит — LiJBeSiOJ
Литиофосфат — Li3[PO4]
Амблигонит — LiAl(OH, F)[PO4]
Таворит — LiFe(OH)[PO4]
Трифилин — Li(Fe, Mn)[PO4]
Литиофиллит — Li(Mn, Fe)[PO4]
Сиклерит — Lii_n (Mn(.„, Fen+)[PO4]
Криолитионит — Na3[Li3Al2Fi2]
МАГНИЙ
Периклаз — MgO
* Шпинель — MgAl2O4 — 278
* Магнезиоферрит — MgFe2O4
Гейкилит — MgTiO — 310
Брусит — Mg(OH)2 — 305
Форстерит — MgJSiOJ — 356
* Оливин — (Mg, Fe)2[SiO4] — 356
Хондродит — Mg6(OH,F)2[SiO4]2
Гумит — Mg7F2[SiO4]3
Клиногумит — Mg9(OH)2[SiO4]4
* Пироп — Mg3Al2[SiO4]3 — 360
Энстатит — Mg[SiO3] — 389
Антофиллит — Mg7(OH)2[Si4O11]2 — 395
Купфферит — Mg7(OH)2[Si4O11]2
Куммингтонит — (Mg, Fe)7(OH)2[Si4O1i]2
Тремолит — Ca2Mg5(OH)2[Si4O11]2 — 397
Актинолит — Ca2Mg5(OH)2[Si4O11]2—397
Сепиолит — Mg8(H2O)4(OH)4[Si6O15]2.
• 8H2O — 399
* Палыгорскит —
Mg5(H2O)4(OH)2[Si4O10b4H2O — 399
* Тальк — Mg3(OH)2[Si4O10] — 413
* Флогопит —
KMg3(F, OH)2[AlSi3O10] - 419
Биотит —
K(Mg, Fe)3(F, OH)2[AlSi3O10] - 419
Клинохлор —
Mg4(Mg, Al)2(OH)8[(Si, Al)2Si2Oi0] -
435
* Вермикулит —
(Mg, Fe2+, Fe3+)3(OH)2[(A1, Si)4O10l-
•4H2O — 425
* Серпентин — Mg6(OH)8[Si4O10] — 411
Ашарит — Mg(OH)[B2O4OH] — 443
Котоит — Mg3[BO3]2
Борацит — Mg3OCl[B3B4Oi2] — 442
Флюоборит — Mg3(OH, F)3[BO3]
Людвигит — (Mg, Fe)2Fe3+O2[BO3] — 443
Пинноит — Mg(OH)6[B2O]
Сульфоборит — Mg3(OH)2[BO2][SO4]>
-4H2O
Вагнерит — Mg2F[PO4]
Бобьерит — Mg3[PO4]2-8H2O
Хёрнезит — Mg3[AsO4]2-8H2O
Гидроталькит — MgeAl2(CO3)(OH)16-
•4H2O
Пироаурит — Mg6Fe2(OH)16(CO3)-4H2O
* Магнезит — MgCO3 — 472
Доломит — Ca(Mg, Fe)[CO3]2 — 482
Анкерит — (Mg, Fe)Ca[CO3]2 — 483
Артинит — Mg2(OH)2[CO3] -3H2O
Гидромагнезит — Mg6(OH)2[CO3]4-4H2O
* Эпсомит — Mg[SO4]-7H2O — 514
Гексагидрит — Mg[SO4]-6H2O — 513
* Кизерит — Mg[SO4 ]-H2O — 512
Селаит — MgF2
Карналлит —KMgCl3-6H2O — 528
Бишофит — MgCl2-6H2O — 529
Тахгидрит — CaMg2Cle"12H2O
МАРГАНЕЦ
Алабандин — MnS — 213
Гауерит — MnS2
Л1анганозит — MnO
Гаусманит — MnMn2O4 — 282
Якобсит — MnFe2O4
Браунит — Mn2+Mn3|SiOi2 — 277
Биксбиит — Mn2O3
Пиролюзит — MnO2 — 297
Пирохроит — Mn(OH)2
Манганит — MnOOH — 303
Вериадит — CaMn2+Mn4tOj2-3H2O
Псиломелан— BaMn2+Mn94+O20-
3H2O — 304
Рансьеит —Ca2MnMn8O20-6Н2О
Криптомелан •— K2MnMn7Oi6
Коронадит — PbMn2+Mnj+Oi6
Голландит — ВаМпМп7О16
Креднерит — СпМпО2
Тефроит — Mn2[SiO4) — 356
Спессартин — Mn3Al2[SiO4]3 —360
* Родонит— CaMn4[Si6OJ5] —394
Бустамит — Ca3Mn3[Si3O8]2
Пироксмангит — Mn4Fe3[Si7O2J]
Куплетскит — (К, Na)2(Mn, Fe)4TiSi4O14
Пьемонтит —
Ca2Mn3+Al2O(OH)[Si2O7][SiO4] — 374
Суссексит — Мп2ОН[В2О4ОН] — 443
Пурпурит — (Мп, Fe)[PO4]
Лауэит —
Mn(H2O)4{Fe2(H2O)2(OH)2[PO4]2} •
•2Н2О
Натрофиллит — NaMn[PO4]
584
Литиофилит — Li(Mn, Fe)[PO4]
Манганапатит — (Ca, Mn)6(F, ОН)[РО4]3
Арсеноклазит — Mn5(OH)4(AsO4]2
Аллактит — Mn7(OH)8[AsO4]2
Стюартит — MnFe2(OH)2[PO4]2-6H2O
Реддингит — (Мп, Fe)3[PO4]2-3H2O
* Родохрозит — Мп(СО3] — 474
Манганокальцит — (Мп, Са)[СО3]
Гюбнерит — Mn(WO4] — 493
Смикит — Mn[SO4]- Н2О
Маллардит — Mn[SO4]-7H2O
МЕДЬ
Медь самородная — Си — 172
Халькозин — Cu2S — 202
Борнит — CultnCu5+2nFe3+S4 —216
Халькопирит — CuFeS2 — 218
Станнин — Cu2FeSnS4 — 220
Германит — Cu3(Fe,Ge)S4 — 220
Кубанит — CuFeFeS3 — 221
Ковеллин — Cu2S-CuS2 — 232
Энаргит — Cu3[AsS4] — 249
Домейкит — Cu3As
Теннантит — CuJtCuiS[AsS3]4 — 250
Тетраэдрит —CulfCu2+SISbS3]4 — 250
Фаматинит — Cu3SbS4
Сульванит — Cu3VS4
Халькостибит — CuSbS2
Эмплектит — CuBiS2
Виттихенит — Cu3BiS3
Зелигманит — CuPbAsS3
Бурнонит — CuPb[SbS3] — 255
Айкинит — CuPb[BiS3] — 256
Куприт — Си2О — 287
Тенорит — СиО — 277
Делафоссит — CuFeO2
Диоптаз — CuJSi(;Oifi]-6Н2О—386
Хризоколла — Cu3(OH)2[Si4Olt)]
•пН2О — 430
Либетенит — CuCu(OH)[PO4]
Оливенит — CuCu(OH)[AsO4]
Фольбортит —Cu3[VO4]2-3H2O
Купродеклуазит — (Си, Zn)Pb(OH)|VO4]
Эринит — Cus(OH)4[AsO4]2
Мотрамит — Cu6(OH)4[VO4]2
Псевдомалахит —Си5(ОН)4[РО4]2
Клиноклазит — Cu3(OH)3[AsO4]
* Бирюза — Cu(Al, Ре)6(ОН)8[РО4]4 •
4Н2О — 452
Халькосидерит — CuFe6(OH)8[PO4]4-
•4Н2О
Тагилит —Си2(ОН)(РО4] • Н2О
Тиролит — Cu9Ca2(OH)10[AsO4]4
•ЮН2О
Халькофиллит —
Cu6Al(OH)J0[AsO4][SO4] • 11Н2О
* Малахит — CuCu(OH)2[CO3] — 484
Азурит — CuCu2(OH)2[CO3]2 — 486
Розазит — ZnCu(OH)2[CO3]
Линдгренит —Cu3(OH)2[MoO4]2
Пизанит — (Fe, Cu)[SOJ-7Н2О
Бутит — Cu[SO4] -7Н2О — 514
Халькантит — Cu[SO4]-5H2O — 516
Долерофанит — CuCuO[SO4]
Брошантит — Cu(4OH)JSO4]
Лангит — Cu4(OH)JSO4] • Н2О
Цианотрихит — Cu4Al2(OH)12|SO4] •
•2Н2О
Бандилит — Си[В(ОН)4]С1
Атакамит — Си2(ОН)3С1 — 522
МОЛИБДЕН
Молибденит — MoS2 — 235
Молибдит — МоО3
Умохоит — НМоОс(Н2О)2-2Н2О
Чиллагит — Pbl(Mo, W)O4]
Бетпакдалит — CaFe'.^f As2Mo5O24] •
•14Н2О
Иригинит — и(ОН)2[МоО4]2
Калькурмолит —
Ca(OH)2(UO2)3[MoO4]3- 8Н2О
Ферримолибдит —Fe2[Mo04]3-8Н2О —
495
Линдгренит — Си3(ОН)2[МоО4]2
Повеллит — Са[МоО4] — 491
Вульфенит — РЬ[МоО4] — 492
МЫШЬЯК
Мышьяк самородный — As — 183
Аллемонтит — AsSb
Реальгар — As4S4 — 224
Аурипигмент — As2S3 — 233
Леллингит — FeAs2 — 245
Арсенопирит — FeAsS — 244
Теннантит —CuyjCu2tS[AsS3]4 — 250
Энаргит — Cu3AsS4 — 249
Арсенолит — As2O3
Симплезит — Fe3[AsO4]2-8Н2О
Скородит — Fe[AsOJ -2Н2О — 451
Фармакосидерит —
(К, H3O)Fe4[AsO4]3(OH)4-6H2O
Феррисимплезит —
Fe3+(OH)3[AsO4]2-5H2O
НАТРИЙ
Лопарит — (Na, Ce)TiO3 — 289
Пирохлор — NaCa(OH, F)Nb2Oc — 285
Эльпидит — Na2[Zr(SieO15)]-ЗН2О
Эвдиалит — Na4Ca2Zr[Si3O9]2 — 385
Катаплеит — (Na2Ca)[Zr(Si3O9)]-2Н2О
Жадеит — NaAl[Si2O6] — 392
Эгирин — NaFe[Si2O(;] — 391
Арфведсонит —
Na3Fe4Fe3+[Si4Oi1]2(OH)2 — 397
Глаукофан —
Na2(Mg, Fe)3(Al, Fe)2(OH)2fSi4OH]2-
398
Рибекит —
Na2Fe3Fe2(O, OH)2ISi4O„]2 — 398
Альбит и кислые плагиоклазы — 333
Труппа скаполита —
(Na, Са)4(С1, СО3)[Al(Si, Al)Si2O8]3 —
349
Анальцим — Na2[AlSi2O6]2 -2Н2О — 344
* Нефелин — KNa3fAlSiO4]4 — 341
Содалит — Na8Cl2[AlSiO4]6 — 347
Нозеан — Na8[ SO4][ AlSiOJe — 348
Гаюин — NacCa2[SO4]2[ AlSiO4]6 — 348
* Лазурит—Na6Ca(SO4, Cl, S)2[ AlSiO4]6—
348
Канкринит —
Na6Ca2[CO3, SO4](OH)2[AlSiO4]8
Натролит — Na2[Al2Si3O10] -2H2O — 353
Десмин — Ca[Al2Si70i8] -7H2O — 355
Бура — Na2(OH)4(B2B2O6]-8H2O — 444
Боронатрокальцит —
NaCa[B3B2O7(OH)4]-8H2O — 446
Натрофилит — NaMnfPOJ
Бериллонит — NaBe[POJ
Сода — Na2[CO3]-10H2O — 488
585
Трона — NaH[CO3]2-2HzO — 488
Тенардит — Na2[SO4] — 498
Мирабилит — Na2[SO4]-ЮНгО — 508
Глауберит — Na2Ca[SO4]2
Натриевая селитра — Na[NO3] — 520
Виллиомит — NaF
Криолит — Na2[NaAlF6] — 524
Галит — NaCl — 526
НИКЕЛЬ
Хизлевудит — Ni3S2
Пентландит — (Fe, Ni)sS8 — 207
Миллерит — NiS — 225
Полидимит — (Со, Ni)(Co, Ni)2S4
Виоларит — FeNi2S4
Ваэсит — NiS2
Бравоит — (Ni, Fe)S2
Трюстедтит — NiNi2Se4
Вилламанинит — (Ni, Cu)S2
Блокит — NiSe2
Кулерудит — NiSe2
Динерит — Ni3As
Маухерит — Ni3As2
Мелонит — NiTez
Никелин — NiAs — 204
Орселит — Ni2As
Орегонит — FeNi2As2
Брейтгауптит — NiSb
Хлоаитит — (Ni, Co)4[As4„n]3 — 246
Раммельсбергит — NiAs2
Герсдорфит — NiAsS — 243
Вильямит — (Co, Ni)SbS
Ульманит — NiSbS
Бунзенит — NiO
Треворит — NiFe2O4
Ревдинскит —
(Ni, Mg)6(OH)8[Si4O10] -411
Форбезит — H(Co, Ni)[AsO4]-4H2O
Аннабергит — Ni3[AsO4]2-8H2O — 462
Кабрерит — (Ni, Mg)[AsO4]2-8H2O
Аэругит — Ni6O3[AsO4]2
Заратит — Ni3 (OH)4[CO3J-4H2O
Моренозит — Ni[SO4] -7H2O
Ретгерсит — Ni[SO4] -6H2O
Никельгексагидрат — Ni[SO4] -6H2O
НИОБИЙ И ТАНТАЛ
Ильмеиорутил — (Ti, Nb, Fe)O2
Моссит — Fe(Nb, Ta)2Oe
Тапиолит — Fe(Ta, Nb)2Oc
Колумбит — (Мп, Fe)(Ta, Nb)2Oc — 298
Танталит — (Fe, Mn)Ta2O6 — 298
Лопарит — (Na, Ce)TiO3 — 289
Стибиокол-умбит — Sb(Ta, Nb)O4
Стибиотанталит — SbTaO4
Ферсмит — CaNb2Oc
Магноколумбит — MgNb2O6
Эшинит — CeTiNbOe — 290
Фергюсонит — (Ce, Y)NbO4
Форманит — YTaO4
Клинофергюсонит — YNbO4
Рейкебурит — Ba2_nTa2O7_n-nH2O
Пандаит — Ba2_nNb2O7_n-пНгО
Иксиолит — (Fe, Sn)TaO4
Уоджинит — MnSnTa2Og
Тородит — Sn(Ta, Nb)2O7
Самарскит — Y(Fe, U)(Ta, Nb)2O8 —300
Латрапит — (Na, Ca)(Ti, Nb)O3
Луешит (Игдлоит) — NaNbO3
Микролит — NaCaTa2O6(OH, F)
Бетафит — U1_nTiNbO6_2n(OH)
Вестгренит — BiTa2O6(OH)
Пирохлор — NaCaNb2O6(OH, F) — 285
Эвксенит — YTi(Ta, Nb)O6
ОЛОВО
Герцен бергит — SnS
Тиллит — PbSnS2
Станнопалладинит — Pd3Sn2
Станнин — Cu2FeSnS4 — 220
Колюзит — Cu3(As, Sn, V)S4
Канфильдит — Ag9SnSe
Франкеит — Pb5Sb2Sn3S14
Цилиндрит — Pb3Sn4Sb2S14
Гексастаннии — Cu3FeFeSnSe
Мосонит — CucFe2SnSg
Аргиродит — Ag^An, Ge)S6
Кёстерит — Cu2ZnSnS4
Касситерит — SnO2 — 295
Торолит — Sn(Ta, Nb)2O7
Нигерит — SnAlO
Малаяит — CaSnO[SiO4]
Пэбстит — BeSn[Si3O9]
Араидизит — Sn5(OH)8[SiO4]3
Стокезит — CaSn[Si3O9] -2H2O
Норденшельдит — CaSn[BO3]2
Гулсит —Fe3Fe3+SnO3OH[BO3]2
ПЛАТИНОИДЫ
* Платииа — Pt — 179
Поликсен — (Pt, Fe) — 179
Ферроплатина — PtFe — 180
Купроплатина — (Pt, Fe, Cu) — 180
Никелистая платина —(Pt, Fe, Ni, Cu)—
179
Палладистая платина — (Pt, Pd) — 180
Палладий — Pd — 180
Аллопалладий — Pd
Потарит — (Pd, Hg)
Порпецит — (Au, Pd)
Стибиопалладииит — Pd3Sb
Станнопалладинит — Pd3Sn2
Платинистый иридий — (Ir, Pt)
Осмирид — (Ir, Os)
* Невьянскит — (Ir, Os) — 182
* Сысертскит — (Os, Ir) — 182
Арсенопалладинит — Pd3As
Сперрилит — PtAs2 — 241
Геверсит — PtSb2
Мичнерит — фрудит — PdBi2
Котульскит — PdTe
Мончеит — PtTe2
Куперит — PtS — 208
Высоцкит — PdS
Брэггит — (Pt, Pd)S — 208
Лаурит — RuSz
Холингуорсит — RhAsS
Палладит — PdO
РЕДКИЕ ЗЕМЛИ
Церианит — CeO2
Кнопит — (Ca, Ce)(Ti, Fe)O3 — 289
Лопарит — (Na, Ce, Ca...)(Nb, Ti)O3—
289
Пирохлор (содержащий TR) —
NaCa(OH, F)Nb2Oc — 285
Фергюсонит — (Ce, Y)NbO4
Форманит — YTaO4
Ферсмит — CaNb2O6
Эвксенит — YTi(Ta, Nb)O6
586
Поликраз —
(Y, Се, Ca...)(Ti, Nb, Ta)2OG
Эшинит —
(Се, Са, Th)(Ti, Nb)2OG — 290
Приорит — (Y, Er, Са, Th)(Ti, Nb)2OG
Хлопинит — (Y, U, Th)(Nb, Ti, Fe)2OG
Бритолит—Ca2(Ce, Y)3OH[SiO4]3
Давидит — Fe5LaFe3Ti2O35
Самарскит — Y(Fe, U)(Ta, Nb)2O8 —
300
Иттротитанит — (Ca, Y, Ce)TiO[SiO4)
Тернебомит — La2Al(OH)[SiO4]2
Ринколит — Na2Ca4CeTiOF3[Si2O7]2 —
378
Таленит — Y2[Si2O7]
Тортвейтит — (Sc, Y)2(Si2O7]
Ортит —
Ce2(Al,Fe)3(OH)O[SiO4][Si2O7]
Магнезиоортит —
(Ca, Ce)2Mg2(O, F, OH)3[AlSi3Oi0J
Итгриалит — (Y, Th)2[Si2O7)
Церит — Ce3OH[SiO4]2
Нордит — Na3SrMn2La[SiGOlg]
Перьерит — Fe2CeTi3O8[Si2O;]
Чевкинит —Fe2La2Ce2Ti3O8[Si2O7]
Сарыаркит — CaYAl6(OH)G[SiO4]2[PO4J2-
•H2O
Стилуэлит —CeBO[SiO4]
Тернебомит — La2Al(OH)[SiO4]2
Албритолит — Ca4Ce3Al3(OH)2[SiO4]e
Тундрит — Ce2O(OH)G[Ti(SiO3)J -H2O
Стенструпин — NaMnCe[Si3O9]
Капеленит — BaY2BO2[SiO4](BO3] (?)
Абукумалит —
(Y, Ca, Th)10(F, O)(PO4, SiO4, A104]e
Монацит — (Ce, La...)[PO4] — 454
Ксенотим — Y[PO41 — 455
Флоренсит —CeAl3(OH)G[PO4)2
Черчит — Y[PO4]-2H2O
Беловит — NaSr3Ce(OH)[PO4]3
Рабдофанит — Ce[PO4] -H2O
Бастнезит — Се(ОН, F)(CO3]
Синхизит — CaCeF[CO3J2
Паризит — Са(Се, La...)2F2[CO3]3
Кордилит — BaCe2F2[CO3]3
Амбатоаринит — Sr(Ce, La...)2O[CO3]3
Анкилит — (Sr, Ca)2LaCe(OH)2[CO3]4-
•2Н2О
Лантанит — (La, Pr, Се...)2[СО3]3-8Н2О
Тенгерит — Y2[CO3]3-nH2O
Калкинскит,— LaCe[CO3]3-4H2O
Макельвит — Na2B4CaY2[CO3]3-
•5Н2О
Рентгенит — Ca2Ce3F3[CO3J5
Хуан хит — BaCeF[CO3]2
Карбоцернаит NaSrCa2(La, Се)[СО3]5
Сахаыалит — Mg(La, Се)2[СО3]4
Чухровит — Ca3YAl2F13[SO4] ЮН2О
Гагаринит — NaCaYF6
Флюоцерит — (La, Ce...)F3
Иттроцерит — (Са, Y, Ce)F2_3
Иттрокальцит — (Са, Y)F2_3
Иттрофлюорит — (Са, Y)F2_3
РЕНИЙ
Джезказганит — CuReS4 (?)
РТУТЬ
Ртуть самородная — Hg
Потарит — PdHg
Ландсбергит — AgHg3
Киноварь — HgS — 226
Метациннабарит — HgS — 226
Тиманит — HgSe
Колорадоит — HgTe
Ливингстонит — HgSb4S2Se
Монтроидит — HgO
Шутеит — Hg3O[SO4]
Каломель — HgCl — 522
Эглестонит — (HgJ)3OCl4
Терлингуаит — HgCl-HgO
СВИНЕЦ
Галенит — PbS — 213
Алтаит — РЬТе
Клаусталит — PbSe — 213
Сарторит — PbAs2S4
Баумгауерит — Pb3As4S9
Дюфренуазит — Pb2As2S5
Иорданит — Pb5(Sb, As)2S8
Грейтонит — Pb9As4S)6
Цинкенит — PbGSbi4S27
Плагионит — Pb5Sb8S17
Семсеит — Pb9Sb8S2i
Буланжерит — Pb5S3[Sb2S4]2 — 258
Джемсонит — Pb4Fe[Sb3S7]2 — 257
Менегинит — CuPbj3Sb7S24
Галеновисмутит — PbBi2S4
Платинит — PbBi(Se, S)3
Виттит — Pb5Bi6Si4?
Козалит — Pb2Bi2S5
Лиллианит — Pb3Bi2S^
Гунгаррит — Pb4Bi2S7
Массикот — PbO
Сурик — Pb3O4
Плюмбоферрит — PbFe4O7
Квенселит — PbMnO2OH
Ларсенит — PbZn[SiO4]
Барисилит — Pb8Mn(Si2O7]3
Аламозит — Pb3(Si3O9]
Кентролит — Pb2(Fe,Mn)5+O2[Si2O7J
Пироморфит — Pb5Cl(PO4]3 — 458
Миметезит — PbsCl(AsO4]3 -— 458
Ванадинит — Pb5Cl[VO4]3 — 460
Деклуазит — Pb(Zn, Cu)(OH)[VO4]
Коркит — PbFe3(OH)elPO4][SO4]
Бедантит — PbFe3(OH)G[AsO4][SO4]
Церуссит — Pb[CO3] — 481
Гидроцеруссит — Pb3(OH)2[CO3]2
Фосгенит — Pb2Cl2[CO3] — 467
Ледгиллит — Pb4(OH)2[CO3]2[SO4]
Вульфенит — PbMoO4 — 492
Чиллагит — Pb(Mo, W)O4
Штольцит — Pb\VO4
Керстенит — PbSeO4
Крокоит — PbCrO4 — 496
Англезит — PbSO4 — 505
Коту нит — РЬС12
Мендипит — Pb3O2Cl2
Пенфильдит — PbOHCI3
СЕЛЕН
Науманнит — Ag2Se
Агвиларит — Ag2(Se, S)
Берцелианит — Cu2Se
Эвкайрит — AgCuSe
587
Клаусталит — PbSe — 213
Тиманит — HgSe
Клокманит — Cu2Cu2+Se2Se
Ферроселит — FeSe2
Керстепит — PbSeO4
Халькоменит — Cu[SeO3] -2Н2О
СЕРЕБРО
*Серебро самородное — Ag — 174
Амальгама серебра — Hg3Ag2
Дискразит — Ag3Sb
Аргентит (акантит) — Ag2S — 222
Штромейерит —• AgCuS
Агвиларит — Ag2(Se, S)
Науманнит — Ag2Se
Штернбергит — AgFeFeS3
Гессит — Ag2Te — 265
Петцит — Ag3AuTe2
Полибазит — Ag1(i[(Sb, As)2S4] — 259
Пирсеит — Ag16(Sb, As)2Sh
Стефанит — Ag6SbS4
Пираргирит — Ag3[SbS3] — 253
Прустит — Ag3[AsS3] — 253
Пиростильпнит — Ag3SbS3
Миаргирит — AgSbS2
Смитит — AgAsS2
Аргиродит — Ag8(Sn, Ge)S6
Канфильдит — AggSnSe
Матильдит — AgBiS2
Ширмерит — Ag4PbBi4S9
Аргентоярозит — AgFe3(OH)G[SO4]2
Хлораргирит — Ag(Br, Cl) — 528
Эмболит — Ag(Cl, Br)
Майерсит — AgJ
Иодирит — AgJ
СКАНДИЙ
Тортвейтит — Sc[Si2O7]
Стеретит — Sc[PO4]-2H2O
СТРОНЦИЙ
Лампрофиллит —
Sr {Na3TiO2F[Ti2(Si2O7)2l}
Брюстерит — Sr[AlSi3O8]2-5H2O
Сванбергит — SrAl3(OH)6[PO4][SO4]
Гойяцит — SrAl3(OH)5[PO4]2-H2O
Стронцианит — Sr[CO3] — 480
Амбатоаринит — Sr(La, Ce)2O[CO3]a
Анкилит —
(Sr, Ca)2LaCe(OH)2[CO3]4-2H2O
Бербанкит — Na2Sr2Ca2[CO3]5
Целестин — Sr[SO4] — 502
СУРЬМА
Сурьма самородная — Sb
Аллемонтит — AsSb
Антимонит — Sb2S3 — 228
Ульманит — NiSbS
Гудмундит —FeSbS
Тетраэдрит — CuiJCui+SlSbSgL
Фаматинит — Cu3SbS4
Буланжерит — Pb6S3[Sb2S4]2 — 258
Кермезит — Sb2S2O
Сенармонтит — Sb2O3
Валентинит — Sb2O3
Сервантит — SbSbO4
Стибиконит — SbSb2O6OH
Стибиоколумбит — Sb(Ta, Nb)O4
Стибиотанталит — SbTaO4
ТАЛЛИЙ
Врбаит — Tl(As, Sb)3S5
Лорандит — T1AsS2
Марказит (таллиеносный) —Fe[S2] —240
Хетчит — TlPbAs2S7
Авиценнит — T12O3
ТЕЛЛУР
Теллур самородный — Те
Селенистый теллур — (Те, Se)
Теллуровисмутит — Bi2Te3
Тетрадимит — Bi2Te2S — 266
Гессит — Ag2Te — 265
- Петцит — Ag3AuTe2
Алтаит — РЬТе
Колорадоит — HgTe
Креннерит — АиТе2 — 264
Калаверит — АиТе2 — 262
Сильванит — AgAuTe4 — 263
Мелонит — NiTe2
Нигглиит — PtTe3?
Монтанит — Bi2TeO6-2H2O
Тейнеит — Си[ТеО3] -2Н2О
Эммонсит —Fe2[TeO3l3-2H2O
ТИТАН
Ильменит — FeTiO3 — 310
Гейкилит — MgTiO3 — 310
Пирофанит — МпТЮ3
Рутил — TiO2 — 292
Брукит — ТЮ2 — 292
Анатаз — ТЮ2 — 292
Перовскит — СаТ1О3 — 288
Сфен — CaTiO[SiO4J — 364
Мурманит —
Na2(Ti, Nb)3(OH)2(Si2O7]2-nH2O
Ферсманит — NaCaTiOF[SiO4]
Бенитоит — BaTi[Si 3О9]
Рамзаит — Na2O[Ti2(Si2O6)]3
Вииоградовит — Na5Al(OH)6[Ti4(Si2O7)3i
ТОРИЙ
Торианит — ThO2
Церианит — (Се, Th)O2
Торутит — ThTi2O6
Торит — Th[SiO4]
Ферриторит — ThO2, Fe2O3, SiO2
Эканит — Ca2Th[Si4O10]2 (?)
Иттриалит — (Y, Th)2[Si2O7]
Торбастнезит — CaThF2[CO3]2
Монацит ториеносный —
(Се, La, Th)[PO4] — 454
Смирновскит — Th3[PO4]4-H2O (?)
Брокит — (Са, Th)[PO4]-H2O
Кивуит - Th(OH)6(UO2)4[PO4l2-8H2O
Кроме того, торий в виде изоморфной
примеси часто устанавливается
в сложных окислах: перовските, пиро-
хлоре, фергюсоните, эвксенгте, са-
марските и др.
УРАН
Уранинит — U2UO7 — 274
Брёггит — (U, Th)O2
Кларкеит — Na2U2O3 (?)
588
Браннерит — UTi2O6
Беккерелит —
Ca(OH)6O4(UO2)6-8H2O
Щёпит — UO2(OH)2-H2O
Фурмарьерит — Pb(OH)6O2(UO2)4-4Н2О
Кюрит — Pb(OH)6O4(UO2)6-H2O
Ураносферит — Bi2O3-2иО3-ЗН2О
Ванденбрандеит — Cu(OH)4UO2
Бийетит — Ba(OH)6O4(UO2)6-8H2O
Компреньясит — K2(OH)6O4(UO2)e-
•8Н2О
Вёлсендорфит — Pb(OH)2O2(UO2)2-H2O
Вандендрискеит — Pb(OH)J2O2(UO2)-
• 6Н2О
Ураноторит — (Th, U)[SiO4]
Склодовскит — (H3O)2Mg[UO2(SiO4)]2-
• ЗН2О
Купросклодовскит —
(H3O)2Cu[UO2(SiO4)]2 -ЗН2О
Казолит — Pb(UO2)[SiO4]-H2O
Содднт — (UO2)[UO2(SiO4)b2H2O
Коффинит — U(OH)4x[SiO4]t-x
Уранофан — (H3O)2Ca(UO2)2[SiO4]2-
• ЗН2О
Яхимовит — (H3O)2Cu(UO2)2[SiO4]2-
• ЗН2О
Болтвудит — (H3O)K(UO2)[SiO4]-ЗН2О
Хейвиит — Ca(UO2)2[Si2O5}s-5H2O
Уикспт — K2(UO2)2[Si2O5]3-4H2O
Ранкплит —
Ca2(OH)2(UO2)3[Si2Os]4 - 18Н2О
Ниньтопт — (Са, U)[PO4]-H2O
Фосфуранилит — Ca(OH)4(UO2)4[PO4]2-
-8Н2О
Бер генит — Ba(OH)4(UO2)4[PO4]2-8Н2О
Девиндтит — РЬ2(ОН)з(иО2)4[РО4]3-
• 7Н2О
Халпмондпт — Pb2(UO2)2[AsO4]2
Хейнрихпт — Ba(UO2)2[AsO4]2-7H2O
Кирхеймерпт — Co(U02)2[As04]2-8Н2О
Калерит — Fe(UO2)2[ AsO4]2-8H2O
Метановачекпт — Mg(UO2)2[AsO4]2 •
•4Н2О
Ураноспинит — Ca(UO2)2[AsO4]2-
•8Н2О
Метахейнрехит — Ba(UO2)2[AsO4]2-
•7Н2О
Трегерит — (H3O)(UO2)[AsO4] -ЗН2О
Абернатппт — K(UO2)[ AsO4]-ЗН2О
Арсенуранилпт —
Ca(OH)4(UO2)4[AsO4]2-6H2O
Хюгелит —
Pb2(OH)4(UO2)3[AsO4]2-3H2O
Торбернит —
Cu[UO2(PO4)]2-8—12Н2О — 464
Цейнерит — Cu[UO2(AsO4)]2-8H2O
Ураношпатнт — Ca(UO2)2[PO4]2 • 12Н2О
Метаторбернит — Cu(UO2)2IPO4]2-8H2O
Фрптчеит — Mn(UO2)2[PO4, VO4]2-8H2O
Бессетнт — Fe(UO2)2[PO4]2-8H2O
Отунит — Ca(UO2)2[PO4]2-8H2O — 464
Салеит — Mg(UO2)2[PO4]2-8Н2О
Ураноцирцит — Ba(UO2)2(PO4]2-8H2O
Тюямунит — Ca(UO2)2[VO4]2-8H2O —
465
Фосфуранилит — Ca(OH)4(UO2)4[PO4]2 •
• 8Н2О
Фер ганит — (UO2)3[VO4]2-6Н2О
Карнотит — K2(UO2)2[VO4]2-3H2O —
465
Сенгнернт — Cu2(UO2)2(OH)2[VO4]2-
•9Н2О
Ренардит — Pb(UO2)4(OH)4[PO4]2-
•8Н2О
Дюмонтит — Pb(UO2)3(OH)2[PO4]2*
•ЗН2О
Парсонсит — Pb2(UO2)[PO4]2
Раувит — Ca(U02)2[Vio028] • 16Н2О
Уванит — (иО2)2[УбО17] • 15Н2О
Вальпургит — Bi4O4(UO2)[AsO4]2-3H2O
Виартит — Са3(ОН)12О2(1Ю2)7[СОз]2-
-5—7Н2О
Андерсонит — Na2Ca(UO2)[CO3]3-6H2O
Бейлиит — Mg2(UO2)[CO3]3-18H2O
Сварцит — CaMg(UO2)[CO3]3-12H2O
Вабитит — Ca3Mg3(OH)4(UO2)2[CO3]6-
-18Н2О
Либигит — Ca2(UO2)[CO3]3-ЮН2О
Фоглит — Са2Си(иО2)[СО3]з-6Н2О
Кивуит — Th(OH)6(UO2)4[PO4]2-8Н2О
Рётзерфордит — UO2[CO3]
Шарпит — UO2[CO3]-H2O
Ураноталлит — Ca2(UO2)[CO3]3- 10Н2О
Шрёкингерит—NaCa3F{ UO2[SO4][CO3]3}
Умохоит — UMoOe -4Н2О
Циппеит — (UO2)2(OH)2[SO4]-4Н2О
Иригинит — U(OH)2[MoO4]2-3H2O
Уранопилит — (UOz)6(OH))0[SO4] • 12Н2О
Иоганнит — Cu(OH)2(UO2)2[SO4]2-6H2O
ФОСФОР
Апатит — Ca2Ca3(F, CI, ОН)[РО4]3
*Бирюза — Cu(Al, Fe)6(OH)8[PO4]4-4H2O
Вивианит — (Fe2+, Fe3+)[PO4]2-8H2O
Ксенотим —Y[PO4]
Монацит — (Се, La)[PO4]
Отунит — Ca(UO2)2[PO4]2-8H2O
Пироморфит — РЬ2РЬ3С1[РО4]3
Торбернит — Cu(UO2)2[PO4]2-8— 12Н2О
Унтлокнт — Са3[РО4]2
Фосфосидерит (штренгнт) — Fe[PO4] • 2Н2О
ХРОМ
Хромит — FeCr2O4 — 281
*Уваровит — Ca3Cr2[SiO4]3 — 360
Волконскоит —
(Mg, Са, Сг, AI)3 (OH)2[Si4O10] -пН20—
430
Клинохлор (хромсодержащий) — 435
Вокеленит (лаксманит) —
РЬ2СиОН[СгО4][РО4]
Стихтит — Mg6Cr2(OH)lc[CO3]-4H2O
Крокоит — РЬ[СгО4] — 496
Феникохроит — РЬ2О[СгО4]
ЦЕЗИЙ
Родицит — Cs[Al4(LiBe3Bj2)O28]
Воробьевит —
Cs(Be2Li) AIJSieOis] — 380
Поллуцит — Cs[AlSi2O6] — 345
ЦИНК
Сфалерит — ZnS — 209
Вюртцит — ZnS — 212
Стилеит — ZnSe
Цинкит — ZnO — 276
Ганит — ZnAl2O4
Франклинит — (Zn, Mn)Fe2O4 — 280
Гетеролит — ZnMn2O4
Халькофанпт — ZnMn3O7-3H2O
589
Виллемит — Zn2[SiO4] — 359
Ходкинсонит — Zn2Mn(OH)2[SiO4]
Каламин — Zn4(OH)2[Si2O7]-H2O — 377
Клиноэдрит —CaZn[SiO4]-Н2О
Гардистонит — Ca2Zn[Si2O7]
Монтмориллонит (цинксодержащий) —
430
Адамин — Zn2(OH)[AsO4]
Тарбуттит — Zn2(OH)[PO4]
Деклуазит — (Zn, Cu)Pb(OH)[VO4|
Кёттигит — Zn3[AsO4|2-8H2O
Леграндит — Zn2(OH)[ AsO4] Н2О
Смитсонит — Zn[CO3] — 475
Монгеймит — (Zn, Fe)[CO3]
Гидроцинкит — Znb(OH)e[CO3]2
Госларит — Zn[SO4]-7H2O — 514
Цинкхалькантит — (Zn, Cu)[SO4]-5H2O
Цинкалюминит — Zn3Al3(OH)13[SO4] -
H2O
ЦИРКОНИЙ
Бадделеит — ZrO2 — 275
Кальциртит — Ca2ZrZr4Ti2Ole
Цирконолит — CaZrTi2O7
Циркон — Zr[Si О4] — 363
Циркелит — Fe2AlO(OH)Cl4 (?)
Эвдиалит — Na4Ca2Zr[Si 3О8]2 — 385
Келдышит — (Na, H)Zr[Si2O7] (?)
Барсановит — Na6Ca3Fe2Zr2[Si3Oe]4
Дэлит — K2Zr[Si6O16]
Кимцеит — Ca3Zr2[(Al2Si)O12J
Ловозерит — Na2Zr(OH)6[SieO12]
Катангеит — (Na2Ca)Zr[Si3O8]-2Н2О
Эльпидит — Na2Zr[Si6O16]-ЗН2О
Сейдозерит — Na4MnZr2TiO2F2[Si2O7l
Власовит — Na2Zr[Si4OH]
Вейдит — K2[Zr(Si3O8)]
УКАЗАТЕЛЬ минералов и терминов
Авантюрин 329, 337
Авгит * 389, 39з
— базальтический 393
Агальматолит 414
Агат 329
Агрегаты 80
— землистые 80
— зернистые 80
— коллоидные 85
— микрозернистые 80
«отечные 80
— неравномернозернистые 80
— плотные 80
— почковидные 80
— равномернозернистые 80
— тонкодисперснме 8Б
Аддитивные свойства 336
Адсорбент 86
Адсорбтив 86
Адсорбция 86
— избирательная 86
Адуляр 340
Азурит 486
Айкинит 255, 256
Акантит 222
Аквамарин 380
Акмит 391
Аксинит 382, 384
Актинолит 397
Актинолит асбест 397
Алабандин 213
Алебастр 518
Александрит 284
Аллофан 437
Алмаз 184
Алунит 506
Алюмокислотное направление 316
Алюмоосновное направление 316
Алюмосиликаты 317, 323
Альбит 40, 3|6, 318, 333
— высокий 333
— НИЗКИЙ 333
Альбитизация 337
Альмандин 360
Амазонит 340
Амазонский камень 340
Аметист 329
Амфиболит 399
Амфиболы 321, 388, 395
— моноклинные 396
— ромбические 395
Анальцим 344
Анатаз 291. 292
Ангидрит 499
* Жирным шрифтом выделены стра-
ницы. на которых дано основное описа-
Англезит 258, 505
Андалузит 366
Андезин 333
Андрадит 360
Анизодесмические минералы см. Гете-
родесмические
Анизотропные минералы 89
Анкерит 483
Аннабергит 208, 247, 462
Анортит 40, 318, 333
Антигорит 411
Антимониды 196
Антимонит 228
Антипертит 40, 338
Антиструитуры 121
Антиферромагнитные минералы 106
Анти флюоритовый тип структуры 38
Антофиллит 395
— асбестовидный 395
Антраксолиты 190
Антрацит 190
Апатит 455
Апофиза 146
Арагонит 467, 477
Аргентит 222
Арсенаты 450
Арсениды 196
Арсенопирит 244
Арфведсонит 397
Асканит 432
Ассималяция 535
Астрофиллит 421
— вторичний 422
— первичный 422
Атакамит 522
Атласный шпат 470
Аттапульгит 401
Аурипигмент 225, 233
Ашарит 387, 439, 443
р-зшарит 387, 443
Ашаритизация 444
Аширит 386
Бадделеит 275
Баллас 185
Баллистический метод 107
Барит 502
Бар 563
Бастензит 467
Бастит 411
Базальты 556
Батолит 144
Бейделлит 429
Белая свинцовая руза 431
Бемит 313
Бентонит 432
Березшнзация 553
Берилл 321. 379
www.mineral.su scan 2008
Берилл литиевый 379
— натриевый 379
Бериллосиликаты 323
Биберит 514
Бинарные соединения 49
Биндгеймит 258
Биотит 417, 419
Бирюза 452
Бисмутинит 230
Бисмутит 467
Битовнит 333
Бишофит 529
Блеклые руды 250
Блеск 91
— алмазный 91
— металлический 91
— полуметаллический 91
— стеклянный 91
Бокерит 532
Боксит 315
Бораты 438
Борацит 439, 442
Борная кислота 449
Борнит 216
Боронатрокальцит 439, 446
Боросиликаты 323
Борт 185
Бразилит 275
Браунит 277
Бромиды 522
Бронзит 389
Брукит 291, 292
Брункит 209
Брусит 305
Брэггит 208
Буланжерит 258
Бура 439, 444
Бурнонит 255
Бурый железняк 220, 301
Бутит 514
Валуевит 423
Ванадаты 450
Ванадинит 456, 460
Везувиан 372
Вениса 360
Вермикулит 425
Вивианит 461
Видманштедтовые фигуры 179
Виллемит 359
Вилуит 372
Виридин 366
Висмут самородный 183
Висмутин 230
Висмутовый блеск 230
Висячий бок 146
Витерит 479
Витнеит 172
Вишневит 346
Включения 145, 150
— вторичные 152
— газовые 150
— двухфазовые 151
— жидкие 150
— многофазовые 151
— однофазовые 151
— первичные 152
— твердые 150
— трехфазовые 151
Вкрапленники 145
Вода адсорбционная 52
— включений 52
Вода конституционная 52
— кристаллизационная 51
— межплоскостиая 52
— цеолитная 51
Волконскоит 430
Волластонит 393
Волнин 502
Волосистый колчедан 225
Вольфрамат 489
Вольфрамит 493
Воробьевит 380
Вторичные кварциты 552
Вульфенит 492
Выветривание 141
— физическое 141
— химическое 141
Выцветы 146, 557
Вэк 50
Вюртцит 212
Габитус кристаллов 68
Галенит 213
Галит 526
Галлуазит 410
Галоиды 521
Галотрихит 512
Гармотом 352, 355
Гарниерит 411
Гастингсит 399
Гаусманит 282, 298
Гаюин 348
Геденбергит 389, 391
Гейкилит 310
Гейландит 352, 355
Гексагидрит 513
Гекторит 430
Гелиодор 380
Гелиотроп 329
Гель 86
Гельвин 348
Гематит 309
Гемиморфит 377
Генезис минералов 129
Генерация (поколение) 139
Гептафиллиты 415
Германит 216, 220
Герсдорфит 243
Герцинит 279
Гессит 265
Гетероатомная связь 22
Гетероатомные минералы 23
Гетерогенность 38
Гетеродесмические минералы 30
Гетит 301
Гиалит 332
Гиалофаны 340
Гиацинт 363
Гиббсит 313
Гибкость 104
Гибридизация 23
Гидраргиллит 313
Гидробиотит 427
Гидроборацит 439, 448
Гидрогетит 301
Гидроксилапатит 456
Гидромусковит 427
Гидрослюды 426
Гидрофан 332
Гиперстен 389
Гипидиоморфный (субгедральный) ми-
нерал 80
Гипс 517
592
— пойкилитовый 518
Гипсовые розы 518
Главколит 350
Глауберова соль 508
Глаукофан 398
Глауконит 427
Глессит 532
Гнездо 144
Гомоатомные минералы 23
Гомогенизация 152
Гомодесмические минералы 29
Горная кожа 399
— пробка 399
Горное дерево 399
Горный хрусталь 329
Гороховый камень 478
«Горчичное золото» 267
Госларит 514
Горькая соль 514
Горшковый камень 413
Тостерит 381
Гранат 360
Граниты 556
Гроднолит 456
Гранатоэдр 361
Графит 184, 189
— лучистый 190
— скрытокристаллический 190
— чешуйчатый 190
— явнокристаллический 190
Графитоид 190
Гребенчатый колчедан 240
Грейзен 381, 552
Грейзенизация 296, 552
Гринокит 212
Гроссуляр 360
Гумбрин 432
Гюбнерит 493
Дайка 146
Дайки кольцевые 146
Далит 456
Датолит 406
Двойники 75, 76
— бразильские 328
— галльские 518
— дофинейские 328
— звездчатые 77
— клиновидные 77
— коленчатые 77
— механические 76
— миметические 77
— парижские 518
— полисинтетические 76, 470
— прорастания 76
— роста 76
— скольжения 470
— сложные 77
— срастания 76, 77
— японские 328
Двойниковая ось 76
— плоскость 76
Двойниковые элементы 76
Двойниковый центр 76
Двойниковый шов 76
Двойные соли 50
Двухосные минералы 89
Дегидратация 52, 116, 118
Декализация 542
Декарбонизация 118
Демантоид 360
Дендрит 81
Деревянистый касситерит 295, 297
Десмин 352, 355
Дефект Френкеля 48
— Шотки 48
Джемсонит 257
Диаллаг 389, 391
Диамагнитные минералы 105
Диаспор 302
Диатомит 332
Диатремы 146
Диафторез 567
Диафторит 567
Дигенит 201
Диккит 407
Диморфизм 45
Диметасиликаты 378, 402
Диопсид 389, 391
Диоптаз 386
Диориты 556
Диортосиликаты 355
Дисиликаты 316
Дисперсия показателей преломления
90
— силы двупреломления 90
— угла оптических осей 90
Дисперсионная среда 85
Дисперсионный эффект 24
Дисперсная фаза 85
Дистен 366
Дифференциация магмы 535
— механическая 561
— химическая 561
Дихроит 381
Добреелит 569
Доломит 467, 482
Домены 106
Донорно-акцепторная связь 24
Донбассит 437
Досчатый шпат 393
Дравит 382
Друзы 81
— нарастания 82
— перекристаллизации 82
Дымчатый кварц 329
Еврейский камень 340, 540
Жадеит 389, 392
Жедрит-антофиллит 395
Железная роза 309
— слюдка 309
— сметана 309
— шляпа 557
Железные цветы 478
Железный блеск 309
— колчедан 237
— купорос 515
— шпат 473
Железо-никелевый колчедан 207
«Желтая земля» 188
Желтая свинцовая руда 492
Жемчужная слюда 423
Жеода 145
Жила (прожилок) 146
— замещения 146
— заполнения 146
— перекристаллизации 146
Жилы альпийского типа 143, 295, 568
Жильбертит 418
Жирная глина 430
Жировик 413
38 Лазаренко Е. К.
5 93
Закон Бравэ 65, 126
— геометрического отбора 82
— Гримма — Гольдшмидта 41
— кристаллографических переделов
Федорова 126
Законы двойникования 78
Зальбанд 146
«Заиорыш» 540
Запрещенный парагенес 138
Зародышевый кристалл (зародыш) 129
Зарождение минералов 129, 130, 131,
139
— вынужденное 129
— самопроизвольное 129
Зеленая стеклянная голова 485
Веленокамеииое перерождение 338, 376
Веленокаменные породы 338, 376
Земной воск 532
Вмеевик 411
Золото 174
Вона вторичного сульфидного обогаще-
ния (цементации) 560
— застойных вод 554
— истечения 554
— окисления 557
— просачивания 554
Зональность 556
Зональный кристалл 130, 336
Игольчатая железная руда 301
— руда 256
Идиобласт 566
Идиоморфный (эвгедральиый) минерал
80
Идиохроматизм 94
Идокраз 372
Известковый шпат 469
Известняки 557
Излом 104
Изменение минералов 132
Изогонизм 43
Изодесмические минералы см. Гомо-
десмические
Изодиморфизм 45
Изодиморфные ряды 42
Изометричность 68
Изоморфизм 39
— гетеровалентный 40
— изовалентный 40
— компенсационный 41
— направленный (полярный) 41
— несовершенный 39
— особого рода 40
— совершенный 39
Изоморфная смесимость 41
Изоморфные примеси 39
— ряды элементов 39
Изоструктурность 43
Изотипия 43
Изотропные минералы 89
Изумруд 380
Иллит 427
Ильменит 310
Иматровы камни 470
Индиалит 381
Индукционная грань 131
Индукционный эффект 24
Интервал плавления 116
Иньоит 439, 445
Инфильтрационная группа формаций
559
Йодиды 522
Иолит 381
Ионный радиус 21
Иридистый осмий 182
Иризация 337
Исландский шпат 470
Истинный раствор 563
Ихтиоглипт 541
Каинит 510
Калаверит 262
Калаит 452
Каламин 377
Калиевая прокладка 415
— селитра 520, 521
Каломель 522
Кальцит 467, 469
— волокнистый 470
— жилковатый 470
— мучнистый 470
— песчанистый 470
Кальцитовый оникс 470
Камасит 179
Канкринит 346
Каолинит 317, 342, 407
— вторичный 410
— первичный 409
Каолинитизация 553
Каолинитовое ядро 317
Каравай 145
Карбонадо 189
Карбонатизация 553
Карбонаты 466
Каркасные минералы 32
Карман 144
Карналлит 528
Карнеол 329
Карнотит 465
Касситерит 220, 291, 295
Катодолюминесценция 99
Кахчолонг 329
Кварц 325, 327
— высокотемпературный 327
— низкотемпературный 327
Кварцевая кайма 569
Квасцовый камень 506
Квасцы 511
— бедные водой 511
— калиево- и натриево-алюмиииевые
511
Кераргирит 528
Кернит 439, 445
Керолит 430
Кертисит 530, 531
Кианит 366
Кизерит 512
Кил 432
Кимберлит 188
Киноварь 226
Кирпичная медная руда 287
Китит 327
Клаусталит 213
Клейофан 209
Клинохлор 435
Клинохлор-прохлорит 433
Клиноцоизит 374
Клиноэнстатит 390
Кнебелит 356
Кнопит 289
Коагуляция 85
— взаимная 86
Кобальтин 242
Кобальтовые цветы 462
594
Кобальтовый блеск 242
Ковалентная связь 23
Ковеллин 232
Ковкость 103
Колеманит 439, 448
Колесная руда 255
Коллоид 85
Коллоидный минерал 85
— раствор 85, 564
Колумбит 298
Кольца Лизеганга 87
Комплексные соединения 49
Комплексный анион 49
Конкреция 145
Конституция минералов 19
Контактовый метаморфизм 566
— ореол 566
— роговик 566
Конус растворения 133
Конхит 478
Координационное число 26
Координационные структуры 29
Координационный полиэдр 26
Копьевидный колчедан 240
Кора выветривания 553
— — древняя 553
— — линейная 554
— — площадная 554
— — современная 553
Кордиерит 381
Корка 146
Корунд 307
Коусит 326
Кошачий глаз 329
Коэффициент плотности 114
— поглощения света 97
Красная медная руда 287
— свинцовая руда 496
— серебряная руда 253
— стеклянная голова 309
Красный железняк 309
— никелевый колчедан 204
Креннерит 264
Крестовый камень 355
Кривая твердости 102
Криолит 524
Кристаллизационная вода 51
— сила 131
Кристаллобласт 566
Кристаллогидрат 51
Кристаллохимический анализ 126
Кристобалит 331
а-кристобалит 331
Р-кристобалит 331
Крокидолит 398
Крокоит 496
Ксантофиллит 423
Ксеноблает 566
Ксеноморфный (ангедральный) минерал
80
Ксенотим 455
Кубанит 221
Кубический шпат 501
Куперит 208
Купоросы 514
Куприт 174, 204, 287
Купромонтмориллонит 430
Купроплатина 180
Купрошеелит 484
Лабильная (инстабильная, метастабиль-
ная) модификация 44
Лабрадор 333
Лабрадорит 336
Лазурит 348
Лампрофиллит 421
Ланаркит 498
Латерит 341, 557
Латеритизация 557
Латеритное выветривание 557
Латеритный профиль 557
Легкая фракция 562
Лед 273
— глетчерный 273
— грунтовый 273
— морской 273
— озерный 273
— речной 273
— фирновый 273
Ледяной шпат 524
Лежачий бок 146
Лейкосапфир 307
Лейцит 318, 343
Леллингит 245
Лепидокрокит 312
Лепидолит 417, 420
Лепидомелан 419
Ликвация 535
Лимонит 301
Линза 145
Лизардит 411
Линнеит 215
Лиственитизация 553
Листоватый цеолит 355
Ловчоррит 378
Лопарит 289
Лунный камень 337
Лучистая цинковая обманка 212
Лучистый колчедан 240
Люблинит 470
Людвигит 439, 443
Люминесценция 89, 99
Люминофор 99
Люцонит 221
Маггемит 282
Магма 534
— кислая 535
— основная 535
— средняя 535
Магнезиальный шпат 472
Магнезит 467, 472
— аморфный 473
— кристаллический 473
Магнезиохромит 281
Магнетики 105
Магнетит 281
Магнитная восприимчивость 105
— ось 106
— сепарация 107
Магнитность 107
Магнитный железняк 281
Магнитный колчедан 205
Малакон 363
Малахит 484
Манганит 303
Манганобрусит 305
Марганцевый шпат 474
Маргарит 423
Мариалит 349
Марказит 240
Марматит 209
Мартит 282, 309, 310
Мартитизация 282, 310
38* 595
Массив 144
Матовость 91
Медмонтит 430
Медная зелень 485
— • лазурь 486
— синь 487
— урановая слюдка 464
Медное индиго 232
Медные цветы 287
, Медный блекс 202
— колчедан 218
— купорос 516
Медовый камень 531
Медь 171, 172
— золотистая 172
, Мейонит 349
Мелаконит 277
Мелантерит 514, 515
Меллит 531
Мельниковит 239
— пирит 239
Мергели 557
Месторождение 534
Месторождения барита 559, 560
— вторичного сульфидного обогащения
559, 560
— вулканогенно-осадочные 441
— галогенные 441
— гипсовой шляпы 557
— инфильтрационные 441, 142
— карнотита и росколита 559, 560
— контактовые 143
— контактово-метасоматические 143
— латеритов 557
— - метаморфизованные 567
— метаморфические 567
— минералов глин 557
— окислов и гидроокислов марганца
557
— осадочные биохимические 143, 562,
565
— — механические 143, 562
— — химические 143, 441, 562
— остаточные 142
— патронита 559, 560
— пневматолитовые 543
— сингенетические 194
— сферосидеритов 559, 560
— фосфоритов 559, 560
— экзогенные 534
— эндогенной группы 534
— эпигенетические 562
Металлическая связь 23, 165
Метамиктное состояние 60
Метамиктный распад 61
Метамиктные минералы 60
Метасиликаты 317
Метасоматоз 141
Метациннабарит 226
Метеорит железный 179, 569
— каменный 569
Метеорное железо 179
Метод иммерсионный 90
— микрорадиографии 57
— нейтронно-активационный 57
— осколкорадиографии 57
— паяльной трубки 158
— порошков (дебаеграмм) 158
— радиографии 57
— спектрометрический 57
Механические деформации 134
Механическое двойникование 134
Миаролитовые пустоты 145, 345
Миграция 97
Микроклин 338
Микроклиновая решетка 340
Миллерит 225
Миметезит 455, 458
Миметизия 351
Миметический кристалл 47, 272
Минасрагрит 232
Миндалина 145
Минералогическая кристаллография 17
Минералогические отвесы и уровни 152
— термометры 154
Минералогия 5
— генетическая 17
— прикладная 17
— региональная 17
— систематическая 17, 163
— физическая 17
— химическая 17
— экспериментальная 17
Минералы аморфные 437
— аутигенные 562
— диагенетические (сингенетические)
562
— диэлектрики 110
— изотипные 43
— коллоидные 87
— кольцевые 31
— коры выветривания 553
— метаколлоидные 87
— метамиктные 60
— островные 30
— парамагнитные 105
— полупроводники 110
— проводники НО
— собственно пневматолитовые 545
— терригенные (аллотигенные) 562
— узники 151
— ферромагнитные 106
— хозяева 150
— цепочечные 31
— эпигенетические 562
Минеральная провинция 572
— эпоха 572
Минеральные тела 143
— — изометрические 144
— — караваеобразные (лакколиты)
144
— — пластовые 146
— — плитообразные 144, 146
-----столбообразные 144, 146
Минеральный вид 164
— индивид 164
Мирабилит 508
Миспикель 244
Мицелла 85
Модуль упругости (модуль Юнга) 105
Молекулярная связь 24
Молибдаты 489
Молибденит 235
Молибденовый блеск 235
Монацит 454
Моносиликаты 316
Монотропные превращения 44
Монтанит 266
Монтмориллонит 429
Моренозит 514
Морион 329
Морфология кристаллов 65
— агрегатов 80
Морфотропия 42
596
Морфотропные переходы 42
Мотив 34
Моховик 329
Муллит 367, 408
Мусковит 318, 417
Мушкетовит 310
Мушдетовитизация 268, 310
Мыльный камень 413
Мышьяк самородный 183
Мышьяковая серебряная обманка 254
Мышьяковый колчедан 244
Наведенный эффект 24
Нагиагит 266
Наждак 307
Накрит 407
Налет 146
Настуран 274
Натек 146
Натечные формы 84
Натриевая селитра 520
Натролит 352, 353
Натрохальцит 498
Невьянскит 182
Некк 146
Немалит 305
Неоминерализация 566
Непуит 411
Нефелин 341
Нефелиновые сиениты 556
Нефрит 397
Никелевые цветы 462
Никелевый блеск 243
Никелин 204
Никель-скуттерудит 246
Ниобит 298
Нитраты 520
Нозеан 348
Нонтронит 430
Облик 71
— досчатый 71
— изометрический 71
— пластинчатый 71
— столбчатый 71
Образования 565
— биохимические 565
— гидротермальные 547
— гипотермальные 547
— гнстеромагматические 538
— контактово-метаморфические 566
— латерально-секреционные 568
— ликвационные 538
— магматические 534
— мезотермальные 547
— метаморфические 567
— осадочные 561
— протомагматические (сегрегацион-
ные) 538
— экзогенные 536
— эндогенные 536
— эпитермальные 547
Одноосные минералы 89
Озерно-болотные отложения 565
Озокерит 532
Окварцевание 552
Окраска 93
— аллохроматическая 94
— вторичная 99
— идиохроматическая 94
— первичная 99
— псевдохроматическая 94
Окси гало иды 522
Октафиллиты 416
Оливин 316, 356
Олигоклаз 333
Оловянный камень 295
— колчедан 220
Ольдгамит 213, 569
Омфацит 392
Онегит 301
Оникс 329
Оолит 83, 84
Опал 331
— благородный 332
— обычный 332
Опацитизация 399
Оптическая индикатриса 89
Ориентационный эффект 24
Орлец 394
Ортит 374
Ортоантигорит 412
Ортоклаз 318, 338
Ортосиликаты 317, 320 , 355
Ортохризотил 412
Осборнит 569
Осмистый иридий 180
Остаточная группа формаций 557
Отдельность 104
Отенит 464
«Отлив минерала» 91
Отражательная способность 91
Отрицательный кристалл 135
— минерал 89
Отунит 464
Пакет 32
Палладий 180
Палыгорскит 399
Пандермит 439, 447
Папиршпат 470
Парагенезис (смежность) 136
— запрещенный 138
Парагенетический анализ 138
Парагонит 417
Параморфоза 44
Парафин 530, 531
Паргасит 399
Паризит 467, 487
Патринит 256
Патронит 231
Пегматит блоковый 541
— гранитный 541, 544
— графический и равномернозернистый
540
— деснлифнцированный 542
— линии скрещивания 542
— недифференцированный 541
— полнодифференцированный 541
— редкометальнозамещенный 541
— силифицированный 542
— чистой линии 542
Пеннин 435
Пентландит 207
Период полураспада 55
Перовскит 288
Персульфиды 196, 236
Пертит 40, 338
Печеночная руда 226
Пещеры 145
Пиккерингит 512
Пикотит 279
Пикрохризотил 412
59'
Пинит 382
Пираргирит 253
Пирит 237
Пирогномичность 60
Пироксены 321, 388, 389
— моноклинные 391
— ромбические 389
Пироксеноиды 393
Пиролюзит 291, 297
Пироморфит 456, 458
Пироп 360
Пирофиллит 318, 414
Пирохлор 285
— метамиктный 286
Пироэлектричество 112
Пирротин 204, 205
Плавиковый шпат 523
Плавление 116
Плагиоклазит 542
Плагиоклазы 318, 333
Плазма 329
Плазолит 360
Пласт 146
Пласт («пески») 562
Платина 179
— иридистая 181
— медистая 179
— никелистая 179
— никелисто-палладистая 181
— палладистая 180
Плеонаст 279
Плеохроичный ореол 97
Плоскости композиции 76
Плоскость спайности 103
— срастания 76
Плотик 562
— ложный 562
Плотность 112
Плутон 144
Повеллит 491
Показатель отражения 91
— поглощения 91
— преломления 89
Покров 146
Полевые шпаты 332
— — известково-натриевые (плагио-
клазы) 333
— — калий-бариевые (гиалофаны) 332
— — калий-натриевые 388
Полианит 297
Полибазит 259
Полигалит 509
Полидимит 215
Поликсен 179
Полиморфизм (многоформность) 43
Полиморфная модификация 43
— высокотемпературная 44
— — монотропная 44
— — неустойчивая 44
— — низкотемпературная 44
— — устойчивая 44
— — энантиотропная 44
Полированный шлиф 92
Политипия 43
Политипные модификации 44
Поллукс 345
Поллуцит 345
Положительный минерал 89
Поляризация 27
— активная 27
— пассивная 27
Полярная связь 22
Породы гипсоносные 557
— глинистые и песчано-глинистые
557
— кислые 536
— интрузивные 140
— основные 536
— средние 536
— ультраосновные 536, 556
— эффузивные 140
Порфиробласт 566
Постмагматический раствор 543
Поток 146
Почва (плотик) 562
Правило равных объемов Линдгрена
552
— Розенбуша 534
— Федорова —Грота 125
Празем 329
Пренит 318, 424
Прерозионные грани 133
Примеси 155
— рассеянные 42
— редкие 42
Присыпки 153
Прицеит 447
Прозрачность 93
Промежуточная связь 25
Пропилитизация 553
Простая форма 67
Пространственная кристаллическая ре-
шетка 19
Простые вещества 5, 49, 165, 170
— соли 49
Прохлорит 435
Прохлорит-клинохлор 433
Процесс гидротермальный 546
— контактово-метасоматический 546
— космогенный 143
— метаморфический 566
— — контактовый 143
— — региональный 143
— осадочный 143
— пневматолитовый 543
— постмагматический 141
— скарновый 546
— экзогенный 141
— эндогенный 140
Прустит 253
Псевдоволластонит 394
Псевдолейцит 344
Псевдоморфоза 134
Псевдоморфоза выполнения 135
— замещения 135
— неполного замещения 135
— полного замещения 135
Псиломелан 304
Пшибрамит 209
Пьезокварцевая пластинка 111
Пьезоэлектрики 111
Пьезоэлектризация 111
Пьемонтит 374
Радиоактивный распад 55
Радиус ионный 21
— эффективный 21
Разлагаемость 62
Разновидность 168
Разность 168
Разорит 445
Распад твердых растворов 40
Растворимость 61
598
Ратовкит 523
Раухтопаз 329
Реакционная схема Боуэна 535
Реакция восстановления 63
— гидролиза 63
— Мейгена 471
— обменного разложения 63
— окисления 63
Реальгар 224
Ревдинскит 411
Регенерация (залечивание) 133
Региональный метаморфизм 566
Регрессивный метаморфизм 567
Рейнит 493
Рейхардит 515
Реликтовые минералы 566
Реликты 138
Рентгенолюминесценция 99
Рибекит 398
Ринколит 378
Ритмический процесс 87
Роговая обманка 398
— — базальтическая 399
— — обычная 399
— серебряная обманка 528
Роговик 329
Родонит 393, 394
Родохрозит 474
Родусит 321
Росколит 421
Россыпь 562
— аллювиальная 562
— морская 563
— озерная 563
Рост кристаллов 130
Ростерит 380
Рубин 307
Рубиновая слюдка 312
Рутил 291, 292
Сагенит 293
Сакиит 513
Самарскит 300
Самородные металлоиды 183
— металлы 171
— неметаллы 184
— элементы 49, 170
Санидин 338
Сапонит 430
Сапфир 307
Сапфирин 329
Сассолин 438, 449
Светлая красная серебряная руда 254
Светоотражение 91
Светопоглощение 92
Светопреломление 89
Свинцовый блеск 213
Свинчак 213
Севергинит 384
Секреция 145
Селадонит 427
Селенит (лунный камень) 518
Семейство месторождений 534
Сепиолит 399
Сера 191
а-сера 191
P-сера (сульфурит) 191
у-сера (розицкит) 191
Сера селенистая 191
Сердолик 329
Серебро 174
Серебряная чернь 222
Серебряный блеск 222, 553
Серицит 418
Серицитизация 419, 533
Сернистый мышьяк 224
Серный колчедан 237
Серпентин 411
Серпентинизация 553
Сидерит 472
Силикаты 315
Силлиманит 366
Сильванит 263
Сильвин 522, 527
Сингония 68
— гексагональная 69
— кубическая 68
— моноклинальная 69
— ромбическая 69
— тетрагональная 69
— триклинная 69
Синяя железная земля 461
«Синяя земля» 188
Скарн 543
Скаполит 349
Скелетные образования 73
Сколит 427
Скородит 246, 451
Скуттерудит 246
Слой 146
Слюды 415
— второго рода 417
— калий-натриевые 415
— литиевые 415
— магнезиально-железистые 415
— первого рода 417
Смальтин 246
Смешанная блеклая руда 250
— связь 25
Смитсонит 467, 475
Собирательная перекристаллизация 566
Собственно пневматолиты 543
Сода 488
Содалит 347
Содовые минералы 488
Соколиный глаз 329
Соконит 430
Солнечный камень 337
Соль вулканическая 527
— каменная 526
— самосадочная 526
Спайность 103
Спектральный анализ 159
Сперрилит 241
Спессартин 360
Сподумен 389, 392
Срастания вторичные 77
— первичные 77
Сростки 75
— закономерные 75
— параллельные 75
— случайные 75
— эпитаксические 75, 77
Ставролит 370
Стадия друзового роста 83
— минерализации 138
— параллельно-шестоватого роста 83
— пегматитовая 141, 534, 538
— постмагматическая 141, 534, 542
— собственно магматическая 140, 534
Сталагмит 145, 146
Сталактит 145, 146
Станнин 216, 220
Стеатит 413
599
Стеклянная голова 84
Стефанит 259
Стибнит 228
Стильбит 355
Стишовит 326
Строгановит 350
Стронцианит 480
Структура блоковая 541
— внедрения 325
— гетеродесмическая 30
— гомодесмическая 29
— графическая 540
— дефектная 48
— каркасная 32, 30
— кольцевая 31
— координационная 27, 29
— ленточная 31
— неупорядоченная (беспорядок) 46
— островная 30
— распада твердых растворов 40
— слоистая 30, 32
— типа галита 34
— — никелина 34
— — сфалерита 35
— цепочечная 30, 31
Структурная единица 20
Субсиликаты 316
Сукцинит 532
Сульфаты 497
Сульфиды 195, 201
Сульфосоли 196, 249
Сурьмяная серебряная обманка 254
Сурьмяный блеск 228
Суссексит 443
Сфалерит 209
Сфен 364
Сферокобальтит 467
Сферолит 83
Сферосидерит 473, 484
Сысертскит 182
Талнахит 218
Тальк 413
Танталит 298
Твердость 101
Твердые растворы 39
Теллуриды 261
Теллурическое железо 178
Темная красная серебряная руда 254
Температура плавления 116
— превращения 44
— энантиотропного превращения 44
Тенардит 498
Теннантит 250
Тенорит 174, 277
Теория баров 563
Терликгуазит 522
Термическая диссоциация 116
Термический анализ 117
Термический эффект 117
Термолюминесценция 99
Термомагнитный анализ 106
Термонатрит 488
Термооптические исследования 118
Термьерит 318
Тетрадимит 266
Тетраэдрит 250
Тефроит 356
Тигровый глаз 329
Тинкал 444
Тип выветривания аллитный 556
— — каолинитовый 556
Тип связи 22, 23
Типоморфные минералы 129, 149
— признаки 129, 148
Типы габитусов 68, 69
Титанистый железняк 310
Титанит 364
Титаномагнетит 281
Топаз 371
Торбернит 464
Торфы 562
Точка плавления 116
Тремолит 397
Тремолит-асбест 397
Трепел 332
Триболюминесценция 99
Тридимит 331
Трисиликаты 316
Трона 488
Тсилаизит 382
Тунгстит 491
Турмалин 382
— полихромный 383
Турмалиновые солнца 383
Тэнит 179
Тюрингит 434, 436
Тюямунит 465
Тяжелая фракция 562
Тяжелый шпат 502
Уваровит 360
Увиты 382
Удлинение отрицательное 90
— положительное 90
Улексит 446
Упорядочение 46
Упорядочивающиеся серии 47
Упругость 104
Уралит 393
Урализация 393
Уранинит 274
Урановая чернь (урановая охра)
274
Урановые слюдки 462
Ураносиликаты 323
Усилие (прочность) связи 49
Факолит 146
Фальерц 250
Фаялит 356
Федоровит 391
Фельдшпатиды 342
Фельдшпатоиды 341
Фенакит 358
Фенгит 417
Ферберит 493
Ферригаллуазит 410
Ферримолибдит 495
Ферримонтмориллонит 430
Ферримусковит 418
Феррит 178
Ферритунгстит 495
Ферробрусит 305
Феррокобальтин 242
Ферроплатина 180
Феррохромит 281
Фигуры растворения 132
— роста 132, 184
— травления 132
Флогопит 419
Флюоресценция 99
Флюорит 523
600
Флюорит оптический 524
Фонтенбловские песчаники 470
Форма вершинная 72
— вранная 72
— реберная 72
Формация 536
— бокситов 564
— ванадатов 565
— галлогенная 563
— гематита-ирьенита 536
— гипсовой шляпы 559
- глинистых минералов 559
— горного хрусталя 568
— графита 568
— дистена 568
— арсенопирит-глаукодот-пиритовая
243
- железной шляпы 559
— ильменита и рутила 536
кнопит-титаномагнетитовая 289
— латеритная 559
— магнетита 536
— метаморфизованных железных руд
567
— — золотоносных конгломератов 567
— мраморов 568
— наждака 568
окислов и гидроокислов марганца
559
- осадочных железных руд 564
— — марганцевых руд 564
— — руд цветных металлов 564
— россыпных минералов 562
— самородного железа 538
— самородной серы 559
- - силикатов никеля 559
— фосфоритов 560
— хромита 536
Формула структурная 53
— эмпирическая 53
Форстерит 356
Фосгенит 467
Фосфаты 450
Фосфоресценция 99
Фосфорит 457
Фотолюминесценция 99
Фосфориты 457
Франклинит 280
Фторапатит 456
Фториды 522
Фуксит 418
Фуллеровы земли 432
Хабазит 354
Халцедон 330
Халькантит 516
Халькозин 201, 202
Халькопирит 218
Халькосидерит 452
Халькотрихит 287
Характер удлинения минерала 90
Хиастолит 367
Хлоантит 246
Хлорапатит 456
Хлориды 522, 525
Хлоритизация 553
Хлоритоид 424
Хлоритоидный сланец 425
Хлориты 432
— железистые 433
— магнезиально-железистые 433
— магнезиальные 433
Хлорошпинель 279
Хризоберилл 284
Хризоколла 430
Хризолит 356
Хризопраз 331
Хризотил 411
Хризотил-асбест 413
Хроматы 495
Хромит 281
Хроммонтмориллонит 430
Хромомагнетит 281
Хромофор 94, 95, 96
Хромшпинелиды 281
Хрупкость 103
«Хрустальный погреб» 569
Хьюэттит 232
Цвет минерала 93
Центр окрашивания 96
Цвет черты 97
Цейлонит 279
Целестин 502
Цельзиан 341
Цеолитная вода 51
Цеолиты 350
Церуссит 258, 481
Цинкит 276
Цинкомонтмориллонит 430
Цинковая обманка 209
Цинковый шпат 475
Циннвальдит 417, 420
Циркон 363
Цирконсиликаты 323
Циркон-фавас 275
Циртолит 363
Цитрин 329
Цоизит 374, 376
Черный серебряный блеск 259
Чилийская селитра см. Натриевая се-
литра
Число хрупкости 103
Шабазит 352, 354
Шамозит 434, 436
Шеелит 489
Шерл 382
Шерлит 382
Шилкинит 418
Шлир 145
Шпинель 279
— благородная 279
— красная 279
Шпреуштейн 352
Шпрудельштейн 479
Шрейберзит 569
Шток 144
Штокверк 145
Штриховатость 75
— двойниковая 75
— комбинационная 75
Шунгит 189
Щелочные полевые шпаты 338
Эвдиалит 385
Эгирин 389, 391
Экзоконтактовые изменения 566
Экзоскарн 546
Экзотермический эффект 117
Эксгаляция 543, 545
Электрические свойства 108
601
Электромагнитная сепарация 107
Электрическое сопротивление 109
Электровалентная связь 22
Электрофорез 160
Электрум 174
Элементарная ячейка 19
Энергетические зоны 21
— уровни 21
Эльбаит 382
Эмпирическая формула 53
Энагматит 422
Энантиотропные превращения 44
Энаргит 249
Эндоконтактовые изменения 566
Эндокриптия 196
Эндоскарн 546
Эндотермический эффект 117
Энстатит 316, 389
Эпидот 374
Эпидотизация 337, 376
Эпитаксические сростки 77
Эпсомит 513, 514
Эритрин 215, 248, 462
Эритроцинкит 212
Эугенблеск 230
Эффективный радиус 21
Эфесит 423
Эффузивные породы 140
Эшинит 290
Ювеллит 529
Ютаит 507
Явления внешнего ритма 87
— внутреннего ритма 87
Янтарь 530, 532
Ярозит 507
Яшма 329
ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие к первому изданию ........................................... 3
Предисловие ко второму изданию.......................................... 4
Введение ......................................................... ... 5
Краткая история развития минералогии ............................... 6
-Литература............................................................. 13
Значение минералов и минералогии в промышленности и в сельском хозяйстве 14
Литература.............................................................. 16
Разделение минералогии.................................................. 16
Литература.............................................................. 13
Часть I
Общая минералогия
Конституция минералов (химический состав и строение)..................... 19
Кристаллохимические типы минералов.................................. 29
Изоморфизм .......................................................... 39
Полиморфизм и политипия............................................. 43
Порядок и беспорядок в минералах..................................... 45
Химический состав, химические свойства и формулы минералов .... 48
Радиоактивные элементы в минералах................................... 55
Растворимость минералов ............................................. 61
Литература........................................................... 64
Морфология минералов ................................................... 65
Морфология кристаллов минералов. Кристаллические индивиды ... 65
Сростки кристаллов ............................................... 75
Морфология агрегатов................................................. 80
Литература.......................................................... 88
Физические свойства минералов и методы их изучения...................... 88
Оптические свойства ................................................ 89
Механические свойства ............................................... 101
Магнитные свойства .................................................. 105
Электрические свойства .............................................. 108
Плотность .......................................................... 112
Термические свойства ................................................ 116
Литература.......................................................... И8
Взаимосвязь между составом, строением, свойствами и морфологией минералов 119
Литература ..........................................-............. 128
Условия нахождения и образования минералов в природе................... 129
Зарождение, рост и изменение минералов............................. 129
Сочетание минералов в природе (парагенезис).......................... 136
Процессы минералообразования....................................... 140
Форма минеральных тел в природе....................................... 143
Распространение минералов ............................................... 147
Литература........................................................... 147
Признаки, позволяющие устанавливать генетические особенности минералов 148
Литература......................................................... 157
О методах минералогических исследований.................................. 158
603
Часть II
Систематическая минералогия
Тип простых веществ ............................................... 170'
Класс самородных металлов........................................... 171
Группа меди ...................................................... 171
Группа железа .................................................... 178
Группа самородной платины ........................................ 179
Группа осмистого иридия .......................................... 182
Класс самородных металлоидов ....................................... 183
Класс самородных неметаллов......................................... 184
Тип сульфидов и близких к ним минералов................................. 195
Класс собственно сульфидов и их аналогов............................ 201
Подкласс минералов с координационной структурой . 201
Группа халькозина ................................................ 201
Группа пирротина.................................................. 204
Группа куперита .................................................. 208
Группа сфалерита — вюртцита....................................... 209
Группа галенита................................................... 213
Группа линнеита .................................................. 215
Группа борнита................................................ . 216
Группа кубанита .................................................. 221
Подкласс минералов с каркасной структурой. Группа аргентита. Под-
класс минералов с кольцевой структурой. Группа реальгара. Под-
класс минералов с цепочной структурой. Группа миллерита ............ 225
Группа киновари ....................................•............. 226
Группа антимонита ................................................ 228
Группа патронита............................................... . 231
Подкласс минералов со слоистой структурой .......................... 232
Группа ковеллина ................................................. 232
Группа аурипигмента ........................................... . . 233
Группа молибденита ............................................... 235
Класс персульфидов и их аналогов.................................... 236
Группа пирита-марказита ......................................... 237
Группа кобальтина ........................................... . . 242
Группа арсенопирита .............................................. 244
Группа леллингита .............................................. 245
Группа скуттерудита .............................................. 246
Класс сульфосолей .................................................. 248
Минералы с островной структурой................................ 249
Группа энаргита .................................................. 249
Группа блеклых руд................................................ 250
Группа прустита .................................................. 253
Группа бурнонита ................................................. 255
Минералы цепочечной структуры..................................... 257
Группа джемсонита ................................................ 257
Группа буланжерита ............................................... 258
Сульфосоли неопределенной структуры................................. 258
Класс теллуридов ................................................... 261
Минералы координационной структуры.................................. 262
Минералы островной структуры........................................ 263
Минералы слоистой структуры......................................... 266
Группа тетрадимита ............................................... 266
Группа нагиагита ................................................. 266
Литература ....................................................... 267
Тип кислородных соединений............................................. 268
Класс окислов и гидроокислов........................................ 270
Подкласс окислов и гидроокислов..................................... 273
604
Группа льда ....................................................... 273
Группа уранинита................................................... 274
Группа цинкита..................................................... 276
Сложные окислы.................................................... 277
Группа браунита ................................................. 277
Группа шпинели .................................................. 278
Группа пирохлора ................................................ 285
Подкласс окислов и гидроокислов каркасного строения ............... 287
Группа куприта .................................................. 287
Группа перовскита ............................................... 288
Группа эшинита .................................................. 290
Подкласс окислов и гидроокислов цепочечного строения . ............ 291
Группа рутила ..................................................... 291
Группа колумбита................................................... 298
Группа самарскита ................................................. 300
Группа гётита...................................................... 301
Группа манганита .................................................. 303
Группа псиломелана .............................................. 304
Подкласс окислов и гидроокислов слоистого строения ................ 305
Группа брусита .................................................. 305
Группа корунда .................................................. 307
Группа лепидокрокита............................................... 312
Группа гидроаргиллита ........................................... 313
Литература......................................................... 315
Класс силикатов .................................................... 315
Подкласс силикатов с трехмерными каркасами (каркасные силикаты) 324
Группа кварца ................................................... 325
Группа полевых шпатов ............................................ 332
Группа фельдшпатоидов............................................. 341
Алюмосиликаты с добавочными анионами.............................. 349
Группа скаполита .................................................. 349
Алюмосиликаты, содержащие Н2О (цеолиты)............................ 350
Подкласс силикатов с изолированными тетраэдрами и группами тетраэд-
ров SiOi (остальные орто- и диортосиликаты)......................... 355
Группа оливина .................................................... 356
Группа фенакита ................................................... 358
Группа граната .................................................... 306
Группа циркона..................................................... 363
Группа сфена ...................................................... 364
Группа андалузита ............................................... 366
Орто- и диортосиликаты с добавочными (ОН)- nF-..................... 370
Группа ставролита ................................................. 370
Группа топаза ..................................................... 371
Группа везувиана................................................... 372
Группа эпидота .................................................... 374
Группа каламина ................................................... 377
Группа ринколита.................................................. 378
Подкласс силикатов с кольцевыми анионными радикалами (кольцевые
мета- и диметасиликаты).......................................... 378
Метасиликаты без добавочных анионов................................ 379
Группа кордиерита ............................................... 379
Группа турмалина................................................. 382
Группа эвдиалита ................................................ 385
Группа диоптаза ................................................. 387
Подкласс силикатов с непрерывными цепочками тетраэдров (цепочечные
мета- и диметасиликаты)........................................... 387
Силикаты с одинарными анионными цепочками........................ 389
Группа пироксенов ............................................... 389
605
Группа волластонита-родонита (пироксеноидов)...................... 393
Силикаты с двойными анионными цепочками........................... 395
Группа амфиболов.................................................. 395
Ромбические амфиболы ............................................. 395
Моноклинные амфиболы.............................................. 396
Группа сепиолита — палыгорскита................................... 399
Подкласс силикатов с непрерывными слоями тетраэдров (слоистые ди-
метасиликаты) ...................................................... 402
Группа датолита .................................................. 406
Группа каолинита ................................................. 407
Группа серпентина ................................................ 411
Группа талька — пирофиллита .............................. 413
Группа слюд ..................................................... 415
Группа астрофиллита ............................................. 421
Группа хрупких слюд................................................ 422
Группа вермикулита................................................ 425
Группа гидрослюд................................................. 426
Группа монтмориллонита ........................................... 429
Группа хлоритов .................................................. 432
Аморфные минералы, близкие к слоистым силикатам...................437
Литература ........................................................ 438
Класс боратов ..................................................... 438
Подкласс каркасных боратов. Группа борацита........................ 442
Подкласс островных боратов......................................... 443
Группа людвигита.................................................... 443
Группа ашарита................................... ............... 443
Группа буры ..................................................... 444
Группа иньоита .................................................. 445
Подкласс цепочечных боратов....................................... 446
Группа боронатрокальцита......................................... 446
Группа гидроборацита ............................................ 448
Группа колеманита ............................................... 448
Подкласс слоистых боратов. Группа сассолина.......................... 449
Литература ......................................................... 449
Класс фосфатов и их аналогов....................................... 450
Подкласс минералов каркасной структуры............................ 451
Группа скородита ................................................ 451
Группа бирюзы ................................................... 452
Подкласс минералов островной структуры .............................. 454
Группа монацита ................................................ 454
Группа апатита.................................................... 455
Подкласс минералов слоистой структуры............................. 461
Группа вивианита ................................................ 461
Группа урановый слюдок .......................................... 462
Литература ......................................................... 466
Класс карбонатов ..................................................... 466
Группа кальцита .................................................. 467
Группа арагонита ................................................. 476
Группа доломита .................................................. 482
Группа малахита .................................................. 484
Группа паризита .................................................. 487
Группа содовых минералов.......................................... 488
Литература....................................................... 488
Класс вольфраматов и молибдатов....................................... 489
Минералы островного строения. Группа шеелита................... 489
Минералы цепочечного строения. Группа вольфрамита................. 493-
Минералы слоистого строения. Группа ферритунгстита................... 495
Литература ....................................................... 495
606