Общая минералогия: Учебник для вузов

САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

А.Г.БУЛАХ

ЕШШШХШ Рекомендовано Учебно-методическим объединением университетов России в качестве учебника для студентов университетов, обучающихся по направлению «Геология»

ИЗДАТЕЛЬСТВО С.-ПЕТЕРБУРГСКОГО УНИВЕРСИТЕТА 19 9 9

У Д К 549.2/8:548 Б Б К 26.303 Б90 Рецензенты:

кафедра минералогии, кристаллографии, петрографии С П б Г Г И (зав. кафедрой проф. Ю- Б. Марин), академик Р А Н И. П. Юшкин (Сыктывкар­ ский горный ин-т)

Печатается по постановлению Редакционно-издательского совета Санкт-Петербургского государственного университета

Б90

Б у л а х А.Г. Общая минералогия. Изд. второе, испр. и перераб.: Учебник.— С П б . : И з д - в о С . - П е т е р б . ун-та, 1999. 356 с. ISBN 5-288-01757-3 Изложены основы учения о кристаллографических особенностях минералов. Описаны'физические свойства минералов, их диагностические признаки. Рас­ смотрены главнейшие типы минеральных месторождений, начала прикладной и поисковой минералогии и главные области промышленного использования ми­ нералов. Приведен краткий обзор методов минералогических исследований, ис­ пользуемых при поисках, разведке и разработке месторождений полезных иско­ паемых. Д л я студентов геологических специальностей университетов, политехниче­ ских и горных институтов.

Т е м . п л а н 1 9 9 9 г., № 138

ISBN 5-288-01757-3

Б Б К 26.303

©

А. Г. Булах, 1999

©

Издательство С.-Петербургского университета, 1999

К СТУДЕНТАМ

В ваших руках учебник минералогии, а впереди первые трудные профессиональные испытания. Они будут связаны с проверкой ва­ шей памяти и наблюдательности. Дело в том, что на первом и втором курсах минералогия преподается лишь как азбука, без ко­ торой нельзя сложить слов знания по другим геологическим пред­ метам. Только букв в этой азбуке очень много. Вы познакомитесь почти с двумястами минералами, и у каждого из них своя хими­ ческая формула, свои свойства и минералы-спутники, свои условия образования. Хорошо, если вы уверены в выборе своей специально­ сти и что-то знаете о ней, а если нет? Частокол разобщенных и порой логически не взаимосвязанных сведений о минералах, внеш­ няя схожесть многих из них, сложность их распознавания при отсутствии навыков, — все это может превратиться для вас в ту преграду, за которой вы так и не увидите широких горизон­ тов своей специальности. И все же в любом случае минералогия наградит вас встречами с прекрасным. Горный хрусталь, сверкаю­ щие зернистые массы свинцовых руд, совершенные кристаллы раз­ ных минералов, самоцветы... Такие соприкосновения с волшебным миром камня будут наградой вам в вашем практическом знаком­ стве с минералами по учебным коллекциям, в музеях и в ваших собственных поездках и экспедициях. В учебнике изложен только самый необходимый материал, на­ писан он с максимально возможным упрощением и освобождением от специальных и особенно от сорных терминов и латинизирован­ ных словоизощрений. Однако автору хотелось бы узнать от вас, студентов, ваши замечания и пожелания по улучшению его содер­ жания. Итак, впереди трудный путь. И чтобы его успешно преодолеть, необходимы упорство, самоорганизованность и любознательность.

ПРЕДИСЛОВИЕ

Первый р а з этот учебник б ы л издан в 1989 г. под названием " М и н е р а л о г и я с осно­ вами к р и с т а л л о г р а ф и и " . Он сразу з а в о е в а л популярность среди студентов и т у т ж е п р е в р а т и л с я в библиографическую редкость. Теперь книга дополнена и исправлена, она ориентирована на подготовку б а к а л а в р о в геологии. Н о все особенности первого издания сохранены без изменений. Во-первых, это наличие обзорных р а з д е л о в по к р и с т а л л о г р а ф и и . Во-вторых, состав минералов т р а к т у е т с я с современных позиций учения о и з о м о р ф и з м е . В-третьих, в отличие от того, ч т о в с т а р ы х учебниках по минералогии всегда приводилась всеобъемлющая х а р а к т е р и с т и к а м и н е р а л о в справоч­ ного х а р а к т е р а , здесь и з л о ж е н л и ш ь учебный м а т е р и а л . В новом издании более полно показаны в о з м о ж н о с т и п р и к л а д н о й м и н е р а л о г и и — п о и с к о в о й , технологической, тех­ нической, медицинской, введены р а з д е л ы о микромире минералов, увеличено с учетом советов и п о ж е л а н и й студентов число иллюстраций. Автор с т р е м и л с я и з л о ж и т ь м а т е р и а л наиболее просто и т а к и м образом, чтобы по­ з в о л и т ь студенту любой специальности исключить из ч т е н и я любой р а з д е л , не ка­ сающийся п р о г р а м м ы к у р с а минералогии в его институте или университете, а пре­ п о д а в а т е л ю — д а т ь в о з м о ж н о с т ь легко д о п о л н я т ь этот учебник своим о р и г и н а л ь н ы м материалом. Автор учёл з а м е ч а н и я и советы Н . Б . А б а к у м о в о й , А . Э . Г л и к и н а , Д . П . Г р и г о р ь ­ ева, А . А . З о л о т а р ё в а , В . Г . К р и в о в и ч е в а , Д . Ю . П а в л о в а , Б . И . П и р о г о в а , Ю . О . П у н и на, Н. С. Рудашевского, Г. М. СаранчиноЙ, Е. Б . Трейвуса, А. В. Уханова, В . Ю . Эшкина и искренне благодарен им. А в т о р ы оригинальных р и с у н к о в — Д . В . Доливо-Доб­ ровольский, Г . Ю . И в а н ю к , А . А . З о л о т а р ё в , М . А . И в а н о в , В . В . Г о р д и е н к о , ф о т о г р а ­ ф и й — А. Р. Нестеров, Н И . К р а с н о в а , И. М. П и с к и ж о в , Ю . О. Пунин. Все ф о т о г р а ф и и сделаны с образцов м у з е я к а ф е д р ы минералогии Санкт-Петербургского университета (в этой связи рекомендуем студентам интересные книги Г. Ф. Анастасенко (СПб., 1993) и Г. Ф. Анастасенко и В. Г. К р и в о в и ч е в а (СПб., 1998) об этой минералогической кол­ лекции). К о м п ь ю т е р н а я г р а ф и к а подготовлена А . А . З о л о т а р ё в ы м , к о м п ь ю т е р н ы й на­ бор рукописи выполнен А. А. З о л о т а р ё в ы м и В. Н. Гулием. А в т о р глубоко благодарен им з а этот творческий в к л а д в создание учебника. С большой п р и з н а т е л ь н о с т ь ю з а помощь и высокий профессионализм в работе автор н а з ы в а е т т а к ж е и м я р е д а к т о р а книги Л . П . М а к а р е н к о в о й . Автор не м о ж е т не вспомнить здесь Д м и т р и я Андреевича Минеева, сделавшего р е а л ь н ы м первое издание учебника, и не о т м е т и т ь действенную помощь Д . В. Г р и ч у к а н а трудном и долгом пути автора к второму изданию книги. Все з а м е ч а н и я и советы автор просит н а п р а в л я т ь по адресу: 199034. С.-Петербург, Университетская наб., д. 7 / 9 , Университет, геологический ф а к у л ь т е т , к а ф е д р а мине­ ралогии.

Глава 1 ПРЕДМЕТ И ИСТОРИЯ

МИНЕРАЛОГИИ

ОБЪЕКТЫ И СОДЕРЖАНИЕ МИНЕРАЛОГИИ

И з к у р с а общей геологии известно, что горные породы и руды состоят из мине­ р а л о в . Н а п р и м е р , м и н е р а л ы м и к р о к л и н , биотит, альбит, к в а р ц я в л я ю т с я г л а в н ы м и составными ч а с т я м и гранитов, гематит, м а г н е т и т — г л а в н ы м и м и н е р а л а м и н е к о т о р ы х ж е л е з н ы х руд. Ч т о ж е т а к о е минералогия и что я в л я е т с я объектом ее изучения? Л ю б а я н а у к а находится в постоянном развитии, м е н я ю т с я ее цели, о б ъ е к т ы , ме­ тоды. Ч а с т ь т р а д и ц и о н н ы х объектов исследования отходит в область д р у г и х наук, вза­ мен п о я в л я ю т с я новые. П о н я т и е " м и н е р а л " и содержание науки минералогии т а к ж е м е н я ю т с я во времени. Поэтому существуют р а з л и ч н ы е определения п о н я т и я " м и н е ­ р а л " , отвечающие р а з н ы м подходам и тенденциям р а з в и т и я науки. М ы ж е будем от­ носить к м и н е р а л а м природные химические соединения к р и с т а л л и ч е с к о й с т р у к т у р ы , например к в а р ц , о р т о к л а з , гематит. И х около 3500-4000, и все они я в л я ю т с я п р я ­ м ы м и , о б я з а т е л ь н ы м и и простыми по сути определения м и н е р а л а о б ъ е к т а м и минера­ логии. Но это не единственный предмет изучения в минералогии. Т а к ж е к п р я м ы м , но у с л о ж н е н н ы м ее о б ъ е к т а м следует отнести к а п е л ь к и ж и д к о й р т у т и , иногда находи­ м ы е в м е с т о р о ж д е н и я х киновари; газовые, ж и д к и е , смешанные в к л ю ч е н и я , образую­ щиеся в природных к р и с т а л л а х минералов во в р е м я их роста; а м о р ф н ы е или ч а с т и ч н о а м о р ф н ы е п р о д у к т ы радиогенного с а м о р а с п а д а некоторых м и н е р а л о в у р а н а и т о р и я ; опал к а к ф о р м у существования в виде твердого коллоидного р а с т в о р а д в у х минера­ лов (кристобалита и т р и д и м и т а ) , — все это закономерные п р о д у к т ы ж и з н и м и н е р а л о в . Х о т я они не о б я з а т е л ь н о имеют к р и с т а л л и ч е с к о е строение и не всегда я в л я ю т с я ин­ д и в и д у а л ь н ы м и химическими веществами, они не могут б ы т ь и с к л ю ч е н ы из рассмо­ т р е н и я явлений минералообразования и и з ъ я т ы из минералогии. Т а к ж е к п р я м ы м , но д о п о л н я ю щ и м о б ъ е к т а м минералогии о т н о с я т с я горные породы, р у д ы , м и н е р а л ь н ы е м е с т о р о ж д е н и я и другие геологические о б ъ е к т ы , т а к к а к вне с в я з и с ними минерало­ гия не т о л ь к о т е р я е т с м ы с л геологической науки, но г л а в н о е — л и ш а е т с я начального источника и н ф о р м а ц и и об условиях образования минералов в природе. Все э т о обяза­ т е л ь н ы е о б ъ е к т ы минералогии. В то ж е в р е м я л е д (минерал, по нашему определению) я в л я е т с я о б ъ е к т о м гляцио­ логии и грунтоведения; о к с а л а т ы , ф о с ф а т ы , у р а т ы , слагающие к а м н и в п о ч к а х чело­ в е к а , — о б ъ е к т ы изучения к а к в медицине, т а к и в особой ветви минералогии, называ­ емой биоминералогией, т . е . это общие сейчас о б ъ е к т ы р а з н ы х наук. Еще менее определенно п о л о ж е н и е тех природных химических соединений к р и с т а л ­ лической с т р у к т у р ы , к о т о р ы е искусственно получены человеком и л и ф о р м и р у ю т с я в результате явлений самопроизвольного преобразования в естественных у с л о в и я х р а з ­ л и ч н ы х техногенных продуктов, н а п р и м е р в ходе самовозгорания т е р р и к о н о в , хими­ ческих превращений захороненных отходов производства, взаимодействия ф и л ь т р а т о в 5

сточных вод с грунтами. Большинство исследователей не считают эти процессы гео­ логическими и не относят эти вещества к м и н е р а л а м — э т о н е о б я з а т е л ь н ы е (спорные) о б ъ е к т ы минералогии. "Спорность" здесь, однако, не у к а з ы в а е т н а н е н у ж н о с т ь их исследования. З а г а д к а многих природных процессов м и н е р а л о о б р а з о в а н и я решается при изучении этих объектов, просто они у ж е н а х о д я т с я в области п е р е к р ы т и я инте­ ресов минералогии с другими науками, где последние порой играют ведущую р о л ь . В этом учебнике они не р а с с м а т р и в а ю т с я . У ч и т ы в а я все условности границ, м ы будем считать м и н е р а л а м и т о л ь к о т е при­ родные химические соединения кристаллической с т р у к т у р ы , к о т о р ы е образовались в ходе геологических процессов н а З е м л е или сходных процессов н а д р у г и х космических телах, понимая в то ж е в р е м я условность и того, что надо относить к геологическим процессам. Здесь м ы подробно охарактеризуем т о л ь к о м и н е р а л ы — составные части горных пород и руд. Минералогия з а н и м а е т с я изучением свойств и состава м и н е р а л о в , в ы я в л е н и е м гео­ логических условий и физико-химической обстановки образования минералов, иссле­ дованием минералов к а к ф о р м ы концентрации одних и рассеивания д р у г и х химиче­ ских элементов, в с к р ы т и е м механизмов з а р о ж д е н и я , роста и р а з р у ш е н и я минералов, разработкой минералогических критериев поиска рудного и нерудного с ы р ь я . Мине­ р а л о г д о л ж е н з н а т ь м и н е р а л ы , у м е т ь их искать и и з у ч а т ь . В т а к о м широком объеме минералогия к а к одна из главнейших в цикле геолого-минералогических наук пред­ стает в учебниках П. Ниггли (1924, 1927), А. Г. Бетехтина, А. К . Б о л д ы р е в а и д р . (1936), Н . М . Федоровского (1930), в американской "Минералогической энциклопедии" (1985) и научных п у б л и к а ц и я х отечественных минералогов В . Ф . Б а р а б а н о в а , К . А . В л а с о в а , В . И . Г е р а с и м о в с к о г о , А . И . Г и н з б у р г а , М . Н . Г о д л е в с к о г о , А. А . К у х а р е н к о , Е . К . Л а з а ренко, В . Д . Н и к и т и н а , Д . В . Р у н д к в и с т а , С . С . С м и р н о в а , В . С . С о б о л е в а , А . С . У к л о н ского, А. Е. Ферсмана, Н. П. Ю ш к и н а . " М и н е р а л о г и я во всем пространстве сего слова", — т а к о в д е в и з научной д е я т е л ь н о ­ сти исследователей, объединяемых Всероссийским минералогическим обществом при Российской А к а д е м и и наук. Вместе с тем, так широко т р а к т у е м а я м и н е р а л о г и я пе­ р е к р ы в а е т с я во многом, и это естественно, с другими о т р а с л я м и геологических зна­ н и й — учением о м е с т о р о ж д е н и я х полезных ископаемых, п е т р о г р а ф и е й , литологией, геохимией. К а ж д а я из этих наук, и м е я в общем сходные п р а к т и ч е с к и е цели, решает их своими методами и использует свои объекты природы. М и н е р а л о г ж е — э т о п р е ж д е всего з н а т о к минералов, их тонких особенностей и методов их в ы я в л е н и я . Я в л я я с ь наукой о природных химических соединениях к р и с т а л л и ч е с к о й с т р у к т у р ы , минералогия тесно с в я з а н а с к р и с т а л л о г р а ф и е й , ф и з и к о й , химией. П о сути, мине­ р а л ы я в л я ю т с я ч а с т н ы м и объектами этих трех наук. И з них м и н е р а л о г и я черпает основные представления о внутреннем строении минералов, з а к о н а х роста и огранения к р и с т а л л о в , химических реакциях, в о з м о ж н ы х при минералообразовании. О т них она заимствует методы исследования свойств и состава минералов. МИНЕРАЛЫ В ОБЫДЕННОЙ ЖИЗНИ

П р а к т и ч е с к о е значение минералогии к а к науки о м и н е р а л а х , умении их и с к а т ь и использовать несомненно. Оно б ы л о велико всегда и я в л я л о с ь одной из основ ма­ териального р а з в и т и я общества во все времена. Не приводя э ф ф е к т н ы х примеров невозможности создания атомной энергетики и самолетостроения без освоения мине­ р а л о в урана, т и т а н а , циркония, б е р и л л и я и д р . , возьмем с л у ч а й из обыденной ж и з н и : студент в о з в р а щ а е т с я домой После з а н я т и й в институте. П е р в а я встреча с р е з у л ь т а т о м хорошего з н а н и я и умения использовать м и н е р а л ы — это р у ч к а входной двери, э м а л е в ы й номер к в а р т и р ы , з е р к а л о в п р и х о ж е й . Р у ч к а сде6

л а н а из ж е л е з а , а оно получено из минералов — природных оксидов и гидроксидов этого м е т а л л а . Э м а л ь номера приготовлена из сплавленной порошковой м а с с ы — смеси полевого шпата, к в а р ц а , к р и о л и т а — с добавлением искусственных соедине­ н и й — буры и борной к и с л о т ы , а бор д л я них о п я т ь - т а к и получен из м и н е р а л о в датолита, гидроборацита и д р . С ы р ь е м д л я изготовления з е р к а л ь н о г о с т е к л а б ы л особо чистый к в а р ц е в ы й песок, алюминий д л я тонкой о т р а ж а т е л ь н о й пленки з е р к а л а полу­ чен из м и н е р а л о в — н е ф е л и н а или гидроксидов а л ю м и н и я . В т у а л е т н ы х помещениях, на кухне, в столовой ничего н е л ь з я было бы сделать без минералов. Вся сантехниче­ с к а я к е р а м и к а создана из о б о ж ж е н н о й минеральной м а с с ы — т о н к о п е р е т е р т о й смеси полевого шпата, к а о л и н а , к в а р ц а . Водопроводный к р а н — л а т у н н ы й (из с п л а в а меди и цинка), э л е к т р и ч е с к и е провода — медные или алюминиевые, волосок з а ж ж е н н о й элек­ трической л а м п о ч к и — в о л ь ф р а м о в ы й , и все эти м е т а л л ы извлечены из минералов: медь — из сернистых соединений (халькопирита, борнита, х а л ь к о з и н а и д р . ) , цинк — из его с у л ь ф и д а (минерал с ф а л е р и т ) , в о л ь ф р а м — из в о л ь ф р а м и т а и шеелита. Н е будем теперь говорить о газовой или э л е к т р о п л и т е , об эмалированной, алюминиевой, грубой керамической, ф а р ф о р о в о й или стеклянной посуде. И з чего они с д е л а н ы — у ж е сказано, а возьмем кухонный н о ж и столовый прибор из мельхиора. Н о ж сделан из не­ р ж а в е ю щ е й стали, р а з н ы е её сорта с о д е р ж а т д о 2 0 - 2 5 % хрома, д о 1 0 - 1 1 % н и к е л я ; пер­ вый д о б ы в а е т с я из м и н е р а л а хромита, второй — из р а з н ы х м и н е р а л о в (пентландита, гарниерита и д р . ) . М е л ь х и о р — э т о с п л а в меди и н и к е л я , о п я т ь - т а к и и з в л е ч е н н ы х из минералов. Кинескоп включенного т е л е в и з о р а светится з а счет люминесценции тонкого с л о я солей к а д м и я и ц и н к а в потоке электронов; оба м е т а л л а и з в л е к а ю т с я из м и н е р а л а с ф а л е р и т а . А з а э к р а н о м , внутри телевизора, а ж у р н о е сплетение проводов и дета­ л е й — производные м и н е р а л о в и с а м и м и н е р а л ы с л ю д а и к в а р ц . Высококачественная, ч и с т а я слюда, расщепленная н а п л а с т и н к и , и теперь входит в устройство н е к о т о р ы х деталей, кварцевые пьезоэлементы р о ж д а ю т звук. Студент з а письменным столом с листом бумаги и к а р а н д а ш о м готовится к за­ н я т и я м завтрашнего д н я . В бумагу помимо основного м а т е р и а л а — в о л о к о н ц е л л ю ­ л о з ы — входят наполнители, это м и н е р а л ы каолинит, к а л ь ц и т (мел), барит. Г р и ф е л ь к а р а н д а ш а состоит из спрессованного порошка м и н е р а л а г р а ф и т а с добавлением д л я его прочности м о н т м о р и л л о н и т а или других глинистых минералов, а г р и ф е л ь цвет­ ного к а р а н д а ш а — из смеси красителей с т а л ь к о м , каолинитом и м о н т м о р и л л о н и т о м . Т е п е р ь ясно, что представить себе наш быт без минералов просто н е в о з м о ж н о . По оценкам Н. П. Ю ш к и н а , д л я обеспечения ж и з н и т о л ь к о одного ч е л о в е к а расходу­ ется около 25 вагонов минерального с ы р ь я . Л и ш ь одной соли человек з а свою ж и з н ь потребляет около полу тонны.

ИСТОРИЯ СТАНОВЛЕНИЯ МИНЕРАЛОГИИ КАК САМОСТОЯТЕЛЬНОЙ НАУКИ

З н а н и я о минералах, условиях их н а х о ж д е н и я и представления об их происхожде­ нии н а к а п л и в а л и с ь человеком с древних времен. Его орудия труда, с т р о и т е л ь н ы е ма­ т е р и а л ы , гончарное д е л о , р о ж д е н и е м е т а л л у р г и и , соляной промысел, к р а с к и , с к у л ь ­ птурный к а м е н ь , у к р а ш е н и я , врачевание, — все это связано с использованием мине­ р а л о в и д а в а л о человеку первые з н а н и я о к а м н я х , р у д а х и их составных ч а с т я х — минералах. Приводимый н и ж е список (по А . К . Б о л д ы р е в у , 1944) с о д е р ж и т перечень минералов, известных д р е в н и м л ю д я м :

7

Люди каменного века 1. Вода и л е д 2. В о з д у х 3. Нефрит 4. Ж а д е и т (хлоромеланит) 5. Серпентин 6. Красный железняк (краска) 7. Кварц и горный хрусталь 8. Кальцит 9. Янтарь Шумеро-аккады и ассиро-вавилоняне 10. Асбест 11. Золото 12. Серебро 13. Электрум 14. Медь 15. Железо 16. Аргентит (?) 17. Халькопирит (?) 18. Халькозин (?) 19. Пирит (?) 20. Галенит (?) 21. Стибнит (?) 22. Куприт 23. Рубин 24. Гематит (руда и краска) 25. Магнетит 26. Лимонит 27. Аметист 28. Сердолик 29. Агат (и оникс) 30. Касситерит 31. Малахит (медная зелень) 32. А з у р и т (медная синь) 33. И з у м р у д — гранат (см. 52) 34. Асфальт 35. Нефть 36. Ляпис-лазурь

45.

Сапфир

По Теофрасту 46. 47. 48. По 49. 50. По 51.

Киноварь Хризоколла Ртуть Диоскориду Селенит Халькантит Волосу Табашир ("табазис", "кархедониос") 52. Гранат — рубин 53. Галмей

"сардиос",

Древние греки 54. Халцедон (?) (этот минерал упоми­ нается Плинием; судя по названию, он был известен древним грекам) 55. Плазма (?) 56. Хризопраз (?) 57. Гелиотроп (?) 58. Празем (?) 59. Магнезит (?) 60. Каламин (?) — стибнит (см. 21) 61. Молибденит 62. Гипс По Плинию 63. Альмандин (у Плиния — "алабандекая венисса") 64. Церуссит 65. Сера 66. Аурипигмент 67. Р у т и л (?) 68. С л ю д а Древние персы 69. Берилл (персидское лур") 70. Циркон (гиацинт) 71. Сурьма

Египтяне (они, конечно, знали и почти все предыдущие и часть последующих минералов. Галит, вероятно, употреблял­ ся в пищу еще первобытными л ю д ь м и )

название "бе-

Сингалезы

37. Б и р ю з а — л а з у р и т (см. 36) 38. Бура 39. Галит Индусы, древние евреи 40. А л м а з 41. Опал (это название, впрочем, древ­ нее Б и б л и и ) 42. Оникс 43. Топаз (?) 44. Хризолит (?)

72.

Турмалин

Древние китайцы 73. Каолин 74. Агальматолит (пагодит) (?) Древние индусы 75. Корунд 76. Шпинель 77. Перидот (оливин)

К а к о в ы ж е б ы л и п р е д с т а в л е н и я о м и н е р а л а х и их природе в т е д а л е к и е в р е м е н а ? В о с с т а н о в и т ь их п о к а не у д а л о с ь . О б н а р у ж е н ы л и ш ь о т р ы в о ч н ы е с в е д е н и я , дошедшие д о нас и з р а з н ы х о т д а л е н н ы х д р у г о т д р у г а времен и с т р а н . В первой п о л о в и н е т р е ­ тьего т ы с я ч е л е т и я д о н а ш е й э р ы в Ш у м е р е п р и х р а м а х с у щ е с т в о в а л и ш к о л ы д л я м а л ь ­ ч и к о в , в к о т о р ы х они о б у ч а л и с ь к р о м е ч т е н и я и п и с ь м а ф л о р е , ф а у н е и м и н е р а л а м

8

Месопотамии. Н а росписях гробниц в долине Нила, выполненных почти 5 т ы с . л е т н а з а д , п о к а з а н ы ремесленники з а работой: они взвешивают м а л а х и т и драгоценные м е т а л л ы , п л а в я т м е т а л л и ч е с к и е руды и в ы д е л ы в а ю т искусные геммы из л я п и с - л а з у р и и изумруда. О к о л о д в у х т ы с я ч е л е т и й д о нашей э р ы в древнем К и т а е б ы л о п о л о ж е н о н а ч а л о к о л л е к т и в н о м у сочинению " Д р е в н и е с к а з а н и я о горах и м о р я х " ("Сан-ХейД и н " ) , в течение более т ы с я ч е л е т и я оно непрерывно пополнялось. Сан-Хей-Дин, повидимому, я в л я е т с я первым письменным п а м я т н и к о м , в котором д а е т с я описание из­ вестных в то в р е м я 17 минералов, м е т а л л о в и горных п о р о д — з о л о т а , серебра, олова, меди, ж е л е з а , магнетита, азурита, с а п ф и р а , н е ф р и т а и д р . , п р и в о д я т с я сведения о м е с т о р о ж д е н и я х э т и х минералов и у к а з ы в а ю т с я их о т л и ч и т е л ь н ы е п р и з н а к и (цвет, твердость и т . д . ) . В библиотеке ассирийского ц а р я А ш ш у р б а н а п а л а (669-633 гг. до н. э.) среди клинописных копий древних текстов, д а т и р у е м ы х примерно 1900 г. д о н. э., имеются ф р а г м е н т ы рецептов д л я получения слоев глазури (эмали) — это первые сви­ д е т е л ь с т в а о стремлении систематизировать полученные н а п р а к т и к е эмпирические д а н н ы е и ф и к с и р о в а т ь их письменно д л я будущих поколений. В т р у д а х А р и с т о т е л я (384-322 гг. д о н.э.) и его ученика Т е о ф р а с т а (ок. 372-ок. 287 гг. д о н.э.) сде­ лано разделение ( к л а с с и ф и к а ц и я ) м и н е р а л ь н ы х т е л на к а м н и и руды и в ы с к а з а н о предположение о возникновении р у д из паров и д ы м о в , в ы р в а в ш и х с я из недр з е м н ы х . Позднее, в н а ч а л е нашей э р ы , римский н а т у р а л и с т и историк Плиний С т а р ш и й (23 или 24-79) написал ч е т ы р е т р а к т а т а о к а м н я х , где собрал все, что б ы л о известно в его в р е м я о свойствах и условиях м е с т о н а х о ж д е н и я минералов, но в этих т р а к т а т а х верные наблюдения еще переплетаются с в ы м ы с л о м и ф а н т а з и е й . Хорезмский ученый-энциклопедист Абу Рейхан М у х а м м е д ибн Ахмед а л ь - Б и р у н и (973-1048) в " К н и г е сводок д л я познания драгоценностей" привел подробные сведе­ ния (значения твердости, первые измерения удельного веса, м е с т о н а х о ж д е н и я в Сред­ ней Азии, поисковые признаки) более чем о 50 минералах, рудах, м е т а л л а х , с п л а в а х . Т а д ж и к с к и й естествоиспытатель, врач, м а т е м а т и к , поэт и м ы с л и т е л ь ибн-Сина, или Авиценна, (980-1037) д а л первую после Т е о ф р а с т а к л а с с и ф и к а ц и ю м и н е р а л о в . Он р а з д е л и л их н а ч е т ы р е г р у п п ы — к а м н и , горючие тела, соли и м е т а л л ы . П е р в ы м свидетельством о начавшемся ф о р м и ­ ровании минералогии к а к самостоятельной науки я в л я ю т с я работы немецкого врача, м е т а л л у р г а и естествоиспытателя Георга Б а у э р а , или А г р и к о л ы , (1494-1555) " О природе и с к о п а е м ы х " , " О горном д е л е и м е т а л л у р г и и " , " О происхождении минера­ лов" . С а м о с о д е р ж а н и е наук б ы л о более широким и менее определенным, чем сейчас, но в его тру­ д а х впервые ч е т к о р а з д е л е н ы м и н е р а л ы и горные > породы, среди первых в ы д е л е н ы з е м л и (старинное название оксидов), соли, драгоценные к а м н и , ме­ т а л л ы и "прочие" м и н е р а л ы , особое внимание при х а р а к т е р и с т и к е м и н е р а л о в уделено их ф о р м а м и диагностическим п р и з н а к а м — ц в е т у , блеску, спай­ ности, твердости и д р . Хорошее описание свойств минералов б ы л о опубликовано в ту ж е пору (в 1502 г.) Л е о н а р д о д а Винчи. В л а п и д а р и и венеци­ анского ф и з и к а К а м и л л а Л е о н а р д а " З е р к а л о камГеорг Бауер (Агрикола) ней", опубликованном в т о м ж е 1502 г., с о д е р ж и т с я описание 279 минералов и м и н е р а л ь н ы х веществ. Однако эти сведения все еще я в л я ­ ются л и ш ь ч а с т ь ю общей науки о горах, рудах, к а м н я х и м е т а л л а х . 9

Термин " м и н е р а л " происходит от позднелатинского слова miner а, т . е . рудный ш т у ф , кусок р у д ы . В XIII в. его использует, например, немецкий ф и л о с о ф Альберт Великий в своем научном т р а к т а т е " О м е т а л л а х и м и н е р а л а х " ("De rebus metallicis et mineralibus"). Т е р м и н " м и н е р а л о г и я " впервые б ы л употреблен в 1636 г. и т а л ь я н с к и м ученым Б е р н а р д о м Цезием (Цезиусом) применительно к науке о п о л е з н ы х ископае­ мых. К а к видно, о ф о р м л е н и е представлений о м и н е р а л а х в с а м о с т о я т е л ь н у ю о т р а с л ь знаний произошло очень поздно, в средние века, т.е. в тот период, когда происходил распад всеобщих естествознания и ф и л о с о ф и и на отдельные специальные науки. Д а л ь н е й ш е е накопление знаний о минералах все более тесно с в я з ы в а е т с я не т о л ь к о с развитием горнорудного д е л а , металлургии и р а з н ы х ремесел, но т а к ж е и с ф и з и к о й , учением о к р и с т а л л а х и в первую очередь с химией. Я р к и м и з н а ч и т е л ь н ы м примером такого переплетения наук было о т к р ы т и е в те времена новых химических элементов при изучении минералов. В 1735 г. шведский химик и минералог Георг Б р а н д т при исследовании загадки обычной на вид руды, из которой почему-то не в ы п л а в л я л с я м е т а л л , в ы д е л и л в чи­ стом виде новый э л е м е н т — к о б а л ь т (раньше были известны т о л ь к о его соединения). В 1751 г. шведский геолог, химик и минералог Аксель К р о н ш т е д т (1722-1765) впер­ вые о т к р ы л в рудах, считавшихся по их цвету медными, н и к е л ь (в составе м и н е р а л а арсенида н и к е л я , к а к о к а з а л о с ь , главного в этих рудах). Ш в е д с к и й химик К а р л IHeеле (1742-1786) в 1778 г. при изучении минерала молибденита п о л у ч и л т р и о к с и д мо­ либдена и о т к р ы л этот химический элемент, а в 1781 г. в м и н е р а л е тунгстите (ок­ сиде в о л ь ф р а м а ) он ж е о б н а р у ж и л еще один новый химический элемент — в о л ь ф р а м . Ясно, что эти о т к р ы т и я были не т о л ь к о успехами химии, ими в с к р ы в а л а с ь и хими­ ч е с к а я природа самих минералов. Постепенно, в течение XVII в., это направление химико-минералогических исследований стало одним из г л а в н ы х в науке и привело к ф о р м и р о в а н и ю представлений о м и н е р а л а х к а к индивидуальных химических соедине­ н и я х (работы М . В . Л о м о н о с о в а , А . К р о н ш т е д т а , В . М . С е в е р г и н а , Й . Б е р ц е л и у с а ) и к появлению идей о необходимости химической к л а с с и ф и к а ц и и м и н е р а л о в . Д р у г о е близкое к химии направление р а з в и т и я представлений о м и н е р а л а х — это быстрое накопление знаний о природе кристаллов, закономерностях их огранения, внутреннего строения и роста. Первое наиболее яркое о т к р ы т и е в этой области — установление в 1669 г. д а т с к и м естествоиспытателем (медиком, геологом и зоологом) Николаусом Стенсеном, известным к а к Н и л ь с Стено (1638-1686), ф а к т а постоянства углов м е ж д у соответственными гранями на р а з н ы х к р и с т а л л а х к в а р ц а и г е м а т и т а не­ зависимо от их размеров, о б л и к а и происхождения. Д а л ь н е й ш е е р а з в и т и е знаний д а л о в о з м о ж н о с т ь в ы я в и т ь и и з у ч и т ь многообразие к р и с т а л л о в известных тогда минералов ( Ж . Роме д е Л и л ь , Р . Г а ю и , Х . В е й с и др.) и подойти к в ы я в л е н и ю особенностей их роста (А. Л е в е н г у к , Н . Стено и д р . ) . Начинают ф о р м и р о в а т ь с я ранние представления о дискретности внутреннего строения к р и с т а л л о в ( М . В . Л о м о н о с о в , Р . Г а ю и и д р . ) . Р а з в и т и е горнорудной Промышленности, успехи химического и к р и с т а л л о г р а ф и ч е ­ ского направлений в изучении минералов, совершенствование методов изучения их свойств привели у ж е в конце XVIII в. к окончательному о ф о р м л е н и ю минералогии к а к с а м о с т о я т е л ь н о й науки. Ранее она носила, по сути, всеобщий х а р а к т е р , о х в а т ы в а я все науки о З е м л е . П о п р е д л о ж е н и ю немецкого (саксонского) геолога и минералога А б р а а м а Готлоба Вернера (1750-1817) из минералогии (она н а з ы в а л а с ь тогда ориктогнозией) б ы л и в ы д е л е н ы геология, палеонтология и т е к т о н и к а . С конца XVIII в. минералогия существует у ж е к а к с а м о с т о я т е л ь н а я н а у к а с совре­ менным ее с о д е р ж а н и е м . Глубокий след в истории этой науки оставили в то в р е м я работы А. Вернера и В. М. Севергина.

10

А . В е р н е р — выходец из семьи потомствен­ ных горняков, с ранних л е т интересовался гео­ логией и минералогией. Он у ч и л с я в Фрайберг­ ской горной академии, т о л ь к о что созданной в центре горнорудной промышленности Сред­ ней Европы, а з а т е м р а б о т а л в этой акаде­ мии, обобщая и систематизируя громадный ма­ т е р и а л , накопленный здесь г о р н я к а м и и нату­ р а л и с т а м и к тому времени. А . В е р н е р много сделал в области описательной минерало­ гии, п р е д л о ж и в к л а с с и ф и ц и р о в а т ь м и н е р а л ы на основании внешних п р и з н а к о в — о к р а с к и , об­ щего вида (облик, поверхность, блеск), вну­ треннего вида (излом, ф о р м а обломков), про­ зрачности, цвета ч е р т ы , побежалости, твердо­ сти, запаха, вкуса и т . д . Х о т я п о л у ч и в ш а я с я к л а с с и ф и к а ц и я б ы л а громоздкой, она я в л я ­ л а с ь первой полной систематизацией именно минералов, причем А. Вернер с т р е м и л с я к а к - т о с в я з а т ь эту к л а с с и ф и к а ц и ю с генезисом мине­ ралов и ростом к р и с т а л л о в . Он в ы д е л и л осо­ бые р а з д е л ы — химическую минералогию, гео­ г р а ф и ч е с к у ю минералогию и экономическую минералогию. Выполненные А. Вернером по­ дробные описания м и н е р а л о в п р о д о л ж и т е л ь ­ ное в р е м я считались классическими, хотя в т р а к т о в к е п р о и с х о ж д е н и я минералов А . В е р ­ нер исходил из ошибочного п р е д п о л о ж е н и я , что образование всех горных пород и руд обязано процессам осадконакопления и последующего изменения осадков.

Авраам Готлоб Вернер

З н а ч и т е л ь н о более прогрессивными б ы л и работы русского х и м и к а и минералога В.М.Севергина (1765-1826). В научной д е я т е л ь н о с т и он б ы л п р о д о л ж а т е л е м трудов М. В. Ломоносо­ ва. В своих минералогических работах и пре­ ж д е всего в к а п и т а л ь н о м двухтомном труде " П е р в ы е основания минералогии" В. М.Севергин особое внимание у д е л я л условиям образо­ вания минералов, знание которых, к а к он ду­ м а л , д о л ж н о б ы т ь п о л о ж е н о в основу поисков рудных месторождений. Это нашло о т р а ж е н и е и в определении В. М. Севергиным с о д е р ж а н и я минералогической науки: " М и н е р а л о г и я есть ч а с т ь естественной истории, к о т о р а я научает нас познавать ископаемые тела, т . е . о т л и ч а т ь Василий Михайлович Севергин оные от всех других т е л по существенным их п р и з н а к а м , з н а т ь их свойства, месторо­ ж д е н и я , пользу и отношение их к а к м е ж д у собой, так и к д р у г и м т е л а м " . М и н е р а л ы , по мнению В. М.Севергина, образуются в природе не изолированно, не случайно, а определенными сообществами; совместное н а х о ж д е н и е м и н е р а л о в в та11

ких сообществах в м е с т о р о ж д е н и я х он н а з ы в а л " с м е ж н о с т ь ю " (мы н а з ы в а е м сейчас эти естественные сообщества минералов, образующихся совместно, парагенезисами). В. М. Севергин п р о д о л ж а е т здесь научные традиции М. В. Ломоносова, в и д я в изучении м и н е р а л ь н ы х сообществ не т о л ь к о путь к выяснению условий образования минералов, но и основу д л я научных поисковых прогнозов. В качестве одной из з а д а ч минералогии В. М.Севергин, к а к и А . В е р н е р , выдвинул изучение практической ценности минералов, выделив "економическую минералогию, научающую р а з л и ч н о м у употреблению ископаемых т е л и познанию тех свойств, по к о т о р ы м оные д л я нас полезны б ы в а ю т " . В минералогической к л а с с и ф и к а ц и и он выступает сторонником химического направления. Ему ж е п р и н а д л е ж и т п е р в а я по­ п ы т к а осуществления идей М. В. Ломоносова о создании региональной минералогии — в виде двухтомной сводки " О п ы т минералогического землеописания Российского го­ с у д а р с т в а " . Значение ее, по мнению В. М.Севергина, з а к л ю ч а е т с я в том, ч т о "познав, какие в к а ж д о й стране н а х о д я т с я м и н е р а л ы , п о б у ж д а т ь с я будем у п о т р е б л я т ь их в настоящую пользу; сверх того не будем заимствовать из о т д е л ь н ы х мест и притом с и з д е р ж к а м и и з а т р у д н е н и я м и то, что вблизи нас в недрах з е м л и с к р ы в а е т с я " . Особой заслугой В. М. Севергина перед отечественной наукой я в л я е т с я очищение минералогии от бесчисленных псевдонаучных терминов и терминов, в з я т ы х из немецкой минерало­ гической ш к о л ы . Работы А. Вернера и В. М. Севергина легли в основу всех н а п р а в л е н и й дальнейшего р а з в и т и я минералогии в XIX в. Наиболее з н а ч и т е л ь н ы м прогрессом я в и л и с ь в XIX в. упрочение представлений о минерале к а к химическом соединении (Р.Гаюи, Й . Б е р ц е л и у с , Д . И . С о к о л о в ) и разра­ б о т к а химических основ к л а с с и ф и к а ц и и минералов немецким х и м и к о м Густавом Розе (1852) и а м е р и к а н с к и м геологом и минералогом Д ж . Д э н а (1837); п о с л е д н я я без прин­ ципиальных изменений существует до сих пор. Химическое направление исследований в минералогии р а з в и в а л и т а к ж е немецкий химик Э. М и т ч е р л и х , немецкий к р и с т а л л о ­ г р а ф и минералог П. Грот, австрийский минералог Г. Ч е р м а к и многие д р у г и е ученые.

Николай Иванович Кокшаров

Изучение м о р ф о л о г и и к р и с т а л л о в в XIX в. позволило в ы я в и т ь и исследо­ вать всё их многообразие, составить атла­ сы ч е р т е ж е й э т и х к р и с т а л л о в (работы H. И. К о к ш а р о в а , П. В. Еремеева, П. Гро­ та) . В р а з в и т и и представлений о дискрет­ ности внутреннего строения к р и с т а л л о в з н а ч и т е л ь н ы м и с о б ы т и я м и я в и л и с ь рабо­ ты О.Бравэ, Е.С.Федорова, А.Шенфлиса, давших еще в дорентгеновский период вывод главных з а к о н о в симметрии про­ странственного распределения ч а с т и ц в к р и с т а л л и ч е с к и х р е ш е т к а х минералов. Обширны и р е з у л ь т а т и в н ы б ы л и в XIX в. т а к ж е исследования ф и з и ч е с к и х свойств м и н е р а л о в — о п т и ч е с к и х (Г.Сорби, Ф.Циркель, Г. Розенбу ш, А. А. Иностранцев, А . П . К а р п и н с к и й ) , плотности ( Л . И . П а н с нер, А . Б р е й т г а у п т ) , твердости (Ф. Моос) и др.

В XIX в. шло интенсивное накопление ф а к т и ч е с к о г о м а т е р и а л а по минералогии ме­ сторождений в пределах о т д е л ь н ы х стран и географических районов. Э т о направление 12

минералогии, названное в свое в р е м я А. Вернером и В . М . С е в е р г и н ы м географической мине­ ралогией, н а ш л о свое о т р а ж е н и е п р е ж д е всего в работе самого В. М. Севергина " О п ы т мине­ ралогического землеописания Российского го­ сударства" (1809) и в одиннадцатитомном тру­ де Н . И . К о к ш а р о в а (1818-1893) " М а т е р и а л ы д л я минералогии России" (1852-1892). К чи­ слу т а к и х ж е работ о т н о с я т с я книги р а з н ы х л е т по минералогии Великобритании и И р л а н ­ дии (У. Л е т с о м , 1858), С Ш А ( Д ж . Д э н а , 1 8 6 8 1892), Нового У э л ь с а (А. Л и в е р с и д ж , 1874), Перу (А. Раймонди, 1878), Японии, Франции, Испании и д р у г и х с т р а н . Э т и исследования были особо в а ж н ы д л я воспроизведения об­ щей к а р т и н ы образования минералов, созда­ ния теории генезиса м е с т о р о ж д е н и й и разра­ ботки их к л а с с и ф и к а ц и и . Многое в этих генеР*ДР У Брейтгаупт тических работах теперь у ж е устарело, многое претерпело з н а ч и т е л ь н у ю т р а н с ф о р ­ мацию, но д о сих пор сохраняют свою принципиальную ценность, во-первых, разви­ т ы е А. Брейтгауптом (1791-1873) вслед з а В. М. Севергиным представления о параге­ незисе — повторяемости в природе некоторых закономерных ассоциаций одновременно возникающих м и н е р а л о в и, во-вторых, о химических переходах одних м и н е р а л о в в другие при образовании т а к н а з ы в а е м ы х псевдоморфоз. Последние б ы л и д е т а л ь н о исследованы тогда П. В. Е р е м е е в ы м , А. Д е л е с с о м , И. Б л ю м о м , Г. В и н к л е р о м . И

о

г

а

н

н

ф

и х

А в г

с т

В XIX в. свыше 150 ученых работало в области синтеза м и н е р а л о в и моделирова­ ния природных процессов их образования. Д о настоящего времени сохранили свою ценность о п ы т ы Я . В а н т - Г о ф ф а , выполненные им в 1897-1904 гг., по к р и с т а л л и з а ц и и хлоридов и с у л ь ф а т о в из водных растворов и по порядку в ы д е л е н и я э т и х минера­ лов в морских бассейнах, а т а к ж е изучение м е т а л л у р г и ч е с к и х ш л а к о в И. Фогтом в 1888-1903 гг., показавшее, к а к порядок к р и с т а л л и з а ц и и минералов из магматического р а с п л а в а зависит от его состава. ТЕНДЕНЦИИ РАЗВИТИЯ М И Н Е Р А Л О Г И И В XX ВЕКЕ

В целом успехи химии и ее р о л ь в р а з в и т и и минералогии к концу XIX в. н а с т о л ь к о возросли, ч т о вступление минералогии н а р у б е ж X I X — X X веков в ее новый, современ­ ный этап р а з в и т и я ознаменовалось з а р о ж д е н и е м в ней новой н а у к и — г е о х и м и и , а с а м а минералогия нередко с т а л а т о л к о в а т ь с я к а к х и м и я з е м н ы х процессов. В этом боль­ шую р о л ь с ы г р а л а д е я т е л ь н о с т ь в ы д а ю щ и х с я русских минералогов В . И. Вернадского (1863-1945) и А . Е . Ф е р с м а н а (1883-1945). А к а д е м и к В. И. Вернадский широко известен к а к р е ф о р м а т о р минералогической на­ уки, основоположник современной генетической минералогии и один из создателей геохимии. В . И . В е р н а д с к и й о п р е д е л я л минералогию к а к историю м и н е р а л о в земной к о р ы и к а к химию з е м н ы х процессов. Он п р и д а в а л в а ж н е й ш е е значение исследованию про­ цессов образования минералов и их закономерных ассоциаций (парагенезисов), изуче­ нию зависимости этих процессов от геологической обстановки. Б о л ь ш о е внимание

13

В л а д и м и р Иванович Вернадский после окончания С.-Петербургского университета

Виктор Мориц Гольдшмидт

В. И. Вернадский у д е л я л вопросам химической конституции минералов, в и д я в ней основу естественной к л а с с и ф и к а ц и и природных соединений. Д л я в а ж н е й ш е г о в зем­ ной коре к л а с с а соединений — силикатов — В . И . В е р н а д с к и й с о з д а л общую теорию химического строения, убедительно д о к а з а в одинаковую химическую р о л ь к р е м н и я и а л ю м и н и я в этой категории минералов. Э т а теория, п о я в и в ш а я с я в р е з у л ь т а т е об­ общения огромного ф а к т и ч е с к о г о м а т е р и а л а , б ы л а в свое в р е м я т р и у м ф о м научной мысли, победившей л о ж н ы е представления о том, что все с и л и к а т ы я к о б ы я в л я ю т с я с о л я м и р а з н ы х к р е м н и е в ы х кислот. Еще одним в к л а д о м в минералогию я в и л о с ь д а л ь ­ нейшее развитие представлений об и з о м о р ф и з м е — в ы в о д схем в х о ж д е н и я химических примесей в м и н е р а л ы в р а з н ы х геологических условиях. Назовем другие я р к и е имена нашего века в развитии минералогии. Немецкий уче­ ный В . Г о л ь д ш м и д т (1853-1933) внес громадный в к л а д в изучение м о р ф о л о г и и кри­ с т а л л о в , он не т о л ь к о создал д е в я т и т о м н у ю сводку по всем м и н е р а л а м — " А т л а с кри­ сталлов" , но выдвинул и р а з в и л идею о том, что по ф о р м е к р и с т а л л а , с к у л ь п т у р е его граней, д е т а л я м строения его поверхности м о ж н о судить о его прошлом. Н о р в е ж е ц В. М. Гольдшмидт (1888-1947) р а з в и л химическую минералогию, впервые использовав правило ф а з д л я объяснения закономерностей некоторых физико-химических процес­ сов контактного м е т а м о р ф и з м а и образования роговиков разного минерального со­ става, он ж е р а з р а б о т а л существующую д о сих пор систему р а з м е р о в атомов и ионов в к р и с т а л л и ч е с к и х с т р у к т у р а х минералов. Ученик В . И . В е р н а д с к о г о А . Е . Ф е р с м а н п о л о ж и л н а ч а л о учению о т и п о м о р ф и з м е м и н е р а л о в — з а в и с и м о с т и м о р ф о л о г и и , со­ става, свойств м и н е р а л а и набора его минералов-спутников от условий образования, р а з в и л идею о том, что последовательность образования минералов в м е с т о р о ж д е ­ ниях с в я з а н а с энергетикой процесса, п р е д л о ж и л метод приближенного р а с ч е т а энер­ гий к р и с т а л л и ч е с к и х решеток минералов, и з л о ж и л одну из первых теорий о природе окраски минералов, углубил учение о и з о м о р ф и з м е . Велики заслуги А. Е. Ферсмана в развитии регионально-минералогических исследований и в освоении природных ресур­ сов с т р а н ы . П л е я д а ф и з и к о в , химиков, к р и с т а л л о г р а ф о в ( В . Б р э г г — отец, В . Б р э г г — сын, Л . П о л и н г , Ф . М а х а ч к и , В . Т э й л о р , Н. В. Б е л о в и др.) п о л о ж и л а н а ч а л о мощному направлению в минералогии — р а с ш и ф р о в к е к р и с т а л л и ч е с к и х с т р у к т у р минералов. МЕСТО М И Н Е Р А Л О Г И И СРЕДИ Д Р У Г И Х НАУК И ЕЕ П Р А К Т И Ч Е С К О Е З Н А Ч Е Н И Е

Исторический обзор р а з в и т и я минералогии в с к р ы в а е т ее с в я з ь с д р у г и м и на­ у к а м и . Это одна из старейших и г л а в н ы х наук о горных породах и рудах, о т о м веществе (минералах), из которого состоят объекты исследования геологов, петрогра­ ф о в , литологов, специалистов по м е с т о р о ж д е н и я м полезных ископаемых, геохимиков и геофизиков. И м е ю т с я общие проблемы у минералогии с биологией и палеонтологией. Минералы входят в состав т в е р д ы х тканей ж и в ы х организмов и растений, слагают окаменелости. Мощные толщи некоторых осадочных горных пород я в л я ю т с я захоро­ ненными скоплениями построенных из минералов раковин, скелетов и д р у г и х остатков ж и в о т н ы х и растений. После полетов р а к е т на Л у н у и Венеру ещё более у п р о ч и л и с ь связи минералогии с космологией — на м а т е р и а л е из Космоса необходимо в ы п о л н я т ь минералогические исследования. По объектам, кругу з а д а ч и методам исследования минералогия тесно с в я з а н а с к р и с т а л л о г р а ф и е й , во многом — с ф и з и к о й и химией. П р а к т и ч е с к о е значение минералогии к а к науки о м и н е р а л а х — с о с т а в н ы х ч а с т я х руд и умении их и с п о л ь з о в а т ь — н е с о м н е н н о . Еще одно практическое значение минералогии — выявление и исследование тех осо­ бенностей минералов ( ф о р м ы и р а з м е р о в к р и с т а л л о в и зерен, их состава, внутреннего строения, степени хрупкости и трещиноватости, твердости, плотности, смачиваемости, электропроводности, магнитной восприимчивости и других свойств), к о т о р ы е в л и я ю т 15

на процесс механического или другого измельчения руд и горных пород, с к а з ы в а ю т с я на х а р а к т е р е п р о т е к а н и я технических процессов по обогащению р у д . Э т а о т р а с л ь практической д е я т е л ь н о с т и минералога п о л у ч и л а название технологической минера­ логии. В ней минералог к а к специалист по диагностике м и н е р а л о в и изучению их морфологии, состава, свойств соединяет свои з н а н и я и н а в ы к и в ы п о л н е н и я лабора­ т о р н ы х исследований с работой инженеров-проектантов, химиков, ф и з и к о в , обогати­ телей. Сходные практические з а д а ч и решают минералоги в л а б о р а т о р и я х проектных и научно-исследовательских организаций в химической, м е т а л л у р г и ч е с к о й , керамиче­ ской, стекольной промышленности, при производстве абразивов, цементного с ы р ь я , огнеупоров, м и н е р а л ь н ы х удобрений, синтезе технических к р и с т а л л о в . Большое практическое значение имеет минералогия при проведении геолого-поис­ ковых работ н а р а з н ы е полезные ископаемые, так к а к в конечном счете ведется поиск именно скопления минералов в виде руд или горных пород. Н е к о т о р ы е м и н е р а л ы могут с л у ж и т ь критерием поиска этих р у д и горных пород. Я р к и е з е л е н ы е н а л е т ы гидрокарбоната меди (малахита) и его "проводники" в трещинах приведут к з а л е ж а м окисленных медных руд; н е ж н ы е с н е ж и н к и и иголочки г е м и м о р ф и т а в пустотах бурого ж е л е з н я к а , образовавшегося при поверхностном выветривании руд, д а д у т основание и с к а т ь в их первичных з а л е ж а х м и н е р а л ы цинка, т а к к а к г е м и м о р ф и т — э т о вторич­ ный гидросиликат цинка. Н а х о д к а обломков, с л о ж е н н ы х среднезернистым агрегатом хороших з е л е н ы х или коричневых к р и с т а л л о в г р а н а т а и к а л ь ц и т а с в к р а п л е н и я м и халькопирита, я в л я е т с я признаком рудного м е с т о р о ж д е н и я скарнового типа. Форма к р и с т а л л о в , их цвет, другие свойства, особенности химического состава т а к ж е исполь­ з у ю т с я д л я выработки минералогических критериев поиска м е с т о р о ж д е н и й . Мине­ р а л ь н ы й состав " ч е р н ы х песков" в береговой полосе, в з а п а д и н а х д н а рек и ручьев д а е т ценную и н ф о р м а ц и ю об источниках сноса в е щ е с т в — э т о т прием используется при поиске россыпных месторождений золота, а л м а з о в , оловянных, т и т а н о в ы х и дру­ гих руд. Все эти критерии р а з р а б а т ы в а е т поисковая м и н е р а л о г и я .

ОСНОВНЫЕ НАПРАВЛЕНИЯ

ИССЛЕДОВАНИЙ

В минералогии м о ж н о в ы д е л и т ь несколько основных направлений, иногда они са­ м о с т о я т е л ь н ы , иногда п е р е к р ы в а ю т д р у г друга, часто неотделимы от с м е ж н ы х наук. Ч а с т ь исследований удобно объединить под названием теоретической минералогии, ч а с т ь — о т н е с т и к прикладной. Основными н а п р а в л е н и я м и теоретической минералогии в настоящее в р е м я я в л я ­ ются: 1) к р и с т а л л о х и м и я минералов; 2) ф и з и к а минералов; 3) учение о генезисе (происхождении) минералов, в том числе: — о космологических закономерностях, — о закономерностях образования и распределения м и н е р а л о в в р а з н ы х геологиче­ ских системах, — о закономерностях образования м и н е р а л ь н ы х индивидов и их агрегатов, — о химической среде, д а в л е н и и и температуре минерал ©образования; 4) биоминералогия; 5) учение о т и п о м о р ф и з м е , т . е . о зависимости особенностей с т р у к т у р ы , состава, свойств минералов и ф о р м ы их к р и с т а л л о в от условий образования. Главные н а п р а в л е н и я в прикладной минералогии сейчас т а к о в ы : 1) д и а г н о с т и к а м и н е р а л о в (определение минерального состава горных пород и руд, установление м о р ф о л о г и и , состава, свойств минералов); 16

2) поисковая м и н е р а л о г и я ; 3) технологическая минералогия; 4) техническая м и н е р а л о г и я ; 5) минералогическое материаловедение. Особая о б л а с т ь и с с л е д о в а н и й — э т о э к с п е р и м е н т а л ь н а я м и н е р а л о г и я и синтез тех­ нически ценных к р и с т а л л о в . Еще одна особая область — это исследования по геммоло­ гии. Минералогия и геммология п е р е к р ы в а ю т д р у г друга в области исследования при­ родного камнесамоцветного с ы р ь я , изучения его свойств, в выборе приемов обработки к а м н я , диагностике драгоценных и поделочных камней в сыром виде и в и з д е л и я х . Но у минералогии и геммологии свой к р у г з а д а ч , свои объекты и цели, выходящие з а пределы этой общей д л я них области. Перечисленные н а п р а в л е н и я не исчерпывают всего многообразия минералогии. Ак­ тивными ц е н т р а м и многоплановых минералогических исследований я в л я ю т с я Апа­ т и т ы , И р к у т с к , К и е в , С.-Петербург, Л ь в о в , Москва, Новосибирск, Екатеринбург, С ы к ­ т ы в к а р . Созданы специальные институты — минералогии У Н Ц РАН в Миассе, геохи­ мии и ф и з и к и м и н е р а л о в в Киеве, экспериментальной минералогии РАН в г. Ч е р н о ­ головке, синтеза минерального с ы р ь я в г. Александрове. В к а ж д о м т е р р и т о р и а л ь н о м геологическом у ч р е ж д е н и и имеются минералогические отделы и лаборатории. Су­ ществует сеть институтов минерального с ы р ь я и институтов м и н е р а л ь н ы х ресурсов (в Москве, С и м ф е р о п о л е , Алма-Ате, Тбилиси, Новосибирске, И р к у т с к е , Хабаровске), решающих вопросы региональной минералогии и освоения новых видов минерального сырья. Контрольные вопросы 1. Что такое минерал? 2. Что такое обязательные и необязательные объекты минералогии? 3. С деятельностью каких ученых более всего связано становление минералогии как само­ стоятельной науки? 4. Какую роль сыграли исследования В.И.Вернадского и А.Б.Ферсмана в современной ми­ нералогии? 5. Назовите основные направления исследований в минералогии.

Глава

2

КРИСТАЛЛИЧЕСКАЯ

СТРУКТУРА

И Х И М И Ч Е С К И Й СОСТАВ

МИНЕРАЛОВ

ВВОДНЫЕ ПОНЯТИЯ

К а ж д ы й м и н е р а л х а р а к т е р и з у е т с я своей к о н с т и т у ц и е й — т о л ь к о ему присущим определенным единством его к р и с т а л л и ч е с к о й с т р у к т у р ы и химического состава. Кон­ с т и т у ц и я м и н е р а л а , по определению Д . П . Григорьева, это его сущность к а к природ­ ного химического соединения. Вещества одного и того ж е состава, но разной струк­ т у р ы имеют, следовательно, р а з н у ю конституцию. В ф и з и к е и химии м ы относим их к р а з н ы м п о л и м о р ф н ы м м о д и ф и к а ц и я м , в минералогии считаем р а з н ы м и минера­ л а м и . Т а к , природный углерод встречается чаще всего в д в у х п о л и м о р ф н ы х моди­ ф и к а ц и я х — в виде а л м а з а и г р а ф и т а . В первом а т о м ы углерода " у п а к о в а н ы " плотно и скреплены с и л ь н ы м и химическими с в я з я м и , во втором а т о м ы р а с п о л а г а ю т с я сло­ я м и , с в я з и с л о ж н ы . Естественно, что м о р ф о л о г и я к р и с т а л л о в и ф и з и ч е с к и е свойства этих д в у х м и н е р а л о в резко о т л и ч а ю т с я . Известно по т р и и более п р и р о д н ы х поли­ м о р ф н ы х м о д и ф и к а ц и й одного и того ж е химического состава (например, у Т Ю г их три — анатаз, брукит, р у т и л , у S1O2 около д е с я т и — к в а р ц , тридимит, стишовит и д р . ) . К а ж д а я п о л и м о р ф н а я м о д и ф и к а ц и я устойчива при своих з н а ч е н и я х т е м п е р а т у р ы , да­ в л е н и я и химической обстановке в среде минералообразования. О д н а к о есть м и н е р а л ы разного состава, но одинакового с т р у к т у р н о г о типа. М ы будем н а з ы в а т ь их изоструктурными соединениями. Т а к о в ы , н а п р и м е р , ГезОз (гема­ тит) и A I 2 O 3 (корунд), В1г8з (висмутин) и SD2S3 (стибнит), БпОг (касситерит), МпОг (пиролюзит) и ТЮ2 ( р у т и л ) , M g A b О 4 (шпинель) и F e F e J О 4 ( м а г н е т и т ) . Свойства и условия образования этих соединений р а з л и ч н ы , но по м о р ф о л о г и и их к р и с т а л л ы часто имеют много сходного м е ж д у собой. Наконец, среди некоторых и з о с т р у к т у р н ы х минералов и м е ю т с я соединения разного п р о м е ж у т о ч н о г о состава, например шпинель, обогащенная ж е л е з о м ( F e ) з а счет со­ ответствующего недостатка в ней магния, или магнетит с химической примесью алю­ м и н и я з а счет соответствующего д е ф и ц и т а F e . Т а к и е м и н е р а л ы Я . В а н т - Г о ф ф по первой их аналогии с водными истинными р а с т в о р а м и н а з в а л в 1890 г. т в е р д ы м и р а с т в о р а м и . В зависимости от к о л и ч е с т в а химических примесей н а х о д я т с я свойства минерала, вид и х а р а к т е р огранки к р и с т а л л о в , и з м е н я ю т с я его с т р у к т у р н ы е особен­ ности. Р а з н ы е примеси входят в состав м и н е р а л а в р а з н ы х у с л о в и я х его образования. В з а и м о с в я з ь состава, с т р у к т у р ы , х а р а к т е р а связей в к р и с т а л л а х р а з н ы х веществ, в частности в м и н е р а л а х , и з у ч а е т с я в особом р а з д е л е к р и с т а л л о г р а ф и и . Э т о т раздел н а з ы в а е т с я кристаллохимией. В настоящей главе и з л о ж е н ы л и ш ь основные п о н я т и я о пространственной решетке, плотнейшей упаковке, координации и р а д и у с а х атомов и 2 +

3

+

2 +

3 +

18

ионов в к р и с т а л л а х , з а к о н а х в х о ж д е н и я химических примесей в м и н е р а л ы . М а т е р и а л во и з б е ж а н и е повторений д а н в том объеме, в к а к о м он дополняет общеизвестные поло­ ж е н и я химии и ф и з и к и о к р и с т а л л и ч е с к о м строении вещества и х а р а к т е р е химических связей.

ХАРАКТЕРНЫЕ СВОЙСТВА КРИСТАЛЛИЧЕСКИХ

ВЕЩЕСТВ

К р и с т а л л ы построены из м а т е р и а л ь н ы х частиц — ионов, атомов или м о л е к у л , гео­ метрически п р а в и л ь н о р а с п о л о ж е н н ы х в пространстве. Д л я описания п о р я д к а распо­ л о ж е н и я частиц в пространстве их стали о т о ж д е с т в л я т ь с т о ч к а м и . И з такого подхода постепенно с ф о р м и р о в а л о с ь представление о пространственной, или к р и с т а л л и ч е с к о й , решетке к а к о бесконечном трехмерном периодическом образовании (рис. 1). В ней в ы д е л я ю т у з л ы (отдельные т о ч к и , центры т я ж е с т и атомов и ионов), р я д ы ( р я д — совокупность узлов, л е ж а щ и х на одной прямой) и плоские сетки (плоскости, про­ ходящие через любые т р и у з л а ) . Т а к и м образом, кристаллическое вещество имеет строго закономерное (решетчатое, или ретикулярное) внутреннее строение (от лат. reticulum—сеточка). Одна из главнейших особенностей кри­ сталлических с т р у к т у р — з а к о н о м е р н а я по­ вторяемость в пространстве их узлов, ря­ дов и плоских сеток. Отсюда х а р а к т е р н ы е свойства к р и с т а л л и ч е с к и х веществ: а) од­ нородность строения (однородностью кри­ с т а л л а назовём одинаковость узора взаим­ ного р а с п о л о ж е н и я атомов во всех ч а с т я х его объема); б) анизотропия (в изотроп­ ных т е л а х все свойства—теплопроводность, электропроводность, твёрдость ц а р а п а н и я и т . д . — одинаковы в любом направлении, а в анизотропных т е л а х все свойства неоди­ наковы в н е п а р а л л е л ь н ы х направлениях, т . е . , например, в одном направлении элек­ трический ток проходит быстрее, в дру­ г о м — медленнее); в) симметричность (см. гл. 3, с. 42). В а ж н ы м свойством к р и с т а л л и ­ Рис. 1. Кристаллическая решетка галита. ческих веществ я в л я е т с я способность само­ о г р а н я т ь с я . П р и свободном росте из растворов к р и с т а л л ы , к а к п р а в и л о , ограничива­ ются плоскими г р а н я м и и п р я м ы м и ребрами, п р и н и м а я многогранную ф о р м у .

р

Б ы л и исследованы в о з м о ж н ы е простейшие в а р и а н т ы построения к р и с т а л л и ч е с к и х решеток в соответствии с з а к о н а м и их симметрии. О. Б р а в э д о к а з а л , ч т о существует т о л ь к о 14 типов полиэдров (рис. 2), из к о т о р ы х м о ж н о " с о б р а т ь " любую простран­ ственную решетку, а Е . С . Ф е д о р о в установил, что д л я этих решеток имеется 230 симметрийных законов р а с п о л о ж е н и я частиц. Р а з н ы е количественные соотношения хи­ мических элементов в минералах, 14 типов к р и с т а л л и ч е с к и х решеток и 230 з а к о н о в р а с п о л о ж е н и я частиц, — в с е это д а е т бесконечное число р е а л ь н ы х с т р у к т у р и минера­ лов.

19

Моноклинная а*Ь* с

Триклинная а ¥• с* а ot*pVr*90°

'Л

Моноклинная (базоцентрированная) р * 90°

З

с4

<А

.44 I

Ромбическая

atbtc

Ромбическая Ромбическая (базоцентрированная) Ромбическая (гранецентрированная) (объемноцентрированная)

10

8 -Т=~

^3 v"—"3 Гексагональная аФс а=60°

_ _ Тетрагональная Ромбоэдрическая ф

Ромбоэдрическая

а

11

13

12

14

гТетрагональная (объемноцентрированная)

Кубическая (примитивная)

с

Г

Кубическая Кубическая (гранецентрированная) (объемноцентрированная)

Рис. 2. Типы решеток Браве.

ХИМИЧЕСКАЯ СВЯЗЬ В МИНЕРАЛАХ. ТЕОРИЯ КРИСТАЛЛИЧЕСКОГО ПОЛЯ

В ш к о л ь н ы х учебниках химии природа химической связи традиционно о б ъ я с н я е т с я д л я и д е а л ь н ы х с л у ч а е в на т а к и х простейших примерах, к а к : а) бинарные м о л е к у л ы т и п а NaCl, CaF2; б) м о л е к у л ы газов ( C b и т . п . ) ; в) химически ч и с т ы е м е т а л л ы (Cu, Au). Т а к вводится понятие о ионных (в NaCl, С а Р г ) , к о в а л е н т н ы х (в м о л е к у л а х т и п а С Ь ) и м е т а л л и ч е с к и х (у Cu, Au) с в я з я х . Ионная связь образуется з а счет электростатического (кулоновского) п р и т я ж е н и я противоположно з а р я ж е н н ы х ионов, например э л е к т р о п о л о ж и т е л ь н о г о N a и элек­ троотрицательного C l в NaCl, ионов C a и F в CaF2. С и л а электростатического п р и т я ж е н и я ионов и стабильность т а к и х молекул з а в и с я т от з а р я д а ионов и их разме­ ров: чем больше з а р я д и меньше ион, тем прочнее он с в я з а н со своим соседом. +

-

2 +

20

-

Ковалентная связь в м о л е к у л а х газов т и п а C b осуществляется з а счет обобще­ ствления внешних электронов у э л е к т р о н е й т р а л ь н ы х атомов. Это образно показано на схеме : C l . + .Cl : ^ : C l : C l : , где т о ч к а м и обозначены внешние э л е к т р о н ы . Х л о р находится в т р е т ь е м периоде та­ блицы химических элементов под номером 17, т. е. в состав его атома в х о д я т 17 элек­ тронов. Д л я нейтрального атома х л о р а запишем распределение э л е к т р о н о в по орбитал я м : l s 2 s 2 p 3 s 3 p , т . е . н е й т р а л ь н ы й атом Cl имеет семь внешних э л е к т р о н о в . Б л и ­ ж а й ш и й к нему инертный газ аргон Ar имеет м а к с и м а л ь н о устойчивую д л я элементов третьего периода внешнюю оболочку из восьми электронов ( 3 s 3 p ) . Выше, на схеме образования м о л е к у л ы C b , видно, что к а ж д ы й атом хлора становится о б л а д а т е л е м восьми внешних электронов, т . е . атом х л о р а в молекуле C b находится в устойчивом состоянии. В р е з у л ь т а т е м о л е к у л а C b стабильна, к о в а л е н т н а я с в я з ь обеспечивает ее прочность. Металлическая связь х а р а к т е р н а д л я меди, золота и других т и п и ч н ы х м е т а л л о в . И х атомы, к а к известно, имеют в изолированном состоянии (в идеальном газе) круп­ ные р а з м е р ы (теоретический радиус атома з о л о т а 0,144 нм, меди 0,128 нм), а внеш­ ние э л е к т р о н ы слабо с в я з а н ы с я д р о м . В кристаллической решетке м е т а л л о в внеш­ ние э л е к т р о н ы свободно перемещаются в пространстве м е ж д у атомами (они образуют т а к н а з ы в а е м ы й э л е к т р о н н ы й газ), обеспечивая им х а р а к т е р н ы е с в о й с т в а — в ы с о к и е электро- и теплопроводность, хорошую ковкость. Существует еще один идеализированный тип химической связи, которую н а з ы в а ю т вандерваальсовой (это т а к н а з ы в а е м а я остаточная химическая с в я з ь ) . Возьмем такой пример. В с ж и ж е н н о м газе C b м е ж д у атомами Cl в молекуле с в я з ь к о в а л е н т н а я , к а ж д а я м о л е к у л а с а м а по себе э л е к т р о н е й т р а л ь н а , но н а очень короткое в р е м я она м о ж е т п р е в р а щ а т ь с я в слабый д и п о л ь з а счет случайного неравномерного распреде­ л е н и я электронов во внешней оболочке м о л е к у л ы C b - Т о г д а соседние д и п о л и C b в ж и д к о с т и будут взаимодействовать д р у г с другом. Эти с л у ч а й н ы е (остаточные) с и л ы и носят название в а н д е р в а а л ь с о в ы х сил. Они очень м а л ы . Поэтому ж и д к и й х л о р м о ж е т существовать т о л ь к о при температуре н и ж е — 102°С. 2

2

6

2

5

2

6

Рассмотренные выше идеализированные и простейшие схемы л е ж а т в основе пред­ ставлений о р е а л ь н ы х химических с в я з я х м е ж д у атомами в бесконечном пространстве кристаллической решетки минералов. В ней все атомы взаимодействуют со своими соседями, а те, в свою очередь, со своими собственными соседями. В р е з у л ь т а т е воз­ никает общее кристаллическое пространство взаимодействующих атомов, к о р о т к о его н а з ы в а ю т к р и с т а л л и ч е с к и м полем. Теория кристаллического поля все в р е м я р а з в и в а е т с я , но д а ж е она не м о ж е т объяс­ нить до конца ясно и точно все особенности химической связи в м и н е р а л а х и происте­ кающих из нее свойств. Начнем с идеальной модели ионной химической связи в г а л и т е . С ч и т а е т с я , что в этом минерале ионная с в я з ь п р о я в л я е т с я в наиболее чистом виде. В кристаллической с т р у к т у р е м и н е р а л а к а ж д ы й атом н а т р и я п р е д с т а в л я е т собой с ф е р у (шар), на ее поверхности равномерно распределен один п о л о ж и т е л ь н ы й з а р я д ; точно так ж е к а ж д ы й атом х л о р а я в л я е т с я сферой, на ее поверхности распределен один от­ рицательный з а р я д . В принципе одна с ф е р а м о ж е т приблизиться к другой в любом месте, в любом направлении. И о н н а я х и м и ч е с к а я с в я з ь не я в л я е т с я направленной, но ионы н а т р и я и х л о р а чередуются в объеме к р и с т а л л а в строгом п о р я д к е , к о т о р ы й подчиняется геометрическим з а к о н а м плотнейшей упаковки атомов в к р и с т а л л а х (они будут описаны н и ж е , с. 24-27). 21

Is-орбиталь + P + Py + p - орбитали = четыре гибридизованные орбитали x

z

Рис. 3. Конфигурация орбиталей электронов в структуре ал­ маза.

К о в а л е н т н а я с в я з ь п р о я в л я е т с я в а л м а з е . Но здесь к а р т и н а с л о ж н е е , чем в иде­ альной модели д л я м о л е к у л ы газа C b - В периодической таблице элементов углерод находится во втором периоде. Он имеет 6 электронов, к о т о р ы е распределены по орб и т а л я м т а к : ls 2s 2p (рис. 3, а). Но в к р и с т а л л а х а л м а з а один э л е к т р о н в к а ж д о м атоме углерода переходит в возбужденное с о с т о я н и е — с s-орбитали н а р-орбиталь, и распределение э л е к т р о н о в будет другим: l s 2 s 2 p (рис. 3, б). Э т о означает, ч т о ка­ ж д ы й атом углерода в а л м а з е имеет 4 ковалеЛгные связи, обозначим их к а к Ct^TT. Здесь орбитали s-электронов и р-электронов смешиваются и п е р е к р ы в а ю т д р у г друга. Э л е к т р о н н ы е о б л а к а все вместе образуют очень с л о ж н у ю поверхность (рис. 3, в), с ч е т ы р ь м я " в ы с т у п а м и " . Поэтому химическая с в я з ь я в л я е т с я направленной, соседние а т о м ы углерода р а с п о л а г а ю т с я строго по направлению этих " в ы с т у п о в " . Они пере­ к р ы в а ю т д р у г друга, э л е к т р о н ы н а них обобществляются. В р е з у л ь т а т е к а ж д ы й атом углерода о к р у ж е н ч е т ы р ь м я соседями, в свою очередь к а ж д ы й сосед о к р у ж е н своими ч е т ы р ь м и соседями. Т а к п о л у ч а е т с я бесконечная пространственная р е ш е т к а а л м а з а , в его к р и с т а л л и ч е с к о м поле атомы углерода скреплены д р у г с д р у г о м т о л ь к о ковалентными связями: 2

2

2

2

4-

t

t

С

С

1

3

t <=*

U

п

<- С

с

п

U

С

С

С

I

I

1

4-

•£±

С

Т е ж е атомы углерода в к а л ь ц и т е С а С О з и других карбонатах с в я з а н ы в к о м п л е к с ы ( С О з ) иным способом. Здесь атом углерода т е р я е т один э л е к т р о н , к о т о р ы й перехо2 -

22

д и т к кислороду. В р е з у л ь т а т е э л е к т р о н ы р а с п р е д е л я ю т с я следующим образом: Is

2

1

2s

и

t

2р

2

t

t

V

Общая валентность атома углерода 4, но т р и связи ковалентные, а одна — ионная. Условно изобразим это т а к : C ^ . К и с л о р о д в кристаллическом поле к а л ь ц и т а т а к ж е х а р а к т е р и з у е т с я смешанными химическими с в я з я м и : O^~. С в я з и внутри комплекс­ ного аниона ( С О з ) т о ж е смешанные — ионно-ковалентные: ( C ^ O l " ) . С а м ком­ плексный анион ( С О з ) с в я з а н с к а л ь ц и е м ионной химической с в я з ь ю . Подобно угле­ роду кремний в р а з н ы х м и н е р а л а х всегда имеет валентность 4, но у него х а р а к т е р связей р а з н ы й : S i ^ , S i ^ , S i \ Н а п р и м е р , в кварце Si02 т а к а я схема связей: в форстерите M g S i O - H H a H : M g ^ ( S i O j " ) . +

2 -

+

2 -

2 -

1

+

+ +

Sitt++o|-,

w 1

+

m t

4

2

П р и м е р ы с углеродом и кремнием очень упрощены и схематизированы нами. Н а них м ы п ы т а л и с ь д а т ь самую первую картину р е а л ь н ы х химических связей в кри­ с т а л л и ч е с к о м поле минералов и п о к а з а т ь неодинаковость этих связей м е ж д у р а з н ы м и атомами и группировками атомов в одном и том ж е к р и с т а л л е . В действительности к а р т и н а связей в к р и с т а л л а х еще с л о ж н е е из-за взаимного в л и я н и я атомов д р у г н а друга. Это взаимное в л и я н и е атомов в ы р а ж а е т с я в том, что в к р и с т а л л е э л е к т р о н ы могут и м е т ь р а з н у ю энергию связи с я д р о м , д а ж е если они р а с п о л а г а ю т с я н а одних и тех ж е о р б и т а л я х . Согласно классической квантовой механике, в изолированном атоме д л я к а ж д о г о э л е к т р о н а х а р а к т е р е н свой уровень энергии. В к р и с т а л л и ч е с к о м поле м и н е р а л а этот энергетической уровень к а к бы р а с п а д а е т с я (расщепляется) н а не­ сколько р а з н ы х подуровней. И х число и значения энергий о к а з ы в а ю т с я р а з н ы м и д л я одного и того ж е атома в р а з н ы х к р и с т а л л и ч е с к и х решетках и в р а з н о м о к р у ж е н и и атома его соседями. Вариантов много, к а ж д ы й в а р и а н т по-своему в л и я е т н а х а р а к т е р и силу связей. Проще всего это п о к а з а т ь на примере переходных м е т а л л о в четвертого периода т а б л и ц ы химических элементов (Sc — Zn). У элементов от Sc д о Zn имеются Зс?-орбитали. И х п я т ь , а м а к с и м а л ь н о е число электронов, которое м о ж е т на них находиться, равно 10. Н а п р и м е р , э л е к т р о н ы в атомах т и т а н а и ж е л е з а распределены следующим образом: Is 2 2

2

и и

Ti

2

и 2 6

2

2р

U 2

и

3s

з*

2р

U

и

U

6

Зр

2

и

U 6

2s

и

Fe

6

2s

3d

и

U 14

t

п

U

и

t

2

IU 3d

Зр

U

4s

t

6

2

2

t

4s 2

6

t

t

\п

К а к видим, в химической связи у т и т а н а и ж е л е з а могут у ч а с т в о в а т ь d-электроны. В к р и с т а л л а х э л е к т р о н ы на d-орбиталях т а к ж е о б л а д а ю т разной энергией: один энер­ гетический уровень р а с щ е п л я е т с я на несколько (рис. 4). Энергия с в я з и з а счет р а з н ы х d-электронов будет разной. Очень своеобразна к а р т и н а химической связи в реальгаре AsS и сере S. В к р и ­ сталлической с т р у к т у р е первого м и н е р а л а имеются н е й т р а л ь н ы е м о л е к у л я р н ы е груп­ пировки ( A s S ) , во втором — ( S e ) - М о л е к у л ы с в я з а н ы м е ж д у собой остаточными (вандерваальсовыми) с в я з я м и . Они очень слабые, поэтому к р и с т а л л ы э т и х минера­ лов хрупкие, нетвердые, а сера легко п л а в и т с я и горит. М е т а л л и ч е с к а я с в я з ь в ее классическом виде п р о я в л я е т с я в м и н е р а л а х , я в л я ю ­ щихся самородными м е т а л л а м и . Это медь, золото, серебро и д р . С т р у к т у р а к а ж д о г о 0

4

0

4

23

d,2

s А i_ а о

ху

"1

CC I л с; (Q S

.

4

XZ Рис. 4- Схематическое изо­ бражение энергетических уров­ ней пяти d-орбиталей иона пе­ реходного металла в свободном состоянии (а), а также помещен­ ного в сферическое (5), октаэдрическое (в) и тетраэдрическое (Г) окружение отрицательных заря­ дов (Bloss, 1971).

1

"Mg

X

оtO с

XZ

из них к а к бы с л о ж е н а из одинаковых по размеру с ф е р (шаров), м е ж д у ними свободно перемещаются э л е к т р о н ы . С р а в н и в а я м е ж д у собой и в ы н у ж д е н н о идеализируя химические связи в минералах, м о ж н о д а т ь их следующую к р а т к у ю характеристику. 1. М е т а л л и ч е с к а я с в я з ь : сильное сближение (соприкосновение) атомов, в ы с о к а я с и м м е т р и я к р и с т а л л о в — самородные м е т а л л ы . 2. В а н д е р в а а л ь с о в а с в я з ь : д а л ь н е е взаимодействие э л е к т р о н е й т р а л ь н ы х частей в с т р у к т у р е минералов — сера, р е а л ь г а р . 3. К о в а л е н т н а я с в я з ь : сильное, направленное взаимодействие атомов з а счет пере­ к р ы в а н и я орбиталей — а л м а з . 4. Ионная с в я з ь : отрицательные и п о л о ж и т е л ь н ы е ионы, электростатическое взаи­ модействие, п о л я р и з а ц и я к р у п н ы х ионов под действием в ы с о к о з а р я д н ы х м е л к и х ио­ н о в — галит, ф л ю о р и т . ПРИНЦИП ПЛОТНЕИШЕИ УПАКОВКИ АТОМОВ И ИОНОВ

Д л я объяснения природы к р и с т а л л и ч е с к и х с т р у к т у р веществ в к р и с т а л л о г р а ф и и используется принцип плотнейшей упаковки атомов и ионов в к р и с т а л л а х , согласно которому принимается, что, во-первых, ф о р м а всех атомов и ионов с ф е р и ч е с к а я и, вовторых, весь объем к р и с т а л л а и л и отдельных его с т р у к т у р н ы х блоков заполнен плотно соприкасающимися атомами и ионами (рис. 5). Н а основе этого принципа удалось просто и геометрически образно охарактеризо­ вать многие особенности к р и с т а л л и ч е с к о г о стро­ ения минералов. Рассмотрим д л я н а ч а л а в о з м о ж н ы е способы плотнейшей у к л а д к и шаров равного д и а м е т р а . П о л о ж и м д р у г на д р у г а д в а с л о я плотно сопри­ касающихся шаров, обозначив н и ж н и й слой бу­ квой А, в е р х н и й — б у к в о й В. Т р е т и й слой м о ж н о п о л о ж и т ь на слой В по-разному (рис. 6): в од­ ном случае ш а р ы третьего с л о я точно повторяют положение шаров в слое А, а в д р у г о м — ш а р ы третьего слоя з а й м у т неповторяемую позицию С, их затем м о ж н о п е р е к р ы т ь ч е т в е р т ы м слоем ша­ ров, который повторит п о л о ж е н и е с л о я А. УпаРис. 5. Иллюстрация принципа « . „ „ .на мо. плотнейшеи упаковки атомов

дели структуры галенита.

к о в к а первого типа х агр а к т егр и зjу е т с я повторяемо*стью AB A B A B . . . , ее н а з ы в а ю т двухслойной r

"24

Рис. 6. Двухслойная (а) и трехслойная (б) плотнейшие упа­ ковки шаров.

(а по х а р а к т е р у симметрии — гексаго­ нальной) (рис.7). Д л я упаковок вто­ рого т и п а х а р а к т е р н а повторяемость ABC ABC ABC . . . , ее н а з ы в а ю т трех­ слойной (рис.6) или кубической (рис.8). Имеется много других п о р я д к о в повто­ ряемости слоев в плотнейшей у к л а д к е шаров, но все они будут я в л я т ь с я вари­ антами этих д в у х упаковок. Плотно у л о ж е н н ы е ш а р ы з а н и м а ю т л и ш ь 74% заполняемого ими объема, а 26% приходится на пустоты м е ж д у ша­ рами. И х д в а типа. Одни пустоты, меньшие по размеру, р а с п о л а г а ю т с я ме­ ж д у ч е т ы р ь м я ш а р а м и (рис.9, б), и их н а з ы в а ю т тетраэдрическими. Д р у г и е , большие по р а з м е р у пустоты ограни­ чены шестью ш а р а м и (рис.9, а), и их н а з ы в а ю т октаэдрическими. В беско­ нечной кристаллической постройке н а п шаров приходится 2п тетраэдрических и п октаэдрических пустот. Примером построения к р и с т а л л и ч е ­ ской с т р у к т у р ы вещества почти точно по принципу плотнейшей упаковки м о ж е т я в л я т ь с я к о р у н д A b О з . В нем

Рис. 7. Соответствие между моделью двухслойной (гексагональной) плотнейшей упаковки и кристаллической решеткой той же симметрии.

25

крупные ионы кислорода (радиус 0,132 нм, по В. Гольдщмидту) образуют двухслойную плотнейшую упаковку, 2 / 3 октаэдрических пустот з а н я т о ионами а л ю м и н и я (радиус 0,057 нм, по В . Гольдшмидту), тетраэдрические позиции свободны.

Рис. 8. Соответствие между моделью трехслойной (кубической) плотнейшей упаковки и кристаллической решеткой той же симметрии (Берри и д р . , 1987).

Если считать, ч т о кристаллические вещества построены по принципу идеальной плотнейшей упаковки, т о все многообразие с т р у к т у р минералов д о л ж н о о п р е д е л я т ь с я т р е м я ф а к т о р а м и : 1) типом плотнейшей упаковки, р а з м е р о м и валентностью ато­ мов, образующих э т у упаковку; 2) набором атомов, з а п о л н я ю щ и х пустоты плотнейшей упаковки; 3) узором з а с е л е н и я пустот. Многообразие сочетаний этих ф а к т о р о в оче­ видно. Однако число м и н е р а л о в с иде­ альной плотнейшей упаковкой атомов от­ носительно невелико. Э т о о б ъ я с н я е т с я в первую очередь т е м , ч т о т а к и е к р и с т а л л и ­ ческие постройки в о з м о ж н ы д л я минера­ лов с ненаправленными химическими свя­ з я м и — металлической и л и ионной. Дей­ ствительно, к примеру, самородные метал­ л ы (золото, медь, серебро) имеют струк­ т у р ы с трехслойной (кубической) плотнейРис. 9. Октаэдрическая (а) и тетраШей упаковкой, самородные иридий И едрическая (6) пустоты в плотнейшей упаковке шаров.

цинк — С

26

ДВУХСЛОЙНОЙ

(гексагональной)

упаковкой. Н а п р о т и в , к р и с т а л л и ч е с к а я с т р у к т у р а самородной серы д а л е к а от плот­ нейшей упаковки. В сере п р о я в л е н ы направленные (ковалентные) химические связи, при этом образуются восьмиатомные с л о ж н ы е по конфигурации м о л е к у л ы с нулевым с у м м а р н ы м з а р я д о м Sg, они соединяются остаточными (вандерваальсовыми) с в я з я м и в разноориентированные колонки. И з распространенных в природе веществ плотнейшая у п а к о в к а х а р а к т е р н а д л я не­ многих минералов, например д л я к о р у н д а A I 2 O 3 . П о к а з а т е л ь н о , что при м а л о й моле­ к у л я р н о й массе это вещество обладает относительно высокой плотностью. Д о в о л ь н о близки к плотнейшей упаковке структуры, некоторых о р т о с и л и к а т о в — о л и в и н о в , Гра­ натов и д р . Б о л ь ш и н с т в о ж е минералов имеет с л о ж н ы е к р и с т а л л и ч е с к и е постройки, в них л и ш ь строение о т д е л ь н ы х блоков отвечает принципу идеальной плотнейшей упа­ ковки атомов. Т а к что этот п р и н ц и п — л и ш ь модель, помогающая интерпретировать реальность. КООРДИНАЦИОННЫЕ ЧИСЛА

Координационным числом данного атома в с т р у к т у р е м и н е р а л а н а з ы в а е т с я число б л и ж а й ш и х от него соседних атомов. Т а к , в с т р у к т у р е самородного з о л о т а координа­ ционное число к а ж д о г о атома равно 12. В галите (см. рис. 1) координационное число н а т р и я — б (вокруг него р а с п о л о ж е н о шесть атомов х л о р а ) , координационное число х л о р а — т а к ж е 6 ( к а ж д ы й атом х л о р а о к р у ж е н шестью атомами н а т р и я ) .

В и д е а л ь н ы х плотнейших у п а к о в к а х координационное число зависит от соотноше­ ния размеров атомов, ее составляющих: если один вид атомов слагает упаковку, то от р а з м е р а атомов другого вида зависит, в к а к у ю пустоту (тетраэдрическую или октаэдрическую) они могут поместиться. Ясно, что р а з м е р ы пустот о п р е д е л я ю т с я р а з ­ мерами атомов (шаров), ф о р м и р у ю щ и х плотнейшую упаковку, а о п т и м а л ь н о е соотно­ шение радиуса этих атомов и радиуса атома в пустоте всегда одно и то ж е (рис. 10). Д л я октаэдрической координации оно равно 0,41, д л я тетраэдрической — 0,22. Т а к ж е плотно м о ж н о р а з м е с т и т ь атом м е ж д у т р е м я , восемью, д в е н а д ц а т ь ю соседними (рис. 11). И т а к , д л я т а к и х с т р у к т у р в о з м о ж н ы координационные ч и с л а 3, 4, 6, 8, 12.

27

Однако и д е а л ь н ы е плотнейшие упа­ ковки атомов в о з м о ж н ы т о л ь к о в струк­ т у р а х минералов с н е н а п р а в л е н н ы м и , т. е. полностью ионными или металлически­ ми, химическими с в я з я м и м е ж д у атома­ ми. В м и н е р а л а х с к о в а л е н т н ы м и свя­ з я м и соединение атомов в к р и с т а л л и ч е ­ скую постройку о с у щ е с т в л я е т с я з а счет обобществления э л е к т р о н о в н а о р б и т а л я х р, d, / . Н а п р и м е р , в самородной сере атомы S объединены в м о л е к у л у Ss, при этом э л е к т р о н ы внешних орбиталей р (у серы их шесть) о б ъ е д и н я ю т с я т а к , что у к а ж д о г о атома о к а з ы в а е т с я устойчивая восьмиэлектронная в н е ш н я я оболочка. Т а к ж е з а счет обобществления электро­ нов орбиталей р и s соединяются атомы углерода в с т р у к т у р е а л м а з а , в резуль­ тате чего к а ж д ы й атом д о с т р а и в а е т внеш­ нюю оболочку до восьмиэлектронной, т. е. наиболее устойчивой оболочки. В а ж н о понимать, что ф о р м а орбиталей р , d, f не шаровая, а более с л о ж н а я и со строго определенной ориентацией в пространст­ ве направлений, по к о т о р ы м могут свя­ з а т ь с я соседние а т о м ы . Поэтому в ми­ н е р а л а х с ковалентной с в я з ь ю коорди­ национное число зависит от д в у х ф а к ­ торов: а) от соотношения р а з м е р о в ато­ мов; б) от х а р а к т е р а р а с п о л о ж е н и я в про­ странстве в а л е н т н ы х орбиталей р - , d-, / электронов. М а к с и м а л ь н о в о з м о ж н о е чи­ сло атомов-соседей о п р е д е л я е т с я соотно­ шением их р а з м е р о в , а реальное число м о ж е т о к а з а т ь с я и н ы м в зависимости от числа и п о л о ж е н и я в а л е н т н ы х орбиталей. В целом ж е о к а з ы в а ю т с я допусти­ м ы м и р а з н ы е координационные ч и с л а — 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10, 11, 12.

Координа­ ционное число о—•—о

г

1

OO

&

OJS

0,22

OJd

Рис. 11. Координационные числа и по­ л и э д р ы , отношения радиусов катионов R И анионов R ,. x

3

РАДИУСЫ АТОМОВ И ИОНОВ В КРИСТАЛЛАХ

В курсах химии и ф и з и к и у ж е говорилось о радиусах атомов и ионов, р а з м е р а х и закономерностях их изменения в группе и в периоде периодической системы эле­ ментов Д . И. Менделеева. Все эти значения относятся к гипотетическому атомарному или ионному газу. Д л я минералогии в а ж н ы радиусы ионов в их р е а л ь н ы х кристал­ лических с т р у к т у р а х . Однако их измерить пока не п р е д с т а в л я е т с я в о з м о ж н ы м . Экс­ периментально (рентгеновским и другими методами) определяют м е ж у з е л ь н ы е рас­ с т о я н и я в пространственных решетках. Например, м о ж н о найти расстояние м е ж д у центрами б л и ж а й ш и х атомов к р е м н и я и кислорода в оксиде к р е м н и я — к в а р ц е . Оно

28

равно 0,161 нм. Но к а к определить р а з м е р ы отдельных атомов и ионов в с т р у к т у р е минерала? В р а з н ы е годы с л о ж и л и с ь р а з н ы е подходы к решению этой проблемы, поэтому из­ вестны многочисленные с а м о с т о я т е л ь н ы е системы радиусов ионов в к р и с т а л л а х . И х м о ж н о р а з б и т ь н а д в е группы: в первой радиусы ионов главнейших в земной коре химических элементов (кремний, алюминий, ж е л е з о , кальций, магний, натрий и др.) меньше р а д и у с а иона кислорода, во второй — наоборот. П е р в а я система радиусов з а л о ж е н а работами А. Л а н д е . В 1920 г. он р а с с ч и т а л радиусы M g , S , S e на основе измерения следующих м е ж ъ я д е р н ы х расстояний (в нм) в некоторых селенидах и с у л ь ф и д а х : Mg — Se (0,273), M n — S e (0,273), Mg — S (0,260), Mn — S (0,259). П р и н я в идею о плотнейшей упаковке атомов в к р и с т а л л а х ("шары" анионов и катионов к а с а ю т с я д р у г друга и п р и ж а т ы плотнейшим образом), он на основе простейших расчетов д а л такие значения радиусов (в нм): д л я S 0,183, д л я S e " 0,193, M g 0,076. В 1923 г. Д . А. Вазашерна, исходя из показателей преломления некоторых ф т о р и ­ дов и оксидов и используя теоретическую зависимость м е ж д у величинами радиусов молекул и ионов, с одной стороны, и п о к а з а т е л я м и преломления в е щ е с т в — с другой, в ы ч и с л и л радиусы анионов ф т о р а и к и с л о р о д а — с о о т в е т с т в е н н о 0,133 и 0,132 нм. Эти значения б ы л и п о л о ж е н ы в основу д а л ь н е й ш и х расчетов В. М. Гольдшмидтом. П р и н я в идею плотнейшей упаковки ионов и последовательно р а с ш и р я я к р у г веществ с изме­ ренными м е ж у з е л ь н ы м и р а с с т о я н и я м и , В. М. Гольдшмидт создал н а основе принципа аддитивности (простое суммирование радиусов) систему радиусов д л я ионов всех хи­ мических элементов (рис. 12). В ней ионы наиболее распространенных химических эле­ ментов имеют следующие радиусы (в нм): к р е м н и я — 0,039, а л ю м и н и я — 0,057, ж е л е з а (II) — 0,082, ж е л е з а (III) — 0,067, к а л ь ц и я — 0,106, н а т р и я — 0,098, м а г н и я — 0,078, ти­ тана (IV) — 0 , 0 6 4 . Все они меньше радиуса иона кислорода и т о л ь к о к а л и й и к и с л о р о д имеют одинаковые р а з м е р ы . 2 +

2 -

2 -

2 -

2

2 +

В т о р а я , совсем и н а я система радиусов з а л о ж е н а рентгенометрическими работами В. Брэгга. В 1920 г. на основе экспериментального определения м е ж ъ я д е р н о г о рас­ с т о я н и я S — S B пирите (0,205 нм) он п р и н я л д л я радиуса S значение 0,103 н м . По измеренным р а с с т о я н и я м Zn — S (0,235 нм) в с ф а л е р и т е и Zn — О (0,197 нм) в цинките В . Б р э г г получил д л я радиуса Z n значение 0,132 нм и д л я радиуса О значение 0,065 нм. Радиус катиона о к а з а л с я больше радиуса кислорода. В отличие от системы В. М. Гольдшмидта радиус кислорода здесь был определен на основе простейших из­ мерений, а не косвенных расчетов Д . А. Вазашерны; з а исходный б ы л п р и н я т радиус S B пирите. И з м е р е н и я и р а с ч е т ы В. Брэгга не стали тогда всеобщим достоянием науки, а признание п о л у ч и л а система радиусов В. М. Гольдшмидта. В д а л ь н е й ш е м ц и ф р ы В. М. Гольдшмидта у т о ч н я л и с ь У. Захариасеном, Л . Аренсом, Н. В. Б е л о в ы м и Г. Б . Б о кием, С . С . Б а ц а н о в ы м , А . П о л и н г о м , Р. Ш а н о н о м , К . П р е в и т т о м и д р . Н а ч и н а я с 1960-х годов брэгговские идеи о м а л ы х р а з м е р а х ионов кислорода и серы по отно­ шению к катионам вновь о ж и л и и модифицировались в системах радиусов, р а з р а ­ ботанных в р а з н ы х в а р и а н т а х А . С л е й т е р о м , А . С . Щ у к а р е в ы м , В . И . Л е б е д е в ы м . П о В . И . Л е б е д е в у , например, радиус О составляет 0,045 нм, радиус M g — 0,160 н м . П р и этом предполагается, ч т о в большинстве к р и с т а л л и ч е с к и х веществ плотнейшую или плотную упаковку образуют катионы, а в пустотах м е ж д у ними р а с п о л а г а ю т с я ионы кислорода и другие анионы. 2 -

2 +

2 -

2 -

2 -

2 +

Сейчас идет а к т и в н а я переоценка р а з н ы х представлений о р а з м е р а х ионов в кри­ с т а л л и ч е с к и х постройках минералов. Системы радиусов постоянно пересматрива­ ются. Наиболее существенные дополнения б ы л и внесены у ж е в середине 50-х годов 29

Заряд иона 1U

0 0© ©

Cl

}

3+

4+

5+

в

С о

N

о

He

О

Ne

О

О

К

Ca

Ar

00

©О

Sr

Оо Ag

Cd

о

О

О

Si

P О

S

Sc Sc

Ti

V

Cr

О

О

О

О

Ga

Qe

As

Se

Y

Zr

Nb

Mo

О

О

О

О

Al

О Rb

6+

О

О

о

О

In

Sn

Sb

Те

О

О

О

О

La

Ce

О О Au

Н(

Tl

о

Pb

о

Bi

О

Рис. 12. Относительные размеры ионов в кристаллических решетках в системе радиусов В. М. Гольдшмидта.

А. С. Поваренных. Он с ч и т а л , что в р а з н ы х по своей природе химических соединениях атомы одного и того ж е элемента д о л ж н ы иметь р а з л и ч н ы е р а д и у с ы . Н а п р и м е р , раз­ м е р иона F e в с у л ь ф и д а х составляет 0,111 нм, во ф т о р и д а х — 0 , 0 8 6 нм, в оксидах — 0,094 нм. Эти представления п о д т в е р ж д а ю т с я многими работами по электронно- и рентгенографии минералов. Т а к , д л я н а т р и я , к примеру, установлены к о л е б а н и я ради­ уса от 0,109 д о 0,131 нм. Х о т я представления о неодинаковых р а з м е р а х ионов в р а з н ы х веществах, очевидно, наиболее прогрессивны, они еще не н а ш л и д о л ж н о г о р а з в и т и я . В этом учебнике м ы будем использовать значения радиусов по В. М. Гольдшмидту. 3 +

СПОСОБЫ ИЗОБРАЖЕНИЯ КРИСТАЛЛИЧЕСКИХ СТРУКТУР МИНЕРАЛОВ

Существует т р и основных способа и множество производных от них в а р и а н т о в изо­ б р а ж е н и я к р и с т а л л и ч е с к и х с т р у к т у р минералов на ч е р т е ж а х и в объемных моделях. Первый с п о с о б — в у з л а х кристаллической решетки р а з м е щ а ю т ш а р и к и , их д е л а ю т разного цвета и л и ч у т ь разного р а з м е р а д л я атомов р а з н ы х химических элементов или р а з м е ч а ю т их символами химических элементов (см. рис. 1). Второй способ з а к л ю ч а ­ е т с я в изображении атомов в виде с ф е р разного д и а м е т р а , целиком з а п о л н я ю щ и х весь объем модели. Р а з м е р с ф е р (шаров) соответствует в п р и н я т о м масштабе предпола­ гаемым в данной с т р у к т у р е э ф ф е к т и в н ы м радиусам атомов, если считать, ч т о с в я з ь я в л я е т с я чисто ионной (см. рис. 5). П р и третьем способе с т р у к т у р у и з о б р а ж а ю т с помощью т е т р а э д р о в , октаэдров, кубов (см. рис. 9, 10) и д р у г и х координационных полиэдров. Обычно принимается, что в середине к а ж д о г о п о л и э д р а " з а п а к о в а н " ка30

тион, а их вершины с у т ь центры т я ж е с т и атомов кислорода, серы или д р у г и х анионов в зависимости от состава м и н е р а л а .

rfiSffl I 0.564нм j Рис. 13. Структура галита в шариковом изображении (а), в виде сфер ( 6 ) и полиэдров (в).

Все т р и способа и з о б р а ж е н и я с т р у к т у р ы м и н е р а л а галита д а н ы н а рис. 13. С т р у к ­ т у р а м и н е р а л а х а р а к т е р и з у е т с я существенно ионными с в я з я м и , к р и с т а л л и ч е с к а я ре­ ш е т к а состоит из ионов н а т р и я и хлора, р а с п о л о ж е н н ы х в очень простом геометриче­ ском п о р я д к е , ч т о прекрасно видно н а и з о б р а ж е н и и с т р у к т у р ы в виде с ф е р (рис. 13, б). Ионы н а т р и я (радиус 0,098 нм, по В. М. Гольдшмидту) н а х о д я т с я в пустотах м е ж д у ионами х л о р а (радиус 0,181 нм), но т а к к а к натрий слишком велик д л я такого ко­ ординационного о к р у ж е н и я , с ф е р ы х л о р а несколько р а з д в и н у т ы . Э т и особенности с т р у к т у р ы г а л и т а хорошо видны н а рис. 13, а. Т а к и м образом, в галите к а ж д ы й ион н а т р и я находится в центре о к т а э д р а , вершины которого з а н я т ы ионами хлора. О т с ю д а с т р у к т у р у г а л и т а м о ж н о изобразить к а к совокупность октаэдров (см. рис. 13, в). Э т а модель по-своему р а с к р ы в а е т главные кристаллохимические особенности м и н е р а л а .

я . 1

А

г*

Zn

•f

- Xu 1

Рис. Ц. Сопоставление разных изображений структуры сфа­ лерита.

Приведем другие примеры р а з н ы х способов и з о б р а ж е н и я одной и той ж е с т р у к т у р ы д л я с ф а л е р и т а (рис. 14), брусита и гиббсита (см. рис. 154). ПОЛИМОРФИЗМ

П о л и м о р ф и з м о м н а з ы в а е т с я существование в природе и в искусственных у с л о в и я х веществ одного и того ж е химического состава, но разной к р и с т а л л и ч е с к о й с т р у к т у р ы . Это явление было о т к р ы т о в 1820 г. Э. М и т ч е р л и х о м . К л а с с и ч е с к и м и п р и м е р а м и по­ л и м о р ф н ы х м о д и ф и к а ц и й я в л я ю т с я к а л ь ц и т С а С О з и арагонит С а С О з , пирит FeS2 и м а р к а з и т FeS2- Известны и более многочисленные системы п о л и м о р ф о в . Т а к , напри­ мер, существует т р и м о д и ф и к а ц и и Т Ю г — р у т и л , брукит, анатаз. В трех п о л и м о р ф н ы х 31

м о д и ф и к а ц и я х находится в природе вещество состава A l Оз • S i C b — э т о кианит, ан­ далузит, силлиманит. Ч е т ы р е , по крайней мере, п о л и м о р ф а имеют состав С — а л м а з , графит, чаоит, лонсдэлеит. Установлено восемь природных м о д и ф и к а ц и й S i O — о> кварц, /?-кварц, а-тридимит, /?-тридимит, а-кристобалит, /?-кристобалит, коэсит, стишовит. К а ж д ы й из п о л и м о р ф о в имеет свою ф о р м у к р и с т а л л о в и свои свойства. П о л и м о р ф н ы е превращения с о п р о в о ж д а ю т с я изменениями энергии к р и с т а л л и ч е ­ ской решетки и соответственно тепловыми э ф ф е к т а м и . Поэтому к а ж д а я из поли­ м о р ф н ы х м о д и ф и к а ц и й устойчива лишь в определенных пределах т е м п е р а т у р ы и да­ вления, что обычно хорошо о т р а ж а ю т специальные физико-химические д и а г р а м м ы (см. рис. 103, 132). Н а й д я тот или иной п о л и м о р ф в составе горной породы или руды, м о ж н о сделать по этим д и а г р а м м а м п р е д п о л о ж е н и я о некоторых из условий ф о р м и р о ­ вания этих пород и руд. И з наблюдений и опытов известно т а к ж е , что на образование п о л и м о р ф о в м о ж е т в л и я т ь химическая обстановка. Т а к , переход одной п о л и м о р ф н о й модификации ZnS в другую (цинковой обманки в вюртцит и обратно) происходит при несколько р а з л и ч н ы х т е м п е р а т у р а х в зависимости от степени ж е л е з и с т о с т и среды, но при этом о к а з ы в а е т с я , что и сами м и н е р а л ы с о д е р ж а т разное количество ж е л е з а . Скорость перехода одной полиморфной модификации в д р у г у ю р а з л и ч н а д л я раз­ ных веществ. К р о м е того, д л я н а ч а л а полиморфного превращения, к а к и д л я н а ч а л а любого процесса, требуется преодолеть энергетический барьер. Поэтому некоторые ве­ щества могут с о х р а н я т ь с я в метастабильном состоянии, т. е. к а к бы инерционно суще­ ствовать в условиях, не свойственных им н а физико-химических д и а г р а м м а х . Т а к о в , например, а л м а з , устойчиво существующий в метастабильном состоянии при обычных д л я человека температуре и давлении. М е ж д у тем, судя по д и а г р а м м е (см. рис. 103), в э т и х у с л о в и я х он д о л ж е н б ы л бы легко и самопроизвольно п р е в р а щ а т ь с я в г р а ф и т . Э т а устойчивая метастабильность о б ъ я с н я е т с я большой прочностью химических свя­ зей в его к р и с т а л л и ч е с к о й с т р у к т у р е (см. с. 22) и потому высоким энергетическим барьером, к о т о р ы й надо преодолеть д л я н а ч а л а перехода одного м и н е р а л а в другой. 2

2

Х И М И Ч Е С К И Й СОСТАВ МИНЕРАЛОВ И ИЗОМОРФИЗМ

Среди минералов нет химически чистых веществ. В их с т р у к т у р у в х о д я т р а з л и ч н ы е химические примеси. В одних м и н е р а л а х количество т а к и х примесей незначительно, м ы н а з ы в а е м их м и н е р а л а м и постоянного состава. Т а к о в ы , например, к в а р ц Si02 (в нем содержание Al, Fe, N a и других элементов не превышает 0,01%), галит NaCl (его чистота обычно не менее 99,9%). Д р у г и е м и н е р а л ы с о д е р ж а т р а з н ы е (от незначитель­ ных до больших) количества химических примесей. Т а к , в р а з н ы х образцах с ф а л е ­ р и т а ZnS количество примеси ж е л е з а колеблется от 0 д о 20 ат.% от с у м м ы Zn + Fe. Т а к и е м и н е р а л ы н а з ы в а ю т м и н е р а л а м и переменного состава, и г л а в н а я причина их существования — явление и з о м о р ф и з м а . Изоморфизмом н а з ы в а е т с я я в л е н и е з а м е н ы в кристаллической решетке м и н е р а л а одних химических элементов д р у г и м и . Т е р м и н " и з о м о р ф и з м " введен в литературу в 1819 г. Э. М и т ч е р л и х о м д л я описа­ ния своеобразного я в л е н и я : к р и с т а л л ы некоторых химически р а з н о р о д н ы х веществ подобны д р у г другу по своей ф о р м е (например, NaNOa и С а С О з ) . Позднее о к а з а л о с ь , что многие такие вещества нередко (но не всегда) подобны т а к ж е и по своей к р и с т а л л и ­ ческой с т р у к т у р е и могут образовывать м е ж д у собой твердые, т . е . к р и с т а л л и ч е с к и е , растворы переменного химического состава. П р о и л л ю с т р и р у е м этот простейший случай и з о м о р ф и з м а н а примере д в у х минера­ л о в — магнезита MgCOe и сидерита FeCOe. К р и с т а л л ы у них м о р ф о л о г и ч е с к и одно­ типны, с т р у к т у р ы подобны д р у г другу. М е ж д у веществами M g C O s и FeCOe в природе 32

имеются все п р о м е ж у т о ч н ы е по составу разновидности; к а к говорят, они о б р а з у ю т ме­ ж д у собой непрерывный р я д т в е р д ы х (кристаллических) растворов. В химических ф о р м у л а х м и н е р а л о в переменного состава э л е м е н т ы , и з о м о р ф н о з а м е н я ю щ и е д р у г друга, объединяются в скобки, м е ж д у ними ставится з а п я т а я . Ф о р м у л а м а г н е з и т а имеет вид (Mg, F e ) C 0 3 , с и д е р и т а — ( F e , M g ) C 0 3 . Обратите внимание и не д е л а й т е та­ кую ошибочную запись ф о р м у л ы , к а к MgFeCOa — т а к о г о соединения нет: с у м м а з а р я ­ дов катионов ( 8 + ) не скомпенсирована з а р я д о м анионов (6—). Если известны т о ч н ы е количественные соотношения и з о м о р ф н ы х элементов, в ф о р м у л е пишутся к о э ф ф и ­ циенты: ( M g F e ) I O C O ; ( M g F e ) I O C O ; ( F e M g ) I C O ; ( F e 8 M g ) i C O и т. п. З д е с ь с у м м а к о э ф ф и ц и е н т о в внутри скобок р а в н а к о э ф ф и ц и е н т у з а скобкой ( 0 , 8 + 0,2 = 1 , 0 и т . д . ) , а з а п я т ы е м е ж д у символами элементов внутри скобок обычно не с т а в я т с я . В общем виде ту ж е ф о р м у л у м о ж н о написать т а к : ( M g F e J r ) C O . А к а д е м и к А . Е . Ф е р с м а н т а к о б ъ я с н и л возникновение этих соединений: " О б р а з о ­ вание и з о м о р ф н ы х смесей отвечает общим з а к о н а м энтропии, особенно в у с л о в и я х высоких т е м п е р а т у р , и поэтому энергетически оно необходимо и более выгодно, чем образование ч и с т ы х соединений". В х о ж д е н и е и з о м о р ф н ы х примесей в м и н е р а л , естественно, происходит без суще­ ственного изменения к р и с т а л л и ч е с к о й решетки этого минерала, т а к к а к перестройка с т р у к т у р ы привела бы к образованию нового м и н е р а л а со своей пространственной ре­ шеткой. Поэтому при и з о м о р ф н о м замещении д о л ж н ы соблюдаться следующие усло­ вия: а) близость радиусов участвующих в этом явлении атомов (по п р а в и л у Г р и м м а — Г о л ь д ш м и д т а р а з н о с т ь радиусов в простых ионных к р и с т а л л а х обычно не превышает 15% от р а з м е р а меньшего атома); б) определенное сходство химических свойств заме­ няющих д р у г д р у г а элементов; в) сохранение э л е к т р о н е й т р а л ь н о с т и к р и с т а л л и ч е с к о й структуры минерала. В паре минералов магнезит — сидерит радиусы M g (0,078 нм, по В. М. Гольдшмидту) и F e (0,082 нм) близки, химические свойства их также сходны, оба д в у х в а л е н т н ы , т . е . н е й т р а л ь н о с т ь к р и с т а л л и ч е с к о й решетки сохраняется. 0 8

0 1 2

1

3

0 6

0 1 4

1

3

0 1 6

0 4

1 0

3

0 l

1-27

0 2

i 0

3

3

2 +

2 +

ТИПЫ ИЗОМОРФИЗМА

Т и п ы и з о м о р ф и з м а р а з л и ч а ю т с я м е ж д у собой по х а р а к т е р у сохранения электроней­ т р а л ь н о с т и к р и с т а л л и ч е с к о й решетки (по типу компенсации валентностей), по числу атомов, участвующих в и з о м о р ф н о м обмене, по с т р у к т у р н о м у п о л о ж е н и ю и з о м о р ф ­ ных примесей, по степени совершенства. В соответствии с этим п р е д л о ж е н о несколько к л а с с и ф и к а ц и й явлений и з о м о р ф и з м а (табл. 1). 1. К л а с с и ф и к а ц и я по х а р а к т е р у компенсации валентностей: а) и з о в а л е н т н ы й и з о м о р ф и з м , когда валентность ионов одинаковая, н а п р и м е р за­ мена M g <— F e в магнезите; б) гетеровалентный и з о м о р ф и з м , когда валентность ионов р а з н а я . И м е ю т с я т р и его разновидности. В качестве примера первой разновидности р а с с м о т р и м с ф а л е р и т ZnS с химической примесью индия ( I n ) . Места Z n (радиус 0,082 нм) в трех у з л а х к р и с т а л л и ч е с к о й решетки " у с т у п а ю т " место д в у м ионам I n (радиус 0,093 нм) и од­ ной вакансии по схеме 3 Z n 4- 2 I n D . С т р у к т у р а м и н е р а л а становится д е ф е к т н о й . М ы будем н а з ы в а т ь это явление г е т е р о в а л е н т н ы м и з о м о р ф и з м о м с п о я в л е н и е м д ы ­ рочных вакансий. В ф и з и ч е с к о й химии вещества с т а к и м и и з о м о р ф н ы м и п р и м е с я м и именуются т в е р д ы м и р а с т в о р а м и в ы ч и т а н и я . Еще одну разновидность гетеровалентного и з о м о р ф и з м а м о ж н о п р о и л л ю с т р и р о ­ в а т ь на примере к в а р ц а . В ф и о л е т о в о м к в а р ц е (аметист) у с т а н а в л и в а е т с я н и ч т о ж н а я (0,01%) примесь ж е л е з а и щелочей. С ч и т а е т с я , что ж е л е з о в к р и с т а л л и ч е с к о й решетке аметиста з а н и м а е т позиции к р е м н и я , з а м е н я я его по схеме S i «- F e (радиус S i 2 +

2 +

3 +

2 +

3 +

2 +

3 +

4 +

33

3 +

4 +

Т а б л и ц а 1. Г л а в н ы е т и п ы и п р и м е р ы и з о м о р ф и з м а Т и п изоморфизма Минерал и исходная формула

Схема изоморфизма и радиусы ионов,

Магнезит MgCO

M g + «- Fe + 0,078 f - 0 , 0 8 2

Корунд Al O Сфалерит ZnS

Al + 0,057 3Zn 0,082

3

2

3

2

3

2 +

4

2

по степени совершенства

Минерал и предельная формула

Изовалентный

Твердый раствор замещения Т о же

Двух­ атомный

Совершенный

Сидерит FeCO

Твердый раствор вычитания Твердый раствор внедрения Твердый раствор замещения

*

»

Много­ атомный

»

»

»

»

3

Na+Si + <- C a A l + 0,098;0,039«-0,106 0,057

4

2 +

»

3

Несовершенный

Рубин (Ali, Cro, )2,o0 Сфалерит (Zno,97lno,02)S 3

Гетеровалентный

3 +

Альбит Na(AlSi O ) 8

по числу атомов

»

3

<- Cr + «- 0,064 <- 2 I n <- 0,093

Si + +- Fe +R+ 0,039 < - 0 , 0 6 7

3

по струк­ турной по­ зиции при­ меси

HM

Кварц SiO 2

по валент­ ности

3

»

2

3

Аметист (Sio,99 Feo ,о 1) 1,00 Ro ,о 1 0 Анортит Ca(Al Si O ) 2

2

8

2

0,039 нм, радиус Fe 0,067 н м ) . Д л я компенсации валентностей в м е ж у з е л ь н ы е про­ с т р а н с т в а ( с т р у к т у р а к в а р ц а неплотная, в ней много "свободных полостей" с л о ж н о й конфигурации) в н е д р я ю т с я катионы щелочей R . Общая схема и з о м о р ф и з м а такова: S i D «— F e R . Это явление м ы будем н а з ы в а т ь гетеровалентным и з о м о р ф и з м о м с внедрением д о п о л н и т е л ь н ы х атомов в м е ж у з е л ь н о е пространство. В ф и з и ч е с к о й химии вещества с т а к и м и и з о м о р ф н ы м и примесями именуются т в е р д ы м и р а с т в о р а м и внедрения. В нашем примере и з о м о р ф и з м происходит в очень ограниченных преде­ л а х из-за большой р а з н и ц ы в р а з м е р а х радиусов к р е м н и я и ж е л е з а , их я в н о р а з н ы х свойств. Наконец, т р е т ь я разновидность гетеровалентного и з о м о р ф и з м а проявлена, напри­ мер, в п л а г и о к л а з а х . П л а г и о к л а з ы — это кальциево-натриевые полевые ш п а т ы , имею­ щие переменный состав. Установлены все п р о м е ж у т о ч н ы е разновидности м е ж д у мине­ р а л а м и состава Na(AlSIsOs) (альбит) и C a ( A b S i O e ) (анортит). И з о м о р ф и з м происхо­ д и т по схеме N a S i <— C a A l , при этом количество атомов остается неизменным и сохраняется э л е к т р о н е й т р а л ь н о с т ь кристаллической решетки. Эту схему впервые п р е д л о ж и л химик и минералог Г. Ч е р м а к . В д а л ь н е й ш е м на основе рентгеновского а н а л и з а с т р у к т у р ы п л а г и о к л а з о в б ы л о д о к а з а н о , что действительно а т о м ы N a и C a р а с п о л а г а ю т с я в одних и тех ж е у з л а х пространственной решетки, кремний и алюми­ ний т а к ж е з а н и м а ю т структурно-однозначные позиции. В ф и з и ч е с к о й химии вещества с т а к и м и и з о м о р ф н ы м и примесями относят к т в е р д ы м растворам з а м е щ е н и я . Т а к о й и з о м о р ф и з м среди явлений гетеровалентного и з о м о р ф и з м а главный. В нашем примере р а з м е р ы радиусов ионов (в нм) N a (0,098) и C a (0,106) близки, но S i (0,039) и A l (0,057) з а м е т н о р а з л и ч а ю т с я . Э т а схема и з о м о р ф и з м а осуществляется в п л а г и о к л а з а х не при л ю б ы х условиях. Во всех трех разновидностях гетеровалентного и з о м о р ф и з м а д о л ж н о с о б л ю д а т ь с я п р а в и л о соразмерности ионов. Д . И. Менделеев ввел понятие о д и а г о н а л ь н ы х р я д а х и з о м о р ф и з м а периодической системы элементов (табл. 2). В них а т о м ы и ионы имеют почти один и тот ж е р а з м е р . 2. К л а с с и ф и к а ц и я по числу атомов: а) д в у х а т о м н ы й и з о м о р ф и з м , когда в замене участвуют д в а химических элемента, например з а м е н а а л ю м и н и я хромом в рубине ( A l « - C r ) , р а з м е р радиусов ионов Al 0,057 нм, ионов C r 0,064 нм; б) многоатомный и з о м о р ф и з м , когда в замене участвуют т р и - ч е т ы р е и более хими­ ческих элементов. Т а к о в , например, и з о м о р ф и з м в р я д у п л а г и о к л а з о в ( N a S i <— Ca Al ). 3. К л а с с и ф и к а ц и я по с т р у к т у р н о м у положению и з о м о р ф н ы х примесей: а) твердые р а с т в о р ы замещения, в к о т о р ы х и з о м о р ф н а я примесь з а н и м а е т у з л ы кристаллической решетки, в ы с в о б о ж д а е м ы е при и з о м о р ф и з м е . Т а к о в и з о м о р ф и з м ме­ ж д у магнием и ж е л е з о м в магнезите, м е ж д у хромом и алюминием в корунде (рубине), а также в плагиоклазах; б) твердые р а с т в о р ы в ы ч и т а н и я х а р а к т е р и з у ю т с я и з о м о р ф и з м о м с появлением д ы ­ рочных вакансий, примером м о ж е т с л у ж и т ь с ф а л е р и т с примесью индия; в) т в е р д ы е р а с т в о р ы внедрения я в л я ю т с я следствием и з о м о р ф и з м а с появлением м е ж у з е л ь н ы х частиц, например в х о ж д е н и я щелочей R в к в а р ц при замене атомов к р е м н и я атомами а л ю м и н и я ( S i D «— A l R ) в морионе. 4. К л а с с и ф и к а ц и я по степени совершенства: а) неограниченный (или совершенный) и з о м о р ф и з м , когда в о з м о ж н а п о л н а я з а м е н а одних атомов другими, т . е . могут существовать д в а крайних и все п р о м е ж у т о ч н ы е по составу м и н е р а л ы , к а к в р я д у м а г н е з и т — с и д е р и т ; б) ограниченный (или несовершенный) и з о м о р ф и з м , когда количество и з о м о р ф н о й +

4 +

3 +

+

2

+

4 +

2 +

3 +

+

2 +

4 +

3 +

3 +

3 +

3 +

3 +

+

2 +

3 +

+

4 +

3 +

35

+

4 +

Т а б л и ц а 2. Д и а г о н а л ь н ы е р я д ы и з о м о р ф и з м а в периодической системе Д . И. Менделеева

III

IV

Vl

VIl

Mo 0.068

t W

Re

0.068

0,072

П р и м е ч а н и е . Стрелки отражают полярность, направленность таких изоморфных замещений.

примеси не м о ж е т п р е в ы ш а т ь какого-то предела, неоднозначного д л я р а з н ы х мине­ р а л о в и примесей (например, содержание хрома в корунде не превышает 1,5—2,0% Cr O ); в) направленный и з о м о р ф и з м , когда, например, медь входит в состав з о л о т а в ко­ личестве д о 20%, но с о д е р ж а н и е изоморфной примеси з о л о т а в меди не превышает 2 — 3 % . Точно т а к ж е барий и свинец лучше входят в м и н е р а л ы к а л и я , чем к а л и й — в м и н е р а л ы б а р и я и свинца, магний охотнее занимает позиции к а л ь ц и я , но не наобо­ рот. А. Е . Ф е р с м а н н а з ы в а л т а к и е направленные замещения п о л я р н ы м и з о м о р ф и з м о м , с в я з ы в а я его с энергетикой я в л е н и я . 2

3

ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ ИЗОМОРФИЗМА

Я в л е н и я и з о м о р ф и з м а по-разному протекают в р а з л и ч н ы х геологических условиях. Н а них с к а з ы в а ю т с я химические условия и температура процессов минералообразования, давление. Х и м и ч е с к а я о б с т а н о в к а . Естественным условием и з о м о р ф и з м а я в л я е т с я неко­ торое критическое с о д е р ж а н и е химического элемента (будущей и з о м о р ф н о й примеси) в среде минерал ©образования. В этом отношении п о к а з а т е л ь н а и з о м о р ф н а я п а р а ве­ ществ M g ( S i O ) и N i ( S i O ) . В экспериментах, з а д а в а я с ь р а з н ы м и исходными соот­ ношениями м а г н и я и н и к е л я , удается получать вещества любого состава м е ж д у чи­ сто магниевой и чисто никелевой солями. В природе в с т р е ч а е т с я M g ( S i O ) — м и н е р а л из ультраосновных горных пород. С о д е р ж а н и е н и к е л я в нем н и ч т о ж н о (не более 0,6% NiO). О б ъ я с н и т ь это довольно просто: никель я в л я е т с я редким химическим элементом, 2

4

2

4

2

36

4

его примесь в ультраосновной магме очень м а л а . Д р у г о е химическое я в л е н и е м о ж н о п р о и л л ю с т р и р о в а т ь на примере м а г н е з и а л ь н о - ж е л е з и с т ы х с л ю д т и п а ф л о г о п и т а , име­ ющих переменный состав, в ы р а ж е н н ы й ф о р м у л о й K ( M g Р е ) з ( А 1 8 1 з О ю ) ( О Н ) 2 . Со­ отношения м е ж д у магнием и ж е л е з о м в них р а з л и ч н ы и о п р е д е л я ю т с я их с о д е р ж а ­ нием в среде м и н е р а л о о б р а з о в а н и я . Но есть особые м е с т о р о ж д е н и я этого м и н е р а л а — к а р б о н а т и т ы . Они ф о р м и р у ю т с я в условиях резкой недосыщенности среды алюми­ нием. Недостаток а л ю м и н и я компенсируется ж е л е з о м , и образуется своеобразная с л ю д а т е т р а ф е р р и ф л о г о п и т , ф о р м у л а которой K ( M g , F e ) ( F e S i 3 0 i o ) ( 0 H ) . Т е м п е р а т у р а . К а к правило, при более высоких т е м п е р а т у р а х и з о м о р ф н ы е заме­ щения проходят легче. К л а с с и ч е с к и м примером я в л я ю т с я к а л и е в ы е полевые ш п а т ы K(AlSi30g). К р и с т а л л и з у я с ь из м а г м ы , они з а х в а т ы в а ю т натрий и имеют состав (К, Na)(AlSi30s)- П р и понижении т е м п е р а т у р ы происходит р а с п а д вещества, т а к к а к радиусы ионов н а т р и я (0,098 нм) и к а л и я (0,133 нм) сильно о т л и ч а ю т с я и их р а з н и ц а намного превосходит геометрический предел и з о м о р ф и з м а (15%). Единый к р и с т а л л состава (К, Na)(AlSi30g) р а с п а д а е т с я на д в е ф а з ы состава K ( A l S i O s ) и N a ( A l S i O g ) . 2+

1

2 +

3 +

3

2

3

3

Т а б л и ц а 3. Р я д ы и з о м о р ф и з м а х и м и ч е с к и х э л е м е н т о в в к о р е в ы в е т р и в а н и я ( 1 ) , м е т а м о р ф и ч е с к о й (2) и м а г м а т и ч е с к о й (3) о б о л о ч к а х (по В . И . В е р н а д с к о м у ) ряда

Место проявления

Ia 16 2 3 4а 46 5а 56 6а 66 7а 76 7в 8 9 10 11 12 13 14 15 16а 166 17 18а 186 19 20 21

1,3 3 2,3 1 1 2,3 1 2,3 1 2 1 2 3 1,2,3 2,3 2 1 1,2 2,3 3 2,3 1 3 3 1 2,3 3 2,3 2,3

Р я д изоморфизма К, Rb, Cs K,Rb, Cs, Na Au, Ag Cu, Hg, (Pb) Ca Sr Ba Pb Mg Ni Fe Mn Zn Mg Ni Fe Mn Zn Cd Cu Co In Mn Fe Mg Ca Mn Fe Mg Co Fe Co Fe Ni Al Fe Cr Al Fe Cr Mn Ti Al Fe Cr M n T i ( V ) Al Mg Fe As Sb Bi Ge, Sn P V As (Sb) W M o (Re) S Se Te Os Ru Rh Ir P t P d I r R h F e Cu Ni Br I Cl F Cl F O F OH Si Al Si Al Ti (Zr) (Mn) Z r H f T h U Y Ca (Na) N b T a T i S n , (Zr), (W) (SiO ) ", (AlO ) -, ( P O ) - , (SO )*1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

4

4

5

4

3

4

4

Д а в л е н и е . В л и я н и е д а в л е н и я на и з о м о р ф н ы е превращения р а з л и ч н о и с л о ж н о . Оно было изучено В . С . У р у с о в ы м , который д о к а з а л зависимость д а в л е н и я от объем­ ного э ф ф е к т а и з о м о р ф и з м а , т . е . от того, возрастает или у м е н ь ш а е т с я у д е л ь н ы й объем 37

м и н е р а л а при и з о м о р ф н о м процессе. В первом случае повышение д а в л е н и я ограничи­ вает и з о м о р ф н у ю смесимость веществ, во в т о р о м — о б л е г ч а е т ее. Зависимость и з о м о р ф и з м а от геологических ф а к т о р о в б ы л а подмечена д а в н о . Инту­ итивно обобщая многочисленные наблюдения, В. И. Вернадский в ы в е л 21 р я д и з о м о р ф ­ ных химических элементов д л я р а з н ы х геологических условий, исходя из к о т о р ы х по х а р а к т е р у и з о м о р ф н ы х примесей м о ж н о судить об условиях образования м и н е р а л а , и наоборот (табл. 3). К р и с т а л л и з а ц и о н н ы е я в л е н и я . Разные плоские сетки в пространственной ре­ шетке одного и того ж е м и н е р а л а неодинаково адсорбируют вещество и р а с т у т с раз­ л и ч н ы м и скоростями. Т о ч н о так ж е они по-разному поглощают и з о м о р ф н ы е при­ меси. В результате образуются к р и с т а л л ы с неодинаковым количеством и з о м о р ф н ы х примесей в р а з н ы х пирамидах, секторах и зонах их роста. Внешне это м о ж е т про­ я в л я т ь с я , например, в мозаичной окраске к р и с т а л л о в . Именно в т а к о м неоднородном захвате и з о м о р ф н ы х примесей кроется причина закономерного, по г р а н я м , распре­ д е л е н и я ж е л т о й и голубой окраски в к р и с т а л л а х ювелирного топаза, секториальной окраски драгоценного аметиста и других камней-самоцветов. Особо отметим, что бы­ с т р а я к р и с т а л л и з а ц и я вещества, вероятно, с о п р о в о ж д а е т с я большим в х о ж д е н и е м изо­ м о р ф н ы х примесей, чем при медленном росте к р и с т а л л а в равновесных условиях. К числу с л о ж н ы х к р и с т а л л и з а ц и о н н ы х явлений следует отнести особый, по В. А.Франк-Каменецкому, и з о м о р ф и з м . Он з а к л ю ч а е т с я в "сборке" растущего в неко­ торых условиях к р и с т а л л а из соразмерных и сходных по основному мотиву с т р у к т у р ы микроблоков р а з н ы х минералов. Это широко распространённое в природе явление у ж е выходит з а границы обычного и з о м о р ф и з м а . Оно установлено в н е к о т о р ы х минералахсиликатах, сернистых соединениях и карбонатах.

Контрольные

вопросы

1. Что такое конституция минерала? 2. Каковы три характерных свойства кристаллических веществ? 3. Чем определяется координационное число атома в структуре минерала? 4. Каковы две принципиально различные системы радиусов ионов и на каких измерениях они основаны? 5. В чем заключаются взгляды А. С. Поваренных о размерах ионов в разных веществах? 6. Как пишутся химические формулы минералов — изоморфных смесей? 7. Что такое твердые растворы — истинные, вычитания, внедрения? 8 . Каковы генетические факторы изоморфизма?

Глава

3

СИММЕТРИЯ И ПРОСТЫЕ ФОРМЫ КРИСТАЛЛОВ

ОГРАНЕННЫЕ И НЕОГРАНЕННЫЕ КРИСТАЛЛЫ

К р и с т а л л ы минералов — одно из чудес природы. Совершенство геометрических очертаний м е л к и х и небольших к р и с т а л л о в всегда к а ж е т с я з а г а д о ч н ы м неопытному н а б л ю д а т е л ю . Менее совершенны, но т а к ж е удивительны своими р а з м е р а м и кри­ с т а л л ы - г и г а н т ы (табл. 4). Присмотревшись к к р и с т а л л а м одного и того ж е минеТ а б л и ц а 4. П р и м е р ы г и г а н т с к и х к р и с т а л л о в р а з н ы х м и н е р а л о в Минерал Медь Серебро Золото Алмаз Сера Сфалерит Галенит Стибнит Пирит Флюорит Шпинель Корунд Сапфир Кварц Колумбит Кальцит Гипс Гранат Циркон Топаз Берилл Турмалин Сподумен Мусковит Калиевый полевой шпат Изумруд

Размеры, масса

Место обнаружения

420 т ( с р о с т о к ) 1350 кг (сросток) 153 кг 602 г 14 X 13 X 4 см 7 см 25 см 60 см 50 см 2 м 26,8 кг 152 кг 240 г 70 т 1T 6 X2м 8 X3 м 1T 7 кг 270 кг 200 т 2,7 м 15,7 м 9 X 2,3 X 9,9 м 10 м 20 X 20 см

США » Чили ЮАР Италия Югославия Великобритания Япония Греция США » ЮАР Шри-Ланка Казахстан США Исландия Чили Норвегия Канада Бразилия » США Канада Норвегия Россия

р а л а , м ы быстро з а м е ч а е м , ч т о все они о т л и ч а ю т с я д р у г от д р у г а по особенностям своей м о р ф о л о г и и и размеру. Б р о с а е т с я в г л а з а , что м и н е р а л ы хорошо о к р и с т а л л и з о ваны чаще всего в полостях, трещинах, вулканических миндалинах, т . е . в свободном пространстве. Но и здесь хорошо огранены т о л ь к о их свободно росшие, не стесненные соседями части. З е р н а м и н е р а л о в в п л о т н ы х агрегатах — в граните, руде, м р а м о р е — это т о ж е к р и с т а л л ы , но без геометрически правильной их огранки. 39

Х а р а к т е р огранки природных к р и с т а л л о в полностью о т р а ж а е т х а р а к т е р строения их к р и с т а л л и ч е с к и х решеток и условия к р и с т а л л и з а ц и и м и н е р а л о в . М О Д Е Л И РОСТА КРИСТАЛЛОВ

Н е к а с а я с ь с л о ж н ы х вопросов образования мельчайших к р и с т а л л и ч е с к и х зароды­ шей, рассмотрим главные теоретические модели их дальнейшего р а з р а с т а н и я . М о д е л ь п о с л о й н о г о с о в е р ш е н н о г о р о с т а к р и с т а л л о в . Ч а с т и ц ы присоеди­ н я ю т с я к растущему к р и с т а л л у и з а к р е п л я ю т с я на нем, если при этом происхо­ дит выделение энергии. По р а с ч е т а м В . К о с с е л я и И. Странского, присоединение частицы к р а з н ы м т о ч к а м поверхности к р и с т а л л а с о п р о в о ж д а е т с я р а з н ы м выигры­ шем энергии. Согласно их д а н н ы м , выгоднее всего присоединение ч а с т и ц ы к входя"°

щим у г л а м н а поверхности к р и с т а л л а (рис. 15). Поэтому быстрее всего на к р и с т а л л а х д о р а с т а ю т плоские сет­ к и — к р и с т а л л ы к а к бы р а с т у т сло­ я м и , к о т о р ы е быстро д в и ж у т с я по их поверхности д о границ к р и с т а л л а . Модель послойного роста к р и с т а л л о в хорошо о б ъ я с н я е т их плоскогранность, но не д а е т ответа н а вопрос, почему к р и с т а л л ы , став плоскогран­ ными, все ж е п р о д о л ж а ю т расти. Расчеты показывают, что д л я того чтобы следующие ч а с т и ц ы осели на идеально плоскогранный к р и с т а л л и образовали н а нем новые слои роста, необходимо громадное пересыщение вещества. Э т и теоретически рас­ с ч и т ы в а е м ы е пересыщения намного больше тех концентраций веществ, при к о т о р ы х к р и с т а л л ы все-таки ра­ стут в л а б о р а т о р и я х и, видимо, в при­ роде. Объяснение этому к а ж у щ е м у с я противоречию д а е т м о д е л ь роста кри­ с т а л л о в з а счет их д е ф е к т н о с т и .

Рис. 15. Разные варианты перехода ча­ стицы на поверхность растущего кристалла. Наиболее прочно положение частиц в по­ зиции 3, наименее — в позициях 1, 5, 6.

ф( Примесный атом£}( Г" в стандартной позиции

Рис. 16. Некоторые типы точечных дефектов в кристаллах.

40

Модель послойного роста за счет д е ф е к т о в в кристаллах. Де­ фектами называются нарушения обычной д л я идеального к р и с т а л л а однородности его строения. С л о ж ­ ные процессы и з о м о р ф и з м а и адсорб­ ционные я в л е н и я н а поверхностях ра­ стущего к р и с т а л л а п р и в о д я т к де­ ф е к т н о с т и его с т р о е н и я — т о ч е ч н о й , линейной и объемной. Т о ч е ч н ы е де­ ф е к т ы в ы з ы в а ю т с я в первую очередь и з о м о р ф н ы м замещением. Атом (ион) изоморфной примеси в у з л е кристал­ лической решетки, появление м е ж у з е л ь н ы х атомов, отсутствие частиц

в некоторых у з л а х , остающихся в а к а н т н ы м и (рис. 16), — в с е это н а р у ш а е т р е г у л я р ­ ность строения к р и с т а л л а и существенно в л и я е т на его р о с т — к а ж д ы й т о ч е ч н ы й де­ ф е к т м о ж е т о к а з а т ь с я более выгодным д л я присоединения здесь ч а с т и ц ы следующего с л о я на к р и с т а л л е . Л и н е й н ы е к р а е в ы е дислокации могут возникнуть, например, при изменении хими­ ческих условий роста к р и с т а л л о в , когда содержание и з о м о р ф н ы х примесей во вну­ тренней зоне и внешней части к р и с т а л л а р а з л и ч а е т с я . И з - з а разного р а з м е р а ча­ стиц р а с с т о я н и я м е ж д у одними и теми ж е плоскими сетками р а з л и ч н ы во внутренней и внешней зонах к р и с т а л л а , а ч а с т ь плоских сеток превращается в полуплоскости (Б на рис. 17, а). Г р а н и ц а этой полуплоскости и есть к р а е в а я д и с л о к а ц и я , она я в л я ­ ется местом облегченного присоединения частиц к растущему кристаллу.

Рис. 17. Схема реального строения кристаллической решетки (а) с точечными дефектами (В, Г), краевой (Б) и винтовой (А) дислокациями. З а счет винтовой дислокации на поверхности кристалла все­ гда имеется "ступенька", к которой легче всего присоединя­ ются частицы растущего кристалла (6).

Наиболее существенную р о л ь в росте к р и с т а л л а играют винтовые д и с л о к а ц и и . Э т и з а к р у ч е н н ы е по спирали плоские сетки (Л н а рис. 17, а) образуются по-разному. На­ пример, они могут возникнуть при механических д е ф о р м а ц и я х к р и с т а л л о в . Д р у ­ гой способ о б р а з о в а н и я — " о г и б а н и е " р а з р а с т а ю щ и м и с я плоскими с е т к а м и осевших н а г р а н ь частиц и молекул, ч у ж е р о д н ы х по отношению к кристаллу. Н а в и н т о в ы х дисло­ к а ц и я х входящий угол спирального с л о я ("ступенька винтовой л е с т н и ц ы " , рис. 17, б) я в л я е т с я местом наиболее выгодного присоединения частиц к кристаллу, а поскольку входящий у г о л — с т у п е н ь к а н а растущем спиральном слое, з а р а с т а я , все в р е м я со­ х р а н я е т с я и д в и ж е т с я по с п и р а л и , к а ж д а я винтовая д и с л о к а ц и я я в л я е т с я а к т и в н ы м центром роста к р и с т а л л о в . Т а к а я модель роста к р и с т а л л о в теоретически р а з р а б о т а н а Д . Б а р т о н о м и Д ж . Ф р а н к о м в 40-х годах этого века. Концентрации р а з л и ч н ы х по своей природе дислокаций в к р и с т а л л е обычно дости­ гают 1 0 — 1 0 н а 1 с м . Д е ф е к т н о е строение к р и с т а л л о в я в л я е т с я м о щ н ы м ф а к т о р о м их роста. 1

5

2

41

ЭЛЕМЕНТЫ ОГРАНЕНИЯ КРИСТАЛЛОВ

Элементами огранения к р и с т а л л о в я в л я ю т с я грани, ребра, вершины. Согласно опи­ санным выше м е х а н и з м а м роста к р и с т а л л о в , грани отвечают п л о с к и м с е т к а м , р е б р а — р я д а м , вершины — у з л а м в кристаллической решетке м и н е р а л а . т

Рис. 18. "Соревнование" граней. На кристалле остаются медленно абсорбирующие грани т, грани р и s исчезают.

Л ю б а я п л о с к а я с е т к а в с т р у к т у р е к р и с т а л л а я в л я е т с я его в о з м о ж н о й г р а н ь ю . Од­ нако н а к р и с т а л л а х большей ч а с т ь ю р а з в и т о ограниченное число граней. Э т о просто о б ъ я с н я е т с я особенностями роста к р и с т а л л о в . Пусть, например, и м е ю т с я грани, отве­ чающие д в у м т и п а м плоских сеток (рис. 18), причем одни из них л е г к о адсорбируют свое вещество, а д р у г и е — т р у д н о . Первые будут быстрее у д а л я т ь с я от ц е н т р а кри­ сталлического зародыша, в т о р ы е — м е д л е н н е е . Но при этом первые грани быстрее исчезнут, а на к р и с т а л л е останутся л и ш ь грани второго рода. Он покроется теми г р а н я м и , к о т о р ы е медленнее адсорбировали н а себе ч а с т и ц ы . Т а к в процессе роста к р и с т а л л о в произойдет естественный отбор граней, и н а нем постепенно останутся те из них, к о т о р ы е медленнее адсорбировали свое вещество. Обычно э т о т е плоские сетки пространственной решетки минерала, которые з а м е т н о более п л о т н о заселены а т о м а м и — и м е ю т большую р е т и к у л я р н у ю плотность, чем другие плоские сетки. Н о один и т о т ж е м и н е р а л нередко встречается в виде к р и с т а л л о в разной ф о р м ы . Очевидно, скорость адсорбции вещества гранью зависит не т о л ь к о от с т р у к т у р ы кри­ с т а л л а и р е т и к у л я р н о й плотности грани, но и от каких-то других, внешних по отноше­ нию к к р и с т а л л у условий. Э т о явление зависимости огранки к р и с т а л л о в от условий их роста используется в минералогии к а к один из индикаторов при изучении процессов минералообразования. ЭЛЕМЕНТЫ СИММЕТРИИ

КРИСТАЛЛОВ

Н е о т ъ е м л е м ы м п р и з н а к о м кристаллического строения минералов, м о ж н о с к а з а т ь , его сущностью я в л я ю т с я с и м м е т р и я с т р у к т у р ы и с и м м е т р и я внешнего о б л и к а кри­ сталлов. Симметрия—это з а к о н о м е р н а я повторяемость в р а с п о л о ж е н и и предметов или их частей н а плоскости или в пространстве. Посредством некоторых простейших гео­ метрических преобразований (вращение, о т р а ж е н и е в з е р к а л ь н о й плоскости и т.п.) отдельные части симметричной ф и г у р ы , пространственной решетки, к р и с т а л л а могут б ы т ь совмещены д р у г с другом. К примеру, вращением граненого питьевого с т а к а н а вокруг его в е р т и к а л ь н о й оси м о ж н о совместить любую точку и ч а с т ь с т а к а н а с другой, 42

о т р а ж е н и е м в в е р т и к а л ь н о й срединной плоскости, к а к в з е р к а л е , м о ж н о совместить р а з н ы е половинки с т а к а н а . С и м м е т р и ч н о с т ь строения ф и г у р м ы в ы я в л я е м и описываем при помощи вспомо­ гательных геометрических образов, к о т о р ы е м ы н а з ы в а е м элементами симметрии. С и м м е т р и я к р и с т а л л о в соответствует симметрии их пространственных решеток. Су­ ществуют следующие э л е м е н т ы симметрии к р и с т а л л о в : плоскости, оси и ц е н т р . Плоскость симметрии P д е л и т ф и г у р у на две зеркально-равные части (рис. 19).

Рис. 19. Фигуры с плоскостью симметрии и без нее. а — все точки и линии рисунка отражаются в плоскости P как в зеркале; 6—плоскость P не обла­ дает э т и м и свойствами, она не является плоско­ стью симметрии.

Оси симметрии проходят через центр к р и с т а л л а . П р и вращении вокруг оси кри­ с т а л л совмещается сам с собой (рис. 20). Ч и с л о совмещений при вращении к р и с т а л л а на 360° н а з ы в а е т с я порядком оси симметрии. Д о к а з а н о , ч т о в к р и с т а л л а х в о з м о ж н ы т о л ь к о оси второго, третьего, четвертого и шестого порядков. Они обозначаются L2, La, I/4, Lq. Осей пятого и п о р я д к о в более шестого в к р и с т а л л а х не бывает. Причину этого н а г л я д н о демонстрирует рис. 2 1 . Это к а к бы плоские сетки (узоры п а р к е т а ) , составленные из одинаковых многоугольников с осями симметрии от L^ д о Видно, ч т о при помощи пяти-, семи-, восьмиугольников не удается однородно п о к р ы т ь всю плоскость, о с т а ю т с я пустоты (дырки), а их в плоской сетке пространственной решетки к р и с т а л л а не бывает.

Л

Я

7\

>1

>4-

V

Рис. 20. Многогранники с осями симметрии второго (а), тре­ тьего (б), четвертого (в) и шестого (г) порядков.

® 88В Рис. 21. Плоские узоры из фигур с разными осями симметрии. Пояснения в тексте.

43

Центр симметрии, и л и инверсии (С), — особая т о ч к а в центре к р и с т а л л а , при от­ р а ж е н и и в которой л ю б а я т о ч к а ф и г у р ы попадает в т а к у ю ж е т о ч к у с другой стороны от центра симметрии. Относительно этого центра с и м м е т р и ч н ы все п р о т и в о п о л о ж н ы е грани, ребра, вершины к р и с т а л л а (рис. 22). Н е во в с я к о м к р и с т а л л е его центр т я ж е ­ сти я в л я е т с я центром симметрии. Например, в к р и с т а л л а х цинкита ZnO нет центра симметрии — и х окончания имеют р а з л и ч н у ю огранку (рис. 23).

Рис. 22. Центр симметрии кристалла.

Рис. 23. Кристалл цинкита.

К р о м е простых осей симметрии еще в ы д е л я ю т с я инверсионные оси. Они бывают третьего, четвертого и шестого порядков. И х обозначения: Li , Li , L , . П р и повороте ф и г у р ы вокруг инверсионной оси на некоторый угол и о т р а ж е н и я в центральной точке ф и г у р ы она совмещается с а м а с собой (рис. 24). Угол поворота у оси Li составляет 3

4

e

3

Рис. 24- Принцип действия инверсионных осей третьего (а) и четвертого (б) порядка (Bloss, 1971) и многогранник с инвер­ сионной осью четвертого порядка (в).

60°, у оси Li — 9 0 ° , у оси L,- — 3 0 ° . В к р и с т а л л а х эти оси не с а м о с т о я т е л ь н ы , но если они есть, то равнозначны д р у г и м элементам симметрии (Li = L3 + С; L,- = L3 + P, L = L ). 4

6

3

i4

2

44

6

ФОРМУЛЫ СИММЕТРИИ И ТРИДЦАТЬ ДВА ВИДА СИММЕТРИИ

КРИСТАЛЛОВ

Перечень всех элементов симметрии к р и с т а л л а , записанный в виде их символов, на­ з ы в а е т с я формулой симметрии. Н а п р и м е р , если в к р и с т а л л е имеются т р и оси Z-2, т р и плоскости симметрии и центр симметрии (рис. 25, а), то его ф о р м у л о й симметрии будет З-С^ЗРС. Е с л и к р и с т а л л обладает одной осью симметрии третьего п о р я д к а Lz,тремя в е р т и к а л ь н ы м и и одной горизонтальной плоскостью симметрии и т р е м я о с я м и второго п о р я д к а (рис. 25, б), то его ф о р м у л а симметрии будет L33L24P. Н о одновременно в этом к р и с т а л л е ось L3 я в л я е т с я осью Li . Поэтому его ф о р м у л у симметрии м о ж н о з а п и с а т ь и т а к : Li ZL24P. В т а к и х ф о р м у л а х порядок записи следующий: с н а ч а л а главные оси, з а т е м другие, потом плоскости и центр инверсии. 6

6

Рис. 25. Многогранники с разными наборами элементов симметрии. о — 3 L 3 P C ; 6— L [Li )ZL AP. 2

3

9

2

К р и с т а л л ы одного и того ж е м и н е р а л а независимо от их огранки х а р а к т е р и з у ю т с я одно и той ж е ф о р м у л о й симметрии. Ч и с л о т а к и х ф о р м у л не беспредельно, поскольку э л е м е н т ы симметрии в з а и м о с в я з а н ы м е ж д у собой. Геометрический в ы в о д всех воз­ м о ж н ы х сочетаний элементов симметрии в к р и с т а л л а х б ы л сделан немецким минера­ логом И. Гесселем в 1830 г. и ф и н н о м А. В. Г а д о л и н ы м в 1867 г. И з него следует, что в природе м о ж е т существовать т о л ь к о 32 сочетания, или, к а к п р и н я т о говорить, 32 вида симметрии, которые объединены в семь групп — семь сингоний. Перечень видов симметрии и сингоний приведен в т а б л . 5. Сингонию к р и с т а л л а определяют по обязательному д л я к а ж д о й сингоний элементу симметрии. В к р и с т а л л а х кубической сингоний о б я з а т е л ь н о присутствуют ч е т ы р е оси третьего п о р я д к а (41>з), в гексагональной сингоний — одна ось Le, т е т р а г о н а л ь н о й — Z-4, тригональной — L3. Сингоний объединены в т р и к а т е г о р и и — н и з ш у ю , среднюю и высшую. В таблице у к а з а н ы т а к ж е п р и н я т ы е в к р и с т а л л о г р а ф и и н а з в а н и я видов сим­ м е т р и и — примитивный, п л а н а л ь н ы й (плана-плоскость), а к с и а л ь н ы й (акси-ось) и т . п . 45

Таблица Ка­ тего­ рия

Сингония

Низ­ шая

Триклинная Моно­ клинная

Сред­ няя

5. В и л ы с и м м е т р и и и с и н г о н и и к р и с т а л л о в вида симме­ трии

В и д симметрии

Формула симметрии

1 2

Примитивный Центральный

Нет ( L ) С

3 4 5

Аксиальный Планальный Планаксиальный

L P L PC

Ромби­ ческая

е 7 8

Аксиальный Планальный Планаксиальный

3L L 2Р 3L 3PC

Тригональная

9 10 11 12 13

Примитивный Центральный Аксиальный Планальный Планаксиальный

L L C = Li Lz 3 L L ЗР L 3L 3PC = L 3L 3PC

14 15

Примитивный Инверсионнопримитивный Центральный Аксиальный Планальный Инверсионнопланальный Планаксиальный

L Li*

L Li

27

Примитивный Инверсионнопримитивный Центральный Аксиальный Планальный Инвереионнопланальный Планаксиальный

28 29 30 31 32

Примитивный Центральный Аксиальный Планальный Планаксиальный

4L 4L 4L 4L 4L

Тетраго­ нальная

16 17 18 19 20 Гексаго­ нальная

21 22 23 24 25 26

Выс­ шая

Куби­ ческая

1

2

2

2

2

2

3

3

3

2

3

3

2

i 3

2

4

L PC L AL L AP L , 2 L 2 P = 3L 2Р 4

4

2

4

4

2

2

L 4L 5PC 4

2

6

= L P

6

L L L L

6

6 6

3

PC 6L 6P 3L 3P = L 3L 4P 2

i e

2

3

2

L 6L 7PC 6

2

3

3

3 3 3

3L 3L 3PC 3L 6L 3Li 6P = 4L 3L 6P 3L 6L 9PC 2

2

4

2

4

4

3

2

2

ПРОСТЫВ КРИСТАЛЛОГРАФИЧЕСКИЕ ФОРМЫ Естественные ф о р м а и о г р а н к а к р и с т а л л о в з а в и с я т от их с т р у к т у р ы и условий обра­ з о в а н и я . К а ж д а я г р а н ь о т в е ч а е т плоской сетке, а в н е ш н я я с и м м е т р и я к р и с т а л л о в соответствует с и м м е т р и и их с т р у к т у р ы . Н а и б о л е е совершенные по своей о г р а н к е к р и с т а л л ы о б р а з у ю т с я п р и р а в н о м е р н о й д и ф ф у з и и вещества к о всем ч а с т я м растущего к р и с т а л л а и п р и о д и н а к о в о й д е ф е к т ­ ности к р и с т а л л и ч е с к о й р е ш е т к и во всех ее ч а с т я х . Н а т а к и х к р и с т а л л а х з а к о н о м е р н о п о в т о р я ю т с я о д и н а к о в ы е г р а н и . Н а одних к р и с т а л л а х э т о г р а н и т о л ь к о одного вида, 46

н а п р и м е р грани г е к с а э д р а (куба), н а других п о в т о р я ю т с я грани двух, т р е х и более видов. Н а к р и с т а л л а х одинаковые грани соответствуют одинаковым п л о с к и м с е т к а м в с т р у к т у р е м и н е р а л а , они х а р а к т е р и з у ю т с я одним и тем ж е узором р а с п о л о ж е н и я атомов и с х о ж и м механизмом роста (рис. 26).

Рис. 26. Одинаковые узор и плотность рас­ положения атомов на одинаковых гранях кри­ сталла (Вадило, 1964).

Совокупность граней к р и с т а л л а , отвечающих одинаковым плоским с е т к а м , называ­ е т с я простой кристаллографической формой. Н а к р и с т а л л е , и з о б р а ж е н н о м на рис. 26, имеется 26 граней, они п р и н а д л е ж а т к т р е м простым к р и с т а л л о г р а ф и ч е с к и м ф о р ­ м а м . К одной простой ф о р м е относятся шесть граней, к другой — восемь, к т р е т ь е й — д в е н а д ц а т ь . Выделение простых к р и с т а л л о г р а ф и ч е с к и х ф о р м н а к р и с т а л л а х имеет большой ф и з и ч е с к и й с м ы с л , а именно: одинаковые грани х а р а к т е р и з у ю т с я одними и теми ж е скоростями роста, блеском, твердостью и сходством других свойств. Н а и д е а л ь н о р а з в и т о м к р и с т а л л е все грани одной и той ж е простой к р и с т а л л о г р а ­ ф и ч е с к о й ф о р м ы одинаковы. О т с ю д а — с к о л ь к о на равномерно р а з в и т о м к р и с т а л л е сортов граней, с т о л ь к о н а нем и простых к р и с т а л л о г р а ф и ч е с к и х ф о р м . И с х о д я из строгого определения, простой к р и с т а л л о г р а ф и ч е с к о й ф о р м о й м о ж н о н а з в а т ь сово­ купность граней, с в я з а н н ы х д р у г с другом элементами симметрии. Ч а щ е всего к р и с т а л л ы огранены комбинацией нескольких простых к р и с т а л л о г р а ­ ф и ч е с к и х ф о р м . Ч т о б ы представить себе в объеме геометрические о ч е р т а н и я к а ж д о й из них, н а д о мысленно п р о д л и т ь все грани данной простой к р и с т а л л о г р а ф и ч е с к о й ф о р м ы т а к , к а к будто бы им не м е ш а л и расти грани других простых к р и с т а л л о г р а ­ ф и ч е с к и х ф о р м , и попытаться оценить в и д получившегося многогранника. Л е г к о до­ гадаться, что большие грани к в а д р а т н ы х очертаний (их шесть) н а рис. 26 е с т ь грани гексаэдра (куба). Т р у д н е е представить, чем я в л я ю т с я небольшие грани шестиуголь­ ных очертаний. И х восемь, а если их сомкнуть д р у г с другом, п о л у ч и т с я многогранник из восьми равносторонних треугольников. Т а к о й восьмигранник н а з ы в а е т с я в геоме­ трии о к т а э д р о м . Наконец, если мысленно соединить д л и н н ы е п р я м о у г о л ь н ы е грани, а их д в е н а д ц а т ь , п о л у ч и т с я ф и г у р а , н а з ы в а е м а я ромбододекаэдром. С л е д о в а т е л ь н о , м о ж н о с к а з а т ь , ч т о к р и с т а л л образован г р а н я м и трех простых к р и с т а л л о г р а ф и ч е с к и х ф о р м — куба, о к т а э д р а и ромбододекаэдра. Д о к а з а н о , ч т о в мире к р и с т а л л о в число простых к р и с т а л л о г р а ф и ч е с к и х ф о р м огра­ ничено. Всего их 47. В сингониях низшей категории в о з м о ж н ы моноэдры, д и э д р ы , п и н а к о и д ы (от греч. m o n o s — о д и н ; hedra (эдр) — сторона, грань; p i n a x — д о с к а ) , ромбические п р и з м ы , ром­ бические п и р а м и д ы , ромбические д и п и р а м и д ы и ромбические т е т р а э д р ы (рис. 27). 47

z:

Моноэдр

Ромбическая призма

Ромбический тетраэдр

Ромбическая пирамида

Ромбическая дипирамида

Рис. 27. Простые формы низшей категории сингоний. В с и н г о н и я х средней к а т е г о р и и в е р о я т н ы м о н о э д р ы , п и н а к о и д ы , п р и з м ы рода, р а з л и ч н ы е пирамиды

и дипирамиды, трапецоэдры, ромбоэдры,

т е т р а г о н а л ь н ы е т е т р а э д р ы (рис. 2 8 ) .

/

Моноэдр

Тригональная

V

У Пинакоид

7

Дитраго- Твпраго- Дитюрагональная мальиая мольная

Гексаго­ нальная

ДигеMсаво­ кальная

Тетраго­ нальный скаленоэдр Тригональный трапецоэдр

Тетрагональный трапецоэдр

Гексагональный трапецоэдр

Тригональный скаленоэдр

Рис. 28. Простые формы средней категории сингоний.

48

разного

скаленоэдры,

В кубической сингонии в о з м о ж н ы 15 простых к р и с т а л л о г р а ф и ч е с к и х ф о р м , из них н а к р и с т а л л а х м и н е р а л о в чаще всего н а б л ю д а ю т с я т е т р а э д р , о к т а э д р , гексаэдр (куб), ромбододекаэдр, Пентагон-додекаэдр, тетрагон-триоктаэдр (рис. 29).

Рис. 29. Простые формы кубической сингонии.

К а к видно, простые ф о р м ы могут б ы т ь з а к р ы т ы м и и о т к р ы т ы м и . П е р в ы е обра­ з у ю т п р и в ы ч н ы е всем геометрические ф и г у р ы , целиком ограничивающие какой-либо конечный объем. Т а к о в ы , например, куб, о к т а э д р , ромбоэдр, с к а л е н о э д р , дипирам и д ы . О т к р ы т ы е ф о р м ы я в л я ю т с я н е з а м к н у т ы м и и тем с а м ы м они поначалу менее п о н я т н ы . Т а к о в ы п и р а м и д ы с бесконечно расходящимися от вершины г р а н я м и , пинак о и д (две беспредельно п р о т я ж е н н ы е в пространстве п а р а л л е л ь н ы е д р у г д р у г у плос­ кости) и п р и з м ы , напоминающие беспредельно идущие т р у б ы многоугольного сечения, ничем не ограниченные по их длине. Реальное сочетание в природе граней о т к р ы т ы х и з а к р ы т ы х простых к р и с т а л л о г р а ф и ч е с к и х ф о р м д а е т к р и с т а л л у его конечный те­ лесный объем. УСТАНОВКА КРИСТАЛЛОВ

Л ю б о й к р и с т а л л м о ж н о нарисовать в р а з н ы х п о л о ж е н и я х . М е ж д у т е м во всех учеб­ никах, справочниках и научных п у б л и к а ц и я х к р и с т а л л ы одного и того ж е м и н е р а л а всегда и з о б р а ж а ю т с я в одной и той ж е ориентировке (установке). Т о л ь к о в этом слу­ чае л е г к о с о п о с т а в л я т ь м е ж д у собой к р и с т а л л ы разного о б л и к а и находить н а них одинаковые грани. П р а в и л а установки к р и с т а л л а исходят либо из с т р у к т у р ы , либо из его м о р ф о л о г и и . П р и установке к р и с т а л л а исходя из его с т р у к т у р ы з а координатные оси прини­ м а ю т с я ребра решетки Б р а в э , из повторения которой к а к б ы состоит в с я с т р у к т у р а м и н е р а л а (см. рис. 2). Б о л е е подробно рассмотрим п р а в и л а установки к р и с т а л л о в по их морфологии. В этом случае з а н а ч а л о координат принимается центр к р и с т а л л а , з а координатные оси — некоторые из осей симметрии к р и с т а л л а либо линии, п а р а л ­ л е л ь н ы е о т д е л ь н ы м ребрам к р и с т а л л а ; в р а з н ы х сингониях это д е л а е т с я по-разному (рис, 30). 49

Рис. 30. Структурная установка кристаллов.

Наиболее прост выбор координатных осей в кубической, т е т р а г о н а л ь н о й и ромби­ ческой сингониях. В них через центр к р и с т а л л а проводятся т р и в з а и м н о перпендику­ л я р н ы е оси, к а к в д е к а р т о в о й системе. Одна из них горизонтальна и идет н а наблюда­ т е л я (это ось х, или а, ее передний конец, к наблюдателю, считается п о л о ж и т е л ь н ы м , задний — о т р и ц а т е л ь н ы м ) , в т о р а я проходит горизонтально п а р а л л е л ь н о н а б л ю д а т е л ю (это ось у, или 6, ее п р а в ы й конец считается п о л о ж и т е л ь н ы м ) , т р е т ь я ось всегда верти­ к а л ь н а (это ось z, или с, ее верхний конец считается п о л о ж и т е л ь н ы м ) . В кубической сингонии с координатными осями совпадают оси симметрии четвертого п о р я д к а — и х к а к р а з т р и и все они взаимно перпендикулярны, а в примитивном виде симметрии, где нет осей L 4 , з а координатные п р и н и м а ю т с я оси второго п о р я д к а (их здесь т о ж е т р и ) . В тетрагональной сингонии ось всегда ставится в е р т и к а л ь н о , это ось z, в ромбической сингонии з а ось z принимается ось симметрии L . В тригональной и гексагональной сингониях з а в е р т и к а л ь н у ю координатную ось принимается Lz или Lq. О с т а л ь н ы е координатные оси л е ж а т в горизонтальной плос­ кости. П о с к о л ь к у в этих сингониях сечения к р и с т а л л о в т р е у г о л ь н ы е или шестиуголь­ ные, в горизонтальной плоскости координатные оси х, у проводят ч е р е з 120° д р у г к другу, к р о м е них проводят еще одну — вспомогательную ось w. Т а к п о л у ч а ю т с я че­ т ы р е координатные оси. В моноклинной и триклинной сингониях имеются т р и координатные оси, но система координат из-за низкой симметричности к р и с т а л л о в о к а з ы в а е т с я косоугольной. После п р и д а н и я к р и с т а л л а м правильной установки м о ж н о в ы ч е р ч и в а т ь их в этой единообразной ориентировке, в ы п о л н я т ь построение проекций к р и с т а л л о в , в ы ч и с л я т ь м е ж д у н а р о д н ы е символы их граней. 2

СИМВОЛЫ ГРАНЕЙ

С и м в о л ы г р а н е й — э т о числа, указывающие*^ в условной системе записи ориенти­ ровку граней в пространстве. Д л я их определения с н а ч а л а к р и с т а л л а м п р и д а ю т стан­ д а р т н у ю установку, з а т е м выбирают на них единичную грань. Единичная грань—это грань, во-первых, пересекающая все п о л о ж и т е л ь н ы е концы координатных осей х, у, z, во-вторых, отсекающая на них о т р е з к и , к о т о р ы е принима­ ются з а единицу измерения. Ч т о б ы правильно в ы б р а т ь единичную грань, необходимо иметь хорошо р а з в и т ы е к р и с т а л л ы , з н а т ь их симметрию, определить все простые кри­ с т а л л о г р а ф и ч е с к и е ф о р м ы . В кубической сингонии единичная г р а н ь о т с е к а е т равные отрезки на всех трех координатных осях (+ж, +у, + 2 ) , этому условию о т в е ч а ю т грани о к т а э д р а и т е т р а э д р а . В к р и с т а л л а х гексагональной, тетрагональной, тригональной сингонии з а единичную принимается т а к а я грань, к о т о р а я отсекает одинаковые от­ резки на осях +х, + у и примерно такой ж е отрезок на оси +z. В к р и с т а л л а х ромбиче50

ской, моноклинной, триклинной сингоний единичная г р а н ь отсекает н а осях -\-х, +у, +z р а з н ы е отрезки; с т р е м я т с я в ы б р а т ь т а к у ю грань, у которой эти о т р е з к и хотя бы п р и б л и з и т е л ь н о одинаковые. С и м в о л грани во всех сингониях (кроме гексагональной и тригональной) трехчисленный, его з а к л ю ч а ю т в скобки. Н а п р и м е р , (212) ч и т а е т с я к а к два, один, два, а символ единичной грани (111) — к а к один, один, один. В общем виде символ записы­ в а е т с я к а к (hkl) — аш, ка, э л ь . Ч т о б н а й т и численные значения букв, с н а ч а л а определяют число единичных от­ резков, о т с е к а е м ы х гранью на всех координатных осях. П у с т ь это будут 0,5, 0,5 и 2 о т р е з к а (рис. 31). По э т и м ч и с л а м составляют пропорцию из трех дробей, приво­ д я т ее к общему знаменателю: :^ : = ( | : | : | ) . И з числителей п о л у ч а ю т символ (441) — четыре, четыре, один. Е с л и г р а н ь отсекает о т р и ц а т е л ь н ы й конец коор­ динатной оси, число в символе будет с минусом, з н а к "минус" помещают н а д числом. Н а п р и м е р , (441) ч и т а е т с я так: ч е т ы р е , минус четыре, один.

Рис. 31. Принцип определения символа грани.

И з способа н а х о ж д е н и я символов следуют простые ч а с т н ы е п р а в и л а : 1) чем боль­ ший отрезок отсекает г р а н ь н а координатной оси, тем меньше соответствующее ей число в символе грани; 2) если грань п а р а л л е л ь н а координатной оси, т о в символе грани этой оси отвечает 0 (нуль). Рассмотрим ч а с т н ы е примеры (рис. 32, т а б л . 6). Символ грани (100) означает, ч т о она пересекает ось х спереди (+ж) и п а р а л л е л ь н а о с я м у, z. П р и наличии с и м в о л а (001) грань пересекает ось z сверху (+z) и п а р а л л е л ь н а осям х, у. Символ (112) означает, что грань пересекает оси х, у, z — по осям ж, у она отсекает одинаковые о т р е з к и , а по оси z — в д в а р а з а меньший; она ориентирована более полого, чем единичная грань. Символ грани ( 2 2 1 ) — э т а грань круче, чем единичная. С и м в о л грани ( 2 2 T ) — г р а н ь наклонена вниз, пересекает ось z снизу {—z). В тригональной и гексагональной сингониях имеются т р и главные координатные оси х, у, z и одна вспомогательная w. Поэтому с и м в о л ы граней в э т и х сингониях четырехзначные, например (1321). В них второе число отвечает оси w, оно равно сумме первого и третьего, но берется с обратным з н а к о м . Д л я обозначения всей совокупности граней, п р и н а д л е ж а щ и х одной простой кри­ с т а л л о г р а ф и ч е с к о й ф о р м е , используют символ грани в верхнем переднем правом ок­ т а н т е с ф е р ы проекции и з а к л ю ч а ю т его в ф и г у р н ы е скобки. Н а п р и м е р , символ (111) 51

Z

Z

z

z

№) Рис. 32. Символы граней в разном положении относительно координатных осей (Niggli, 1920).

Т а б л и ц а 6. П р и м е р ы с и м в о л о в д л я н е к о т о р ы х г р а н е й , п е р е с е к а ю щ и х п о л о ж и т е л ь н ы е к о н ц ы о с е й х, у, г Сингония

Простая форма, число граней

Символы

Кубическая

Гексаэдр, 6 Октаэдр, 8 Тетраэдр,4 Ромбододекаэдр, 12 Пентагон-додекаэдры, 12 Тригон-триоктаэдры, 24

(100) (111) (111) (110) (hkO) (hkk)

Тетраго­ нальная

Пинакоид, 2 Моноэдр, 1 Тетрагональные призмы, 4 Тетрагональные пирамиды, 4 Тетрагональные дипирамиды, 8

(001) (001) (100), (110), (hkO) (101), (hOl), (111), ( Ш ) , ( Ш ) (101), (А01), (111), (Md), (AAf)

Ромби­ ческая

Пинакоиды, 2 Моноэдры, 1 Ромбические призмы, 4

(100), (100), (110), (AOl), (111), (1П),

Ромбические пирамиды, 4 Ромбические дипирамиды, 8

(010), (001) (010), (001) (101), (011), (hkO), (OkI) (Ш) (Ш)

д л я о к т а э д р а о т в е ч а е т его верхней передней правой г р а н и . { 1 1 1 } — э т о у ж е обозна­ чение всей совокупности граней о к т а э д р а . Д р у г о й п р и м е р . В р о м б и ч е с к о й сингонии символ (001) с о о т в е т с т в у е т верхней г р а н и г о р и з о н т а л ь н о г о п и н а к о и д а , с и м в о л (ООТ) — его н и ж н е й г р а н и . Обозначение {001} относится к совокупности обеих г р а н е й . Еще 52

один п р и м е р . В т е т р а г о н а л ь н о й сингоний с и м в о л (110) обозначает переднюю п р а в у ю г р а н ь т е т р а г о н а л ь н о й п р и з м ы . С и м в о л {110} о х в а т ы в а е т всю с о в о к у п н о с т ь граней этой призмы.

Контрольные

вопросы

1. Как дефекты влияют на рост кристаллов? 2. Грани с какой относительной скоростью адсорбции вещества покрывают кристалл? 3. Что такое простая кристаллографическая форма? Сколько их всего? 4. Возможны ли моноэдры, пинакоиды, призмы и пирамиды на кристаллах кубической син­ гоний? 5. Что такое ромбоэдр и ромбододекаэдр, на кристаллах каких сингоний они возможны? 6. Кристаллы кальцита часто имеют форму скаленоэдра. Ч т о ото такое?

Глава

4

КРИСТАЛЛЫ И ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИРОДЕ

ТИПЫ ЗАРОЖДЕНИЯ КРИСТАЛЛОВ В ПРИРОДЕ

К р и с т а л л ы з а р о ж д а ю т с я и растут при д о с т и ж е н и и некоторого, разного д л я раз­ л и ч н ы х химических соединений, критического пересыщения среды веществом буду­ щих к р и с т а л л о в . В природе оно м о ж е т достигаться, например, з а счет испарения р а с т в о р и т е л я . Т а к , в естественных условиях галит, сильвин, гипс, сидерит, анги­ д р и т и другие природные соли нередко к р и с т а л л и з у ю т с я при испарении рассолов в озерах и морских лагунах. К р и с т а л л и з а ц и я м о ж е т н а ч а т ь с я при п о н и ж е н и и темпе­ р а т у р ы (простые примеры — к р и с т а л л и з а ц и я льда, остывание и р а с к р и с т а л л и з а ц и я глубинных магмати­ ческих расплавов) или изменении д а в л е н и я (именно т а к в некоторых в о л ь ф р а м о в ы х м е с т о р о ж д е н и я х обра­ зуется х а л ц е д о н — э т о быстро з а к р и с т а л л и з о в а в ш а я с я при резком спаде д а в л е н и я с к р ы т о к р и с т а л л и ч е с к а я раз­ новидность к в а р ц а ) . Наконец, к р и с т а л л и з а ц и я м о ж е т н а ч а т ь с я в результате химических реакций. Т а к , при ф и л ь т р а ц и и через г р а н и т ы перегретых водных раство­ ров магматического п р о и с х о ж д е н и я полевые шпаты вступают в химические реакции с р а с т в о р а м и и на ме­ сте полевых шпатов в ы к р и с т а л л и з о в ы в а е т с я зернисточешуйчатый агрегат мусковита и к в а р ц а (грейзен). Во всех этих с л у ч а я х з а р о ж д е н и е к р и с т а л л о в проис­ ходит самопроизвольно во всем объеме р а с т в о р а (рас­ плава, твердой ф а з ы ) , либо на з а т р а в к а х . Я р к и й при­ мер первого т и п а з а р о ж д е н и я к р и с т а л л о в — я в л е н и е р а с к р и с т а л л и з а ц и и вулканической л а в ы . П р и этом во всем объеме л а в ы начинают расти в к р а п л е н н и к и поле­ вых шпатов, к в а р ц а и прочих м и н е р а л о в . Д р у г о й при­ м е р — п е р е к р и с т а л л и з а ц и я м р а м о р о в и д р у г и х горных пород. Она начинается в р а з н ы х т о ч к а х в твердой ф а з е . З а р о ж д е н и е к р и с т а л л о в на з а т р а в к а х — з е р н а х и к р и с т а л л а х р а з н ы х минералов и н а их о б л о м к а х — ш и ­ роко распространено в природе. Нередко п о д л о ж к а ока­ з ы в а е т воздействие н а процесс з а р о ж д е н и я . Новое

Рис. 33. Зарождение позднего кварца на определенных гранях призматического кристалла (Леммлейн, 1937).

54

вещество н а р а с т а е т т о л ь к о н а определенные грани или ребра к р и с т а л л о в субстрата (рис. 33). В других с л у ч а я х происходит ориентирующее воздействие. К р и с т а л л ы по­ левого ш п а т а в н е к о т о р ы х ж и л а х прирастают к стенке трещин т о л ь к о своими одинако­ в ы м и вершинами (рис. 34). Н а п р и м е р , известен с л у ч а й ориентированного н а р а с т а н и я на к р и с т а л л ы б а р и т а мельчайших т е т р а э д р о в халькопирита. М о ж н о привести много д р у г и х примеров.

Рис. 3 4 . Ориентированное нарастание кристаллов полевого шпата (белое) на стенках трещин в горной породе (Чесноков, 1956).

Особый тип з а р о ж д е н и я к р и с т а л л о в в природе — микробиологический. Н а п р и м е р , з а р о ж д е н и е к р и с т а л л о в серы внутри к л е т о к тионово-кислых бактерий в ходе их ж и з ­ недеятельности. Эти к р и с т а л л и к и ультрамикроскопического р а з м е р а из к л е т о к пере­ ходят н а р у ж у , в раствор. Они постепенно соединяются д р у г с другом в более к р у п н ы е с т я ж е н и я , з а т е м происходит их собирательная п е р е к р и с т а л л и з а ц и я . И з в е с т н ы и дру­ гие с л у ч а и микробиологического з а р о ж д е н и я к р и с т а л л о в . Зародившиеся к р и с т а л л ы д а л е е р а с т у т при любом пересыщении, отличном от н у л я . Рост их приводит к разнообразной реальной морфологии к р и с т а л л о в , о т р а ж а ю щ е й кинетические условия роста. ЗАКОН ПОСТОЯНСТВА ГРАННЫХ УГЛОВ

В природе к р и с т а л л ы чаще всего р а с т у т в стесненных условиях — в трещинах, вну­ т р и пор и других полостей горных пород и руд, под односторонним д а в л е н и е м л е ж а щ и х выше горных пород и т. д . Т а к ж е обычен в природе рост к р и с т а л л о в в у с л о в и я х нерав­ номерной д и ф ф у з и и вещества к его р а з н ы м ч а с т я м или в условиях однонаправленной миграции вещества к растущему кристаллу. Особый, но довольно распространенный с л у ч а й образования природных к р и с т а л л о в — их рост в твердой среде з а счет химиче­ ского з а м е щ е н и я зерен и к р и с т а л л о в других м и н е р а л о в . Ч а с т о ф о р м а образующихся к р и с т а л л о в не идеальна. Внешне, они к а ж у т с я м а л о или совсем несимметричными, и н а первый в з г л я д в их огранке не п р и н и м а ю т уча­ с т и я описанные выше простые к р и с т а л л о г р а ф и ч е с к и е ф о р м ы . Однако рост к р и с т а л ­ лов из растворов практически всегда происходит з а счет п а р а л л е л ь н о г о н а л о ж е н и я но­ вых плоских сеток их кристаллической с т р у к т у р ы , поэтому углы м е ж д у одинаковыми г р а н я м и всегда остаются неизменными. Этот закон н а з ы в а е т с я з а к о н о м постоянства гранных углов. Впервые он б ы л установлен Н . Стено в 1669 г. по к р и с т а л л а м к в а р ц а и гематита. Н а основе з а к о н а Стено симметрию и простые ф о р м ы р е а л ь н ы х к р и с т а л л о в опре­ д е л я ю т при помощи гониометров, к о т о р ы м и и з м е р я ю т углы м е ж д у г р а н я м и и по ним находят грани одних и тех ж е простых ф о р м . З а т е м путем вычислений и проецирова­ ния определяют ф о р м у л у симметрии к р и с т а л л а , название и с и м в о л ы р а з в и т ы х н а нем 55

граней. П р и некотором н а в ы к е и уверенном знании геометрической к р и с т а л л о г р а ф и и симметрию и огранку р е а л ь н ы х к р и с т а л л о в м о ж н о определить в первом п р и б л и ж е ­ нии визуально. Д л я этого просматривают серию к р и с т а л л о в , в ы б и р а ю т наиболее со­ вершенные к р и с т а л л ы и п р и д а ю т им одинаковую установку. И д е а л и з и р у я очертания к р и с т а л л о в , д е л а ю т п р е д п о л о ж е н и я об их симметрии и огранке. ДВОЙНИКОВЫЕ СРОСТКИ КРИСТАЛЛОВ

Д л я некоторых м и н е р а л о в х а р а к т е р н о образование не т о л ь к о одиночных к р и с т а л ­ лов, но и их двойниковых сростков, или двойников. Т а к о в ы полевые ш п а т ы , р у т и л , касситерит (рис. 35), арагонит, киноварь и многие другие м и н е р а л ы . В двойниках (в отличие от с л у ч а й н ы х сростков) индивиды срастаются по о д и н а к о в ы м плоским сет­ к а м их пространственных решеток (рис. 36). Гео­ метрически индивиды в двойнике м о ж н о мысленно совместить д р у г с д р у г о м либо о т р а ж е н и е м в плоско­ сти симметрии, либо поворотом вокруг оси Li- Д в о й ­ ники могут состоять из п а р ы к р и с т а л л о в — их назы­ вают простыми двойниками, а могут б ы т ь с л о ж е н ы многократно повторяющимися индивидами. Х а р а к ­ терной особенностью огранки двойников я в л я ю т с я входящие углы м е ж д у г р а н я м и ; н а одиночных иде­ ально р а з в и т ы х к р и с т а л л а х т а к и х углов не бывает. Следует р а з л и ч а т ь двойники с р а с т а н и я и двой­ ники прорастания. В п е р в ы х индивиды разграни­ чены по плоскости, они к а к бы с о п р и к а с а ю т с я д р у г Рис. 35. Д В О Й Н И К кри­ сталлов касситерита. с другом. Во в т о р ы х к р и с т а л л ы к а к бы обрастают д р у г д р у г а либо насквозь проникают один в другой, соприкасаясь по с л о ж н о й извилистой (ступенчатой) поверхности.

Рис. 36. Отличие двойников (а) от параллельных сростков (6) по их внутреннему строению (Кантор, 1982).

Д в о й н и к и образуются по р а з н ы м причинам. Нередко они в о з н и к а ю т в растворе, ко­ гда к р и с т а л л ы н а х о д я т с я еще в зародышевом состоянии и под действием тех и л и иных сил р а з в о р а ч и в а ю т с я относительно д р у г друга. Д в о й н и к и о б р а з у ю т с я т а к ж е при пере­ ходе одной п о л и м о р ф н о й м о д и ф и к а ц и и в другую. Еще одна п р и ч и н а — м е х а н и ч е с к и е воздействия на растущий к р и с т а л л . В о з м о ж н ы и другие причины д в о й н и к о в а н и я . 56

П И Р А М И Д Ы И ЗОНЫ РОСТА КРИСТАЛЛОВ

Грани к а ж д о й простой к р и с т а л л о г р а ф и ч е с к о й ф о р м ы обладают специфической спо­ собностью адсорбировать вещество из среды, в которой растет к р и с т а л л . Выше у ж е говорилось, что поэтому грани р а з н ы х простых к р и с т а л л о г р а ф и ч е с к и х ф о р м р а с т у т с р а з л и ч н о й скоростью. По этой ж е причине они по-разному поглощают и з о м о р ф н ы е примеси и х а р а к т е р и з у ю т с я разной д е ф е к т н о с т ь ю строения. К а к результат, т е л о кри­ с т а л л а состоит из п и р а м и д (рис. 37), они р а с х о д я т с я из центра к р и с т а л л а , а их осно­ в а н и я м и я в л я ю т с я его внешние грани. В срезах из них п о л у ч а ю т с я с е к т о р а (рис. 38).

Рис. 37. Пирамиды роста двуцветных кристаллов топаза (Григорьев, 1996). 1 — общий вид кристалла; 2, 3—формы пирамид нарастания; 4 — поперечный срез кристалла (f — / — голубые, т — т — оранжево-красные секторы).

Пирамиды нарастания одной простой кристаллографической формы характеризу­ ются одинаковыми химическим составом, структурными особенностями и физиче­ скими свойствами, отличными от таковых в пирамидах нарастания других простых форм. Обычно эти различия незначительны, но известны случаи, когда разные пи­ рамиды одного и того ж е зерна отличались настолько существенно, что их свойства по-разному проявлялись, например, в процессе обогащения руд. Здесь уместно со­ слаться на уникальные кристаллы, обнаруженные В. А . и В.И.Поповыми в вулкани­ ческих возгонах на п-ове Камчатка. В одних пирамидах нарастания кристаллы имели состав K C u 6 F e B i ( S 0 4 ) s 0 4 C l — э т о минерал атласовит, в других пирамидах те ж е кри­ сталлы имели иной с о с т а в — K C u 7 F e ( S 0 4 ) s 0 4 C l — э т о минерал набокоит. Этими ж е исследователями описан другой уникальный пример: единые кристаллы с секторами роста, сложенными разными минералами — горсейкситом В а А 1 з ( Р 0 4 ) ( Р О з О Н ) ( О Н ) б и гояцитом S r A l ( P O ) ( О Н ) • H O (рис. 39, а). Зоны роста—другая типичная особенность внутреннего строения кристаллов. Они отражают главным образом колебания условий кристаллизации и химического состава среды минералообразования. Легче всего зональность строения кристаллов проявля­ ется при разной окраске зон. Широко известны и надолго запоминаются своей пе­ стротой многозональные кристаллы турмалина, причем по очертаниям зон можно су­ дить, какова была форма кристаллов в разные моменты их роста. Н . С. Рудашевским и Д . П. Григорьевым описан случай, когда соседние зоны единого кристалла имеют 3

4

2

5

2

57

&

£

е

а

мс

£_

Рис. 38. Зональность и секториальность строения кристаллов кварца (а — г) и флюорита (д— ж) (Леммлейн, 1948). В кристалле е грань b замедляет свой рост по отношению к грани а; в кристалле ок, грань 6 растет все быстрее.

<

Co+Ni

Гояцит SrAIj..., триг.

Скугтерудит Сод(As J , куб.

Горсейксит BaAIj..., мон.

Никельскуттерудит N i ( A s ) J куб.

4

3

4

4

1

Рис. 39. Зоны И секторы роста единого кристалла, сложенные разными минералами. а—по В . А . и В.И.Поповым (1995), 6—по скому и Д . П . Г р и г о р ь е в у (1976).

Н.С.Рудашев-

резко неоднородный химический состав: чередование зон Со4(Ав4)з и № 4 ( А в 4 ) з , а это,

по сути, д в а р а з н ы х м и н е р а л а одинаковой с т р у к т у р ы — с к у т т е р у д и т и нике л ь с кут т е ­ рудит (рис. 39, б). Н а б л ю д е н и я н а д х а р а к т е р о м пирамидального и зонального строения к р и с т а л л а д а ю т ценную и н ф о р м а ц и ю о т о м , к а к и с к о л ь к о р а з м е н я л а с ь м о р ф о л о г и я к р и с т а л л о в во в р е м я их роста, о т р а ж а я изменения условий к р и с т а л л и з а ц и и и химического состава среды. Об относительных скоростях роста граней свидетельствуют к о н т у р ы пира­ м и д н а р а с т а н и я : они, п р я м ы е при постоянном соотношении скоростей роста соседних 58

граней, в ы г н у т ы в сторону все более з а м е д л я ю щ е й свой рост грани (см. д, е, ою).

рис. 38,

РАСЩЕПЛЕННЫЕ КРИСТАЛЛЫ

К р и с т а л л ы некоторых минералов имеют иногда своеобразную м о р ф о л о г и ю : они словно бы расщеплены с к р а е в , к а ж д ы й субиндивид, к а ж д а я "отщепина" к а к будто слегка отогнуты от основного т е л а к р и с т а л л а — это сразу и м о н о к р и с т а л л , и агрегат к р и с т а л л о в . Т а к о в ы , например, сноповидные образования натролита, гипса (рис. 40), к в а р ц а (рис. 41), розочки гематита (рис. 42). Расщепленные к р и с т а л л ы ч а с т ы т а к ж е у эпидота, десмина, слюд, галенита (рис. 43), м а р к а з и т а и некоторых д р у г и х м и н е р а л о в .

Рис. 42. Розочка (расщепленный кристалл) гематита (образец опылен хлористым аммонием).

р . 4 5 . Блочный (расщепленный) кристалл галенита. и с

59

Расщепление к р и с т а л л о в в ы з ы в а е т с я р а з н ы м и причинами. Во-первых, оно происхо­ дит в т о м случае, когда в среде имеются м и к р о ч а с т и ц ы , адсорбирующиеся поверхно­ стью к р и с т а л л а (т.е. не отталкивающиеся растущим к р и с т а л л о м ) и в то ж е в р е м я "не вписывающиеся" в его к р и с т а л л и ч е с к у ю постройку, причем р а з м е р этих ч у ж е р о д н ы х частиц соизмерим с толщиной с л о я нарастания к р и с т а л л а и д а ж е меньше его. Слой, видимо, надвигается н а примесь и, о т к л о н я я с ь в сторону, п р о д о л ж а е т р а с т и к а к само­ с т о я т е л ь н ы й микроиндивид. В опытах по расщеплению к р и с т а л л о в угол о т к л о н е н и я "отщепленной" части от к р и с т а л л а не превышает обычно 2 0 - 3 0 ' , "отщепление" повто­ р я е т с я вновь и вновь, постепенно из наиболее крупных субиндивидов ф о р м и р у е т с я "веер" или "сноп" расходящихся к р и с т а л л о в . Во-вторых, расщепление происходит у царапин, границ двойников и микроблоков, ч у т ь р а з в е р н у т ы х при механических де­ ф о р м а ц и я х к р и с т а л л о в . В-третьих, расщепление к р и с т а л л а м о ж е т я в и т ь с я следствием гетерометрии (разновеликости одних и тех ж е м е ж п л о с к о с т н ы х расстояний в р а з н ы х у ч а с т к а х зонального к р и с т а л л а ) . Т а к происходит расщепление к р и с т а л л о в , например, галенита. Они имеют во внешней зоне мозаичное, блочное строение з а счет несколько меньших (вследствие и з о м о р ф и з м а ) расстояний м е ж д у плоскими с е т к а м и куба, чем в центре кри­ с т а л л а . Н а границе этих д в у х зон образуются дислокации, а при очень больших пересыщениях к р и с т а л л ы р а с щ е п л я ю т с я во внешней зоне. Наблюдения и о п ы т ы п о к а з а л и , ч т о расще­ п л я ю т с я грани не всех простых ф о р м , р а з в и т ы х н а к р и с т а л л е . У к р и с т а л л о в г е м а т и т а (это пла­ стинчатые, т а б л и т ч а т ы е к р и с т а л л ы тригональ­ ной сингонии) р а с щ е п л я ю т с я т о л ь к о грани базопинакоида, у к р и с т а л л о в гипса — грани пинакоида {010}, у к р и с т а л л о в н а т р о л и т а — грани ром­ бической призмы, у галенита — грани куба, у к в а р ц а — г р а н и п р и з м ы (рис. 44). В р е з у л ь т а т е ф о р м и р у ю т с я расщепленные к р и с т а л л ы разной морфологии (рис. 45) — с ф е р о л и т ы т и п а двулистника, розетки, розочки, сноповидные образова­ ния, мозаичные б л о к - к р и с т а л л ы , п а р к е т ч а т ы е к р и с т а л л ы и т. п.

60

СКЕЛЕТНЫЕ КРИСТАЛЛЫ И Д Е Н Д Р И Т Ы

Скелетные кристаллы известны всем по с н е ж и н к а м — это шестилучевые к р и с т а л л ы льда, причем к а ж д ы й л у ч имеет ребристое строение. Вся с н е ж и н к а к а к бы огранена входящими у г л а м и ; если ее очертить, получится обычный гексагональный к р и с т а л л л ь д а , а в природе он словно бы образован з а счет роста к р и с т а л л а т о л ь к о вершинами и ребрами. Скелеты—это вершинные и реберные ф о р м ы роста к р и с т а л л о в . Т а к и е по ф о р м а м роста к р и с т а л л ы бывают у н а ш а т ы р я , галита (рис. 46), галенита, к в а р ц а и других м и н е р а л о в .

Рис. 4 £ - Скелетный (ящичный) кристалл галита (а) и схема роста скелетных кристаллов за счет влияния на них отравляющей примеси (б) (Саратовкин, 1953).

В л а б о р а т о р н ы х условиях скелетные к р и с т а л л ы обычно р а с т у т из с и л ь н о пересы­ щенных растворов. Полагают, что их образование в этих условиях происходит в д в у х с л у ч а я х . Во-первых, они растут, когда д и ф ф у з и я вещества к к р и с т а л л у затруднена, поэтому к р и с т а л л быстрее растет теми своими ч а с т я м и , у к о т о р ы х больше у д е л ь н а я поверхность, т . е . это выступающие части к р и с т а л л а — е г о вершины и ребра. Вовторых, с к е л е т н ы е к р и с т а л л ы образуются, когда в растворе есть не входящие в кри­ с т а л л примеси, но оседающие на его г р а н я х . Э т и примесные ч а с т и ц ы о т т а л к и в а ю т с я растущим к р и с т а л л о м , их плотность все возрастает в центре граней, а у вершин и ребер она меньше, поэтому рост у вершин и ребер идет быстрее, чем в центре граней. Своеобразной разновидностью с к е л е т н ы х я в л я ю т с я футляровидные кристаллы. О п ы т н ы м путем они получены при росте оливина в в я з к о м р а с п л а в е . В природе та­ кие к р и с т а л л ы б ы в а ю т и з р е д к а у б е р и л л а (рис. 47) и апатита при их росте в особых условиях в зернистой кварц-полевошпатовой массе в т а к н а з ы в а е м ы х пегматитах. 61

Рис. 4?. Схема роста футляровидного кристалла берилла (Дядькина, 1962).

Рис. 4& Д е н д р и т меди.

Дендриты—это т о ж е р е з у л ь т а т вершинного и реберного роста к р и с т а л л о в , но иду­ щего при неравномерной д и ф ф у з и и вещества к кристаллу. Это п р и ч у д л и в ы е моно­ к р и с т а л л ы , по виду напоминающие ветвящееся растение, о т с ю д а и их название "ден­ д р и т ы " . П р и м е ч а т е л ь н о , что к а ж д а я "веточка" огранена, углы р а з в е т в л е н и я точно отвечают углам м е ж д у г р а н я м и обычных к р и с т а л л о в (рис. 48). Образование дендритов особенно х а р а к т е р н о д л я самородных золота, меди, серебра, п и р о л ю з и т а . МЕТАСОМЫ И

ПОЙКИЛОКРИСТАЛЛЫ

Метасомы (или метакристаллы) — э т о к р и с т а л л ы , образующиеся в твердой горной породе. Их рост начинается в межзеренном пространстве из поровых, м е ж г р а н у л я р ­ н ы х растворов и идет одновременно с разъеданием, замещением р а с т у щ и м к р и с т а л л о м зерен других минералов, слагающих горную породу. Н а ф р о н т е роста к р и с т а л л а по­ стоянно сохраняется к а п и л л я р н а я п л е н к а раствора, в котором и проходят процессы резорбции и к р и с т а л л и з а ц и и . Метасомы обычно р а с п о л а г а ю т с я цепочками, словно м а р к и р у я трещины и другие к а н а л ы , подводившие к ним вещество через о к р у ж а ю ­ щую горную породу. Внешне метасомы в ы г л я д я т к а к обычные к р и с т а л л ы , внутри них бывают з а к л ю ч е н ы остатки (реликты) не д о конца замещенных зерен о к р у ж а ю щ е й горной породы. Иногда метасомы имеют ф у т л я р о в и д н о е строение, т . е . их образова­ ние шло по механизму роста с к е л е т н ы х к р и с т а л л о в . Метасомы очень х а р а к т е р н ы д л я м е т а м о р ф и ч е с к и х горных пород (например, ими я в л я ю т с я крупные хорошие к р и с т а л л ы гранатов и к и а н и т а в к р и с т а л л и ч е с к и х слан­ цах), встречаются метасомы в магматических и осадочных горных породах. Ч а с т н о й разновидностью метасом я в л я ю т с я пойкилокристаллы. Они к а к бы запол­ н я ю т межзеренное пространство горной породы и сохраняют почти незамещенными зерна этой породы. Ш и р о к о известны под именем репетекского гипса пойкилокри­ с т а л л ы этого минерала, выросшие в песчаниках выше у р о в н я грунтовых вод в К а р а ­ к у м а х (рис. 49, 50), такие ж е к р и с т а л л ы имеются в С а х а р е — " р о з ы С а х а р ы " . Пойки­ л о к р и с т а л л ы к а л ь ц и т а в Фонтенебло в виде ромбоэдров выросли в песке и наполнены на 75-80% их объема песчинками. 62

Рис. 49. Сросток пойкилокристаллов гипса (репетекский гипс), вынутый из песка в Каракумах у ст.Репетек.

Рис. 50. Каждый пойкилокристалл репетекского гипса (черное) состоит из множества песчинок, сцементированных единым кристаллом гипса.

МИКРОРЕЛЬЕФ ПОВЕРХНОСТЕЙ КРИСТАЛЛОВ

В г л я д и м с я вновь в к р и с т а л л ы , к а з а в ш и е с я н а м д о сих пор одним из в ы р а ж е н и й совершенства природы. Грани их отнюдь не плоские, к а к это виделось н а м н а первый, неискушенный в з г л я д , н а к р и с т а л л а х имеются и совсем вроде бы с л у ч а й н ы е по своей м о р ф о л о г и и поверхности. Н а г р а н я х чаще всего бывают з а м е т н ы следующие э л е м е н т ы их м и к р о р е л ь е ф а : конуса (бугорки), штриховка, п а р к е т ч а т о с т ь , л у н к и , о т п е ч а т к и дру­ гих к р и с т а л л о в и зерен, я м к и т р а в л е н и я ; разумеется, не все они в с т р е ч а ю т с я вместе. Конуса свойственны скоплениям винтовых дислокаций, они обычно очень широкие и совсем низкие. В редких с л у ч а я х на них з а м е т н ы ступеньки роста, их к о н т у р ы , к а к правило, о т р а ж а ю т симметрию граней. Штриховка образуется либо в р е з у л ь т а т е незавершенного роста слоев, либо з а счет с т р е м л е н и я к р и с т а л л а ограниться другой простой к р и с т а л л о г р а ф и ч е с к о й ф о р ­ мой. П е р в а я разновидность штриховки не имеет особого н а з в а н и я . О н а п р о я в л я е т с я в виде с т у п е н ч а т ы х т е р р а с , возвышений, площадок, к о н т у р ы к о т о р ы х о т р а ж а ю т сим­ метрию грани. К а ж д а я с т у п е н ь к а — э т о не один слой (он невидим н е в о о р у ж е н н ы м г л а з о м ) , а м н о ж е с т в о э л е м е н т а р н ы х слоев. Н о в ы е слои генерировались у того ж е цен­ тра, но с запозданием по отношению к н и ж н и м . Все слои двигались по грани д р у г з а другом, а если рост к р и с т а л л а п р е к р а щ а л с я , они останавливались и д а в а л и с л о ж н у ю микроскопическую поверхность, воспринимаемую невооруженным г л а з о м к а к одиноч­ н а я ступенька. Т а к и е ступенчатые т е р р а с ы х а р а к т е р н ы д л я граней т е т р а э д р а кри63

с т а л л о в цинковой обманки, они установлены на к р и с т а л л а х б е р и л л а , а л м а з а и вообще не я в л я ю т с я редкостью. Подобная ш т р и х о в к а ф о р м и р у е т с я , н а п р и м е р , при росте кри­ с т а л л а в условиях перепада (уменьшения или возрастания) концентрации вещества. В т о р а я разновидность штриховки н а з ы в а е т с я комбинационной. Наиболее типич­ ный и простой пример — к р и с т а л л ы пирита со штриховкой на г р а н я х г е к с а э д р а (куба) (рис. 51). К а ж д ы й штрих, к а к о к а з ы в а е т с я , имеет т р и п о в е р х н о с т и — о д н у горизон­ т а л ь н у ю (она п а р а л л е л ь н а грани куба) и две боковые (они н а к л о н е н ы вправо и влево от ш т р и х а , угол их н а к л о н а точно отвечает углу Пентагон-додекаэдра). Комбинаци­ онная ш т р и х о в к а возникает при продолжении роста к р и с т а л л а в изменившихся усло­ в и я х и о т р а ж а е т эволюцию его огранки. В рассмотренном примере на месте граней куба постепенно с ф о р м и р у ю т с я грани Пентагон-додекаэдра. У обеих разновидностей штриховок ее более грубые и редкие штрихи у к а з ы в а ю т н а большие пересыщения рас­ творов; грани, обращенные в сторону подтока вещества, т а к ж е имеют более грубую штриховку. Паркетнатостъ состоит в том, что грани к р и с т а л л о в иногда к а к бы с л о ж е н ы из о т д е л ь н ы х полиго­ н а л ь н ы х т е р р а с , н е с к о л ь к о разориентированных относительно друг друга. Т а к и е к р и с т а л л ы б ы в а ю т у граната и к в а р ц а из н е к о т о р ы х ме­ с т о р о ж д е н и й и у многих д р у г и х ми­ нералов. П а р к е т ч а т о с т ь граней я в ­ л я е т с я следствием мозаичного (блоч­ ного) внутреннего строения т а к и х кристаллов. Лунки—это у г л у б л е н и я на гран­ я х н а д незаросшими в к л ю ч е н и я м и , которые были захвачены кристаллом во в р е м я его роста. Отпечатки д р у г и х более ранних к р и с т а л л о в и зерен чаще всего вы­ г л я д я т к а к шероховатости, случай­ ные неровности граней, но д е т а л ь ­ ные исследования показывают, что и они имеют свою т о н ч а й ш у ю скуль­ птуру, подчиненную геометрическим Рис. 51. Комбинационная штриховка на гранях законам роста кристаллов. Визуаль­ куба пирита. но она обычно н е з а м е т н а . Особым видом о т п е ч а т к о в соседнего к р и с т а л л а я в л я е т с я т а к н а з ы в а е м а я индук­ ционная штриховка. Она образуется при совместном (одновременном) росте д в у х к р и с т а л л о в . Т а к у ю штриховку несут на поверхностях соприкосновения к р и с т а л л ы к в а р ц а , г р а н а т а и д р у г и х м и н е р а л о в в д р у з а х (рис. 52). Ступеньки этой штриховки отвечают чередующимся г р а н я м то одного, то другого к р и с т а л л а . Ямки травления я в л я ю т с я результатом начавшегося р а с т в о р е н и я к р и с т а л л а . Они бывают д в у х типов — конусовидные и с плоским дном. П е р в ы е ф о р м и р у ю т с я н а вы­ ходах винтовых и к р а е в ы х дислокаций. В т о р ы е р а с п о л а г а ю т с я н а тех м е с т а х грани, где имеются скопления т о ч е ч н ы х д е ф е к т о в .

64

Рис. 52. Индукционные поверхности (поверхности совмест­ ного роста) на кристаллах граната, извлеченных из д р у з ы . ВКЛЮЧЕНИЯ В КРИСТАЛЛАХ

В к р и с т а л л а х бывают гомогенные (твердые, ж и д к и е , газообразные) и гетерогенные в к л ю ч е н и я . Возникают они по-разному. И м е ю т с я в к л ю ч е н и я р е л и к т о в ы х (остаточ­ ных) т в е р д ы х ф а з , среди к о т о р ы х рос к р и с т а л л , в к л ю ч е н и я сингенетичных (одновре­ менных с ростом к р и с т а л л а ) веществ, а т а к ж е эпигенетические, образованные в у ж е сформировавшемся кристалле. В к л ю ч е н и я остаточных т в е р д ы х ф а з — э т о зер­ на и к р и с т а л л ы более ранних минералов, играв­ ших р о л ь механических препятствий при росте к р и с т а л л а . Если он не смог их р а с т в о р и т ь или от­ т о л к н у т ь силой своего кристаллизационного да­ вления (по имеющимся немногим пока измере­ н и я м , она м о ж е т б ы т ь большой—порядка 1 0 XIa=IOO к г / с м ) , к р и с т а л л з а х в а т ы в а е т чу­ ж е р о д н ы е т е л а и з а к л ю ч а е т их в себя к а к ме­ ханические примеси. Иногда они м а р к и р у ю т со­ бой зоны р о с т а — " с а д я т с я " на поверхность кри­ с т а л л а , а потом п о к р ы в а ю т с я новой зоной про­ д о л ж а ю щ е г о рост к р и с т а л л а . К а ж д ы й такой "на­ л е т п ы л и " отвечает смене условий к р и с т а л л и з а ­ ции. Т а к и е в к л ю ч е н и я типичны д л я прозрачных к р и с т а л л о в горного х р у с т а л я в пустотах среди сланцев (рис. 5 3 ) — п р и с ы п к и хлорита повторя­ ются в них по нескольким зонам роста, получа­ ю т с я к а к бы к р и с т а л л ы в к р и с т а л л е ("матреш­ к и " ) , их н а з ы в а ю т фантомами (от ф р а н ц . fan7

2

65

Pис. 58. Фантомы кварца с присып­ ками чешуек хлорита по зонам роста.

t o m e — п р и з р а к ) . К р и с т а л л ы р а з н ы х минералов, растущих в одном и т о м ж е месте, по-разному взаимодействуют с ч у ж е р о д н ы м и ч а с т и ц а м и . Т а к , в ы р а с т а ю щ и е н а дне с о л я н ы х озер к р и с т а л л ы а с т р а х а н и т а (гидросульфат н а т р и я и магния) поглощают ча­ стицы ила, а здесь ж е выросшие к р и с т а л л ы эпсомита (гидросульфат м а г н и я ) свободны от них. С другой стороны, к р и с т а л л ы гипса при росте в глине о т т а л к и в а ю т ее частицы, при росте в песке з а х в а т ы в а ю т з е р н а кварца. П о й к и л о к р и с т а л л ы и м е т а с о м ы — э т о т о ж е примеры к р и с т а л л о в с остаточными в к л ю ч е н и я м и т в е р д ы х ф а з . Включения сингенетичных с ростом к р и с т а л л а ф а з — э т о з а х в а ч е н н ы е им в к л ю ­ чения минералообразующей среды. Они имеют неправильную ф о р м у или в и д отри­ цательного к р и с т а л л а и р а з м е р ы от сотых д о д е с я т ы х долей м и л л и м е т р а ; и з р е д к а отмечались и более к р у п н ы е (до 2 — 3 см) в к л ю ч е н и я . П о агрегатному состоянию в условиях обычных т е м п е р а т у р ы и д а в л е н и я эти в к л ю ч е н и я р а з н ы е — ж и д к и е , ж и д к и е с газовым п у з ы р ь к о м , ж и д к и е с твердыми ф а з а м и , чисто газовые, газовые, ж и д к и е и твердые (рис. 54). Газ чаще всего представлен C O , твердые ф а з ы — - м е л ь ч а й ш и м и к р и с т а л л и к а м и FeS, хлористого н а т р и я , углекислого н а т р и я и д р у г и х солей. Описы­ ваемые в к л ю ч е н и я при нагревании гомогенизируются, а з а т е м в з р ы в а ю т с я . И м е е т с я специальная а п п а р а т у р а по изучению фазового состава т а к и х в к л ю ч е н и й и их по­ ведения при нагревании с целью получения косвенных сведений о х а р а к т е р е среды, температуре и давлении, при к о т о р ы х шло минералообразование. Т а к и е исследова­ ния б ы л и н а ч а т ы еще в прошлом веке. В последние д е с я т и л е т и я большой в к л а д в р а з р а б о т к у теории и методов изучения газово-жидких включений сделан Н . П. Е р м а ­ ковым, А . И . З а х а р ч е н к о , Ю . А . Д о л г о в ы м и д р . Совсем недавно в ы я в л е н новый тип включений, т р а к т у е м ы х их исследователями к а к затвердевшие остатки р а с п л а в о в , за­ хваченные к р и с т а л л а м и при их росте из м а г м ы . П р о б л е м а всех методик изучения включений одна: насколько близко их состав, т е м п е р а т у р а и давление их гомогениза­ ции отвечают р е а л ь н ы м условиям роста к р и с т а л л а ? Но пока э т а проблема не решена. 2

Рис. 5 4 - Включения газа ( 1 ) , жидкости ( 2 ) и минераловузников (3-6) в кварце и топазе.

И, наконец, эпигенетические в к л ю ч е н и я . Они образуются по т р е щ и н а м к р и с т а л л а . Это могут б ы т ь газово-жидкие в к л ю ч е н и я — о с т а т к и поздних растворов, проникавших в к р и с т а л л по секущим трещинам после его образования. К т а к и м ж е т р е щ и н а м мо­ гут б ы т ь приурочены мельчайшие ж и л к и , цепочки зерен и к р и с т а л л о в более поздних минералов. 66

ЛОЖНЫЕ КРИСТАЛЛЫ —ПСЕВДОМОРФОЗЫ

Псевдоморфоза (от греч. pseudos — приставка, соотв. русскому " л ж е . . . " , m o r p h e — ф о р м а , в и д ) — э т о к р и с т а л л или зерно минерала, замещенные без изменения его ф о р м ы д р у г и м м и н е р а л о м или смесью минералов, отсюда происходит и название. У этих образований часто сохраняются д а ж е мельчайшие д е т а л и поверхности первона­ ч а л ь н ы х к р и с т а л л о в и зерен (рис. 55). П с е в д о м о р ф о з ы — с л о в н о окаменевшие свиде­ Лимонит т е л ь с т в а б ы л ы х химических процессов, по ним м ы видим исходный продукт и конечный резуль­ тат процесса, что позволяет сделать аргументи­ рованные п р е д п о л о ж е н и я о химических р е а к ц и я х минералообразования. Приведем простые при­ меры. К р и с т а л л ы пирита часто при окислении Остатки пирита в поверхностных условиях з а м е щ а ю т с я лимони­ т о м — плотной коричневой порошковатой массой, смесью р а з н ы х гидроксидов F e . К р и с т а л л ы ка­ лиевого полевого шпата при выветривании легко з а м е щ а ю т с я порошковатым агрегатом каолина. Рис. 55. Псевдоморфоза. Еще один способ образования п с е в д о м о р ф о з — п о л и м о р ф н ы е превращения веществ при изменении т е м п е р а т у р ы и д а в л е н и я . Они получили особое название — параморфозы. Т а к возникают п а р а м о р ф о з ы а - к в а р ц а по /?-кварцу (температура превращения 5 7 5 C при 1 0 П а ) . Процесс псевдоморфного замещения м и н е р а л о в м о ж е т происходить к а к цепь после­ д о в а т е л ь н ы х химических реакций. П р и м е р — возникновение псевдоморфоз л и м о н и т а (смесь гидроксидов F e ) по к а л ь ц и т у (карбонат к а л ь ц и я ) : п р о м е ж у т о ч н о й стадией было, видимо, замещение к а л ь ц и т а сидеритом или д о л о м и т о м ( ж е л е з о с о д е р ж а щ и е карбонаты) по цепи С а С О з —• РеСОз -> гидроксиды Fe. Интересными природными образованиями я в л я ю т с я т а к н а з ы в а е м ы е пустотелые п с е в д о м о р ф о з ы — о т п е ч а т к и в горной массе к р и с т а л л о в растворившихся минералов, место к о т о р ы х осталось н е з а н я т ы м . П с е в д о м о р ф о з ы — о д и н из и н ф о р м а т и в н ы х критериев д л я познания генезиса мине­ ралов. 3 +

0

5

3 +

О Б Л И К (ФОРМА) И ГАБИТУС К Р И С Т А Л Л О В

СЛОЖНОСТИ процессов роста к р и с т а л л о в приводят к тому, ч т о часто их окончатель­ ный вид з н а ч и т е л ь н о о т л и ч а е т с я от тех совершенных многогранников, к о т о р ы е ти­ пичны д л я и д е а л ь н ы х к р и с т а л л о в , а р а з н ы е грани одной и той ж е простой ф о р м ы на р е а л ь н ы х к р и с т а л л а х имеют р а з л и ч н ы е очертания и р а з м е р ы и неоднородный ха­ р а к т е р поверхности. Поэтому д л я х а р а к т е р и с т и к и морфологии р е а л ь н ы х к р и с т а л л о в удобно использовать д в а т е р м и н а — о б л и к и габитус. Облик (форма)—это общий в и д к р и с т а л л а . К р и с т а л л ы могут б ы т ь и з о м е т р и ч н ы м и (равномерно р а з в и т ы м и во всех трех н а п р а в л е н и я х ) , удлиненными, уплощенными. Эти т е р м и н ы нестрогие. Среди удлиненных к р и с т а л л о в в ы д е л я ю т с т о л б ч а т ы е , шестоватые, игольчатые, волосовидные и т . п . , среди уплощенных — т а б л и т ч а т ы е , л и с т о в а т ы е , чешуйчатые и т . д . Н а з в а н и я эти произвольны, в а ж н а их образность, поскольку об­ л и к к р и с т а л л а д л я многих минералов я в л я е т с я его типичной особенностью: напри­ мер, скаполит ( с л о ж н ы й алюмосиликат) потому и назван так, что всегда образует с т о л б ч а т ы е к р и с т а л л ы (от греч. ( с к а п о с ) — с т е р ж е н ь ) , а к м и т (разновидность натрийжелезистого пироксена) назван по заостряющейся ф о р м е окончаний его к р и с т а л л о в 67

(от греч. ( а к м э ) — о с т р и е ) , санидин (разновидность полевых шпатов) своим назва­ нием о т р а ж а е т присущую ему т а б л и т ч а т у ю ф о р м у к р и с т а л л о в (от греч. (санис) — табличка). Габитус—более строгий термин, определяющий облик к р и с т а л л о в по доминиру­ ющим на нем г р а н я м и соотношению р а з м е р о в к р и с т а л л а в трех его и з м е р е н и я х (по осям ж, у, z). Т а к , габитус с т о л б ч а т ы х к р и с т а л л о в с к а п о л и т а м ы назовем удлиненнопризматическим или, еще точнее, — удлиненно-тетрагонально-призматическим. Еще один пример р а з ъ я с н и т большую и н ф о р м а т и в н о с т ь описания к р и с т а л л а по габитусу: к р и с т а л л ы пирита почти всегда изометричные, но по п р е о б л а д а ю щ и м г р а н я м их га­ б и т у с м о ж е т б ы т ь р а з н ы м — гексаэдрическим (кубовидным), Пентагон-додекаэдрическим, октаэдрическим. НЕКОТОРЫЕ АГРЕГАТЫ КРИСТАЛЛОВ

К р и с т а л л ы в горных породах и р у д а х редко образуются в одиночку. Они слагают р а з н ы е агрегаты, состоящие и з к р и с т а л л о в одного, д в у х и л и н е с к о л ь к и х м и н е р а л о в . По м о р ф о л о г и и среди агрегатов могут б ы т ь в ы д е л е н ы зернистые, д р у з ы (щетки), се­ креции, конкреции, о о л и т ы , параллельно-шестоватые, ф р а м б о и д ы и д р . Зернистые агрегаты п р е д с т а в л я ю т собой сплошные массы произвольно сросшихся зерен одного или нескольких минералов. К а ж д о е з е р н о — н е о г р а н и в ш и й с я , неофор­ мившийся к р и с т а л л , выросший в стесненных условиях. Друзы (щетки)—это группы к р и с т а л л о в , наросших п е р п е н д и к у л я р н о или почти перпендикулярно к поверхности трещин, стенке ж и л ы или полости в горной породе (см. рис. 142). В а ж н е й ш е е явление при образовании д р у з — геометрический отбор. С н а ч а л а на стенку н а р а с т а ю т одиночные разно ориентированные к р и с т а л л ы (рис. 56, а). Р а з р а с т а я с ь з а т е м , они соприкасаются д р у г с другом, у т ы к а ю т с я д р у г в друга, сами себе мешают расти (рис. 56, б). П р о д о л ж а ю т расти т о л ь к о т е к р и с т а л л ы , в е к т о р роста к о т о р ы х ориентирован в сторону свободного пространства, т. е. в свободную полость, к а к правило, н о р м а л ь н о к поверхности трещины (рис. 56, в, г). В э т о м и з а к л ю ч а ­ е т с я естественный геометрический отбор к р и с т а л л о в . Они п р о д о л ж а ю т в ы т я г и в а т ь с я , постепенно ф о р м и р у я друзу.

68

Секреции п о л у ч а ю т с я , когда к а к а я - л и б о полость в горной породе з а п о л н я е т с я ми­ н е р а л ь н ы м веществом. Ч а с т о в центре секреций р а с п о л а г а ю т с я д р у з ы (рис. 57, в). Наиболее известны секреции халцедона с д р у з а м и к в а р ц а внутри, приуроченные к миндалинам в базальтах.

Конкреции—это шаровидные (иногда к а к бы сплюснутые, н е п р а в и л ь н о округлен­ ные) агрегаты радиально-лучистого строения (рис. 57, а). В их центре нередко нахо­ д и т с я зерно, которое с л у ж и л о з а т р а в к о й при росте конкреции. Ч а щ е всего они обра­ з у ю т с я в пористых осадочных п о р о д а х — п е с к а х и глинах. П р и м е р о м могут с л у ж и т ь конкреции к а л ь ц и т а , пирита и ф о с ф о р и т о в . Р а з м е р ы этих образований — от м и л л и ­ м е т р о в д о д е с я т к о в сантиметров. Оолиты (бобовины или горошины) образуются в тех с л у ч а я х , когда м и н е р а л кри­ с т а л л и з у е т с я из р а с т в о р а н а каком-нибудь з е р н ы ш к е , к а к бы п р и к р ы в а я его скор­ л у п к а м и , налегающими д р у г на д р у г а (см. рис. 57, б). Они имеют концентрическискорлуповатое строение, обязанное ритмичной смене условий м и н е р а л о о б р а з о в а н и я . Наиболее часто оолиты ф о р м и р у ю т с я в горячих источниках, в придонных озерных и морских и л а х . Они х а р а к т е р н ы д л я некоторых разновидностей бокситов, марганцевых и ж е л е з н ы х руд. Р а з м е р ы о о л и т о в — о т м и л л и м е т р о в до нескольких с а н т и м е т р о в . 69

Параллельно-шестоватые и волокнистые агрегаты обычно о б р а з у ю т с я в трещи­ нах. Э т о — ж и л к и шелковистого гипса, серпентин-асбеста, шестоватого к а л ь ц и т а . И х образование происходит по-разному (рис. 58). В одних с л у ч а я х эти агрегаты к р и с т а л ­ л и з у ю т с я в о т к р ы т ы х трещинах: с н а ч а л а на стенках по принципу геометрического отбора н а р а с т а ю т д р у з ы ; р а з р а с т а я с ь навстречу д р у г другу, они с м ы к а ю т с я и обра­ зуют параллельно-шестоватые или волокнистые агрегаты. В д р у г и х — т а к и е агрегаты ф о р м и р у ю т с я в постепенно п р и о т к р ы в а ю щ и х с я трещинах, когда скорость п р и о т к р ы в а н и я меньше или р а в н а скорости роста индивидов. С н а ч а л а т р е щ и н а з а п о л н я е т с я зернистым агрегатом м и н е р а л а в виде сплошной тонкой ж и л к и . З а т е м , когда трещина п р о д о л ж а е т п р и о т к р ы в а т ь с я , зерна, у п и р а я с ь д р у г в друга, могут р а с т и т о л ь к о вслед з а раздвигающимися стенками трещины. Они постепенно в ы т я г и в а ю т с я по н о р м а л и к с т е н к а м , ф о р м и р у я параллельно-шестоватый или волокнистый агрегат. В и н ы х слу­ ч а я х параллельно-шестоватые (чаще — волокнистые) агрегаты о б р а з у ю т с я при р а з ­ растании их от волосных трещин в обе стороны от них, р о с т их идет по принципу образования агрегата первого или второго рода.

а

Рис. 58. Строение параллельно-шестоватых агрегатов раз­ ного типа (Жабин, 1979). а — друзовидный рост флюорита; б—рост кальцита в глине кверху и книзу от подводящей трещины; в — агрегат зерен граната в трещине.

Фрамбоиды, к а к и конкреции и оолиты, шаровидные агрегаты. Они обычно имеют очень небольшие р а з м е р ы (от микроскопических д о 1 — 2 мм) и с л о ж е н ы сплошным агрегатом одинаково ограненных изометричных плотно " у л о ж е н н ы х " к р и с т а л л о в по­ добно зернистой сердцевине спелого г р а н а т а (см. рис. 227, в). Ф р а м б о и д ы т и п и ч н ы д л я пирита, м а р к а з и т а и некоторых других минералов, образующихся з а счет раскрис т а л л и з а ц и и к о л л о и д а л ь н ы х масс вещества в ходе диагенетического преобразования придонных илов и гелей в современных т о р ф я н и к а х , болотах, о з е р а х и м о р с к и х осад­ ках. Фрамбоиды с у л ь ф и д о в известны т а к ж е в составе осадочных и м е т а м о р ф и ч е с к и х пород разного возраста. Сферолиты и почковидные агрегаты названы т а к по своей м о р ф о л о г и и . С ф е р о л и т ы очень часто имеют почти идеально шаровидную ф о р м у и р а з м е р от д о л е й д о 1 — 2 см и более. Они, к а к шарики, н а р а с т а ю т на другие м и н е р а л ы и н а стенки р а з н ы х пустот в рудах и горных породах. С ф е р о л и т ы образуются либо к а к р е з у л ь т а т расщепленного роста к р и с т а л л о в (см. рис. 45), либо в них, к а к в конкреции, есть я д р ы ш к о - з е р н о или з е р н и с т а я масса, н а к о т о р ы е нарастает м и н е р а л . Вследствие геометрического отбора 70

или стесненных условий к р и с т а л л ы могут р а з р а с т а т ь с я , т о л ь к о р а с х о д я с ь л у ч а м и от центра сферолита.

Рис. 59.

ПОЧКОВИДНЫЙ

агрегат гётита.

Почковидные агрегаты состоят из м н о ж е с т в а соприкасающихся " п о ч е к " , к а ж д а я и з к о т о р ы х имеет подобно сферолиту, радиально-лучистое строение, правда, оно не всегда з а м е т н о н е в о о р у ж е н н ы м г л а з о м . Особенно типичное строение имеют почковидные агрегаты гётита FeO(OH) и м а л а х и т а С и г ( С О з ) ( О Н ) 2 . И х образование происходило н а неровной поверхности з а счет группового роста и геометрического отбора с ф е р о л и т о в ; оставались и р а з р а с т а л и с ь т о л ь к о т е с ф е р о л и т ы , к о т о р ы е находились н а в ы п у к л о с т я х субстрата (рис. 59). В некоторых почковидных агрегатах з а м е т н о не т о л ь к о р а д и а л ь н о лучистое, но и концентрически-зональное строение, к а к о т р а ж е н и е смены условий при росте агрегата. Наиболее ч а с т о почковидные агрегаты о б р а з у ю т с я в р а з л и ч н ы х пустотах в приповерхностных зонах р а з р у ш е н и я и в ы в е т р и в а н и я р у д и горных пород. контрольные 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7.

вопросы

Чем двойниковые сростки отличаются от случайных сростков? Как возникают внутренние неоднородности кристалла? Ч т о такое пойкилокристаллы и метасомы? Как растут друзы? Чем секреции отличаются от конкреций? Как у граней возникает микрорельеф? Что такое псевдоморфозы, параморфозы, пустотелые псевдоморфозы?

Глава

5

ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА

МИНЕРАЛОВ

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ

И з всех свойств м и н е р а л о в в ы д е л и м ф и з и ч е с к и е и химические. К ф и з и ч е с к и м от­ носятся оптические, механические, электрические, магнитные, т е п л о ф и з и ч е с к и е свой­ ства и плотность. К химическим свойствам отнесем степень реакционной способности минералов, особенности их взаимодействия с р а з л и ч н ы м и реагентами, р а с т в о р и м о с т ь . Есть и такие свойства минералов, к о т о р ы е м о ж н о н а з в а т ь ф и з и к о - х и м и ч е с к и м и (на­ пример, х а р а к т е р смачиваемости его зерен и к р и с т а л л о в , у д е л ь н а я энергия поверхно­ сти). Н а р а з л и ч и я х плотности, э л е к т р и ч е с к и х и магнитных свойств основаны геофизи­ ческие методы поиска и р а з в е д к и месторождений полезных ископаемых. Х а р а к т е р механических свойств определяет выбор способов и з м е л ь ч е н и я м и н е р а л о в при обра­ ботке их руд. Физико-химические свойства поверхности зерен и к р и с т а л л о в в л и я ю т на поведение м и н е р а л о в при их ф л о т а ц и и . Термодинамические и химические свой­ с т в а п р о я в л я ю т с я в процессах минералообразования. Н и ж е м ы р а с с м о т р и м г л а в н ы м образом т е свойства, к о т о р ы е могут использоваться при визуальной диагностике ми­ нералов. АНИЗОТРОПИЯ СВОЙСТВ КРИСТАЛЛОВ

Анизотропия строения пространственной решетки в к р и с т а л л а х обусловливает ани­ зотропию их свойств. Это значит, ч т о р а з н ы е грани, ребра, вершины к р и с т а л л а имеют р а з л и ч н ы е свойства: по-разному блестят, твердость к р и с т а л л а н а них р а з л и ч н а , не­ редко они имеют свою окраску и т . д . Анизотропия свойств к р и с т а л л а в ы р а ж а е т с я и в том, что по н е п а р а л л е л ь н ы м н а п р а в л е н и я м н а одной и той ж е грани свойства у него р а з н ы е . Н а п р и м е р , грани к р и с т а л л о в а л м а з а ц а р а п а ю т с я в р а з н ы х н а п р а в л е н и я х пор а з н о м у — э т о у ч и т ы в а е т с я при ш л и ф о в к е б р и л л и а н т о в . Анизотропно п р о я в л я ю т с я в объеме к р и с т а л л а его магнитные, кристаллооптические, электрические, т е п л о ф и з и ч е ­ ские свойства, твердость (рис. 60) и д р .

C F

Рис. 60. гранях. 2

72

Розетки твердости на разных

Степень анизотропности к р и с т а л л о в зависит от их симметрии. Д л я пояснения рас­ с м о т р и м в к р и с т а л л е п р я м ы е линии, проходящие через его центр. О к а з ы в а е т с я , что среди них могут б ы т ь симметрично-равные, единичные и п о л я р н ы е п р я м ы е (направле­ ния). Симметрично-равными н а з ы в а ю т с я такие повторяющиеся в к р и с т а л л е п р я м ы е (или н а п р а в л е н и я ) , к о т о р ы е в ы в о д я т с я одна из другой с помощью э л е м е н т о в сим­ м е т р и и . С в о й с т в а к р и с т а л л о в на э т и х п р я м ы х п о в т о р я ю т с я . Единичными н а з ы в а ю т с я т а к и е п р я м ы е (или н а п р а в л е н и я ) , к о т о р ы е я в л я ю т с я еди­ н и ч н ы м и , неповторимыми в к р и с т а л л е . Свойства к р и с т а л л о в в д о л ь э т и х н а п р а в л е н и й о т л и ч а ю т с я от свойств по д р у г и м н а п р а в л е н и я м . В к р и с т а л л а х кубической сингоний единичных н а п р а в л е н и й нет, поскольку они симметрично р а в н ы и многократно повто­ р я ю т с я . А н и з о т р о п и я свойств в к р и с т а л л а х кубической сингоний поэтому п р о я в л я е т с я очень слабо. В р е з у л ь т а т е м о ж н о с к а з а т ь , что кубические к р и с т а л л ы и з о т р о п н ы (изо­ тропное т е л о , к а к известно, о б л а д а е т одинаковыми свойствами во всех н а п р а в л е н и я х ) . В к р и с т а л л а х гексагональной, т е т р а г о н а л ь н о й и тригональной сингоний всегда есть одно единственное, единичное, т . е . неповторяющееся, направление. Э т о оси симме­ т р и и Le, L4, L3. Т а к а я ось всегда одна, и больше она не п о в т о р я е т с я . Все о с т а л ь н ы е н а п р а в л е н и я в к р и с т а л л а х этих трех сингоний неоднократно п о в т о р я ю т с я . В к р и с т а л ­ л а х ромбической сингоний всегда имеется т р и единичных н а п р а в л е н и я , в к р и с т а л л а х моноклинной сингоний их м н о ж е с т в о , а в т р и к л и н н ы х к р и с т а л л а х все н а п р а в л е н и я единичны. А н и з о т р о п и я свойств в них п р о я в л е н а наиболее отчетливо. Полярными н а з ы в а ю т с я те из симметрично-равных и единичных направлений, концы к о т о р ы х не могут б ы т ь совмещены д р у г с д р у г о м при помощи э л е м е н т о в симме­ трии. Я р к и м примером такого н а п р а в л е н и я я в л я е т с я в е р т и к а л ь н а я ось в к р и с т а л л а х т у р м а л и н а — ось L3. Ее н и ж н и й конец несовместим с верхним, оба к о н ц а неравно­ з н а ч н ы . Э т о следует из к р и с т а л л и ч е с к о й с т р у к т у р ы м и н е р а л а — е е основным элемен­ том я в л я ю т с я резко а с и м м е т р и ч н ы е к о м п л е к с н ы е анионы ( S i e O i s ) " . Следствием п о л я р н о с т и Lz с л у ж а т пироэлектрические свойства т у р м а л и н а : при нагревании н а вершине и основании к р и с т а л л а в о з б у ж д а ю т с я разноименные э л е к т р и ч е с к и е з а р я д ы . М ы у ж е о т м е ч а л и , что о к р а с к а к р и с т а л л о в многоцветных т у р м а л и н о в и с к о р о с т ь их роста р а з л и ч н ы н а р а з н ы х о к о н ч а н и я х к р и с т а л л о в . 1 2

ИЗМЕНЧИВОСТЬ СВОЙСТВ ИЗОМОРФНЫХ СМЕСЕЙ

П р и х а р а к т е р и с т и к е свойств веществ в к у р с а х ф и з и к и и химии почти всегда р е ч ь идет о химически ч и с т ы х соединениях, состав к о т о р ы х точно о т в е ч а е т их ф о р м у л е — именно н а т а к и х п р и м е р а х р а с с м а т р и в а ю т с я зависимости свойств от с т р у к т у р ы и со­ с т а в а вещества. О д н а к о н а химическом составе м и н е р а л о в с к а з ы в а ю т с я я в л е н и я изо­ м о р ф и з м а . Свойства м и н е р а л а закономерно м е н я ю т с я при в х о ж д е н и и в него и з о м о р ф ­ н ы х примесей: чем больше входит ( " п р и б а в л я е т с я " ) примеси, тем сильнее о т к л о н я е т с я свойство от такового у химически чистого соединения. Э т а з а в и с и м о с т ь н а з ы в а е т с я аддитивностью (от лат. a d d i t i o — п р и б а в л е н и е ) свойств и з о м о р ф н ы х смесей и при­ водит к тому, что свойства одного и того ж е м и н е р а л а к о л е б л ю т с я , причем иногда з н а ч и т е л ь н о . Т а к , например, с у л ь ф и д цинка (минерал с ф а л е р и т ) прозрачен и бесцве­ тен, имеет а л м а з н ы й блеск, но при частично и з о м о р ф н о м замещении ц и н к а ж е л е з о м ( и з о м о р ф и з м этот несовершенный, ограниченный) становится с н а ч а л а к о р и ч н е в ы м , з а т е м ч е р н ы м , блеск его м е н я е т с я от алмазного д о полу металлического, п р о з р а ч н о с т ь исчезает. Д р у г о й пример — полный р я д м и н е р а л о в от к о л у м б и т а (Fe, M n ) N b 2 0 6 д о т а н т а л и т а (Fe, Мп)ТазОб- И з - з а р а з н и ц ы в а т о м н ы х массах (у ниобия 92,9, у т а н т а л а 180,9) плот­ ность в этом непрерывном р я д у и з о м о р ф н ы х смесей м е н я е т с я от 5,2 д о 8,2, соответ73

ственно в о з р а с т а е т твердость, м е н я ю т с я и все д р у г и е свойства. П о л ь з у я с ь специальной д и а г р а м ­ мой, по плотности м о ж н о легко и быстро о п р е д е л и т ь с о д е р ж а н и е т а н т а л а в м и н е р а л а х этого р я д а , в то в р е м я к а к по внешним при­ з н а к а м они н е р а з л и ч и м ы . Т а н т а л о в ы е р у д ы более ценны, чем ниобиевые, а экспрессный метод определения плотности минера­ л а (например, методом С. А. Горж е в с к о й и Е . А . Е р о ф е е в о й — по скорости оседания з е р н а в труб­ ке с растительным маслом) дает в о з м о ж н о с т ь с д е л а т ь первичную р а з б р а к о в к у зон оруденения без дорогого и д л и т е л ь н о г о химиче­ Андрадит Гроссуляр Ca3Fe (Si0 ) СазА1 (ао ) ского а н а л и з а . Т а к и х примеров аддитивности свойств и их ис­ Рис. 61. Зависимость параметра кристаллической решетки (ао), показателя преломления (п) и плот­ пользования можно привести ности (d) граната от его состава. много (рис. 61). Ч а щ е всего это явление п р о я в л я е т с я в о к р а с к е минералов: чем больше в нем х р о м о ф о р о в , т е м интен­ сивнее цвет м и н е р а л а . В приведенных выше п р и м е р а х свойства м и н е р а л о в м е н я л и с ь п р я м о пропорцио­ н а л ь н о с количеством и з о м о р ф н о й примеси. О д н а к о а д д и т и в н о с т ь свойств и з о м о р ф ­ ных смесей не всегда прямолинейна. Это о б ъ я с н я е т с я тем, ч т о я в л е н и я изомор­ ф и з м а — не простая з а м е н а одних атомов другими в некоторых у з л а х пространствен­ ной решетки минерала. Они с о п р о в о ж д а ю т с я изменением х а р а к т е р а и с и л ы химиче­ ской связи, смещениями атомов и другими, большими или м а л ы м и , перестройками структуры. 2

4

2

3

4

3

ПОЛЯРИЗАЦИЯ И Д В О Й Н О Е Л У Ч Е П Р Е Л О М Л Е Н И Е СВЕТА

В п р о з р а ч н ы х к р и с т а л л а х кубической сингонии свет р а с п р о с т р а н я е т с я п р а к т и ч е с к и по т е м ж е з а к о н а м , ч т о и в воздухе, с т е к л е и д р у г и х н е к р и с т а л л и ч е с к и х веществах. Ч а с т и ч н о он о т р а ж а е т с я от поверхности к р и с т а л л а , частично п р е л о м л я е т с я — о б этом подробно р а с с к а з а н о в курсе ф и з и к и . Напомним, что при распространении света в воз­ душной или иной некристаллической среде э л е к т р о м а г н и т н ы е к о л е б а н и я совершаются во всех н а п р а в л е н и я х перпендикулярно к световому л у ч у с одной и той ж е ампли­ тудой. Н о в к р и с т а л л а х с анизотропным строением пространственной решетки свет становится поляризованным—единый л у ч р а с п а д а е т с я н а д в а л у ч а с разной скоро­ с т ь ю распространения света в к р и с т а л л е и соответственно с р а з н ы м и п о к а з а т е л я м и п р е л о м л е н и я . В р е з у л ь т а т е происходит двупреломление света. Н а г л я д н е е всего это я в л е н и е м о ж н о н а б л ю д а т ь н а водянопрозрачных к р и с т а л л а х к а л ь ц и т а (исландского ш п а т а ) — е с л и п о л о ж и т ь обломок его на какое-нибудь и з о б р а ж е н и е , оно р а з д в о и т с я (рис. 62). П о с к о л ь к у с и л а д в у п р е л о м л е н и я света определяется анизотропией строения кри­ сталлической решетки м и н е р а л а , то, во-первых, в р а з н ы х веществах это свойство про74

^Падающий неполяризованныи. Рис. 62.

Поляризация и двойное лучепреломление света в

кристалле кальцита.

явлено по-разному, а во-вторых, в одних и тех ж е к р и с т а л л а х оно зависит от х а р а к т е р а атомного строения, атомного узора плоских сеток, н а к о т о р ы е у п а л свет. В к р и с т а л л а х кубической сингоний п о л я р и з а ц и я и двупреломление света отсут­ ствуют. В к а ж д о м к р и с т а л л е гексагональной, тетрагональной и тригональной син­ гоний всегда есть одно особое н а п р а в л е н и е — е г о о п т и ч е с к а я ось. Е с л и свет распро­ с т р а н я е т с я в д о л ь этой оптической оси, он не п о л я р и з у е т с я и не р а с п а д а е т с я н а д в а л у ч а . Если свет входит в к р и с т а л л перпендикулярно оптической оси, происходит его наиболее сильное двупреломление. Закономерности п о л я р и з а ц и и и д в у п р е л о м л е н и я света в к р и с т а л л а х низших сингоний более с л о ж н ы е . ОКРАСКА (ЦВЕТ) — О Б Щ И Е С В Е Д Е Н И Я

О к р а с к а м и н е р а л о в бывает самой разнообразной. Одни м и н е р а л ы всегда имеют т о л ь к о один х а р а к т е р н ы й д л я них цвет (зеленый малахит, синий азурит, з о л о т и с т ы й аурипигмент), другие — р а з н у ю окраску, иногда меняющуюся по с е к т о р а м и з о н а м роста к р и с т а л л а (многоцветные т у р м а л и н ы , б е р и л л ы и т . д . ) . Разнообразие и к р а с о т а о к р а с к и м и н е р а л о в — о д н о из чудесных явлений природы. В истории изучения природы окраски м и н е р а л о в Д . Ю . Пущаровский в ы д е л и л т р и периода. П е р в ы й с в я з а н с качественными наблюдениями и систематикой. К у л ь м и ­ национным моментом этого периода я в и л а с ь м о н о г р а ф и я А . Е . Ф е р с м а н а " Ц в е т а ми­ нералов" (1936), в которой б ы л о п р е д л о ж е н о р а з л и ч а т ь т р и т и п а о к р а с к и — и д и о х р о м а т и ч е с к у ю (обусловленную составом и с т р у к т у р о й м и н е р а л а ) , а л л о х р о м а т и ч е с к у ю (вызванную и з о м о р ф н ы м и примесями или в р о с т к а м и цветных минералов-примесей), псевдохроматическую, или л о ж н у ю . Э т а с и с т е м а т и к а и т е р м и н ы прочно вошли в отечественную литературу, но, во-первых, они, к а к о к а з а л о с ь , не полностью х а р а к ­ т е р и з у ю т все причины о к р а с о к — п р и ш л о с ь вводить д о п о л н и т е л ь н ы е т е р м и н ы ; вовторых, в з а р у б е ж н о й научной л и т е р а т у р е , о т к у д а в з я л свои н а з в а н и я А . Е . Ф е р с м а н , они имеют другой с м ы с л ; в-третьих, в учебниках А. Г. Бетехтина, Е . К . Л а з а р е н к о и д р у г и х л и т е р а т у р н ы х источниках и с к а ж е н с м ы с л , в к л а д ы в а в ш и й с я А. Е. Ферсманом в термин " а л л о х р о м а т и ч е с к а я о к р а с к а " . Все эти р а з н о т о л к о в а н и я п о р о ж д а ю т путаницу и побудили о т к а з а т ь с я от этих терминов в данном учебнике. Во второй период ш л о 75

активное изучение и интерпретация к р и в ы х спектрального поглощения м и н е р а л о в с целью в ы я в и т ь с п е к т р ы поглощения, типичные д л я данного а т о м а - к р а с и т е л я в дан­ ном валентном состоянии ( Г . П . Б а р с а н о в , С. М. Г р у м - Г р ж и м а й л о , Н . М. Меланхолии, К . П ш и б р а м , Н . Е . Я к о в л е в а и д р . ) . Т р е т и й период с в я з а н с переходом от этих ис­ следований к д е т а л ь н о м у выяснению ф и з и к и я в л е н и я ( Л . В. Бершов, В. М. Винокуров, А.С.Марфунин, А.Н.Платонов и др.). По современным н а у ч н ы м определениям ц в е т — э т о свойство т е л а в ы з ы в а т ь у че­ л о в е к а определенное зрительное ощущение в соответствии со с п е к т р а л ь н ы м составом о т р а ж а е м о г о или пропускаемого (испускаемого) телом и з л у ч е н и я . Т а к и м образом, ощущение ц в е т а — э т о с л о ж н о е психо-физиологическое явление, в котором ф и з и ч е ­ ское н а ч а л о — х а р а к т е р светопоглощения минералом, действительно, есть т о л ь к о на­ ч а л о я в л е н и я . Н а п р и м е р , самородное золото по своим оптическим свойствам д о л ж н о б ы т ь о р а н ж е в о - к р а с н ы м , а из-за неодинаковой чувствительности человеческого г л а з а к р а з н ы м л у ч а м света оно к а ж е т с я нам ж е л т ы м . К р о м е того, при сильном снижении интенсивности и з л у ч е н и я (пропускания) света к р и с т а л л о м т а к ж е и с к а ж а е т с я воспри­ я т и е цвета глазом; плохо распознается цвет м и н е р а л а и при слабом его освещении (говоря проще, в с у м р а к е р а з л и ч а т ь цвета трудно). Точно т а к ж е зависит воспри­ я т и е цвета глазом от степени измельченности минерала: в порошковатых массах з а счет рассеяния света и с н и ж е н и я его интенсивности цвет м и н е р а л а приобретает иные оттенки. К с т а т и , эта особенность я в л я е т с я хорошим диагностическим свойством ми­ н е р а л о в — их цвет в зернах (в образце горной породы) и в к р и с т а л л а х о б я з а т е л ь н о сравнивают с цветом в порошке (цвет ч е р т ы на шероховатой ф а р ф о р о в о й пластинке); диагностическими я в л я ю т с я р а с х о ж д е н и я в цвете, например у г е м а т и т а к р и с т а л л ы железо-черные, а ч е р т а вишнево-красная. Наконец, ф а к т о р а м и физиологического вос­ п р и я т и я цвета я в л я ю т с я цветовая адаптация (падение чувствительности) г л а з а при д л и т е л ь н о м или сильном воздействии н а него света, а т а к ж е э ф ф е к т цветового контра­ ста (соприкасающиеся разноцветные зерна к а ж у т с я глазу р а з л и ч а ю щ и м и с я сильнее, чем когда они воспринимаются порознь). Все эти особенности ф и з и о л о г и и в о с п р и я т и я человеком цвета привели к тому, ч т о д л я объективного определения цвета веществ (и минералов) с л у ж и т количественная х а р а к т е р и с т и к а , которую д а е т и з м е р и т е л ь н ы й прибор. Главные ф а к т о р ы , влияющие на субъективную оценку н а б л ю д а т е л е м цвета мине­ р а л а , наиболее полно у ч и т ы в а е т м е ж д у н а р о д н а я к о л о р и м е т р и ч е с к а я система. Объек­ тивность и точность определения цвета м и н е р а л а в этой системе б а з и р у ю т с я н а исполь­ зовании, во-первых, экспериментально и з м е р я е м ы х к о э ф ф и ц и е н т о в с п е к т р а л ь н о г о от­ р а ж е н и я или пропускания в видимой области света, а во-вторых, с т а н д а р т н ы х источ­ ников света со строго ф и к с и р о в а н н ы м типом светоизлучения. В р е з у л ь т а т е пересчетов результатов измерений п о л у ч а ю т т р и колориметрических п а р а м е т р а — я р к о с т ь , или светлоту цвета, и к о э ф ф и ц и е н т ы цветности х у. Н а н е с я последние н а с т а н д а р т н ы й г р а ф и к , п о л у ч а ю т точку н а треугольнике цветности (рис. 63). Е е п о л о ж е н и е д а е т воз­ м о ж н о с т ь объективно определить количественные х а р а к т е р и с т и к и цвета м и н е р а л а . Н е у п о т р е б л я я с л о ж н ы х терминов, удобно и просто р а з д е л и т ь о к р а с к у м и н е р а л о в по ф и з и к е я в л е н и я н а д в а т и п а — с о б с т в е н н у ю и ч у ж у ю , причем в к а ж д о м из них имеются свои разновидности. Собственная окраска обусловлена особенностями конституции м и н е р а л а — е г о химическим составом и структурой. З д е с ь м ы в ы д е л и м , п р е ж д е всего, окраску, в ы з ы в а е м у ю х а р а к т е р о м с в е т о п о г л о щ е н и я , — э т о наиболее распространенная разновидность собственной окраски минералов. Редкие разновидности собственных окрасок обусловлены интерференционными и д и ф р а к ц и о н н ы м и я в л е н и я м и — это к а к бы игра и переливы цвета м и н е р а л а . у

76

520

Рис. 63. Треугольник цветности минералов. Цифры на кривой — д л и н а волны в нм.

Чужие, или чужеродные, окраски просты по своей природе. Они в ы з ы в а ю т с я вростк а м и пигментирующих частиц (т.е. других, цветных, минералов), цветными п л е н к а м и разной природы и некоторыми д р у г и м и причинами, не с в я з а н н ы м и с особенностями химической конституции м и н е р а л а . Цвет м и н е р а л а очень часто я в л я е т с я его специфическим свойством, поэтому он используется при диагностике минералов. В а ж н ы м приемом при этом с л у ж и т опре­ деление цвета м и н е р а л а не т о л ь к о в его естественных к р и с т а л л а х и зернах, но и его п о р о ш к а — ц в е т а черты, оставленной м и н е р а л о м н а шероховатой (неглазурованной) ф а р ф о р о в о й пластинке. В тонком порошке обычно легче оценить истинную окраску м и н е р а л а . Ч а с т о о к а з ы в а е т с я , что одинаковые на вид м и н е р а л ы имеют р а з н у ю черту. Это р а з л и ч и е используется к а к в а ж н ы й прием в диагностике минералов.

77

ОКРАСКА ЗА СЧЕТ ИЗБИРАТЕЛЬНОГО

СВЕТОПОГЛОЩЕНИЯ

Светопоглощение происходит з а счет переходов электронов в к р и с т а л л и ч е с к о й по­ стройке м и н е р а л а из п о л о ж е н и я , стационарного (основного) д л я данной с т р у к т у р ы и т и п а химической связи в ней, в в а к а н т н ы е (энергетически невыгодные), но все ж е по­ тенциально в о з м о ж н ы е позиции. Это происходит з а счет поглощения энергии света при его пропускании к р и с т а л л о м или о т р а ж е н и и . Соответственно, цвет м и н е р а л а харак­ теризуется спектрами пропускания и о т р а ж е н и я . Н а них д л я области видимого света у к а з а н а д о л я поглощенного к р и с т а л л о м света, в ы р а ж е н н а я в тех и л и и н ы х условных единицах (рис. 64). Области м а к с и м у м о в на спектрах отвечают д л и н а м волн погло­ щенного света, области м и н и м у м о в — д л и н а м волн света, проходящего ч е р е з к р и с т а л л или о т р а ж а ю щ е г о с я от него. Волновое число, с м ' 20000 —I

500

10000

1

1

6667 1—

1000

1500

1

Длина волны, нм Рис. 64- Полные картины спектров поглощения для некоторых минералов. Лишь часть общего спектра отвечает видимому свету и обусловливает цвет минерала (Ф — фиолетовый, Г — голубой, 3 — зеленый, Ж — желтый, О — оранжевый, К — красный).

Обозначим энергию перехода электрона, соответствующую его " перескоку" из ста­ ционарного п о л о ж е н и я в вакантное, к а к E . Д л я р а з л и ч н ы х м и н е р а л о в она коле­ б л е т с я обычно в пределах 0,1 — 6 э В , а энергия р а з н ы х источников с в е т а — о т 1,603 д о 3,164 э В . В о з м о ж н ы в а р и а н т ы . Рассмотрим л и ш ь некоторые т и п и ч н ы е простые примеры. 1. Если величина E больше энергии света, э л е к т р о н ы не будут переходить в другие позиции, т . е . свет не взаимодействует с к р и с т а л л о м , не отдает ему энергии, минерал о к а з ы в а е т с я п р о з р а ч н ы м и бесцветным (так, у а л м а з а E = 5,5 эВ). Если ж е значения E очень м а л ы ( < 0 , 5 эВ), что х а р а к т е р н о д л я самородных м е т а л л о в с " э л е к т р о н н ы м газом", осуществляющим химическую с в я з ь в них и допускающим легкое перемещение n

n

n

n

78

э л е к т р о н о в , то все л у ч и света о б л а д а ю т достаточной энергией д л я " в ы б и в а н и я " элек­ тронов в в а к а н т н ы е позиции; поглощаются все л у ч и света, м и н е р а л становится ч е р н ы м и н е п р о з р а ч н ы м (свет проходит в к р и с т а л л на глубину не более 1 0 ~ м ) . Но возбу­ ж д е н н ы е светом э л е к т р о н ы мгновенно в о з в р а щ а ю т с я в основное состояние, испуская световые л у ч и , что п р о я в л я е т с я в м е т а л л и ч е с к о м блеске м и н е р а л а . Цветовые о т т е н к и у м е т а л л о в возникают в с л у ч а е все-таки некоторой энергетической неравнозначности переходов э л е к т р о н о в и потому — при поглощении части лучей света м е т а л л о м . Т а к , из-за несколько более сильного поглощения лучей в коротковолновой области с п е к т р а золото окрашено в о р а н ж е в о - к р а с н ы й цвет (глазом он воспринимается к а к ж е л т ы й ) . Т а к о в а ж е природа окраски многих п о л у п р о в о д н и к о в — а у р и п и г м е н т а ( ж е л т ы й ) , ре­ а л ь г а р а ( о р а н ж е в ы й ) , прустита (красный) и д р . 8

2. Наиболее типично п р о я в л я е т с я неравномерность поглощения света к а к причина цветовой о к р а с к и у п р о з р а ч н ы х минералов-диэлектриков, в составе к о т о р ы х есть хи­ мические э л е м е н т ы - х р о м о ф о р ы ( " к р а с и т е л и " ) . Х р о м о ф о р а м и обычно я в л я ю т с я ионы переходных м е т а л л о в периодической системы Д . И . М е н д е л е е в а (с номера 22 по 29, с 40 по 47 и выше). Наиболее в а ж н ы е из них T i , V, Cr, Mn, Fe, Со, Ni, Cu. Согласно квантовой теории, в свободных атомах этих элементов имеются частично заполненные э л е к т р о н а м и внутренние уровни d и / , причем в пределах этих уровней д о п у с т и м ы свои в а р и а н т ы распределения электронов по в а к а н т н ы м позициям, а общая к о н ф и г у р а ц и я орбиталей т а к и х э л е к т р о н о в с л о ж н а . В к р и с т а л л и ч е с к и х с т р у к т у р а х м и н е р а л о в з а счет химической связи с соседями ф о р м а орбиталей еще более у с л о ж н я е т с я , в ионах п о я в л я ю т с я р е з к о отличающиеся по энергетическим х а р а к т е р и с т и к а м в а к а н т н ы е по­ зиции (происходит расщепление энергетических уровней, см. рис. 4 ) , в р е з у л ь т а т е значения E д л я р а з л и ч н ы х элементов и д л я р а з н ы х переходов э л е к т р о н о в у одного и того ж е х р о м о ф о р а сильно в а р ь и р у ю т (от 2,5 д о 5 эВ). В зависимости от з н а ч е н и я E к р и с т а л л о м поглощаются р а з н ы е л у ч и , происходит избирательное светопоглощение (рис. 65). М и н е р а л о к р а ш и в а е т с я в цвет, дополнительный к поглощенному. П о к а з а ­ тельно, ч т о один и тот ж е х р о м о ф о р , например ион C r , в р а з н о м о к р у ж е н и и (т.е. в разной с т р у к т у р н о й позиции и в соседстве с р а з н ы м и атомами) имеет энергетиче­ ски р а з н ы е в а р и а н т ы д л я перехода электронов, а потому обусловливает поглощение р а з н ы х лучей и в ы з ы в а е т р а з л и ч н у ю окраску: у к о р у н д а AI2O3 с примесью х р о м а в позициях а л ю м и н и я она рубиновая, у б е р и л л а В е з А Ь ф б О х в ) с х р о м о м т а к ж е в по­ з и ц и я х а л ю м и н и я она и з у м р у д н а я . О д н а к о не все ионы х р о м о ф о р о в могут в ы з ы в а т ь окраску: ионы, не имеющие неспаренных э л е к т р о н о в ( V , C r , C u , C e и т.д.), не могут б ы т ь непосредственной причиной о к р а с к и минералов. З д е с ь в с т у п а ю т в силу другие я в л е н и я . n

n

3 +

5 +

6 +

+

4 +

3. М и н е р а л шестивалентного х р о м а крокоит P b ( C r O ^ не имеет неспаренных элек­ тронов, теоретически все в а к а н т н ы е позиции, к а з а л о с ь бы, з а н я т ы , у всех ионов ( C r , P b , О ) э л е к т р о н н ы е оболочки з а п о л н е н ы . Особенностью с т р у к т у р ы м и н е р а л а я в л я е т с я н а л и ч и е комплексного иона ( С г 0 4 ) ~ . Расчет энергетических состояний электронов, находящихся н а м о л е к у л я р н о й орбитали этого комплексного аниона, по­ казывает, ч т о один из электронов м о ж е т несколько сместиться от к и с л о р о д а в сторону хрома з а счет поглощения энергии, равной к а к р а з энергии синих л у ч е й белого света, сам м и н е р а л при этом о к р а ш и в а е т с я в о р а н ж е в ы й цвет. Э т о я в л е н и е н а з ы в а е т с я я в л е ­ нием переноса з а р я д а . Т а к и е ж е э л е к т р о н н ы е переходы (переносы з а р я д а ) с л у ж а т причиной окраски с а п ф и р о в . С а п ф и р — э т о к о р у н д А Ь О з с и з о м о р ф н о й примесью ж е л е з а и т и т а н а . Возникновение окраски о б ъ я с н я ю т т а к : в м и н е р а л е в позициях а л ю ­ миния вместо д в у х его атомов р а с п о л а г а ю т с я к а т и о н ы (пары F e + T i ) . З а счет переноса з а р я д а (электрона) от F e к Ti происходит поглощение л у ч е й с соответ­ ствующей д л и н о й в о л н ы и образуется п а р а F e + T i , а м и н е р а л приобретает сизый 6 +

2 +

2 -

2

2 +

2 +

4 +

3 +

79

3 +

4 +

№

SBO

BOO

700

800

Рис. 65. Примеры оптических спектров поглощения и окраски минералов (Миловский, Кононов, 1982).

цвет. Еще один п р и м е р переноса з а р я д а д а ю т м и н е р а л ы двухвалентного ж е л е з а . Т а к , + идеально чистый вивианит FeI (PO4J2- 8 H O бесцветен. П р и переходе F e —У F e з а счет поглощения части света п о я в л я е т с я с и н я я о к р а с к а . Т о ч н о т а к ж е бесцветны м и н е р а л ы , с о д е р ж а щ и е M n , их о к р а с к а возникает при изменении валентности мар­ ганца. 4. Еще одна причина неравномерного светопоглощения н е к о т о р ы х м и н е р а л о в — наличие в их к р и с т а л л и ч е с к о й решетке так н а з ы в а е м ы х э л е к т р о н н о - д ы р о ч н ы х центров о к р а с к и . Они я в л я ю т с я т о ч е ч н ы м и д е ф е к т а м и с т р у к т у р ы (см. рис. 16). Приведем т р и классических п р и м е р а — м и н е р а л ы ф л ю о р и т , аметист, морион. В искусственном ф л ю ­ орите C a F о к р а с к а ч а щ е всего с в я з а н а со смещениями анионов F " и з обычной д л я них позиции. П о д действием гамма-излучения, рентгеновского и р а д и о а к т и в н о г о излу­ чения к а ж д а я т а к а я позиция п р е в р а щ а е т с я в ловушку д л я э л е к т р о н о в (рис. 66); такой центр п о я в л е н и я о к р а с к и н а з ы в а ю т F-центром. Сходные и более с л о ж н ы е причины о к р а с к и х а р а к т е р н ы д л я топазов (см. т а б л . 8). Еще одна п р и ч и н а п о я в л е н и я цен­ т р о в о к р а с к и п р о я в л е н а в кварце. В синтетическом морионе S i O в п о з и ц и я х к р е м н и я в тетраэдрической координации располагаются ионы A l , а в синтетическом аме­ тисте F e . Д л я компенсации валентностей в "свободные" м еста к р и с т а л л и ч е с к о й решетки в н е д р я ю т с я катионы щелочных м е т а л л о в или H . П о д действием радио­ активного, рентгеновского и 7 - и з л у ч е н и я происходит смещение э л е к т р о н а от кисло­ рода к A l ( F e ) с поглощением части света; ионы 0 ~ с т а н о в я т с я ц е н т р а м и о к р а с к и (рис. 67). В о з м о ж н о , в природных условиях о к р а с к а этих м и н е р а л о в т а к ж е п о я в и л а с ь 2 +

2

2 +

2

2

3 +

3 +

+

3 +

3 +

80

3 +

в р е з у л ь т а т е воздействия н а них и з л у ч е н и я на п р о т я ж е н и и геологической истории их существования.

Рис. 66. Схема дефектной структуры флюорита, в кото­ рой электрон занял место смещенного из узла решетки атома фтора. Каждый такой точечный дефект является центром окраски флюорита.

Рис. 67. Схема идеальной структуры кварца (а) и реальной структуры дымчатого кварца (6") (Nassau, 1978). В дымчатом кварце однозарядные ионы кислорода явля­ ются центрами окраски минерала.

И т а к , о к р а с к а м и н е р а л а к а к р е з у л ь т а т особенностей его светопоглощения опреде­ л я е т с я р а з н ы м и причинами (табл. 7). Она зависит к а к от общего состава, с т р у к т у р ы м и н е р а л а и химических связей в нем, так и от индивидуальной позиции и з о м о р ф н ы х примесей в кристаллической решетке. Один и тот ж е химический элемент м о ж е т 81

Т а б л и ц а 7. П р и м е р ы т р е х п р и ч и н с о б с т в е н н о й о к р а с к и м и н е р а л о в з а с ч е т и з б и р а т е л ь н о г о с в е т о п о г л о щ е н и я (по З о л т а н у и С т о у т у ) Возбуди­ тель окраски

Минерал

Формула

Цвет

Название разно­ видности

1. Переходы электронов внутри атомов 3

V + V + Cr + Cr + Cr + 3

3

3

3

3

Cr + Mn + 3

3

Mn + Fe + 3

3

Fe + 2

Fe + Fe + 2

2

Со + Ni + Cu + Cu + 2

2

2

Гроссуляр Цоизит Берилл Уваровит Хризо­ берилл Корунд Спессартин Берилл Андрадит

Ca Al (SiO )S Ca Al O(OH)(SiO )(Si O ) Be Al (Si Oi ) Ca Cr (Si0 ) BeAl O

Be Al (Si Oi ) Ca Fe (Si0 )

Зеленый Голубой Зеленый Зеленый Зеленый, красный Красный Розовый, желтый Розовый Зеленый

Хризо­ берилл Оливин Альман­ дин Шпинель Бунзенит Диоптаз Бирюза

BeAl O

Желтый

—

(Fe Mg) SiO Fe Al (SiO )S

Зеленый Красный

Перидот

MgAl O NiO Cu (Si Oi ) •6H O CuAl (PO J (OH) •4H O

Голубой Зеленый Зеленый Голубой

— —

3

2

4

2

3

4

3

2

2

6

3

8

2

4

2

7

3

4

Al O Mn Al (SiO )S 2

3

3

4

2

3

2

6

3

8

2

4

2

5

3

4

2

3

4

4

2

2

6

6

6

4

4

8

2

4

8

2

Тсаворит Танзанит Изумруд — Алексан­ дрит Рубин — Морганит ДеманTO ид

— —

—

2. Переносы заряда F

E

2 +

_

F

+

3

E

2

3

2

3

Fe + - Fe + Fe + - Fe +

Вивианит Биотит

Fe (PO J •8H O 3

4

2

2

K(Mg Fe, А 1 ) _ (AlSi O 1

2

3

3

1 0

)(0Н)

2

Голубой, зеленый Чернозеленый Голубой

— —

Берилл

Al Si Be Oi

(Fe Mg) Al Si Oi

Fe + - T i + Fe -Ti + O -Cr +

Кордиерит Корунд Кианит Крокоит

Al O Al (SiO )O PbCrO

Голубой Голубой Оранжевый

C-2--V +

Ванадинит

P b ( V 0 ) Cl

Оранжевый

— — —

2--Fe +

Берилл

Al Be Si Oi

Желтый

Гелиодор

Корич­ невый, черный

Дымча­ тый кварц

2

3

Fe +-Fe + 2

4

2 +

4

2 -

6

5

3

0

2

6

1

3

2

4

2

8

5

8

3

2

4

4

5

4

2

3

3

6

8

Голубой

Аква­ марин Иолит Сапфир

3. Красящие центры

Вакансия— А1 +-0"

Кварц

SiO

2

Вакансия— Fe -O-

Кварц

SiO

2

3

3 +

82

Фиолетовый Аметист

в ы з ы в а т ь (прямо или косвенно) р а з н у ю окраску в зависимости от его с т р у к т у р н о й по­ зиции и атомов-соседей. Причем нередко в одном и том ж е минерале имеются р а з н ы е по своей природе центры окрасок (табл. 8, 9).

Т а б л и ц а 8. Ц е н т р ы о к р а с к и т о п а з о в (по П л а т о н о в у , Т а р а н у , Б а л и ц к о м у ) Окраска

Хромофорные центры Бесхромовые топазы

Дымчатая (светло-коричневая) Розовая Красновато-коричневая ("винная") Желтая (золотистая) Голубая Зеленая

-

3

O или ( S i O ) F-центр (у фтор-топазов) F-центр + O 4

-

F-центр (у фтор-гидроксил-топазов) R-центр F-центр + R-центр

Хромсодержащие топазы 3

О" + Cr + F-центр + C r Cr +

Желтая Красно-оранжевая, до красной Фиолетовая

3 +

3

П р и м е ч а н и е . F-центр — см. рис.66; R-центр — редкий тип дефектов (это пара анионных вакансий, занятых одним или двумя электронами).

Т а б л и ц а 9. Ц е н т р ы о к р а с к и ж е л е з о с о д е р ж а щ и х б е р и л л о в (по П л а т о н о в у , Т а р а н у , Б а л и ц к о м у ) Хромофорный центр (в квадратных скобках — координационное число) 3

Fe + [4] Fe + [6] Fe + [6] Пара Fe + [4]-Fe + [6] Пара Fe + [6]-Fe + [6] 3

Электронный переход (перенос заряда) 2

3

2

3

О " -+ Fe + О " -> Fe +

2

2

3

2

3

2

—

3

Fe + -+ Fe + Fe + - + F e + 2

3

Цветовая разновидность берилла Гелиодор Аквамарин Окраски не вызывает Аквамарин

П р и м е ч а н и е . Зеленая окраска различных оттенков обусловлена разными ком­ бинациями "гелиодоровых" и "аквамариновых" центров окраски.

М о ж н о н а з в а т ь еще д в а ф а к т о р а , действующих постоянно, но не всегда п р о я в л я ю ­ щихся з а м е т н о . П е р в ы й — э т о зависимость окраски от с п е к т р а светового пучка, она особенно я р к о п р о я в и л а с ь в минерале хризоберилле B e A b O ^ в его драгоценной раз­ н о в и д н о с т и — александрите. Он с о д е р ж и т незначительную и з о м о р ф н у ю примесь в позициях а л ю м и н и я и х а р а к т е р и з у е т с я кривой поглощения с д в у м я четко ограни­ ченными э к с т р е м у м а м и , поэтому при дневном освещении он к а ж е т с я з е л е н ы м , а при свете с в е ч и — к р а с н ы м . Д р у г о й ф а к т о р — анизотропия о к р а с к и . Наиболее ч е т к о она п р о я в л е н а в т у р м а л и н е ( т р и г о н а л ь н а я сингония). Он Часто окрашен марганцем и ж е ­ лезом в розовый, зеленый, коричневый или черный цвет. Если в ы р е з а т ь из одно­ цветной части к р и с т а л л а брусок в виде п р и з м ы , одинаковый по высоте и толщине, 83

то при р а з г л я д ы в а н и и его на просвет вдоль главной оси брусок будет к а з а т ь с я светлее, поперек — темнее, иногда при этом м е н я ю т с я и цветовые оттенки. В кордиерите Mg AIa(AlSiSOiS) (ромбическая сингония) с примесью Fe цвет р а з н ы й по всем трем к р и с т а л л о г р а ф и ч е с к и м осям. Он темно-синий при р а з г л я д ы в а н и и его н а просвет вдоль оси г, светло-синий, если г л я д е т ь на к р и с т а л л вдоль оси х, ж е л т о в а т о - с е р ы й при в з г л я д е вдоль оси у. Э т о явление смены цвета н а з ы в а е т с я плеохроизмом. П р и изучении минералов в оптическом микроскопе оно заметно почти во всех цветных ми­ нералах, кроме м и н е р а л о в кубической сингоний. 2

И Г Р А И П Е Р Е Л И В Ы ЦВЕТА М И Н Е Р А Л О В

Некоторые прозрачные и полупрозрачные м и н е р а л ы х а р а к т е р и з у ю т с я игрой и пере­ л и в а м и цвета, идущими словно изнутри к р и с т а л л а . Я р к и м примером этого свойства я в л я ю т с я игра цвета у б р и л л и а н т о в (искусно ограненных алмазов) (рис. 68) и ра­ д у ж н о е свечение, идущее из черных к р и с т а л л о в Лабрадора. Эти я в л е н и я с в я з а н ы с некоторыми особенностями дисперсии и интерференции света при прохождении его через минерал. Дисперсией света н а з ы в а е т с я зависимость по­ к а з а т е л я п р е л о м л е н и я вещества от д л и н ы волны. Дисперсия четко п р о я в л я е т с я при прохождении света через специальные оптические п р и з м ы , при­ Зеленый ^Красный чем белый свет р а з л а г а е т с я в с п е к т р . Д л я види­ |фиоле-\ ^товый \ мой части излучения п о к а з а т е л ь п р е л о м л е н и я п растет с уменьшением д л и н ы в о л н ы Л, т . е . наи­ меньшее преломление и с п ы т ы в а е т к р а с н ы й , наи­ б о л ь ш е е — ф и о л е т о в ы й л у ч света. Д и с п е р с и я и я в л я е т с я причиной наблюдаемого в б р и л л и а н т а х " о г н я " : углы и ф о р м а огранки к а м н я рассчитаны так, чтобы красный и ф и о л е т о в ы й л у ч и разо­ шлись наиболее сильно. Мерой дисперсии я в л я ­ Бриллиант ется разность м е ж д у п о к а з а т е л я м и п р е л о м л е н и я Рис. 68. Схема разложения белого красного и фиолетового л у ч е й . У р у т и л а она света в бриллианте. составляет 0,250, а л м а з а — 0 , 0 6 2 , рубина и сап­ ф и р а — 0,018, б е р и л л а и т о п а з а — 0,014, к в а р ц а — 0 , 0 1 3 и у ф л ю о р и т а — 0 , 0 0 7 . Интерференцией света н а з ы в а е т с я н а л о ж е н и е д р у г на д р у г а п а р а л л е л ь н ы х пучков света, в результате которого ч а с т ь лучей о с л а б л я е т с я (гаснет), ч а с т ь — усиливается. Окраски, в ы з в а н н ы е явлением интерференции света, установлены у к а л ь ц и т а , гипса, с л ю д ы (эти м и н е р а л ы х а р а к т е р и з у ю т с я совершенной спайностью) и некоторых поле­ вых шпатов. У первых трех м и н е р а л о в о к р а с к а видна на хороших бесцветных про­ з р а ч н ы х к р и с т а л л а х в виде типичных р а д у ж н ы х колец Ньютона. Ч т о б ы н а б л ю д а т ь эти кольца, в учебных л а б о р а т о р и я х по общей ф и з и к е студенты д е л а ю т простой опыт: п р и ж и м а ю т к стеклу плосковыпуклую линзу и н а п р а в л я ю т по н о р м а л и к ней свет. З а счет о т р а ж е н и я света от п л а с т и н ы и его интерференции на линзе о б р а з у ю т с я че­ редующиеся цветные и темные к о л ь ц а (полосы) равной т о л щ и н ы . Т а к и е ж е к о л ь ц а образуются вокруг воздушного з а з о р а в трещинах к а л ь ц и т а , гипса, с л ю д ы , п р и д а в а я им р а д у ж н у ю окраску. Ш и р и н а колец, их число, цвет з а в и с я т от т о л щ и н ы з а з о р а . С л о ж н е е проходит и н т е р ф е р е н ц и я света в некоторых полевых шпатах — в олигок л а з е , Лабрадоре и о р т о к л а з е . К р и с т а л л ы олигоклаза, например, состоят из тончай­ ших (около 100 нм) пластинок, х а р а к т е р и з у ю щ и х с я несколько о т л и ч а ю щ и м с я химиче­ ским составом и, следовательно, р а з н ы м и п о к а з а т е л я м и п р е л о м л е н и я . И н т е р ф е р е н ц и я о т р а ж е н н ы х от т а к и х пластинок лучей света приводит к р а д у ж н о м у внутреннему сия­ нию о л и г о к л а з а в я р к и х голубых т о н а х — иризации. Д л я Лабрадора т а к ж е х а р а к т е р н а Белый свет

84

и р и з а ц и я . Р а д у ж н ы е многоцветные переливы благородного о п а л а о б ъ я с н я ю т с я интер­ ференцией (по д р у г и м а в т о р а м — д и ф р а к ц и е й ) света из-за особого строения опала: он состоит из м е л ь ч а й ш и х (150 — 300 нм) глобул S i O с водой в м е ж г л о б у л я р н о м про­ странстве. Сходную природу имеет такое привычное д л я нас явление, к а к свечение и переливы цветами радуги перисто-кучевых и перисто-слоистых облаков, сквозь кото­ р ы е просвечивает солнце. 2

ЧУЖЕРОДНЫЕ ОКРАСКИ МИНЕРАЛОВ

Чужеродные окраски могут б ы т ь в ы з в а н ы , п р е ж д е всего, в р о с т к а м и в м и н е р а л е пигментирующего вещества. Т а к , к р а с н ы е и кирпично-красные цвета м и н е р а л о в ча­ сто обусловлены тонкодисперсными вростками в них гематита F e O a и л е п и д о к р о к и т а FeOOH, бурые и р ж а в о - б у р ы е — з а г р я з н е н и е м минералов гётитом H F e O . Л о ж н а я о к р а с к а м о ж е т б ы т ь вызвана, кроме того, цветными налетами, п р и м а з к а м и , побежа­ л о с т ь ю других минералов. Т а к , на х а л ь к о п и р и т е довольно ч а с т ы н а л е т ы и п р и м а з к и медной зелени (малахита), на борните — я р к о - с и н я я п о б е ж а л о с т ь медного индиго (ковеллина) и т . д . Н а л е т ы , выцветы, п о б е ж а л о с т ь обычно образуются при химических изменениях м и н е р а л а в поверхностных и других условиях. Наконец, н а некоторых ми­ н е р а л а х имеются тонкие поверхностные пленки влаги и других веществ; проходя через нее, о т р а ж а я с ь от к р и с т а л л а и снова проходя через пленку, свет и н т е р ф е р и р у е т — на г р а н я х к р и с т а л л а п о я в л я ю т с я переливы синих р а д у ж н ы х цветов. Они т и п и ч н ы д л я гематита, галенита, стибнита и д р . 2

2

БЛЕСК

Б л е с к м и н е р а л о в зависит от р а з н ы х ф а к т о р о в . Во-первых, это п о к а з а т е л ь прело­ м л е н и я п к р и с т а л л а и величина его о т р а ж а т е л ь н о й способности R (R— это д о л я света, о т р а ж а е м о г о полированными поверхностями к р и с т а л л о в или их идеально г л а д к и м и г р а н я м и ) . Величина R и з м е р я е т с я в процентах от интенсивности падающего света. Н а п р и м е р , д л я серебра она составляет 94 — 96%, д л я з о л о т а — 8 2 — 86%, п и р и т а — 53 — 54%, с ф а л е р и т а — 1 7 — 1 9 % . Ч е м выше о т р а ж а т е л ь н а я способность (а она, в свою очередь, зависит от химического состава, т и п а химических связей и с т р у к т у р ы веще­ с т в а ) , т е м сильнее блеск м и н е р а л а н а его з е р к а л ь н ы х поверхностях. В зависимости от соотношения значений п и R блеск м о ж е т б ы т ь м е т а л л и ч е с к и м , полу м е т а л л и ч е с к и м , а л м а з н ы м и с т е к л я н н ы м (табл. 10). С т е к л я н н ы й блеск х а р а к т е р е н , н а п р и м е р , д л я граней к р и с т а л л о в кварца, альбита, гранатов, а л м а з н ы й б л е с к — д л я с ф а л е р и т а , кас­ ситерита, м е т а л л и ч е с к и й и п о л у м е т а л л и ч е с к и й — д л я магнетита, гематита, галенита, пирита. Во-вторых, блеск зависит от х а р а к т е р а о т р а ж а ю щ и х поверхностей, т. е. от ре­ л ь е ф а граней, от шероховатостей н а с к о л а х к р и с т а л л о в , от неровностей зернистых, п а р а л л е л ь н о - в о л о к н и с т ы х , п л а с т и н ч а т ы х и других м и н е р а л ь н ы х агрегатов, от сте­ пени трещиноватости к р и с т а л л о в . Т а к , м и н е р а л ы , у к о т о р ы х на р о в н ы х г р а н я х блеск с т е к л я н н ы й , могут и м е т ь шелковистый блеск (отлив), х а р а к т е р н ы й д л я п а р а л л е л ь н о в о л о к н и с т ы х агрегатов (таков блеск у волокнистого гипса, серпентин-асбеста, плисо­ вого м а л а х и т а ) , и л и п е р л а м у т р о в ы й , х а р а к т е р н ы й д л я п л а с т и н ч а т ы х к р и с т а л л о в с от­ личной спайностью (у гипса, к а л ь ц и т а , стильбита, к и а н и т а ) , или ж и р н ы й ( х а р а к т е р е н д л я к р и с т а л л о в к в а р ц а в и з л о м а х ) . Б ы в а ю т к р и с т а л л ы и их агрегаты со с м о л и с т ы м , восковым и другими особыми блесками. Б л е с к одних и тех ж е минералов на г р а н я х к р и с т а л л о в , в их и з л о м а х и агрега­ т а х обычно р а з н ы й . Э т о надо подмечать и использовать при визуальной диагностике минералов. Н а п р и м е р , у гипса на г р а н я х к р и с т а л л о в блеск с т е к л я н н ы й , но если в к р и с т а л л а х есть трещины спайности, их блеск п е р л а м у т р о в ы й . В з е р н и с т ы х агрегатах 85

Т а б л и ц а 10. К л а с с и ф и к а ц и я б л е с к а н а п р и м е р е н е к о т о р ы х м и н е р а л о в ( ц и ф р ы д л я Li- и л и Na-света) (по Л а з а р е н к о ) Пределы лучепре­ ломления

Пределы отража­ тельной способ­ ности, %

Стеклянный

1,3-1,9

2-10

Алмазный

1,9-2,5

10-19

Полуметал­ лический Металли­ ческий

2,5-3,0

19-25

>3,0

>25

Блеск

Характерные минералы

п

R

Лед Флюорит Кварц Корунд Гранаты Циркон Касситерит Сфалерит Алмаз Колумбит Гематит Антимонит Молибденит

1,309 1,434 1,544 1,763 1,763-1,895 1,95 2,00 2,37 2,419 2,45 3,00 4,046 4,7

2 3,1 4,5 7,8 7,6-9,5 10,2 11,7 16,5 17,2 17,4 25,0 36,0 42,0

блеск гипса с т е к л я н н ы й или матовый, в волокнистых агрегатах — ш е л к о в и с т ы й . серы на г р а н я х блеск а л м а з н ы й , в и з л о м е — ж и р н ы й .

У

ЛЮМИНЕСЦЕНЦИЯ

Цвет, двойное лучепреломление и п о л я р и з а ц и я света, блеск м и н е р а л а с в я з а н ы с я в л е н и я м и взаимодействия с ним лучей видимой части с п е к т р а э л е к т р о м а г н и т н ы х колебаний. Люминесценцией н а з ы в а е т с я способность к р и с т а л л о в с в е т и т ь с я под в л и я ­ нием разного рода излучений з а пределами д л и н волн видимого света. В зависимости от вида излучения, используемого д л я в о з б у ж д е н и я , р а з л и ч а ю т фотолюминесценцию (возбуждение у л ь т р а ф и о л е т о в ы м и л у ч а м и ) , рентгенолюминесценцию (возбуждение рентгеновскими л у ч а м и ) , катодолюминесценцию (возбуждение потоком электронов), электролюминесценцию (возбуждение электрическим полем), термолюминесценцию (возбуждение нагреванием), триболюминесценцию (возбуждение упругими колебани­ я м и , ударом) и т. д . Наиболее просто люминесценция минералов наблюдается в у л ь т р а ф и о л е т о в ы х лу­ чах в темноте. Нелюминесцирующие м и н е р а л ы остаются черными, у д р у г и х п о я в л я ­ ется свечение разного цвета и интенсивности. Иногда свечение п р о д о л ж а е т с я некото­ рое в р е м я в полной темноте после о т к л ю ч е н и я у л ь т р а ф и о л е т о в о й л а м п ы , этот в и д лю­ минесценции, послесвечение, н а з ы в а е т с я фосфоресценцией. Принцип п о я в л е н и я люми­ несценции тот ж е , ч т о и принцип появления окраски в видимых л у ч а х . Возбудителями люминесценции (люминофорами) чаще всего я в л я ю т с я ионы переходных м е т а л л о в — M n , C r , T R , T R , комплексные катионы ( U C b ) , точечные д е ф е к т ы т и п а О " , центры перехода (рекомбинации), переноса з а р я д а и т . д . 2 +

3 +

2 +

3 +

2 +

Известны м и н е р а л ы с ф и о л е т о в ы м , синим, голубым, з е л е н ы м , ж е л т ы м , о р а н ж е ­ в ы м , к р а с н ы м свечением в у л ь т р а ф и о л е т о в ы х л у ч а х . Иногда разное по силе и цвету свечение н а б л ю д а е т с я в пределах одного к р и с т а л л а . Цвет и интенсивность свечения одного и того ж е м и н е р а л а з а в и с я т т а к ж е от его состава и особенностей с т р у к т у р ы . Д л я некоторых м и н е р а л о в люминесценция я в л я е т с я в а ж н ы м диагностическим при­ з н а к о м . По я р к о м у голубому или ж е л т о м у свечению легко о п р е д е л я е т с я а л м а з (на 86

э т о м основан способ его в ы я в л е н и я в массе д р о б л е н о й р у д ы н а л е н т е т р а н с п о р т е р а н а о б о г а т и т е л ь н ы х ф а б р и к а х ) . По синему и ж е л т о м у свечению л е г к о о т л и ч а ю т р у д н ы й м и н е р а л в о л ь ф р а м а ш е е л и т от к а л ь ц и т а и к в а р ц а (у к а л ь ц и т а ч а щ е всего б ы в а е т ро­ зовое свечение, к в а р ц не л ю м и н е с ц и р у е т ) , по к р а с н о м у свечению рубин о т л и ч а ю т от его и м и т а ц и й и т . д . ПЛОТНОСТЬ П л о т н о с т ь м и н е р а л о в и з м е н я е т с я в очень ш и р о к и х п р е д е л а х — от 0,8 — 0,9 (у при­ р о д н ы х к р и с т а л л и ч е с к и х углеводородов) д о 22,7 г / с м (у осмистого и р и д и я ) . Условные г р у п п ы и з н а ч е н и я п л о т н о с т и р я д а м и н е р а л о в приведены в т а б л . 1 1 . 3

Т а б л и ц а 11. П л о т н о с т ь м и н е р а л о в

Название

Плот­ ность, г/см

Формула

3

3

Легкие минералы (плотность менее 2,9 г / с м ) Лед Кертисит Мелилит Улексит Сера Опал Графит Натролит Гипс Полевые шпаты Берилл Кальцит Кварц

H O C HIgO A l C i O i • 18H O N a C a ( B O ( O H ) ) • 5H O S SiO п Н 0 С N a A l S i O i •2H O Ca(SO )-2H O K(AlSi O ) и др. Be Al (Si Oi ) CaCO SiO

0,9 1,2 1,6 1,9 2,0 2,1 2,1 2,1 2,3 2,5-2,7 2,6-2,9 2,7 2,7

2

24

2

2

2

2

5

6

2

6

2

2

2

2

3

0

4

3

3

2

2

8

2

6

8

3

2

3

Тяжелые минералы (2,9-6,0 г / с м ) Доломит Мусковит Биотит Турмалин Роговая обманка Апатит Флюорит Оливин Диопсид Алмаз Топаз Сфалерит Корунд Шпинель Сидерит Халькопирит Барит Пирротин Ильменит Пирит Магнетит Гематит

CaMg(CO ) KAl (AlSi Oi )(OH) K(Mg Fe, A l ) _ ( A l S i O i o ) ( O H ) (Na, Ca)(Mg, Fe) (Al, F e ) ( S i O i ) ( B O a ) ( O H ) NaCa (Mg Fe, A l ) ( A l S i O ) ( O H ) Ca (PO J F CaF (Mg Fe) (SiO ) CaMg(Si O ) С Al (SiO )F ZnS Al O MgAl O Fe(CO ) CuFeS Ba(SO ) Fei_*S FeTiO Fe(S ) FeFe O Fe O 3

2

2

3

0

1

2

2

3

3

2

3

2

1

5

4

3

5

3

2

1

2

4

2

2

2

4

6

2

3

2

4

3

2

4

3

2

2

2

4

3

87

7

6

22

8

3

2

4

2,9 2,8-3,1 2,8-3,2 3,0-3,3 3,0-3,4 3,1-3,2 3,1 3,2-4,3 3,2-3,3 3,5 3,5 3,9-4,1 4,0 3,6-4,0 3,9-4,1 4,1-4,3 4,5 4,6 4,7 5,0 5,2 5,3

Окончание табл. 11 Плот­ ность, г/см

Формула

Название

3

3

Очень тяжелые минералы (плотность более 6,0 г / с м ) ( F e M n ) N b O - (Fe Mn)Ta O

Колумбиттанталит Шеелит Куприт Касситерит Вольфрамит Галенит Киноварь Медь Серебро Золото Платина Осмистый иридий

1

2

CaWO Cu O SnO (Mn Fe)WO PbS HgS Cu Ag Au Pt (Ir Os)

6

1

2

6

5,9-6,1 6,1 6,8-7,1 7,0-7,5 7,4-7,6 8,1 8,9 10,5 15,0-19,3 14-19 19,3-22,7

4

2

2

1

5,2-8,2

4

1

П л о т н о с т ь возрастает с ростом компактности кристаллической с т р у к т у р ы веще­ ства, увеличением атомного номера, т . е . атомных масс слагающих м и н е р а л хими­ ческих элементов, уменьшением их радиусов. П о л и м о р ф н ы е вещества с разной сте­ пенью компактности .их с т р у к т у р ы имеют разную плотность (у г р а ф и т а — 2 , 1 , у ал­ м а з а — 3,5 г / с м ) . М и н е р а л ы переменного химического состава имеют непостоянную плотность, она м е н я е т с я по принципу аддитивности свойств и з о м о р ф н ы х смесей. На­ оборот, по плотности м о ж н о судить о составе минералов — членов изоморфного р я д а . 3

МЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА К механическим свойствам к р и с т а л л о в относятся их твердость, спайность, отдель­ ность, упругость, с ж и м а е м о с т ь , пластичность, хрупкость, ковкость и т . д . Рассмотрим некоторые из этих свойств. Под твердостью подразумевают сопротивление, оказываемое к р и с т а л л о м царапа­ ющему, сверлящему, ш л и ф у ю щ е м у или д а в я щ е м у предмету. Н а преодоление этого сопротивления д о л ж н а б ы т ь з а т р а ч е н а определенная работа, к о т о р а я м о ж е т б ы т ь при­ н я т а з а меру твердости. Твердость, установленная методами ц а р а п а н и я , сверления, ш л и ф о в а н и я , в д а в л и в а н и я , всегда несколько р а з л и ч а е т с я . Д л я определения твердости методом вдавливания и з м е р я ю т под микроскопом глу­ бину отпечатка, который о с т а в л я е т на грани к р и с т а л л а с т а н д а р т н а я по р а з м е р у ал­ м а з н а я п и р а м и д к а под действием стандартного груза. З н а я глубину л у н к и и величину нагрузки, легко рассчитать значение твердости. Т в е р д о с т ь природных к р и с т а л л о в очень р а з н а я — от 2,4 к г / м м (тальк) д о 10060 к г / м м ( а л м а з ) . Т в е р д о с т ь зависит от т и п а химической с в я з и : у минералов с металлической с в я з ь ю она меньше, с ковалентной — больше. Т в е р д о с т ь п р я м о пропорциональна степени плотности с т р у к т у р ы , ретикулярной плотности грани. В изоструктурных м и н е р а л а х она возрастает с умень­ шением радиуса и увеличением з а р я д а ионов, слагающих к р и с т а л л . Д л я п р а к т и ч е с к и х целей быстрой диагностики минералов их твердость определяют методом ц а р а п а н и я с помощью простых эталонов твердости. Д о сих пор с этой це­ л ь ю используются д е с я т ь эталонов по старинной ш к а л е , п р е д л о ж е н н о й Ф. Моосом в 2

2

88

1824 г. (табл. 12). В этой ш к а л е к а ж д ы й последующий м и н е р а л своим о с т р ы м концом ц а р а п а е т предыдущий эталон. Т а б л и ц а 12. Т в е р д о с т ь м и н е р а л о в - э т а л о н о в в шкале Мооса Эталонная твердость по Моосу 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

Название

Твердость вдав л и ван ия, кг/мм

Формула

2

Тальк Гипс Кальцит Флюорит Апатит Ортоклаз Кварц Топаз Корунд Алмаз

Mg (Si O )(OH) Ca(SO ) • 2 H O CaCO CaF Ca ( P O J F K(AlSi O ) SiO Al (SiO )F Al O С 3

4

10

4

2

3

2

5

4

3

3

8

2

2

2

4

3

2

2

2,4 36 109 189 536 795 1120 1427 2060 10060

Иногда приходится ориентироваться н а подручные " э т а л о н ы " , хотя они и не­ т о ч н ы — н о г о т ь (тв. 2,5), стекло (тв. 5), н о ж (тв. 5,5 — 6). Н а р е з у л ь т а т а х опре­ д е л е н и я твердости с к а з ы в а е т с я х а р а к т е р царапаемой поверхности, степень хрупкости м и н е р а л о в и другие ф а к т о р ы . Поэтому при определении твердости м и н е р а л а надо всегда и с п ы т ы в а т ь его с в е ж у ю поверхность. Н а ч и н а т ь л у ч ш е всего со с т е к л а , с н а ч а л а им п о ц а р а п а т ь м и н е р а л , з а т е м наоборот. В полевой работе геолога перочинный н о ж , стекло и ноготь—-главные " э т а л о н ы " . И з общего з а к о н а анизотропии свойств к р и с т а л л о в следует, ч т о грани р а з л и ч н ы х простых ф о р м могут и м е т ь р а з н у ю твердость, но и к а ж д а я г р а н ь т о ж е неоднородна по твердости. Наиболее р е з к о анизотропия твердости п р о я в л е н а у кианита, поэтому он имеет и другое н а з в а н и е — д и с т е н - д в у с и л ь н ы й (греч.) (рис. 69). Спайность — это способность к р и с т а л л о в р а с к а л ы в а т ь с я п а р а л л е л ь н о определен­ ным плоским с е т к а м пространственной решетки с образованием р а з н ы х поверхностей с к о л а . Р а с к о л проходит м е ж д у теми плоскими сетками, м е ж д у к о т о р ы м и действуют с а м ы е слабые с и л ы связи. Т а к и е плоские сетки обычно наиболее густо заселены ато­ мами, но о т с т о я т д р у г от друга на большем расстоянии (рис. 70). Спайность относится к наиболее х а р а к т е р н ы м диагностическим п р и з н а к а м минера­ лов. Л у ч ш е всего она п р о я в л я е т с я в больших к р и с т а л л а х . Обычно, чтобы охарак­ т е р и з о в а т ь спайность, надо определить степень совершенства и простую ф о р м у , по которой к р и с т а л л р а с к а л ы в а е т с я . Н а д о научиться о т л и ч а т ь плоскости спайности от граней — на последних всегда есть м и к р о р е л ь е ф роста и растворения к р и с т а л л а . К а ч е с т в о спайности определяется по следующей условной ш к а л е : 1) спайность весьма совершенная — минерал легко р а с к а л ы в а е т с я или р а с щ е п л я е т с я на тонкие пла­ стинки или л и с т ы (слюда, т а л ь к , гипс); 2) спайность совершенная — к р и с т а л л ы ко­ л ю т с я н а более т о л с т ы е пластинки, бруски с ровными поверхностями (кальцит, гале­ нит); 3) спайность с р е д н я я — поверхность с к о л а не всегда р о в н а я и б л е с т я щ а я ( ф л ю ­ орит, полевой шпат); 4) спайность п л о х а я , или несовершенная. В зависимости от простой к р и с т а л л о г р а ф и ч е с к о й ф о р м ы к р и с т а л л м о ж е т раска­ л ы в а т ь с я по одному, д в у м , т р е м и более н а п р а в л е н и я м (рис. 71). П р и спайности по пинакоиду к р и с т а л л к о л е т с я по одному направлению, по ромбической или тетраго­ нальной п р и з м е — п о д в у м н а п р а в л е н и я м , по гексагональной п р и з м е — п о т р е м , по 89

5,5 +-6,5

JJ

Рис. 70. Иллюстра­ ция к определению спайности. Кристалл легче разрывается по AB, чем по CD.

Рис. 69. Анизо­ тропия твердо­ сти кристаллов кианита.

ромбоэдру и кубу — т о ж е по т р е м н а п р а в л е н и я м , по октаэдру — по ч е т ы р е м , по ром­ б о д о д е к а э д р у — по шести н а п р а в л е н и я м . Но это не значит, что при ударе к р и с т а л л р а с к а л ы в а е т с я н а и д е а л ь н ы е многогранники. В зависимости от у д а р а поверхность с к о л а и ф о р м а осколков могут б ы т ь р а з н ы м и .

Флогопит (по пинакоиду)

Кальцит (по ромбоэдру)

Натролит (по призме)

Флюорит (по октаэдру)

Галенит (по кубу)

Сфалерит (по ромбододекаэдру)

Рис. 71. Спайность в разных кристаллах.

П р и первом изучении м и н е р а л а и когда нет его больших к р и с т а л л о в , нередко прихо­ д и т с я ограничиваться неполными наблюдениями, о т м е ч а я л и ш ь , есть или отсутствует спайность, каково ее качество, к а к она проходит (вдоль или поперек к р и с т а л л а ) , к а к о в угол спайных в ы к о л к о в . Но и эти отрывочные наблюдения в а ж н ы при диагностике минералов. Ч а с т о в к р и с т а л л а х спайность проходит по г р а н я м не одной, а д в у х и более к р и с т а л ­ л о г р а ф и ч е с к и х ф о р м . Степень совершенства спайности по ним всегда р а з л и ч н а . Ha90

пример, полевые ш п а т ы р а с к а л ы в а ю т с я по д в у м р а з н ы м пинакоидам, на одних плос­ костях блеск сильный, поверхности ровные, на других — блеск слабый, поверхности менее совершенные. В тех н а п р а в л е н и я х , где нет спайности, к р и с т а л л ы р а с к а л ы в а ю т с я по с л о ж н ы м поверхностям. И х н а з ы в а ю т изломами. Р а з л и ч а ю т ровный, ступенчатый, неровный, занозистый, к р ю ч к о в а т ы й и раковистый и з л о м ы . Вид и з л о м а иногда я в л я е т с я х а р а к ­ терной особенностью некоторых минералов (раковистый излом у к в а р ц а , н а п р и м е р ) , что помогает в их диагностике. Отдельность—это р а с к о л ы к р и с т а л л о в по плоскостям их ф и з и ч е с к о й (фазовой) неоднородности. П л о с к о с т я м и отдельности могут б ы т ь плоскости с р а с т а н и я двойни­ ков, поверхности зон и секторов роста к р и с т а л л о в , плоскости м е л ь ч а й ш и х включений других минералов. В отличие от спайности отдельность п р о я в л я е т с я по всему кри­ сталлу, р а с к о л ы в с л у ч а е отдельности более грубые и четкие. Д л я р я д а м и н е р а л о в грубые р а з р ы в ы по отдельности я в л я ю т с я х а р а к т е р н ы м диагностическим п р и з н а к о м . Т а к о в а , например, отдельность в к р и с т а л л а х к о р у н д а A l О з , она проходит по ромбо­ эдру и пинакоиду и обусловлена м е л ь ч а й ш и м и п л а с т и н ч а т ы м и в к л ю ч е н и я м и с л ю д ы (мусковита) и других минералов. 2

МАГНИТНЫЕ

СВОЙСТВА

По м а г н и т н ы м свойствам в ы д е л я ю т магнитные, слабомагнитные и немагнитные ми­ н е р а л ы . П е р в ы е п р и т я г и в а ю т с я простым (постоянным) магнитом. Т а к и х м и н е р а л о в л и ш ь н е с к о л ь к о — э т о магнетит, пирротин, самородное ж е л е з о , т е т р а ф е р р о п л а т и н а , и з о ф е р р о п л а т и н а , ж е л е з и с т а я платина, некоторые разновидности ильменита, причем к р и с т а л л ы и з е р н а магнетита, пирротина, и з р е д к а ильменита сами по себе я в л я ю т с я природными постоянными магнитами, имеющими силу и п о л я р н о с т ь настоящего маг­ нита. К слабомагнитным относят т е м и н е р а л ы , к о т о р ы е не п р и т я г и в а ю т с я простым магнитом, но приобретают магнитные свойства под действием электрического п о л я . Т а б л и ц а 13. У д е л ь н а я м а г н и т н а я в о с п р и и м ч и в о с т ь ряда минералов Формула

Название

X,

Сильномагнитные FeFe O Fei-xS

Магнетит Пирротин

2

минералы 0,15-1,02 15 • Ю

4

- 4

Слабомагнитные (электромагнитные) Ильменит Альмандин Лиопсид Биотит Сфалерит Рутил Пирит

FeTiO Fe Al (SiO )S CaMg(Si O ) K(Mg Fe, А 1 ) _ (AlSi O ZnS TiO FeS 2

1

2

- 6

6

3

3

(15 - 1000) • 1 0 ~ (50 - 150) • Ю (12 - 13) • Ю (30 - 76) • Ю ( ( - 0 , 6 8 ) - 18) • Ю (0,7-4,8)-10(0,2-0,7)-10 - 6

4

2

минералы б

3

3

3

см /г

1 0

)(ОН)

- 6

2

2

2

- 6

6

- 6

Немагнитные минералы Касситерит Флюорит Барит Кварц Кальцит

( ( - 0 , 2 9 ) - 2,25) 10-0,36- Ю -0,28 • Ю -0,46- 10~ -0,38- 10~

SnO CaF Ba(SO ) SiO Ca(CO ) 2

- 6

2

- 6

4

6

2

6

3

91

Т а к о в ы , например, р а з н ы е ж е л е з и с т ы е с и л и к а т ы , оксиды и гидроксиды ж е л е з а , иль­ менит FeTiOa, ж е л е з и с т ы й с ф а л е р и т . Немагнитно большинство м и н е р а л о в — п о л е в ы е шпаты, кальцит, к в а р ц и д р . Это разделение минералов на т р и группы удобно в прак­ тической работе геолога и используется при обогащении и переработке руд, но, ко­ нечно, оно условно, так к а к определяется уровнем техники изготовления магнитов и электромагнитов и произвольно принимаемыми граничными з н а ч е н и я м и м а г н и т н ы х свойств м и н е р а л о в в э т и х трех группах. Ферромагнитные

Ф Ф Ф © © Ф Ф ф | ф ф ф ф ' ! ф ф ф ф * Антиферромагнитные

Ф Ф Ф Ф .

Ф © ф ® ф ® Ф ® ® ® ф ®

© Ф Ф © 1 © ф ф ф § ф ф ф ф СмемпснсироЗанныв 1

I;

ф ® Ф ® ^

5

Некомпенсированные {(рерримаёнитные)

Парамагнитные

® 0 ® 0

® 0 ® ® *

§

® ф ® 0

Ф ® 0 |

5

® ® — ® ® £ 0 ® ® ® ^ -

® 0 ® > © 0 0 0 *

Диамагнитные

® © ®

®<§

® ® ® ф * ® ® ® ®

1

® ®®®^

Рис. 72. Схемы магнитных структур минералов.

Степень магнитности м и н е р а л а х а р а к т е р и з у е т с я удельной магнитной восприимчи­ востью х (каппа), ее р а з м е р н о с т ь с м / г . Значение х у с л а б о м а г н и т н ы х м и н е р а л о в определяется взвешиванием в магнитном поле проб известного о б ъ е м а и массы. Д л я сильномагнитных м и н е р а л о в используют другие, более с л о ж н ы е м е т о д ы . З н а ч е н и я х минералов н а х о д я т с я в пределах приблизительно от + 1 , 0 д о —0,5 • 1 0 ~ с м / г 3

6

92

3

(табл. 13). З а г р а н и ч н ы е д л я группы слабомагнитных минералов п р и н я т ы з н а ч е н и я х около +га • 1 0 ~ и га • 1 0 с м / г . Значения во второй группе достаточно условны: степень н а м а г н и ч и в а н и я , а значит, и х зависит от н а п р я ж е н н о с т и э л е к т р о м а г н и т н о г о п о л я во в р е м я опыта. Т а к , >с д л я а л ь м а н д и н а в магнитном поле 80 - 1 0 А / м с о с т а в л я е т (80 - 150) • Ю с м / г , а в 80 • 1 0 А / м — ( 5 4 - 137) • 1 0 " с м / г . В т р е т ь е й группе х м и н е р а л о в в основном отрицательные, м и н е р а л слабо, но в ы т а л к и в а е т с я м а г н и т н ы м полем. Н е к о т о р ы е м и н е р а л ы (ильменит, с ф а л е р и т и др.) имеют при р а з н о м составе сильно р а з л и ч а ю щ и е с я магнитные свойства и могут попадать в р а з н ы е группы. Ф и з и ч е с к а я сущность я в л е н и я н а м а г н и ч и в а н и я з а к л ю ч а е т с я в том, что к а ж д ы й э л е к т р о н , в р а щ а я с ь вокруг своей оси, создает вокруг себя магнитное поле силой в один магнетон Б о р а ( 0 , 9 2 7 • 1 O Д ж / Т л ) . В зависимости от магнитной с т р у к т у р ы (она о п р е д е л я е т с я числом неспаренных электронов, их взаимной ориентацией в простран­ стве и общим х а р а к т е р о м химической связи) магнитные моменты атомов либо взаимно компенсируются (полностью или частично), либо этого не происходит. Все вещества, в т о м числе и м и н е р а л ы , д е л я т на этой основе на д и а м а г н и т н ы е , п а р а м а г н и т н ы е , ф е р ­ ромагнитные, а н т и ф е р р о м а г н и т н ы е (скомпенсированные и нескомпенсированные, их еще н а з ы в а ю т ф е р р и м а г н и т н ы м и ) . Степень намагничивания минералов возрастает от н а ч а л а этого р я д а к концу. Магнетит и пирротин я в л я ю т с я нескомпенсированными а н т и ф е р р о м а г н и т н ы м и ( и н а ч е — ф е р р и м а г н и т н ы м и ) веществами. С х е м ы м а г н и т н ы х с т р у к т у р некоторых веществ д а н ы на рис. 72. Н а них элементарные м а г н и т н ы е за­ р я д ы обозначены к р у ж к а м и с векторами. В магнетите з а счет трехвалентного ж е л е з а всегда и м е ю т с я неспаренные э л е к т р о н ы , их в е к т о р ы ориентированы н а схемах в одну сторону, о т р а ж а я тот ф а к т , что эти элементарные магнитные з а р я д ы нескомпенсированы; м и н е р а л я в л я е т с я природным магнитом. С р а в н и м его схему со схемой струк­ т у р ы гематита: в ней все в е к т о р ы взаимно скомпенсированы, гематит не о б н а р у ж и в а е т полярной намагниченности и, следовательно, не м о ж е т б ы т ь природным магнитом. 4

_ 6

3

3

- 6

3

4

6

3

-23

Рис. 73. Доменное магнитное строение зерна пирротина, о — в нормальном состоянии, 6—в магнитном поле.

К а к любое свойство, магнетизм п р о я в л я е т с я в пределах одного к р и с т а л л а анизо­ тропно. У магнетита, например, наибольшее намагничивание н а б л ю д а е т с я в д о л ь осей симметрии 1/з, их н а з ы в а ю т магнитными осями к р и с т а л л а . В одном к р и с т а л л е маг­ нетита ч е т ы р е магнитные оси — по числу L3. У пирротина одна м а г н и т н а я ось, пер­ п е н д и к у л я р н а я т а б л и т ч а т о с т и его к р и с т а л л о в . К р и с т а л л ы магнетита и пирротина имеют доменное строение: в п р е д е л а х одного к р и с т а л л а или з е р н а в ы д е л я е т с я м н о ж е с т в о мельчайших (от 1 0 ~ д о 1 0 ~ см) у ч а с т к о в с р а з н ы м и в е к т о р а м и намагниченности (рис. 73). Векторы соседних доменов обычно компенсируют д р у г друга, но э т а с т р у к т у р а м о ж е т б ы т ь и нескомпенсированной. 5

93

3

Магнитные свойства магнетита, к а к и других и з о м о р ф н ы х смесей, з а в и с я т от хими­ ческого состава м и н е р а л а : чем больше в магнетите а л ю м и н и я и т и т а н а , з а н и м а ю щ и х с т р у к т у р н ы е позиции F e + , тем слабее его магнитные свойства. И, наконец, еще одна особенность магнитных свойств п р о я в л я е т с я в з е р н и с т ы х агре­ гатах и рудах. Под действием магнитного поля З е м л и в течение геологического вре­ мени в них иногда происходит п а р а л л е л ь н а я или б л и з к а я к этому ориентация векторов намагниченности о т д е л ь н ы х зерен. К у с о к руды превращается в природный магнит, он имеет свои полюса. Если при определении ф и з и ч е с к и х свойств руды, к а к вы думаете, магнетитовой, она не притягивает минерал, будьте в н и м а т е л ь н ы : образец магнетитовой руды м о ж е т п р и т я г и в а т ь один конец магнитной с т р е л к и , а другой — о т т а л к и в а т ь . 3

ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА

В большинстве своем м и н е р а л ы я в л я ю т с я плохими проводниками э л е к т р и ч е с т в а (обладают малой электропроводностью), исключение с о с т а в л я ю т самородные ме­ т а л л ы — золото, медь, серебро и другие, с у л ь ф и д ы , некоторые оксиды (магнетит) и графит, удельное сопротивление к о т о р ы х менее 10 Ом • м. Р я д минералов обладает одновременно электронной и ионной проводимостью элек­ тричества. Т а к о в ы в первую очередь марказит, пирит, халькопирит, борнит, с ф а л е р и т и другие с у л ь ф и д ы м е т а л л о в . В поверхностных зонах руд, смоченных грунтовыми и другими подземными водами, н а к о н т а к т а х зерен с у л ь ф и д о в в о з н и к а ю т микрогальва­ нические элементы. И з м е р е н и я Э Д С показывают, что с у л ь ф и д ы м о ж н о в ы с т р о и т ь по отношению к водороду в такой ж е р я д н а п р я ж е н и й , к а к и м е т а л л ы . Н а п р и м е р , д л я раствора KCl этот р я д следующий (по Г . Б . С в е ш н и к о в у ) , Э Д С д а н а в эВ: м а р к а з и т + 0 , 5 5 , пирит + 0 , 4 5 , х а л ь к о п и р и т + 0 , 4 0 , арсенопирит + 0 , 3 5 , борнит + 0 , 3 0 , пирро­ тин + 0 , 2 5 , галенит + 0 , 2 0 , молибденит + 0 , 1 5 , с ф а л е р и т + 0 , 1 0 . Возникновение Э Д С в о з б у ж д а е т протекание по к о н т а к т а м зерен р а з л и ч н ы х химических реакций. Н а использовании э л е к т р и ч е с к и х свойств минералов основаны р а з л и ч н ы е методы электроразведки месторождений полезных ископаемых — методы сопротивления, есте­ ственного электрического п о л я , з а р я ж е н н о г о т е л а , вызванной п о л я р и з а ц и и и д р . Сегнетоэлектриками я в л я ю т с я м и н е р а л ы с п о л я р н ы м и н а п р а в л е н и я м и в их кри­ с т а л л а х . П р и р а с т я ж е н и и — с ж а т и и к р и с т а л л о в - д и э л е к т р и к о в в д о л ь п о л я р н о й оси возникает Э Д С (прямой э ф ф е к т ) , если ж е к концам полярной оси п р и л о ж и т ь пере­ менное электрическое поле, к р и с т а л л начнет с ж и м а т ь с я и р а с ш и р я т ь с я в д о л ь п о л я р ­ ной оси (обратный э ф ф е к т ) . Известно более 1200 веществ-пъезоэлектриков. Наиболее сильно этот э ф ф е к т п р о я в л я е т с я в кварце, а из искусственных в е щ е с т в — в сегнетовой соли N a K C H O e • 4НгО, т и т а н а т е б а р и я В а Т Ю з Пироэлектричество т а к ж е возникает в кристаллах-диэлектриках с полярны­ ми н а п р а в л е н и я м и . П р и нагревании (или охлаждении) р а з н ы е концы э т и х п о л я р ­ ных направлений п о л у ч а ю т разноимен­ ные электрические з а р я д ы . П р и м е р о м м и н е р а л а - п и р о э л е к т р и к а я в л я е т с я тур^ малин (ось Ьз в нем — п о л я р н а я ) (рис. 74). Э л е к т р и ч е с к и е оси в сегнетоэ л е к т р и к а х совпадают с п о л я р н ы м и на­ п р а в л е н и я м и в их к р и с т а л л а х . 4

4

Рис. 7 4 - Проявление пьезо- и пироэффекта в кристаллах с полярными направлениями. а — типичный пироелектрик турмалин; 6—типичный пьезоэлектрик кварц.

94

Контрольные

вопросы

1. Чем обусловлена и в чем заключается анизотропия свойств у кристаллов кварца и тур­ малина? 2. Как меняются свойства изоморфных смесей? 3. Какова роль хромофоров в окраске минералов? 4. Каковы типичные примеры анизотропии в окраске минералов? 5. Лайте примеры окраски, вызванной электронно-дырочными центрами и переносами за­ ряда. 6 . Как соотносятся значения фактической твердости минералов в шкале Мооса? 7. Чем спайность отличается от излома и отдельности? 8 . Каковы главные типы магнитных структур минералов? 9. Что такое ряд напряжений сульфидов?

Глава ГЕНЕЗИС

6

МИНЕРАЛОВ

ПОНЯТИЕ О ГЕНЕЗИСЕ МИНЕРАЛОВ И ГЕНЕТИЧЕСКОЙ МИНЕРАЛОГИИ

Генезис (от греч. genesis) означает происхождение, возникновение, процесс обра­ з о в а н и я . Н а п р и м е р , в биологических н а у к а х генезис п о ч в — э т о п р о и с х о ж д е н и е и процесс образования почв. Аналогично и м ы будем понимать под генезисом мине­ рала его происхождение, возникновение, процесс его образования. Б о л е е к о н к р е т н о и предметно: в понятие генезиса м и н е р а л о в м ы в к л ю ч а е м к а к м о м е н т ы предыстории, создающей в зависимости от геологической обстановки те или иные у с л о в и я д л я кри­ с т а л л и з а ц и и м и н е р а л о в , т а к и саму и с т о р и ю и х ж и з н и — з а р о ж д е н и е , рост, су­ ществование. Р а с с м а т р и в а я генезис минералов с позиций д и а л е к т и к и природы, н е л ь з я остановиться и и с к л ю ч и т ь из истории ж и з н и следующий этап эволюции в е щ е с т в а — изменения м и н е р а л о в и их разрушение. К о н к р е т н ы е я в л е н и я з а р о ж д е н и я зерен и индивидов м и н е р а л а , их рост и последующие изменения и р а з р у ш е н и е о б ъ е д и н я ю т с я Д . П. Григорьевым под общим названием онтогении минерала. Генетическая минера­ л о г и я изучает генезис м и н е р а л о в в полном объеме этого п о н я т и я , н а ч и н а я с геологи­ ческих ф а к т о р о в и физико-химической обстановки образования м и н е р а л о в , исследуя процессы з а р о ж д е н и я к р и с т а л л о в , их роста и существования и к о н ч а я я в л е н и я м и их разрушения. Генетическая м и н е р а л о г и я — один из с а м о с т о я т е л ь н ы х и в а ж н е й ш и х р а з д е л о в со­ временной минералогии. Она о ф о р м и л а с ь после основополагающих работ В. И. Вер­ надского, рассматривавшего минералогию к а к естественно-историческую науку. В . И . В е р н а д с к и й писал: " Я п о л о ж и л в основу широкое изучение минералогических процессов земной к о р ы , о б р а щ а я особое внимание на процесс, а не т о л ь к о на исследо­ вание продукта процесса (минерала), на динамическое изучение процессов, а не т о л ь к о н а статическое изучение их п р о д у к т о в " . Ученик В . И . В е р н а д с к о г о П . П . П и л и п е н к о в 1915 г. образно с к а з а л : " М и н е р а л ы р о ж д а ю т с я , живут, борются и погибают побе­ ж д е н н ы е . И х место з а н и м а ю т победители, чтобы подвергнуться той ж е у ч а с т и . И д е т непрерывный обмен веществ". С а м т е р м и н " г е н е т и ч е с к а я м и н е р а л о г и я " б ы л введен в науку в 1912 г. д р у г и м уче­ ником В . И . В е р н а д с к о г о — А . Е . Ф е р с м а н о м . Он создал стройную теорию образова­ ния м и н е р а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и й особого т и п а — п е г м а т и т о в , п о к а з а в в ней генетиче­ скую минералогию в полном ее объеме — от рассмотрения геологических и ф и з и к о химических условий м и н е р а л ©образования д о д е т а л е й роста к р и с т а л л о в . В этом ж е объеме шло р а з в и т и е генетической минералогии в с п е ц и а л ь н ы х т р у д а х Н . М . Фе­ доровского, ГТ ТТ.Пилипенко, Н . А . С м о л ь я н и н о в а , П . В . К а л и н и н а , С . М . К у р б а т о в а , В. Ф. Б а р а б а н о в а , Е. К . Л а з а р е н к о . Т а к о й ж е всеобъемлющей наукой предстает она в 96

учебниках генетической минералогии Е. К . Л а з а р е н к о , В. Ф. Б а р а б а н о в а и Е. А. С т а н к е ева, правда, в последнем м а л о в н и м а н и я уделено в а ж н е й ш е й составной ч а с т и генезиса м и н е р а л о в — их онтогении. И т а к , г е н е т и ч е с к а я м и н е р а л о г и я в ы я с н я е т условия, закономерности, процессы, при­ водящие к образованию м и н е р а л о в и их м е с т о р о ж д е н и й . О т с ю д а о б ъ е к т а м и иссле­ д о в а н и я генетической минералогии я в л я ю т с я к а к сами м и н е р а л ы , т а к и м и н е р а л ь ­ ные м е с т о р о ж д е н и я . Минеральное месторождение — это определенное геологическое тело или е д и н а я группа геологических тел, х а р а к т е р и з у ю щ и х с я з а к о н о м е р н ы м мине­ р а л ь н ы м составом и некоторыми специфическими процессами своего о б р а з о в а н и я . В п р е д е л а х м е с т о р о ж д е н и я к а ж д ы й м и н е р а л м о ж е т в с т р е ч а т ь с я в виде разрозненной вкрапленности в горных породах и рудах, м о ж е т о б р а з о в ы в а т ь в них систему гнезд, л и н з , п р о ж и л к о в , м о ж е т в с т р е ч а т ь с я в виде сплошных ж и л и з а л е ж е й разной ф о р м ы . Х а р а к т е р р а с п р е д е л е н и я м и н е р а л а в м е с т о р о ж д е н и и , набор минералов-спутников и последовательность их к р и с т а л л и з а ц и и о п р е д е л я ю т с я у с л о в и я м и о б р а з о в а н и я место­ рождения. Т е р м и н " м и н е р а л ь н о е месторождение" введен в 1911 г. В . Л и н д г р е н о м и с тех пор прочно вошел в литературу. Он используется в п у б л и к а ц и я х В . Л и н д г р е н а (1913, 1 9 3 3 — 1 9 3 5 ) , В . Э м м о н с а (1918), Г . Ш н е й д е р х ё н а (1921), А . М . Б э т м а н а (1949), Д . Р и д ж а (1972), в учебнике минералогии А . Г . Б е т е х т и н а , А . К . Б о л д ы р е в а , М . Н . Г о д ­ левского и д р . (1936), с 1966 г. в Ф Р Г и з д а е т с я специальный научный ж у р н а л Mineralium D e p o s i t a — " М и н е р а л ь н о е м е с т о р о ж д е н и е " . Ч а с т ь м и н е р а л ь н ы х месторо­ ж д е н и й имеет п р о м ы ш л е н н у ю ценность, их н а з ы в а ю т м е с т о р о ж д е н и я м и п о л е з н ы х ис­ копаемых, а по определению А. М . Б э т м а н а ( 1 9 4 9 ) , — э т о п р о м ы ш л е н н ы е м и н е р а л ь н ы е м е с т о р о ж д е н и я . Они п о д р а з д е л я ю т с я на рудные м е с т о р о ж д е н и я и м е с т о р о ж д е н и я нерудных п о л е з н ы х ископаемых (пьезосырье, драгоценные к а м н и , п л а в и к о в ы й шпат, слюда и т.п.). О б ъ е к т ы р а з н о о б р а з н ы и цели генетических исследований в минералогии, к а к видно, широки, естественно поэтому, что о ф о р м и л и с ь р а з н ы е н а п р а в л е н и я э т и х ис­ следований, порой, к с о ж а л е н и ю , сильно обособленные д р у г от д р у г а . Н а з о в е м глав­ нейшие и з них: 1) в ы я в л е н и е геологических закономерностей о б р а з о в а н и я минералов; 2) ф и з и к о - х и м и ч е с к и е (теоретические и экспериментальные) исследования по опреде­ лению условий минералообразования; 3) выяснение источников вещества; 4) термобар о м е т р и я и установление химической природы сред м и н е р а л о о б р а з о в а н и я ; 5) изучение онтогении минералов; 6) лабораторное моделирование природных процессов роста к р и ­ сталлов. СРЕДЫ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ

Физико-химические среды образования м и н е р а л о в и роста их к р и с т а л л о в т а к о в ы : м а г м а , водный ж и д к и й раствор, газ, гетерогенные системы газ — ж и д к о с т ь , к о л л о и д ­ ные р а с т в о р ы , т в е р д ы е (кристаллические и а м о р ф н ы е ) среды. Магма по своей физико-химической сущности я в л я е т с я не п р о с т ы м р а с п л а в о м (ка­ к о в ы , н а п р и м е р , вода по отношению ко льду, р а с п л а в л е н н ы й с а х а р по отношению к к р и с т а л л и ч е с к о м у сахару; в них состав ж и д к о с т и полностью отвечает составу кри­ с т а л л а ) . М а г м а — э т о особый раствор, вернее р а с т в о р - р а с п л а в . Г р а н и т н а я м а г м а по составу не точно т о ж д е с т в е н н а гранитам, м а г м а , из которой к р и с т а л л и з у ю т с я м и н е р а л ы габбро, имеет несколько иной, чем у габбро, состав и т . д . М а г м а т и ч е ­ ский р а с п л а в — это с и л и к а т н ы й (а потому в я з к и й и существующий т о л ь к о при высо­ ких т е м п е р а т у р а х ) р а с т в о р , в нем в р а с т в о р и т е л е существуют подобно в о д н ы м рас­ т в о р а м анионы и катионы, простые и к о м п л е к с н ы е , а т а к ж е анионные, т а к н а з ы ­ в а е м ы е сиботаксические, группы. По п р е д с т а в л е н и я м Н . В . Б е л о в а (1953, 1959), в магме имеются, например, такие сиботаксические группы, к а к ( S i 2 0 7 ) , T i ( S i O a ) " , 6 -

97

2

-

1 2

6 n

1 0

1 0

5

4 -

( S i O i ) " , n ( S i 0 n ) - , ( M g O ) " , ( C a O ) - , ( A l O ) - , ( S i O ) . Это к а к б ы го­ товые остовы д л я к р и с т а л л и з а ц и и , "сборки с т р у к т у р " силикатов (рис 75). К р о м е них, в магме имеются Н, S, Cl, F , С ( ф о р м а их н а х о ж д е н и я неясна), а т а к ж е Na, К и д р . П у т е м к р и с т а л л и з а ц и и из м а г м ы образуются главные породообразующие м и н е р а л ы магматических горных пород и некоторые руды в них (хромовые, ж е л е з н ы е , титано­ вые и д р . ) . 6

8

4

6

6

4

4

Водные жидкие растворы о б р а з у ю т с я з а счет эн­ догенных и экзогенных процессов, первые н а з ы в а ю т г и д р о т е р м а л ь н ы м и , вторые — поверхностными (вадозными) растворами. И м е е т с я несколько источников Н г О в гидротер­ м а л ь н ы х растворах. Во-первых, э т о з а с т ы в а ю щ и е магматические очаги. П р и к р и с т а л л и з а ц и и м а г м ы от нее постепенно о т д е л я ю т с я летучие вещества. Ми­ грируя во вмещающие породы, они конденсируются с образованием ж и д к и х м и н е р а л и з о в а н н ы х водных растворов. Во-вторых, Н г О и СО2 в ы д е л я ю т с я в глубинных зонах земной к о р ы з а счет реакций деги­ дратации и декарбонатизации глин, мергелей, к в а р ­ цевых известняков и других осадочных горных по­ род при процессах их регионального м е т а м о р ф и з м а . Рис. 75. Идеализированная В-третьих, источником Н г О я в л я ю т с я процессы де­ схема строения магмы (MuIгазации мантии, выделение из нее углеводородов и ler, Saksena, 1977). их окисление при подъеме во все более верхние го­ р и з о н т ы земной к о р ы с образованием Н2О и СОг- Реакции о п и с ы в а ю т с я следующей схемой: C H + 2O = 2 H O + CO . Они идут с выделением тепла, с о п р о в о ж д а ю т с я разогревом ф л ю и д о в и мощным прогревом о к р у ж а ю щ и х горных пород. Еще один источник — это поверхностные воды. Исследования п о к а з а л и , ч т о они могут мигрировать вниз д о глубин 500 м и более, постепенно р а з о г р е в а я с ь и м и н е р а л и з у я с ь з а счет извлечения веществ из горных пород н а своем пути. Источники веществ, растворенных в H O , т а к ж е р а з л и ч н ы . Ч а с т ь растворенных компонентов выносится вместе с H O из магматических очагов, из дегазирующей ман­ тии, из пород, подвергающихся процессам м е т а м о р ф и з м а . Ч а с т ь компонентов извлека­ ется р а с т в о р а м и из горных пород н а п у т я х миграции растворов. Главной ф о р м о й пере­ носа веществ г и д р о т е р м а л ь н ы м и растворами я в л я ю т с я к о м п л е к с н ы е ионы (табл. 14). П р и м е р ы м и н е р а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и й , образовавшихся из г и д р о т е р м а л ь н ы х раство­ ров, многочисленны, назовем л и ш ь промышленные руды р а з н ы х с у л ь ф и д о в — п и р и т а FeS2, х а л ь к о п и р и т а CuFeS2, галенита P b S . Поверхностные водные р а с т в о р ы — э т о , во-первых, грунтовые, к а р с т о в ы е , почвен­ ные воды, из них к р и с т а л л и з у ю т с я , например, карбонаты — ( к а л ь ц и т и арагонит) в виде с т а л а к т и т о в и других образований в к а р с т о в ы х пещерах. Во-вторых, это озерные, морские, л а г у н н ы е воды. И з них в процессе к р и с т а л л и з а ц и и о б р а з у ю т с я , например, з а л е ж и каменной соли, гипса, некоторых разновидностей и з в е с т н я к о в . Газ к а к среда к р и с т а л л и з а ц и и в минералообразующих процессах относительно ре­ док. И з вулканических газов к р и с т а л л и з у ю т с я гематит РегОз, н а ш а т ы р ь N H C l и некоторые другие м и н е р а л ы . И з газов нередко р а с т у т к р и с т а л л ы л ь д а . Граничные значения д а в л е н и я и т е м п е р а т у р ы , при к о т о р ы х идет природное минералообразование из газа, м о ж н о оценить по д и а г р а м м а м ф а з о в ы х равновесий H O ,

у? 6¾

4

2

2

2

2

2

4

2

98

Т а б л и ц а 14. В о з м о ж н ы е ф о р м ы п е р е н о с а м е т а л л о в в г и д р о т е р м а л ь н ы х р а с т в о р а х (по З о т о в у и д р . ) Химический элемент Медь

Форма переноса (комплексные ионы)

Слабокислые и нейтральные растворы, относительно высокие температуры Щелочные растворы, менее высокие температуры Растворы с повышенной щелочностью, температура менее 450 C

(CuCl )2

(Cu(HS) )2

Молибден

(NaHMoO )

Условия

0

4

0

(KHMoO ) (HMoO )-

0

4

Нейтральные среды, температура более 4 5 0 C Температура 350 - 450 C

4

0

Золото

0

(Au(HS) )" (AuCl )(AgCl )2

2

Серебро

Температура более 200 - 250 C Температура менее 250 C

2

0

0

(Ag(HS) )" 2

C O и их смесей. Н а п р и м е р , н а д и а г р а м м е д л я H O видно, что поле г а з а н и ч т о ж н о м а л о . В природных (геологических) пределах значений т е м п е р а т у р и д а в л е н и й H O я в л я е т с я ж и д к о с т ь ю или находится в надкритическом (флюидном) с о с т о я н и и — э т о и не газ, и не ж и д к о с т ь . Ориентировочные пределы г и д р о т е р м а л ь н ы х , газовых (пневматолитовых) и н а д к р и т и ч е с к и х (флюидных) систем п о к а з а н ы на специальной схеме (рис. 76), на которой изменение т е м п е р а т у р ы с глубиной соответствует геотермобаре 3 5 ° С / к м . Растворение р а з н ы х веществ в H O , в принципе, не м е н я е т д и а г р а м м ы . Н а ф а з о в ы х д и а г р а м м а х состояний C O поле газа намного меньше, чем у H O , т а к к а к критические з н а ч е н и я т е м п е р а т у р и давлений у C O меньше, чем у H O . Гетерогенные системы (газ — вода, газ — водный раствор) о б р а з у ю т с я в особых с л у ч а я х . Наиболее очевидны причины их образования в областях современной вул­ канической д е я т е л ь н о с т и при просачивании горячих водных растворов ( т е р м а л ь н ы х вод) по системам трещин вверх. Д о с т и г а я некоторого уровня по отношению к дневной поверхности, они переходят то пороговое значение д а в л е н и я , после которого з а счет дальнейшего подъема р а с т в о р а и падения внешнего д а в л е н и я н а ч и н а е т с я испарение самого р а с т в о р а и выделение из него растворенных в воде г а з о в — C O и д р . Т а к ж е дегазируют воды м и н е р а л ь н ы х источников. 2

2

2

2

2

2

2

2

2

Коллоидные растворы я в л я ю т с я средой д л я образования м и н е р а л о в в придонных и л а х и других осадках водных бассейнов и во в р е м я их син- и диагенеза. Т а к воз­ никают р а з л и ч н ы е глинистые минералы, гидроксиды а л ю м и н и я и ж е л е з а , часто д л я них х а р а к т е р н о оолитовое строение агрегатов. Ф а к т ы несомненного о б р а з о в а н и я мине­ р а л о в з а счет р а с к р и с т а л л и з а ц и и коллоидов в горячих водных р а с т в о р а х о т м е ч а ю т с я р е ж е : т а к о в ы с л у ч а и выпадения гелей кремневого состава в т е р м а л ь н ы х водах в обла­ с т я х современного в у л к а н и з м а и ф а к т ы их р а с к р и с т а л л и з а ц и и с образованием опала. Р о л ь коллоидов в земной коре и место их в процессах минералообразования всесто­ ронне освещены в работах Ф. В. Ч у х р о в а . Исследования Л . М. Л е б е д е в а (1965, 1985) по­ к а з а л и , ч т о к о л л о и д ы несомненно участвуют в образовании минералов. Он установил, что при современных г и д р о т е р м а л ь н ы х процессах в о б л а с т я х вулканической д е я т е л ь ­ ности в виде гелей о т л а г а ю т с я а м о р ф н ы е массы, з а счет р а с к р и с т а л л и з а ц и и к о т о р ы х 99

Рис. 76. Приблизительные границы гидротермальных, пневматолитовых и надкритических состояний H O в геологиче­ ских условиях (Булах, 1977). 2

Vo —изохоры; жирные линии — изолинии геотермического градиента; Kp. т. — критическая точка воды.

образуются некоторые м и н е р а л ы , например с у л ь ф и д ы м ы ш ь я к а , с у р ь м ы , цинка, меди, железа. Твердые среды образования м и н е р а л о в могут б ы т ь а м о р ф н ы м и и к р и с т а л л и ч е с к и м и . Д л я первых с л у ж и т примером р а с к р и с т а л л и з а ц и я вулканического с т е к л а . Д л я вто­ р ы х в о з м о ж н ы т р и т и п а я в л е н и й . Во-первых, это п о л и м о р ф н ы е п р е в р а щ е н и я веществ: переход а л м а з а в графит, высокотемпературного к в а р ц а в н и з к о т е м п е р а т у р н ы й , ара­ гонита ( С а С О з ромбической сингонии) в к а л ь ц и т ( С а С О з т р и г о н а л ь н о й сингонии) и т . п . Т а к возникают псевдоморфозы одной полиморфной м о д и ф и к а ц и и по другой, их н а з ы в а ю т параморфозами. Во-вторых, это распад т в е р д ы х растворов н а смесь ф а з , в - т р е т ь и х — м е т а м и к т н ы й р а с п а д р а д и о а к т и в н ы х минералов н а смесь ф а з под дей­ ствием собственного а - и з л у ч е н и я . П Р И Ч И Н Ы И СПОСОБЫ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ Причипь оСразования м и н е р а л о в в р а з н ы х средах могут б ы т ь , очевидно, следу­ ющими: переохлаждение расплавов, пересыщение растворов, п е р е о х л а ж д е н и е газов, изменение т е м п е р а т у р ы и д а в л е н и я , а-излучение. Д о б а в и м к ним электрохимиче­ ские я в л е н и я и ж и з н е д е я т е л ь н о с т ь организмов. О д н а к о все эти п р и ч и н ы я в л я ю т с я , 100

в сущности, р а з н ы м и ф о р м а м и реализации одного и того ж е ф а к т о р а к р и с т а л л и з а ­ ц и и — некоторого порогового пересыщения, обеспечивающего з а р о ж д е н и е и последую­ щий рост к р и с т а л л о в . Способом образования минералов назовем процесс заполнения их к р и с т а л л а м и того объема, к о т о р ы й з а н я т ими в минеральном месторождении. Т а к в ы д е л и м свободную к р и с т а л л и з а ц и ю минералов, метасоматоз и п е р е к р и с т а л л и з а ц и ю . П р и м е р ы свободной кристаллизации п р о с т ы — э т о рост п о р ф и р о в ы х в к р а п л е н н и к о в полевых шпатов и других м и н е р а л о в в э ф ф у з и в а х , рост горного х р у с т а л я в д р у з а х , хотя здесь свободно р а с т у т т о л ь к о несоприкасающиеся части к р и с т а л л о в . П р и м е р а м и метасоматического образования минералов я в л я ю т с я псевдоморфозы и выросшие в твердой зернистой массе м и н е р а л о в ф у т л я р о в и д н ы е к р и с т а л л ы б е р и л л а и апатита, п о р ф и р о б л а с т ы г р а н а т а в гнейсе (рис. 77). Но эти п р и м е р ы — л и ш ь ч а с т н ы е с л у ч а и метасоматоза.

Рис. 77. Схема строения (6) и последовательность роста (1 — 5), порфиробласта граната в гнейсе.

Т е р м и н " м е т а с о м а т о з " впервые употреблен К . Ф. Науманном в середине XIX в. д л я описания одной из разновидностей псевдоморфоз. Сущность этого я в л е н и я полно рас­ к р ы т а В. Л и н д г р е н о м (1933) к а к процесс п р а к т и ч е с к и одновременного к а п и л л я р н о г о растворения и о т л о ж е н и я , с помощью которого новый минерал, имеющий ч а с т и ч н о или полностью иной химический состав, м о ж е т расти в т е л е исходного м и н е р а л а или минерального агрегата. Н . И . Н а к о в н и к у к а з а л (1949), ч т о метасоматические з а м е ­ щения происходят не т о л ь к о через к а п и л л я р ы и пленочные р а с т в о р ы , но и сквозь к р и с т а л л и ч е с к у ю решетку з а счет д и ф ф у з и и через нее ионов. М е т а с о м а т о з — м о щ н о е геологическое явление, приводящее к ф о р м и р о в а н и ю р а з н о о б р а з н ы х по минеральному составу м е т а с о м а т и т о в (т. е. горных пород метасоматического п р о и с х о ж д е н и я ) й руд. Его х и м и ч е с к а я сторона изучена и освещена в работах В . Л и н д г р е н а , Д . С . К о р ж и н ского, Н . И. Н а к о в н и к а , Ю . В . К а з и ц ы н а и д р . Простейшим примером м е т а с о м а т и т а и р у д ы в нем я в л я е т с я грейзен. Это кварц-слюдяной агрегат, образовавшийся на месте г р а н и т а под действием н а него р а с т в о р а глубинного п р о и с х о ж д е н и я з а счет химиче­ ских реакций т и п а 3K(AlSi O ) + 2 H 3

8

микроклин

+

+

= KAl (AlSi Oi )(OH) + 6SiO + 2 K . 2

3

мусковит

0

2

2

кварц

Одновременно в грейзены привносится олово, к р и с т а л л и з у ю щ е е с я в виде оксида (минерала касситерита) S n O . Грейзены с касситеритом я в л я ю т с я рудой н а олово. Перекристаллизация — это повторная к р и с т а л л и з а ц и я новых к р и с т а л л о в з а счет с т а р ы х . О н а м о ж е т происходить с укрупнением з е р н а и с уменьшением (рекристал­ л и з а ц и я ) , без изменения химического состава и с изменением (как п р а в и л о , при пере2

101

к р и с т а л л и з а ц и и м и н е р а л ы о с в о б о ж д а ю т с я от химических примесей). П е р е к р и с т а л л и ­ з а ц и я м о ж е т о с у щ е с т в л я т ь с я в газообразном, ж и д к о м , твердом состояниях. Перекри­ с т а л л и з а ц и я минералов широко распространена при диагенезе и м е т а м о р ф и з м е горных пород. К а к частный пример перекристаллизации м о ж н о р а с с м а т р и в а т ь п о л и м о р ф н ы е превращения минералов. ТИПЫ МИНЕРАЛЬНЫХ

МЕСТОРОЖДЕНИЙ

Минеральные м е с т о р о ж д е н и я — понятие условное. М и н е р а л ы о б р а з у ю т с я в опре­ деленной обстановке, непрерывно или с перерывами, совместно с д р у г и м и м и н е р а л а м и или порознь, что объективно зависит от р а з н ы х ф а к т о р о в . Т а к ж е условны границы м и н е р а л ь н ы х месторождений: они проводятся по некоторому произвольно принима­ емому пороговому с о д е р ж а н и ю каких-либо х а р а к т е р н ы х минералов (или полезных компонентов — д л я п р о м ы ш л е н н ы х м и н е р а л ь н ы х месторождений). В соответствии с условностью самого п о н я т и я м о ж н о п р е д л о ж и т ь разные принципы к л а с с и ф и к а ц и и ми­ н е р а л ь н ы х месторождений — по генезису, ф о р м е м и н е р а л ь н ы х т е л , м а с ш т а б а м мине­ рализации, одноактности или многоактности процессов, с в я з и их с единым геологиче­ ским явлением или с р а з н ы м и , в том числе р а з о р в а н н ы м и во времени геологическими процессами. Наиболее продуктивны к л а с с и ф и к а ц и и , выполненные на генетической основе, но и эта основа м о ж е т б ы т ь разной — по физико-химическому х а р а к т е р у среды, способам и химической обстановке минералообразования, по связи с р а з л и ч н ы м и геологическими процессами, по источникам вещества и т . д . Это породило появление в геологической л и т е р а т у р е м н о ж е с т в а в а р и а н т о в к л а с с и ф и к а ц и й м и н е р а л ь н ы х и в, частности, про­ м ы ш л е н н ы х м и н е р а л ь н ы х месторождений. П е р в а я генетическая к л а с с и ф и к а ц и я м и н е р а л ь н ы х месторождений, в целом завое­ в а в ш а я широкое признание, б ы л а создана В. Л и н д г р е н о м в 1906 г., а последний ее ва­ р и а н т — в 1933 г. Д л я рудных месторождений к л а с с и ф и к а ц и и п р е д л а г а л и с ь В . А . О б ­ р у ч е в ы м (1928), П . Н и г г л и (1933), П . М . Т а т а р и н о в ы м (1955), Г . Ш н е й д е р х ё н о м (1958), И. Г . М а г а к ь я н о м (1961), В . И . С м и р н о в ы м (1974) и д р . П о с л е д н я я общая к л а с с и ф и к а ­ ция м и н е р а л ь н ы х (именно минеральных) месторождений б ы л а д а н а Е. К . Л а з а р е н к о (1979). П р и н я т а я в этом учебнике систематика главнейших типов м и н е р а л ь н ы х месторо­ ждений приведена в табл. 15. Она не претендует на д о конца последовательную и логически р а з в и т у ю к л а с с и ф и к а ц и ю . С м ы с л ее гораздо проще и утилитарнее: вопервых, с в я з а т ь представления об условиях минералообразования с теми сведениями о геологических процессах, к о т о р ы е б ы л и получены студентами в курсе общей геоло­ гии; во-вторых, м а к с и м а л ь н о согласовать ее с теми терминами (с т е м их с м ы с л о м ) , которые будут д а н ы студентам при прохождении курсов п е т р о г р а ф и и , п о л е з н ы х иско­ паемых, литологии. В основу принятой нами систематики п о л о ж е н ы к р а т к и е класси­ ф и к а ц и и месторождений полезных ископаемых по В. И. Смирнову (1974) и П. М. Т а т а ринову (1975), но они, с одной стороны, упрощены з а счет и з ъ я т и я из них т а к и х редких или преподаваемых т о л ь к о на старших курсах месторождений, к а к карбонатитовые, альбититовые и т . п . , с другой стороны, они дополнены и изменены: учтено нали­ чие эксгаляционных ( ф у м а р о л ь н ы х ) месторождений, к о р а в ы в е т р и в а н и я отнесена к гипергенным м е с т о р о ж д е н и я м , среди последних в ы д е л е н ы т а к ж е вадозные, сублима­ ционные и криогенные м е с т о р о ж д е н и я ; наконец, в систематику в к л ю ч е н ы к а к само­ с т о я т е л ь н ы е ее подразделения диагенетические и биогенные м е с т о р о ж д е н и я . П р е д л о ж е н н а я в табл. 15 систематика м и н е р а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и й при всех ее не­ д о с т а т к а х обладает д в у м я достоинствами: 1) в основу ее п о л о ж е н генетический прин­ цип; 2) при достаточной полноте она не слишком с л о ж н а и л е г к о з а п о м и н а е т с я . Д а л ь 102

Т а б л и ц а 15. Г л а в н ы е г е н е т и ч е с к и е т и п ы , серии и группы минеральных месторождений Типы Эндогенные

Серии

Группы

Магматогенные

Магматические Пегматитовые Скарновые Гидротермальные Грейзены Эксгаляционные Метаморфические Метаморфизованные

Метаморфигенные Экзогенные

Гипергенные

Вадозные Криогенные Сублимационные Зон выветривания и окисления Механические Хемогенные Биогенные Собственно диагенетические Гидротермально-осадочные

Седиментогенные

Диагенетические

нейшее совершенствование систематики м и н е р а л ь н ы х месторождений д о л ж н о идти по пути создания п а р а л л е л ь н ы х независимых к л а с с и ф и к а ц и й , в основе к а ж д о й из ко­ т о р ы х л е ж а л бы т о л ь к о один к л а с с и ф и к а ц и о н н ы й признак, подобно тому к а к д л я я в л е н и я и з о м о р ф и з м а было дано ч е т ы р е независимые к л а с с и ф и к а ц и и (см. т а б л . 1), совокупность к о т о р ы х д а е т относительно полную картину этого я в л е н и я . Д л я мно­ ж е с т в а с л о ж н ы х объектов не м о ж е т б ы т ь одной, исчерпывающей всё к л а с с и ф и к а ц и и . Их создание — дело будущего. МАГМАТИЧЕСКИЕ МИНЕРАЛЬНЫЕ

МЕСТОРОЖДЕНИЯ

К м а г м а т и ч е с к и м м и н е р а л ь н ы м место­ р о ж д е н и я м относятся п р е ж д е всего сами магматические горные породы к а к есте­ ственные, закономерно образовавшиеся скопления минералов. П р и остывании м а г м ы м и н е р а л ы в ы д е л я ю т с я из нее в последовательности, определяемой ф и з и ­ ко-химическими з а к о н а м и к р и с т а л л и з а ­ ции м н о г о ф а з н ы х расплавов с л о ж н о г о со- § става. И х к р и с т а л л и з а ц и я в глубинных * условиях происходит при т е м п е р а т у р а х | около 1300 — 700°С, а излившихся л а в — g при 1200 — 1 0 0 0 ° С . Состав образующейся горной породы зависит от исходного хи­ мического состава м а г м ы , в первую оче­ Рис. 78. Минеральный состав глубинных редь от с о д е р ж а н и я в ней S i O , но в це­ магматических горных пород. л о м при м а г м а т и ч е с к о м минералообразовании возникает сравнительно небольшое число г л а в н ы х минералов (рис. 78), ч т о опре­ д е л я е т с я некоторым однообразием состава м а г м — э т о около д е с я т и с и л и к а т о в (оли­ вин, пироксен, роговая обманка, мусковит, биотит, м и к р о к л и н , о р т о к л а з , п л а г и о к л а з ы , н е ф е л и н и др.) и к в а р ц (табл. 16). 8

2

103

Т а б л и ц а 16. М и н е р а л ы м а г м а т и ч е с к и х г о р н ы х п о р о д Минералы Ряд пород

Щелочноземельный

Щелоч­ ной (натри­ евый)

Клас­ сы по­ род

Содер­ жание Кварц SiO , % (ориентировочно) 2

Ульт­ раос­ новные

40

Основ­ ные

50

Сред­ ние

60

Кис­ лые

70

Сред­ ние

60

Основ­ ные

50

Ульт­ ра-ос­ новные

40

Калие­ Пла­ Не­ Ам­ Пи­ Оли­ вый по­ гио­ фе­ фи­ рок­ вин левой клаз лин бол сен шпат

+

+

+

—

—

+

—

+

+

—

—

+ +

—

+ +

+

+

—

+

+

+

—

+

—

—

+

—

+

—

+

+

+

+

+

+

+

+

—

Примеры горных пород

Оливинит, дунит, перидотит, пироксенит, кимберлит Габбро,базальт, диабаз Д и о р и т , андезит Сиенит, трахит Гранит, риолит, кварцевый порфир Щелочной сиенит, щелочной трахит

Нефелиновый сие­ нит, фонолит И й о л и т , мельтейгит, нефелинит

Кристаллы минералов, образующихся первыми, растут в магме в свободных усло­ виях и часто обладают поэтому совершенной огранкой. Кристаллы силикатов имеют плотность, близкую к плотности расплава, он к тому же вязкий, поэтому кристаллы находятся во взвешенном состоянии, а если оседают, то очень медленно. При росте в текущей магме они ориентируются в струях течения, подчиняясь обычным законам механики движущейся ЖИДКОСТИ, ЭТО ориентированное расположение кристаллов бы­ вает хорошо заметным (рис. 79). Однако в некоторых магмах на ранних стадиях их кристаллизации выпадают такие высокоплотные минералы, как оксиды хрома и же­ леза (хромит и др.), самородные платиноиды и т.п. Под действием силы тяжести они могут оседать и накапливаться в придонных частях магматических очагов, образуя здесь рудные залежи—их называют гравитационными скоплениями руд. По мере раскристаллизации магмы остается все меньше возможностей для свобод­ ного роста кристаллов. Более поздние минералы выделяются из нее в виде полуогра­ ненных и неправильных зерен, заполняющих промежутки между более ранними ми­ нералами. Так постепенно формируется главный объем горной породы, а в ходе ее образования в остающихся порциях еще не застывшей магмы, как говорят, в оста­ точных расплавах, могут постепенно значительно возрасти концентрации некоторых летучих (H O, CO , F , Cl и др.) и некоторых малых компонентов: Cr, Fe, Ti, Ni—в магмах ультраосновного и основного составов; Nb, Та, Sn — в магмах кислого состава; Zr, Р, TR—в щелочных магмах. За их счет образуются позднемагматические руды 2

2

2

2

104

Рис. 79. Текстуры течения в интрузивных горных породах. Кристаллы полевых шпатов и других минералов располага­ ются по движению расплава.

разного минерального состава. Вокруг них о к р у ж а ю щ и е (вмещающие их) м и н е р а л ы обычно сильно изменены, замещены р а з л и ч н ы м и продуктами из-за воздействия н а них химически а к т и в н ы х л е т у ч и х компонентов остаточного р а с п л а в а . И т а к , в процессе к р и с т а л л и з а ц и и м а г м м о ж н о в ы д е л и т ь раннемагматический, глав­ ный и позднемагматический этапы, к а ж д ы й из к о т о р ы х х а р а к т е р и з у е т с я своими осо­ бенностями образования м и н е р а л о в и их ассоциациями. В ранний этап могут ф о р м и ­ р о в а т ь с я хромовые, платиновые руды в ультраосновных горных породах. В г л а в н ы й этап о б р а з у ю т с я сами горные породы, они т о ж е могут и м е т ь п р а к т и ч е с к у ю ценность. Во-первых, сами магматические горные породы часто используются к а к с т р о и т е л ь н ы й к а м е н ь . Во-вторых, отдельные г л а в н ы е м и н е р а л ы в них я в л я ю т с я о б ъ е к т о м промы­ шленной р а з р а б о т к и , например н е ф е л и н к а к р у д а на алюминий. В позднемагмати­ ческий этап о б р а з у ю т с я р а з н ы е р у д ы — хромовые, титановые, т а н т а л о в ы е , о л о в я н н ы е и д р . К позднемагматическим о т н о с я т с я и медно-никелевые р у д ы в п л а т ф о р м е н н ы х массивах оливинитов, перидотитов и габбро, эти руды ф о р м и р у ю т с я здесь в р е з у л ь т а т е особого п р о ц е с с а — л и к в а ц и и м а г м ы (см. с. 160). Необходимо у к а з а т ь н а еще один процесс, иногда широко п р о я в л я ю щ и й с я в маг­ м а т и ч е с к и х горных породах, а и м е н н о — н а интенсивное их преобразование под дей­ ствием м е ж з е р е н н ы х водных р а с т в о р о в — п о с л е д н и х конденсатов з а с т ы в а ю щ е г о рас­ п л а в а . Э т и процессы особенно часто п р о я в л е н ы в ультраосновных горных породах, они в ы р а ж а ю т с я в замещении собственно магматического м и н е р а л а о л и в и н а (сили­ к а т а магния) серпентином и т а л ь к о м (гидросиликатами м а г н и я ) . В сущности, проис­ ходит метасоматический процесс изменения остаточными г и д р о т е р м а л ь н ы м и раство­ р а м и ранних м и н е р а л о в — э т и я в л е н и я н а з ы в а ю т с я автометасоматическими, " а в т о " о т р а ж а е т тот ф а к т , что р а с т в о р ы родились в ходе ф о р м и р о в а н и я самой горной по­ роды, подвергающейся метасоматозу. ПЕГМАТИТЫ

П е г м а т и т а м и обычно н а з ы в а ю т ж и л ы крупно- или гигантозернистого строения, сло­ ж е н н ы е теми ж е м и н е р а л а м и , ч т о и горные породы, с к о т о р ы м и п е г м а т и т ы с в я з а н ы по своему происхождению. В природе наиболее распространены г р а н и т н ы е п е г м а т и т ы , они состоят из полевых шпатов (микроклина, о р т о к л а з а , п л а г и о к л а з о в ) , к в а р ц а , в качестве второстепенного м и н е р а л а обычны с л ю д ы (мусковит и биотит), т . е . по ва­ ловому минеральному составу эти пегматиты соответствуют г р а н и т а м . З н а ч и т е л ь н о 105

менее распространены сиенит-пегматиты, нефелин-сиенитовые пегматиты, ийолитпегматиты, габбро-пегматиты. Образование пегматитов тесно связано с магматическими процессами, но все они несут на себе явственные следы интенсивных постмагматических преобразований. Со­ отношение и роль этих процессов при образовании пегматитов т р а к т у ю т с я по-разному. Г р а н и т н ы е п е г м а т и т ы встреча­ ю т с я среди гранитов и других гор­ ных пород в виде ж и л (рис. 80) и л и н з р а з м е р о м от 0,5 д о 20 м по мощности и от 10 до 300 м в длину. В качестве самого простого опре­ деления м о ж н о б ы л о бы с к а з а т ь , что пегматиты — это ж и л ы круп­ но- и л и гигантозернистых грани­ тов. Н о э т о определение непол­ ное, т а к к а к состав пегматитов бо­ лее с л о ж е н , а в пределах ж и л встречаются средне- и мелкозер­ нистые агрегаты минералов Рис. 80. Пегматитовые жилы разного возраста (рис. 81). В этом определении не (Гордиенко, 1996). о т р а ж е н о происхождение пегма­ титов. Поэтому охарактеризуем более подробно особенности минерального состава и строения пегматитовых ж и л .

-

^- -^**;^¾'^¾¾'*' -

Рис. 81. Форма И внутреннее строение пегмажил гольца Оленьего, Забайкалье

*'-4!^A^**?i'*4*'» (Иванов, 1985).

i»^**^* 1—метаморфические &-\t *"i,V горные породы; 2 — граниты; S—кристаллыпо- * - _ * - * левого шпата чистые; 4 — кристаллы полевого f шпатасвросткамиквар^bZ.* *-**"*V*-V*'1~ Да типа еврейского кам> — выделения квар­ ца ( а — д ы м ч а т о г о , 6— молочного); 6—кристал­ лы биотита (а) и муско6 вита (б). н я

106

5

Главными м и н е р а л а м и г р а н и т н ы х пегматитов я в л я ю т с я полевые ш п а т ы , слагаю­ щие от 50 до 70% объема пегматитовых ж и л , и кварц, на д о л ю которого приходится от 20 д о 40% объема ж и л . Обычными второстепенными м и н е р а л а м и я в л я ю т с я с л ю д ы (мусковит и биотит). Д л я п р о м ы ш л е н н ы х целей в а ж н о , что в пегматитах встреча­ ю т с я м и н е р а л ы - к о н ц е н т р а т о р ы бора, ф о с ф о р а , урана, редких з е м е л ь , т о р и я , л и т и я , б е р и л л и я , цезия, т а н т а л а и других редких химических элементов.

Рис. 82. Графические срастания кварца и микроклина. Боковые поверхности кварца несут индукционную штриховку (она трактуется как результат совместного роста э т и х двух минералов).

Рис. 83. Кварц из письменного гранита. Поверхность кварца покрыта индукционной штри­ ховкой.

Х а р а к т е р н о , что в гранитных пегматитах м и к р о к л и н , о р т о к л а з и к в а р ц нередко образуют д р у г с другом особые с р а с т а н и я — это п л а с т и н ч а т ы е , веретенообразные, клиновидные и изгибающиеся вростки к в а р ц а в едином блоке м и к р о к л и н а (рис. 82). Внешне они иногда напоминают древние письмена, поэтому весь сросток н а з ы в а е т с я г р а ф и ч е с к и м срастанием, или письменным гранитом (рис. 83), и л и еврейским (по ф о р м е "букв") к а м н е м . Узор срастаний полностью подобен тем, к о т о р ы е о б р а з у ю т с я в м е т а л л у р г и ч е с к и х процессах при одновременной (эвтектической) к р и с т а л л и з а ц и и д в у х м е т а л л о в из их совместного р а с п л а в а . По представлениям А. Е. Ферсмана, ми­ к р о к л и н (ортоклаз) и к в а р ц в т а к и х с р а с т а н и я х т а к ж е образовались при их одновре­ менной к р и с т а л л и з а ц и и и з м а г м ы . По физико-химическим д и а г р а м м а м т е м п е р а т у р а к р и с т а л л и з а ц и и оценена в 9 9 0 ± 2 0 ° С . Т а к и е срастания с т о л ь х а р а к т е р н ы д л я пегмати­ тов, что именно по ним эти горные породы получили свое название: термин " п е г м а т и т " (от греч. p e g m a (pegmatos) — к р е п к а я связь) впервые б ы л п р е д л о ж е н в 1822 г. Р. Гаюи д л я обозначения г р а ф и ч е с к и х срастаний о р т о к л а з а и к в а р ц а . П е г м а т и т ы , к а к отмечалось, я в л я ю т с я р а з н о з е р н и с т ы м и горными породами и в р а з ­ н ы х у ч а с т к а х своих ж и л имеют р а з н ы й состав. Наиболее к р у п н ы е в ы д е л е н и я мине­ р а л о в х а р а к т е р н ы д л я внутренних зон блокового строения. З д е с ь к р и с т а л л ы (блоки) полевых шпатов могут достигать размеров до 1, 5 х 3 м, в т а к и х зонах о б н а р у ж е н ы ги­ гантские п л а с т и н ы с л ю д ы (мусковита) п л о щ а д ь ю д о 2,5 м , к р и с т а л л ы б е р и л л а массой д о 15 т, к р и с т а л л ы сподумена более 12 м в длину. 2

107

П е г м а т и т ы о б р а з у ю т с я на глубине, в о з м о ж н о , около 6-8 к м . П р о и с х о ж д е н и е их спорно. П о представлениям А . Е . Ф е р с м а н а , они я в л я ю т с я п р о д у к т а м и к р и с т а л л и з а ­ ции остаточных порций застывающего гранитного расплава, о т ж а т о г о из магматиче­ ского очага в трещины в о к р у ж а ю щ и х его горных породах. Э т о т р а с п л а в , к а к послед­ н я я часть к р и с т а л л и з у ю щ е й с я м а г м ы , относительно обогащен л е г к о л е т у ч и м и ( H O , H F , HCl, В 0 з , C O и др.) и другими компонентами (Li, Be, Та, N b , Cs и д р . ) . Его к р и с т а л л и з а ц и я начинается при 900 — 8 0 0 C . Главные м и н е р а л ы (полевые шпаты, кварц) образуются при т е м п е р а т у р а х 800 — 600°С в позднемагматический этап, после чего м и н е р а л ы к р и с т а л л и з у ю т с я из газовых, газово-жидких и ж и д к и х растворов. Иные представления п р е д л о ж е н ы А. Н. З а в а р и ц к и м и р а з в и т ы и дополнены В. Д . Ни­ к и т и н ы м и С . А . Р у д е н к о . Они основаны на очевидных ф а к т а х частого беспорядоч­ ного внутреннего строения пегматитовых ж и л , мощного п р о я в л е н и я в них процессов перекристаллизации минералов, обычности образования одних м и н е р а л о в з а счет ре­ зорбции, химического замещения других. А . Е . Ф е р с м а н полагает, что эти я в л е н и я не главные, они соответствуют позднему преобразованию пород магматического генезиса. А согласно В . Д . Никитину, пегматиты образуются не з а счет п р я м о й магматической к р и с т а л л и з а ц и и , а к а к р а з з а счет поздней перекристаллизации ж и л особого мелко­ зернистого гранита (аплита), мелкозернистых полевошпатовых ж и л , д а е к гранита и мощной их переработки под действием горячих водных растворов глубинного проис­ хождения. 2

2

2

0

Т а б л и ц а 17. Х а р а к т е р н ы е о с о б е н н о с т и минерального состава гранитных пегматитов Главные минералы

Некоторые ми­ нералогические и геохимические типы

Специфические минералы

Полезные (раз­ рабатываемые) компоненты

Кварц, микроклин (ортоклаз), плагиоклаз, слюды

Слюдяные и ке­ рамические (калиево-боровые) пегматиты

Мусковит, турмалин (шерл), уранинит, монацит, апатит, алланит

Слюда (мусковит), полевые шпаты

Кварц-бериллотопазовые (фторо-бериллиевые) пегматиты

Топаз, берилл, морион, турмалин (шерл)

Пьезосырье (кварц), драго­ ценные камни (топаз, берилл)

Альбит-сподуменовые (натриеволитиевые) пегма­ титы

Альбит, сподумен, лепидолит, турмалин ( р у б е л л и т ) , танталит

Ниобий, тантал, цезий

По особенностям минерального состава в ы д е л я ю т несколько типов г р а н и т н ы х пег­ матитов (табл. 17). Наиболее в а ж н ы м и я в л я ю т с я керамические (и с л ю д я н ы е ) , топазоберилловые и альбит-сподуменовые пегматиты. П е р в ы е р а з р а б а т ы в а ю т с я д л я извле­ чения полевых шпатов (сырье д л я керамической промышленности) и мусковита, из в т о р ы х добывают п ь е з о к в а р ц и драгоценные камни, из т р е т ь и х и з в л е к а ю т р у д ы ред­ к и х м е т а л л о в — цезия, т а н т а л а и д р .

108

СКАРНОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

С к а р н о в ы е м е с т о р о ж д е н и я , или с к а р н ы , образуются в зонах к о н т а к т а гранитов с м р а м о р а м и . Они з а л е г а ю т либо в виде п о л и м и н е р а л ь н ы х реакционных к о н т а к т о в ы х к а й м разной мощности (от 1 — 2 см до сотен метров), либо в виде б е с ф о р м е н н ы х за­ л е ж е й и ж и л , вблизи к о н т а к т а в граните или в м р а м о р е (рис. 84). С к а р н ы состоят из специфических минералов — сили­ к а т о в Ca, Mg, Al (гранатов, пироксенов, везувиана, эпидота, волластонита) и с л о ж н о г о а л ю м о с и л и к а т а N a и C a (скаполита) (табл. 18). С к а р н ы я в л я ю т с я метасоматическими поро­ д а м и . Они образуются н а глубине около 3 — 7 к м под действием горя­ чих г и д р о т е р м а л ь н ы х растворов. Эти р а с т в о р ы поднимаются вдоль к о н т а к т а из глубинных частей еще к р и с т а л л и з у ю щ е г о с я очага гранит­ ной м а г м ы . Большой вклад в формирование представлений о генезисе скарнов с д е л а л и А. Н. З а в а р и ц к и й , П. П . П и липенко, Н. Ф. Ш а х о в , Н. А. С м о л ь я нинов. В а ж н е й ш е е значение имеют работы С . М . К у р б а т о в а и Д . С . К о р жинского. С.М.Курбатов, изучая с к а р н о в ы е м е с т о р о ж д е н и я Хакассии, Рис. #4- Схема геологического залегания скарнов п о к а з а л , ч т о в них минералы-сили­ (точки). к а т ы о б р а з у ю т с я з а счет вещества Стрелками указано движение растворов. гранитов и известняков в ходе по­ следовательных метасоматических реакций з а м е щ е н и я одних м и н е р а л о в д р у г и м и . Д . С . К о р ж и н с к и й я в л я е т с я создателем современной теории с к а р н о о б р а з о в а н и я . Он н а з в а л этот процесс биметасоматическим и п о к а з а л , что реакции и д у т п р е ж д е всего з а счет встречной д и ф ф у з и и вещества, извлекаемого р а с т в о р а м и из гранитов и мрамо­ ров (две породы, д в а н а ч а л а , о т с ю д а — б и м е т а с о м а т о з ) . К а л ь ц и й и магний берутся из м р а м о р о в , кремний, алюминий, натрий — из гранитов, они и в х о д я т в состав собственно с к а р н о в ы х м и н е р а л о в . К р о м е того, Д . С . К о р ж и н с к и й ввел понятие о к о н т а к т о в о и н ф и л ь т р а ц и о н н ы х скарнах, они з а л е г а ю т в виде ж и л . И х образование Д . С . К о р ­ ж и н с к и й о б ъ я с н я л т а к : " П р е д п о л о ж и м , ч т о к о н т а к т пород, н а п р и м е р и з в е с т н я к а и кварцита, пересечен трещиной, по которой поднимается поток послемагматических р а с т в о р о в . . . Если обе породы достаточно прогреты под воздействием магматического т е л а , то прошедшие через п л а с т к в а р ц и т а р а с т в о р ы при вступлении в и з в е с т н я к на­ чнут его з а м е щ а т ь скарновыми м и н е р а л а м и . В этом замещении будут у ч а с т в о в а т ь не т о л ь к о кремнезем и другие компоненты, з а и м с т в о в а н н ы е из н и ж е л е ж а щ е г о пла­ ста кварцита, но и более п о д в и ж н ы е компоненты, внесенные из магматического т е л а , например магний, ж е л е з о и п р . " . С к а р н ы часто имеют большое промышленное значение к а к вместилище р у д ж е ­ леза, олова, свинца, цинка, меди, б е р и л л и я , м и н е р а л о в бора, с л ю д ы - ф л о г о п и т а и д р у ­ гих п о л е з н ы х ископаемых. В этом отношении любопытно само р о ж д е н и е т е р м и н а " с к а р н " — э т о слово шведских горняков с т а р ы х времен, обозначавшее " д р я н ь , п у с т а я р у д а " : с к а р н в ы б р а с ы в а л и , а и з в л е к а л и ж е л е з н у ю руду. 109

Т а б л и ц а 18. Г л а в н ы е м и н е р а л ы с к а р н о в ы х Группы минералов Собственно скарновые

Рудные минералы

Нерудное минеральное сырье

месторождений

Минералы Пироксены: диопсид геденбергит Гранаты: гроссуляр андрадит Эпидот Везувиан Волластонит Скаполиты Шпинель Кальцит Кварц

Формулы CaMg(Si O ) CaFe(Si O ) 2

2

6

6

Ca Al (SiO J Ca Fe (SiO )S Ca (Al Fe)(SiO )(Si O )O(OH) C a A l M g (SiO ) (Si O ) (OH) Ca (Si O ) (Ca, N a ) (Al, S i ) (Si O ) (Cl, S O ) MgAl O CaCO SiO 3

2

3

2

2

4

3

4

2

1 0

4

4

3

2

2

3

4

7

5

2

7

2

4

9

4

2

2

2

8

3

4

4

3

2

Касситерит Магнетит Молибденит Халькопирит Пирит Арсенопирит Галенит Сфалерит Пирротин

SnO FeFe O MoS CuFeS FeS Fe(AsS) PbS (Zn, Fe)S FeS (прибл.)

Датолит Ланбурит Флогопит

Ca(BSiO )(OH) Ca(B Si O ) KMg (AlSi O )(OH)

2

2

4

2

2

2

4

2

3

2

8

3

10

2

Метасоматический способ образования скарнов, с л о ж н о с т ь химических процессов и многостадийность этого я в л е н и я обусловливают неправильную ф о р м у с к а р н о в ы х з а л е ж е й и неравномерность их внутреннего строения. В р а з н ы х учебниках и науч­ н ы х работах их нередко относят к р а з н ы м генетическим т и п а м м е с т о р о ж д е н и й . И действительно, если судить по их геологической позиции — э т о к о н т а к т о в ы е и л и метаморфогенные, по механизму р а з р а с т а н и я — э т о метасоматические, а по природе рас­ творов—гидротермальные месторождения. Г И Д Р О Т Е Р М А Л Ь Н Ы Е МЕСТОРОЖДЕНИЯ Г и д р о т е р м а л ь н ы е м е с т о р о ж д е н и я образуются при о т л о ж е н и и м и н е р а л о в из суще­ ственно водных и л и углекисло-водных растворов. М а к с и м а л ь н ы е глубины ф о р м и р о ­ в а н и я этих м е с т о р о ж д е н и й с о с т а в л я ю т 4,5 — 5 к м , м и н и м а л ь н ы е - — о т в е ч а ю т поверх­ ностным у с л о в и я м . М о р ф о л о г и я м е с т о р о ж д е н и й р а з л и ч н а и зависит от х а р а к т е р а трещиноватости и по­ ристости горных пород. М и н е р а л ы могут з а п о л н я т ь о т к р ы т ы е т р е щ и н ы , о б р а з у я четко очерченные жилы разного состава и различного внутреннего с т р о е н и я (рис. 85, а). И х т а к и н а з ы в а ю т — ж и л ы з а п о л н е н и я (или секреционные ж и л ы ) . Е с л и гидротер­ м а л ь н ы е р а с т в о р ы д в и г а л и с ь по тончайшим трещинам, о т л о ж е н и е м и н е р а л о в из них могло идти т о л ь к о з а счет постепенной резорбции ( р а з ъ е д а н и я ) , з а м е щ е н и я о к р у ж а ­ ющих горных масс. Т а к о е замещение н а з ы в а е т с я метасоматозом, а сами ж и л ы — метасоматическими. Обычно они не имеют р е з к и х границ и с в я з а н ы постепенными переходами с вмещающими их горными породами (рис. 85, б), нередко их состав р а з ­ л и ч е н в р а з н ы х породах (рис. 86). В среднем мощность г и д р о т е р м а л ь н ы х ж и л коле­ б л е т с я от 0,1 — 0,2 д о 3 — 4 м , по простиранию они п р о с л е ж и в а ю т с я д о 700 — 800 м, в ПО

Рис. 85. Внутреннее строение гидротермальных ж и л . а—секреционная жила обычно имеет резкие контакты с окружающими гор­ ными породами, кристаллы кварца нарастают на стенки трещины и растут внутрь жилы; 6—метасоматическая жила образуется за счет постепенного разъедания и химического преобразования окружающих горных пород.

глубину — д о 500 м. Ж и л ы редко бывают одиночными, чаще всего они г р у п п и р у ю т с я в системы ж и л , с л о ж н ы е по х а р а к т е р у их в з а и м н ы х пересечений. Другая форма гидротермальных минеральных месторождений—это метасоматические залежи. Они воз­ н и к а ю т при просачивании растворов или д и ф ф у з и и вещества через поро­ д ы и о б р а з у ю т с я з а счет химических реакций м е ж д у веществом горных по­ род и р а с т в о р а м и . М о р ф о л о г и я та­ ких залежей сложная, размеры раз­ л и ч н ы е . Наиболее крупные р а з м е р ы имеют медно-рудные г и д р о т е р м а л ь ­ ные метасоматические з а л е ж и — в среднем 100 х 500 х 300 м.

V

V V

У

V V

V

V

V

V

V

Нбарцч v|

_ V Гранumv V ^ —

v

v

"

"

" . ч

"

Рис. 86. Зависимость состава метасоматических ж и л от окружающих горных пород. В кварцевых жилах месторождения Б ь ю т (США) медно-рудные минералы (черное) отла­ гаются почти всегда в тех же частях жил, кото­ рые залегают в граните.

111

М и н е р а л ь н ы й состав г и д р о т е р м а л ь н ы х месторождений очень разнообразен, т а к к а к с л и ш к о м р а з л и ч н ы источники растворов, а значит, они могут и м е т ь р а з н ы й химиче­ ский состав, х а р а к т е р и з о в а т ь с я р а з н ы м и концентрациями вещества в н и х / значени­ я м и р Н и в е л и ч и н а м и их окислительно-восстановительного потенциала. В качестве примеров гидротермального минералообразования мойсно р а с с м а т р и в а т ь автометасоматические изменения м а г м а т и ч е с к и х горных пород, процессы поздней перекристал­ лизации пегматитов, образование скарнов. К а к видно, термин в з н а ч и т е л ь н о й мере неопределенен. М о ж н о привести м н о ж е с т в о других примеров г и д р о т е р м а л ь н о г о по своей сущности минералообразования. Традиционно к собственно г и д р о т е р м а л ь н ы м условно относят рудоносные ж и л ы и метасоматические з а л е ж и , в к о т о р ы х г л а в н ы м и м и н е р а л а м и я в л я ю т с я к в а р ц или кальцит, реже—-доломит, сидерит, барит}флюорит, а р у д н ы м и к о м п о н е н т а м и — с у л ь ф и д ы с и д е р о ф и л ь н ы х химических э л е м е н т о в ( ж е л е з а , кобальта, н и к е л я , меди, цинка, м ы ш ь я к а , молибдена, серебра, с у р ь м ы , р т у т и , свинца, висмута), а т а к ж е оксиды титана, ж е л е з а , ниобия, олова, т а н т а л а , в о л ь ф р а м а , урана. И х образование с в я з ы в а ю т с д е я т е л ь н о с т ь ю восходящих г о р я ч и х водных растворов, возникающих обычно в связи с процессами о с т ы в а н и я и з а т в е р д е в а н и я м а г м ы . Они образуются на разных, глубинах, вот некоторые м е с т о р о ж д е н и я по В. И. С и в я к о в у (в км): г

Вольфрамовые '(Восточное Забайкалье) Оловянные (Восточное Забайкалье) Оловянные (Якутия) Оловянные (Южное Приморье). Молибденовые (Восточное Забайкалье) Золоторудное (Восточное Забайкалье) Сурьмяно-ртутные (Южный Тянь-Шань) Кварц-флюоритовые (Восточное Забайкалье)

... .*

; . ..... ............

.. i

1,5 — 2,0 1,0—1,5 1,3—1,5 ч 1,5 0,5 —1,0 1,0 2,0 — 2,5 0,4—1,0

Некоторое представление о т е м п е р а т у р а х и д а в л е н и я х , при к о т о р ы х ф о р м и р у ю т с я г и д р о т е р м а л ь н ы е м е с т о р о ж д е н и я , д а ю т следующие ц и ф р ы (по В . Б . Н а у м о в у ) , приво­ д и м ы е нами в качестве ч а с т н ы х примеров. Д л я трех в о л ь ф р а м о в ы х м е с т о р о ж д е н и й это 3 6 0 - 3 2 0 C и 1 7 0 - 1 0 7 М П а , 3 6 0 - 2 5 0 C и 1 0 1 - 1 7 М П а , 3 3 0 - 2 7 0 C и 1 1 0 - 5 2 М П а . Д л я одного из золоторудных месторождений это 330 — 27O C и 180 — 90 М П а . Д л я д в у х свинцово-цинковых м е с т о р о ж д е н и й это 270 — 17O C и 92 — 19 М П а , 270 — 17O C и 68 — 20 М П а . К а к видно, ц и ф р ы весьма р а з л и ч а ю т с я . Условно и чисто ориентировочно г и д р о т е р м а л ь н ы е рудные м е с т о р о ж д е н и я подраз­ д е л я ю т на высоко-, средне- и низкотемпературные; К а ж д ы й из э т и х типов месторо­ ж д е н и й имеет свои особенности минерального состава и рудоносности. Они р а з л и ­ ч а ю т с я т а к ж е и по м о р ф о л о г и и . Д л я некоторых месторождений точно устанавли­ в а е т с я генетическая с в я з ь с глубинными магматическими очагами, д л я д р у г и х — с в у л к а н и ч е с к и м и . М е с т о р о ж д е н и я первого т и п а н а з ы в а ю т плутоногенными, в т о р о г о — вулканогенными. Н е к о т о р ы е м е с т о р о ж д е н и я , чаще всего низкотемпературные, распо­ л о ж е н ы в д а л е к е от участков п р о я в л е н и я м а г м а т и з м а , поэтому т р у д н о точно устано­ в и т ь , с к а к и м и магматическими очагами они генетически с в я з а н ы , иногда т а к а я с в я з ь д а ж е к а ж е т с я спорной; т а к и е м е с т о р о ж д е н и я н а з ы в а ю т т е л е т е р м а л ь н ы м и . П р и м е р ы г и д р о т е р м а л ь н ы х рудных месторождений д а н ы в табл. 19. 0

0

0

0

0

112

0

Т а б л и ц а 19. П р и м е р ы г и д р о т е р м а л ь н ы х р у д н ы х м е с т о р о ж д е н и й Температур­ ные условия Высокотемпе­ ратурные, 300 - 500 C

Минеральные месторождения

Характерные нерудные минералы

Грейзеновые

Кварц, мусковит

Олово-молибденовольфрамовые Полиметаллические,золотоносные Ураноносные

0

Метасоматичес­ кие залежи, жилы

Кварц Кварц

Cu, Zn, Pb, Au

Жилы

Кварц, кальцит, доломит

Со, Ni, Ag, Bi, U

Колчеданные

—

Cu, Zn, Pb

Свинцово-цинковые

—

Pb, Zn

—

Cu

Медистых песчаников Низкотемпе­ ратурные, 50 - 200 C 0

Сурьмяно-ртутномышьяковые Флюорит-барито­ вые

Морфология

Sn, Mo, W, Bi, Та, Nb, само­ цветы Sn, Mo, W, Bi

0

Среднетемпературные, 1 5 0 - 350 C

Полезные ископаемые

Жилы

» Послойные залежи и вкрапленность в осадочных и вулканогенно-осадочных горных поро­ дах »

Кварц, кальцит, флюорит Кварц, кальцит, флюорит, барит

Sb, Hg, As

Жилы

Плавиковый шпат, барит

»

ГРБЙЗБНЫ

Г р е й з е н — с т а р и н н о е название, данное саксонскими рудокопами зернистой кварцевослюдяной (мусковитовой) горной породе с касситеритом S n O . У ж е тогда б ы л о заме­ чено, ч т о э т а порода образуется з а счет р а з ъ е д а н и я , резорбции, метасоматического замещения гранитов вокруг оловорудных ж и л . Т е п е р ь установлено, ч т о грейзенами, во-первых, с о п р о в о ж д а ю т с я наиболее высокотемпературные г и д р о т е р м а л ь н ы е рудо­ носные ж и л ы , залегающие среди гранитов, а во-вторых, грейзены могут з а л е г а т ь са­ мостоятельно (рис. 87) и з а н и м а т ь з н а ч и т е л ь н ы е площади (до 5 к м ) , иногда почти полностью з а м е щ а я к р у п н ы е у ч а с т к и гранитов. Грейзены образуются з а счет химических реакций м е ж д у полевыми ш п а т а м и гра­ нитов и просачивающимися через них рудоносными водными р а с т в о р а м и . У п р о щ а я , эти реакции м о ж н о о х а р а к т е р и з о в а т ь уравнениями следующего типа: 2

2

+

+

1) п л а г и о к л а з + Н + K —+мусковит-гКварц-l-Na"*" + C a 2) м и к р о к л и н + Н —^мусковит+кварц-rNa"*" -+- K . +

2 +

;

+

0

Образование грейзенов происходит при температуре около 600 — 5 0 0 C . Химически процесс с л о ж е н , поэтому помимо г л а в н ы х м и н е р а л о в — м у с к о в и т а , к в а р ц а , непрореагировавших остатков (реликтов) полевых ш п а т о в — в грейзены в х о д я т и многие дру­ гие, в т о м числе рудные, м и н е р а л ы . Ч а с т о д л я э т и х пород х а р а к т е р н о кавернозное строение, стенки каверн нередко в ы с т л а н ы д р у з а м и к р и с т а л л о в к в а р ц а и д р а г о ц е н н ы х камней — т о п а з а , б е р и л л а . П р а к т и ч е с к о е значение грейзенов велико. Они я в л я ю т с я ИЗ

Грейзены

I

площадные

1 ~1~

Эффузивы

штокверковые

' V 4

Гранитоиды

околожильные Грейзениэированные гранитоиды

1 * i 1 ^

Песчаники Разломы

Рис. 87. Схема геологического залегания грейзенов (Золота­ рев, 1993).

в а ж н о й рудой на в о л ь ф р а м , молибден, висмут, а и н о г д а — и с т о ч н и к о м д о б ы ч и камнейсамоцветов (берилла, топаза, т у р м а л и н а ) . ЭКСГАЛЯЦИОННЫЕ

МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Т и п и ч н ы м примером м и н е р а л ь н ы х месторождений, образующихся при участии га­ зов, я в л я ю т с я ф у м а р о л ь н ы е возгоны (табл. 20). Они п р е д с т а в л я ю т собой тонкодис­ персные и мелкозернистые корки, н а л е т ы , кристаллические агрегаты н а с т е н к а х тре­ щин в к р а т е р а х вулканов и в остывающих л а в о в ы х потоках, иногда о б р а з у ю т конусо­ видные массы, постепенно разрастающиеся вокруг ф у м а р о л ь н ы х струй н а поверхности в у л к а н о в . В состав возгонов входят р а з л и ч н ы е в е щ е с т в а — с у л ь ф а т ы , х л о р и д ы , оксис у л ь ф а т ы , оксихлориды, а т а к ж е гематит F e O s , сера, аурипигмент A s S e , сассолин В(ОН)з и д р . Промышленное значение имеют л и ш ь скопления серы и сассолина. Эксгаляционные м и н е р а л ь н ы е м е с т о р о ж д е н и я образуются при участии газов маг­ матического происхождения, обычно это H O , C O , СН4 или их смеси, а т а к ж е раство­ ренные в них H S , S O , HCl, C l , F , NH4CI. Условия такого образования минералов ограничены значениями критических д а в л е н и я и т е м п е р а т у р ы . Д л я H O , C O , С Щ они составляют соответственно 22,1 М П а и 3 7 4 , 1 5 C , 7,4 М П а и 3 1 , 0 5 ° С , 4,6 М П а и 8 2 , 1 C Значит, если у ч и т ы в а т ь величину литостатического (горного) д а в л е н и я , д а ж е H O в виде газа не м о ж е т существовать на глубине более 400 м и при т е м п е р а т у р е выше 3 7 4 , 1 5 C П р и более высоких д а в л е н и я х и температурах существует или ж и д к а я вода, или вода в н а д к р и т и ч е с к о м состоянии (это состояние иногда н а з ы в а ю т ф л ю и д н ы м ) . 2

2

2

2

2

2

2

2

2

0

0

2

0

114

2

Т а б л и ц а 20. Р а с п р е д е л е н и е п о т е м п е р а т у р а м главных минералов в вулканических возгонах Большого То лбакинского т р е щ и н н о г о и з в е р ж е н и я 1975 — 1976 г г . (по В е р г а с о в о й ) Минерал

Температура поверхности при отборе проб, C

Формула

0

Гематит Афтиталит Галит Сильвин Тенорит Халькокианит Долерофанит Пийпит Федотовит Ключевскит Галит Золото самородное Меланоталит Толбачит Селлаит Сульфаты A l M g C a N a Хлориды Ca Mg, Al Эльпазолит Флюорит Ральстонит Нашатырь Ангидрит Бассанит Гипс Опал Молизит Сера ромбическая 1

1

1

1

Fe O (K Na) Na(SO J NaCl KCl CuO Cu(SO ) Cu (SO )O 2

3

1

3

4

2

4

2

4

)о

K Cu (SO 2 K C u 3 (SO Fe(S 0 ) 0 K 2 Cu 4J3O NaCl Au Cu OCl CuCl MgF 2

2

7

4

7

4

2

9

3

2

2

2

' -

K NaAlF CaF Na(Mg Al) (F OH) NH Cl CaSO Ca(SO ) • 0 , 5 H O Ca(SO ) • 2 H O 2

6

2

1

2

1

nH 0

6

2

4

4

4

2

4

2

SiO • T i H O 2

FeCl S

2

3

МЕТАМОРФОГЕННЫЕ

625— 50 625 — 475 600 — 375 600 — 375 600 — 275 600 — 275 600 — 275 600 — 275 600 — 275 600 — 275 525 — 210 500 — 275 400 — 210 400—210 400—210 375—150 350—150 350— 50 350— 50 350— 50 350—150 300— 90 300— 90 110— 10 110— 10 110— 10 9 0 — 50

МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Метаморфогенные м е с т о р о ж д е н и я образуются в процессе м е т а м о р ф и з м а горных по­ род: известняки п р е в р а щ а ю т с я в м р а м о р ы , песчаники — в к в а р ц и т ы , глинистые по­ р о д ы — в кровельные сланцы, а при высокой степени м е т а м о р ф и з м а — в з а л е ж и анда­ л у з и т а , к и а н и т а и силлиманита; на месте бокситовых о т л о ж е н и й возникают н а ж д а к и (существенно корундовые мелкозернистые массы). Эти примеры хорошо п о к а з ы в а ю т сущность я в л е н и я : перекристаллизацию, уплотнение пород, их обезвоживание и декарбонатизацию. Т а к , в процессах м е т а м о р ф и з м а глин к а о л и н и т A l ( S l O s ) ( О Н ) 4 пе­ реходит с потерей части групп ОН в мусковит K A l ( A l S i 3 0 i o ) ( O H ) , з а т е м образуется к и а н и т A l ( S i 0 4 ) О — б е з в о д н ы й минерал. П р и м е т а м о р ф и з м е к в а р ц с о д е р ж а щ и х из­ вестняков происходит декарбонатизация пород по схеме 2

2

2

2

2

С а С О з (кальцит) + S i O (кварц) = CaSiOa (воластонит) + C O . 2

2

М е т а м о р ф и з м происходит либо под действием т е п л а внедрившихся магм, такой ме­ т а м о р ф и з м н а з ы в а е т с я контактовым, либо под действием т е м п е р а т у р ы и литостати115

Т а б л и ц а 21. П р о д у к т ы п р е о б р а з о в а н и я г л а в н е й ш и х в у л к а н и ч е с к и х и о с а д о ч н ы х г о р н ы х п о р о д ( С а р а н ч и н а , 1992)

Тип преобразования Эпигенез, метагенез

Вулканические породы кислого состава основного состава Вулканиты с пре­ образованием стекла в фельзит (серицит, хлорит)

Мета­ Зеленосланцевая Серицитовые и х л орито-сери цимор­ фация ('«150товые сланцы физм 500 C 200-500 (с реликтами пер­ МПа), <10 км вичной структуры) 0

1

Вулканиты с пре­ образованием сте­ кла (хлорит, эпидот) Зеленые сланцы (альбит, хлорит, э п и д о т , актинолит, серпентин) с реликтами пер­ вичной структуры

Осадочные породы Глины Мергели, граувакки Г л и н исто-карбо­ Глинистые натные сланцы, сланцы, изменение цемен­ аргиллиты та в граувакках Филлиты, серицитохлоритовые и аспидные сланцы

Амфиболиты Амфиболиты (пла­ Гнейсы, кристал­ гиоклазовые, гра­ лические натовые, пироксланцы сеновые) (кианитовые, ставролитовые и др.)

Амфиболитовая фация (~200700 C, 500-800 МПа), <25 км

Гнейсы (биотито­ вые, амфиболовые, пироксевовые и др)

Гранулитовая фация ( ~ 4 0 0 9 0 0 C 800-1000 МПа), <30 км

Кислые гранулиты Основные гранули- Кислые гранулиты ты (без кварца) (кварц, ортоклаз, плагиоклаз, гипер­ стен, гранат и др.)

0

0

1

Эклогитовая фация (~8501000°С, >1000 МПа), >30 км

Зеленые и хлоритокарбонатные сланцы

Эклогиты (омфацит,гранат)

Основные гранулиты

Эклогиты

Карбонатные породы Известковые и известководоломитовые сланцы

Кремнистые породы, кварцевые песчаники Кремнистые сланцы, яшмы, изменение цемента в песчаниках

Известковые сланцы с бруситом, периклазом

Кварцево-серицитовые сланцы

Кварциты (со слюдой, Кристалли­ гранатом) ческие слан­ цы (кальцитодиопсидо-гроссуляровые и др.), мраморы

Офиокал ьциты Кварциты (кальцит, фор­ стерит, периклаз, гранат)

ческого д а в л е н и я , это региональный м е т а м о р ф и з м , либо при глубинных т е к т о н и ч е с к и х д и с л о к а ц и я х , это дислокационный м е т а м о р ф и з м . Т и п и ч н ы м п р о д у к т о м контактового м е т а м о р ф и з м а я в л я ю т с я роговики. Это плотные мелкозернистые породы (пироксеновые, гранатовые, слюдистые и д р . ) , возникшие з а счет прогрева и изменения глинистых сланцев и известняков. П р о д у к т о в регионального м е т а м о р ф и з м а з н а ч и т е л ь н о больше. Это р а з н ы е зеленокаменные и к р и с т а л л и ч е с к и е с л а н ц ы , гнейсы, м р а м о р ы . Условно в ы д е л я ю т несколько ступеней (фаций, зон) м е т а м о р ф и з м а , к а ж д о й из к о т о р ы х отве­ ч а ю т свои ассоциации минералов (табл. 21). Т и п и ч н ы м и д л я зеленосланцевой ф а ц и и я в л я ю т с я хлорит и эпидот — водосодержащие с и л и к а т ы явно зеленого цвета, отсюда и название с л а н ц е в — з е л е н ы е . Д л я амфиболитовой ф а ц и и х а р а к т е р н о образование чер­ ной роговой обманки, п л а г и о к л а з а , граната (альмандина) и исчезновение хлорита, д л я гранулитовой — типично появление диопсида и исчезновение роговой обманки. При дислокационном происходят те ж е преобразования, что и при региональном метамор­ ф и з м е , но масштабы (площади) меньше, степень м е т а м о р ф и з м а редко п р е в ы ш а е т ам­ ф и б о л итовую. С а м и гнейсы, сланцы, м р а м о р ы я в л я ю т с я ценным с т р о и т е л ь н ы м м а т е р и а л о м . В них, кроме того, бывают такие скопления минералов, которые имеют промышленное значение сами по себе. Н а п р и м е р , известны м е с т о р о ж д е н и я г р а н а т а ( а л ь м а н д и н а ) , из некоторых (где к р и с т а л л ы прозрачны) он д о б ы в а е т с я к а к самоцвет, из д р у г и х — к а к сырье д л я абразивной промышленности. В к р и с т а л л и ч е с к и х с л а н ц а х б ы в а ю т повы­ шенные скопления кианита A l ( S i O ^ O , к о т о р ы й я в л я е т с я с ы р ь е м д л я производства огнеупоров. П р и некоторых с л о ж н ы х и многократных процессах м е т а м о р ф и з м а обра­ з у ю т с я м е с т о р о ж д е н и я с л ю д ы (флогопита KMg3(AIS13O10)(0H)2). М е т а м о р ф о г е н н ы е м е с т о р о ж д е н и я , к р о м е того, возникают вследствие метамор­ ф и з м а м е с т о р о ж д е н и й другого генезиса. Т а к возникли некоторые м е с т о р о ж д е н и я марганцевых р у д з а счет преобразования осадочных руд, м е с т о р о ж д е н и я а п а т и т а в докембрийских т о л щ а х переслаивания сланцев и мраморов, образовавшиеся из оса­ д о ч н ы х ф о с ф о р и т о н о с н ы х пород. 2

ВАДОЗНЫЕ

МЕСТОРОЖДЕНИЯ

В а д о з н ы м и назовем м и н е р а л ь н ы е м е с т о р о ж д е н и я , возникшие из поверхностных (вадозных, метеорных) — грунтовых, почвенных, к а р с т о в ы х вод. Особенно интересна вза­ и м о с в я з ь процессов образования минералов и о к р у ж а ю щ е й обстановки в к а р с т о в ы х пе­ щерах. В виде схемы из книги К . Х и л л а и П . Ф о р т и " М и н е р а л ы пещер М и р а " (1993, на англ.), суммирующей и обобщающей я в л е н и я , наблюдавшиеся в р а з н ы х пещерах, эта в з а и м о с в я з ь п о к а з а н а н а рис. 88. Видно разнообразие процессов выноса химических элементов метеорными (поверхностными) водами из горных пород и руд, среди кото­ р ы х находится и р а з в и в а е т с я пещера, и взаимодействие этих химических элементов с глинами, органическими остатками, продуктами ж и з н е д е я т е л ь н о с т и л е т у ч и х мы­ шей, б а к т е р и я м и . Некоторую р о л ь при о т л о ж е н и и м и н е р а л о в в глубоких пещерах мо­ гут и г р а т ь т а к ж е минерализованные г и д р о т е р м а л ь н ы е р а с т в о р ы . В пещерах известно большое число минералов, преимущественно это р а з н ы е с у л ь ф а т ы , ф о с ф а т ы , карбо­ наты, галогенные соединения. В некоторых пещерах Средней Азии б ы л и о б н а р у ж е н ы п р о м ы ш л е н н ы е з а л е ж и урановой минерализации. К в а д о з н ы м м е с т о р о ж д е н и я м м о ж н о отнести, с некоторой долей условности, т а к ж е т р а в е р т и н ы , скопления с у л ь ф а т о в , гидроксидов ж е л е з а и другие м и н е р а л ь н ы е отло­ ж е н и я г о р я ч и х и холодных источников. В почвах опал образует п с е в д о м о р ф о з ы по о с т а т к а м растений.

117

9?

f^sh

Рис. 88. Обобщенная схема образования минералов с прослоями доломита, гипса и каменной соли

118

в карстовой пещере среди известняков (Hill, Forti, 1992).

119

КРИОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Криогенными назовем м и н е р а л ь н ы е м е с т о р о ж д е н и я , образовавшиеся при отрица­ т е л ь н ы х температурах. Известны, например, случаи роста к р и с т а л л о в с у л ь ф а т о в во льду в зоне вечной м е р з л о т ы . О б ъ я с н я ю т это тем, ч т о в к а п и л л я р а х т е м п е р а т у р а за­ м е р з а н и я м о ж е т п о н и ж а т ь с я д о — 1 3 , 6 C (при д и а м е т р е к а п и л л я р а 0,24 мм) и н и ж е . Вторичные о р е о л ы п е р е о т л о ж е н и я минералов ф о р м и р у ю т с я сезонно-таловыми водами в многолетнемерзлых покровных образованиях. Ч а щ е всего такие о р е о л ы р а з в и в а ю т с я з а счет с у л ь ф и д н ы х руд. К а к у н и к а л ь н ы й и спорный пример, описано м е с т о р о ж д е ­ ние ф л ю о р и т а , образовавшееся, к а к предполагают, при о т р и ц а т е л ь н ы х т е м п е р а т у р а х т о ж е в зоне вечной м е р з л о т ы . Это обосновывается тем, что к р и с т а л л ы ф л ю о р и т а , на­ греваясь до обычной т е м п е р а т у р ы , р а с ш и р я ю т с я и р а с т р е с к и в а ю т с я . Если не считать самого л ь д а к а к минерала, с л у ч а и криогенной к р и с т а л л и з а ц и и м и н е р а л о в описаны в единичных публикациях. Это явление изучено крайне м а л о . 0

СУБЛИМАЦИОННЫЕ

МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Сублимационным назовем образование минералов из г а з а и п а р а при н о р м а л ь н ы х давлении и температуре. Т а к образуются к р и с т а л л ы л ь д а на стенах пещер. Т а к ж е растут к р и с т а л л ы галита на стенах сухих к а р с т о в ы х полостей в о т л о ж е н и я х каменной соли и на стенах подземных горных выработок в с о л я н ы х ш а х т а х . МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЗОН ВЫВЕТРИВАНИЯ И ОКИСЛЕНИЯ

Выветриванием н а з ы в а ю т процесс изменения и р а з р у ш е н и я м и н е р а л о в и горных по­ род н а поверхности З е м л и под действием ф и з и ч е с к и х и биологических ф а к т о р о в . Оно бывает н а з е м н ы м и подводным. Наиболее мощно процессы поверхностного выветрива­ ния проходят при сочетании нескольких условий: выровненность суши, тектоническое спокойствие, с л а б а я эрозия; подводное выветривание достигает наибольшего р а з в и т и я на подводных хребтах при м а л о й скорости осадконакопления (т.е. м а л о й скорости захоронения осадков, способствующей д л и т е л ь н о м у воздействию на них придонных вод). В наземных условиях ф о р м и р у ю т с я к о р ы в ы в е т р и в а н и я , п л а щ о м покрывающие неизмененные породы и уходящие на разную глубину, иногда д о 0,5 и д а ж е д о 1 к м . Наиболее мощные к о р ы в ы в е т р и в а н и я образуются в у с л о в и я х в л а ж н о г о теплого кли­ м а т а (рис. 89). Д л и т е л ь н о с т ь их ф о р м и р о в а н и я б о л ь ш а я , в о т д е л ь н ы х с л у ч а я х до 15 — 20 м л н . лет. К о р ы в ы в е т р и в а н и я бывают древними и современными. И в тех, и в д р у г и х ин­ тенсивность преобразования первичных горных пород и м и н е р а л о в н а р а с т а е т снизу, где они т о л ь к о н а ч а л и и з м е н я т ь с я , вверх, где н а месте п е р в о н а ч а л ь н ы х пород ф о р ­ м и р у ю т с я остаточные м и н е р а л ь н ы е м е с т о р о ж д е н и я , в т о м числе п р о м ы ш л е н н ы е , со­ стоящие из продуктов полного или почти полного р а з л о ж е н и я первичного м а т е р и а л а . П р и процессах поверхностного в ы в е т р и в а н и я з а счет полного изменения гранитов и других полевошпатовых горных пород, а т а к ж е оливинитов о б р а з у ю т с я л а т е р и т н ы е остаточные м е с т о р о ж д е н и я , з а счет некоторых ультраосновных п о р о д — о с т а т о ч н ы е никелевые м е с т о р о ж д е н и я , с е р п е н т и н и т о в — м а г н и е в ы е м е с т о р о ж д е н и я , з а счет руд­ ных месторождений о б р а з у ю т с я зоны окисленных руд. П р и подводном выветрива­ нии (его н а з ы в а ю т гальмиролизом) накопилась, к а к полагает Н. Н. Верзилин, г л а в н а я масса глин. Рассмотрим несколько подробнее строение и м и н е р а л ь н ы й состав л а т е р и т н ы х к о р в ы в е т р и в а н и я . Д р у г и е их т и п ы будут охарактеризованы в последующих р а з д е л а х учебника. Л а т е р и т н ы е к о р ы образуются в условиях гумидного тропического и л и субтропиче­ ского к л и м а т а при выветривании ультраосновных, основных, к и с л ы х м а г м а т и ч е с к и х 120

Таежно-подзолистая зона Тундра

Полупустыни и пустыни Степи

Тропическая лесная з о н а

Саванны

Саванны

Рис. 89. Строение коры выветривания в различных климатических зонах.

горных пород, гнейсов и сланцев, а р к о з о в ы х песчаников. Происходит полное раз­ л о ж е н и е всех первичных м и н е р а л о в , вынос щелочных, щ е л о ч н о з е м е л ь н ы х м е т а л л о в и к р е м н е з е м а с накоплением в остаточных м е с т о р о ж д е н и я х оксидов и гидроксидов а л ю м и н и я и ж е л е з а (рис. 90). Собственно латеритами (краснозёмами) н а з ы в а ю т остаточные п р о д у к т ы , обогащенные оксидом ж е л е з а — гематитом F e O a , а п р о д у к т ы , обогащенные гидроксидами а л ю м и н и я , н а з ы в а ю т бокситами. Образование бокситов, например, з а счет гранитов начинается с г и д р о л и з а поле­ вых шпатов и выноса щелочей, с н а ч а л а ф о р м и р у е т с я зона к а о л и н и т а A l ( S i O s ) ( О Н ) 4 и других глинистых м и н е р а л о в , постепенно р а с ш и р я ю щ а я с я вглубь. Процесс про­ д о л ж а е т с я с образованием второй, более поверхностной зоны гидроксидов а л ю м и н и я , возникающей з а счет р а з л о ж е н и я к а о л и н и т а и полного выноса г р у н т о в ы м и водами к р е м н е к и с л о т ы , еще выше постепенно ф о р м и р у е т с я зона почв, ч а с т о это к р а с н о з ё м ы , обогащенных оксидом ж е л е з а — гематитом. Он образуется здесь з а счет ж е л е з а , вы­ свобождающегося в н и ж н и х зонах. Существенно с к а з ы в а е т с я н а процессах в ы в е т р и в а н и я климат. Наиболее полное р а з ­ л о ж е н и е гранитов происходит в у с л о в и я х в л а ж н о г о и ж а р к о г о тропического к л и м а т а с чередованием д о ж д л и в ы х и з а с у ш л и в ы х сезонов. По особенностям химических я в л е н и й процесс в ы в е т р и в а н и я обычно р а з б и в а ю т н а ч е т ы р е с а м о с т о я т е л ь н ы х этапа. П о Н. В. Логвиненко, они т а к о в ы : 1) незначительное химическое р а з л о ж е н и е м и н е р а л о в в щ е л о ч н ы х средах, преобладание процессов ме­ ханического в ы в е т р и в а н и я ; 2) образование в щелочных условиях г и д р о с л ю д и д р у г и х гидросиликатов; 3) химические реакции в щелочных и к и с л ы х средах с образованием минералов глин (каолинита, м о н т м о р и л л о н и т а и д р . ) ; 4) полный г и д р о л и з с и л и к а т о в с образованием оксидов и гидроксидов. Х а р а к т е р н о й особенностью всех этих процессов 2

2

121

2

о

1

Первичные алюмосиликаты и силикаты

Гидрослюды, гидрохлориты

+

+

+

Гидроксиды алюминия, оксиды и гидроксиды железа

Частичный вынос Полный вынос кремнезема кремнезема Профиль к о р ы в ы в е т р и в а н и я

Гидрослюдистый

+

Каолинит, монтмориллонит, галлуазит

Вынос щелочей

Исходная горная порода

о

3

2

Глинистый

Латеритный

+

Рис. 90. Последовательность формирования латеритного про­ филя выветривания.

я в л я е т с я значительное участие в них не т о л ь к о истинных, но и к о л л о и д н ы х раство­ ров; к а к свидетельство этого, д л я л а т е р и т о в и, в частности, бокситов весьма обычно их оолитовое с л о ж е н и е . Окисление — это частное по отношению к выветриванию явление. Оно з а к л ю ч а е т с я в химическом преобразовании с у л ь ф и д н ы х и других р у д и р у д н ы х м и н е р а л о в в зонах аэрации, действия грунтовых вод и биогенеза с образованием оксидов и д р у г и х хими­ ческих соединений з а счет первичных минералов. Н а примере о к и с л е н и я с у л ь ф и д о в эти я в л е н и я описаны в главе 9 (см. с. 167-170). МЕХАНИЧЕСКИЕ СЕДИМЕНТОГЕННЫЕ

МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Механические, или обломочные, горные породы к а к ф о р м а существования минера­ л о в о б р а з у ю т с я на дневной поверхности и в подводных условиях в р е з у л ь т а т е сле­ дующих явлений: ф и з и ч е с к о г о в ы в е т р и в а н и я горных пород; перемещения по склону продуктов дезинтеграции и в ы в е т р и в а н и я ; переноса м а т е р и а л а , его сортировки и от­ л о ж е н и я водным потоком рек; разноса и сортировки м а т е р и а л а м о р с к и м и в о л н а м и и п р и б р е ж н ы м и течениями; переработки и переноса м а т е р и а л а ветром; д е й с т в и я лед­ ников и ф л ю в и о г л я ц и о а л ь н ы х потоков. Форма обломков, их р а з м е р и м и н е р а л ь н ы й состав накапливающегося м а т е р и а л а з а в и с я т от х а р а к т е р а (механических свойств, р а з ­ м е р а зернистости) исходных пород, а т а к ж е от механической прочности, плотности и химической стойкости м и н е р а л о в , входящих в разрушающиеся горные породы. Механическую прочность м и н е р а л о в обычно оценивают по степени их снашиваемости, а ее определяют при помощи ш л и ф о в а л ь н о г о станка. У м и н е р а л о в ш к а л ы твердо­ сти по Моосу снашиваемость в ы р а ж а е т с я следующими условными ч и с л а м и : т а л ь к — 50, г и п с — 1 0 9 , к а л ь ц и т — 202, ф л ю о р и т — 210, апатит — 322, о р т о к л а з — 9 4 7 , к в а р ц — 5250. Именно к в а р ц и полевые ш п а т ы менее оливина, пироксенов, с л ю д и д р у г и х г л а в н ы х породообразующих м и н е р а л о в п о д в е р ж е н ы механическим р а з р у ш е н и я м при ф о р м и р о в а н и и обломочных горных пород и более всего о п р е д е л я ю т их валовой мине­ р а л ь н ы й состав. В т о р ы м ф а к т о р о м , с к а з ы в а ю щ и м с я н а минеральном составе обломочных пород, я в л я е т с я плотность. М и н е р а л ы с большой (более 3 , 5 — 4 г / с м ) плотностью и од3

122

новременно с м а л о й снашиваемостью и большой химической стойкостью переносятся д в и ж у щ и м и с я водами и н а к а п л и в а ю т с я в з а п а д и н а х д н а и н а у ч а с т к а х п о н и ж е н н ы х скоростей т е ч е н и я . З д е с ь ф о р м и р у ю т с я песчанистые о т л о ж е н и я с относительно вы­ сокими с о д е р ж а н и я м и п л о т н ы х и прочных м и н е р а л о в — г р а н а т о в , циркона и д р . И х н а з ы в а ю т россыпями. К ним приурочены п р о м ы ш л е н н ы е м е с т о р о ж д е н и я самородных золота, серебра, п л а т и н ы , а л м а з а , оксида о л о в а (касситерита), ф о с ф а т а редких з е м е л ь (монацита), д и о к с и д а ж е л е з а и т и т а н а (ильменита). Н е надо понимать т а к , ч т о вся россыпь с л о ж е н а этими м и н е р а л а м и , однако с о д е р ж а н и е в песке, гравии и конгломе­ рате золота, например, в количестве 200 г / т , к а к это б ы л о в морской россыпи около г. Ном на А л я с к е , д а л о в о з м о ж н о с т ь д о б ы т ь здесь сотни тонн з о л о т а и с ч и т а т ь это месторождение у н и к а л ь н ы м . Общие геологические условия образования россыпей изучены Ю . А. Б и л и б и н ы м и Н. А. Ш и л о , а их минералогия — А. А. К у х а р е н к о . ХЕМОГЕННЫЕ ОСАДОЧНЫЕ

МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Среди хемогенных осадочных пород в ы д е л я ю т д в а т и п а м и н е р а л ь н ы х м е с т о р о ж д е ­ н и й — образовавшиеся из истинных и к о л л о и д н ы х растворов. М е с т о р о ж д е н и я , возникшие з а счет истинных растворов, ф о р м и р у ю т с я в у с л о в и я х сухого к л и м а т а п у с т ы н ь и полупустынь в бассейнах повышенной и высокой солено­ сти в результате испарения воды. Т а к , испарение рассолов приводит к к р и с т а л л и ­ зации м и н е р а л ь н ы х солей — хлоридов и с у л ь ф а т о в н а т р и я , к а л и я , м а г н и я , к а л ь ц и я (рис. 91). М е с т о р о ж д е н и я п р е д с т а в л я ю т собой слои м и н е р а л ь н ы х солей, чередующи­ еся со с л о я м и гипса, ангидрита, терригенно-карбонатных пород (рис. 92). П л о щ а д ь распространения соленосных т о л щ и з м е р я е т с я от д е с я т к о в и сотен д о многих т ы с я ч к в а д р а т н ы х к и л о м е т р о в , мощность бывает от нескольких м е т р о в до многих сотен ме­ т р о в . Точно так ж е из истинных растворов в ы п а д а ю т осадки хемогенного доломита, родохрозита М п С О з , сидерита РеСОз, содовых минералов, селитр, боратов. Состав океанической воды Содержание, г/кг 0.12 1 I

97

,<С«

27.21 0.09 2,25 0.74 3.35 0.01 35,04

Соли

со

S

Область кристаллизации солей в процессе сгущения океанической воды

О

S

(U

£

Форма выделения

О CaCO ^ WOO^

Кальцит

3

OAQO

800 d

NaCI (NaBr) 600 MgSOA KCI 400 MgCI Бораты 200

XA

2

Плотность сгущающейся океанической воды, г/см

1,0

i ПО ПЛВИГППИТ IГLИ НЬ, ItUSIHlCUIHI Галит

. --•

1

\\

,-..•..-..•.

N***1.1

. 1.2

В ВИДЕ ТИЕРЦЫХ PACI.OPOV С ' ХЛОРИДАМИ, НАЧИНАЯ С ГАЛИТА

Эпсомил Сакииг Каинит Сильвин Карналлит Бишофит

•

1.3

СООСАЖДЕННЫЙ БОР, ААТОНИЧЕСКИЙ БОРАТ МАГНИЯ _ ОБЪЕМ КРИСТАЛЛИЗУЮЩИХСЯ

1,4

3

* 1 X X

Самосадочная "Сухого" озера !карналлитовой

галитовой

Области формирования зон

Подготовительная) Рапного озера гипс овоангидритовой

Стадии Тип бассейна

^бишофитовой

1

Рис. 91. Последовательность отложения солей в усыхающей морской лагуне или другом замкнутом бассейне (Валяшко, 1962).

123

Коллоидно-химические осадки образуются з а с ч е т , к о а г у л я ц и и Дилювий к о л л о и д н ы х р а с т в о р о в . Воды рек • * — Пестрый песчаник приносят в бассейны седимента­ ции огромное к о л и ч е с т в о веществ не т о л ь к о в виде истинных, но и ||р£ - * — Соленосная толща • * — Каинит в виде к о л л о и д н ы х растворов. В Кизерит виде м и ц е л л переносятся мельчай­ шие ч а с т и ц ы г л и н и с т ы х минера­ лов, кремнезема, н е к о т о р ы х сое­ динений ж е л е з а , марганца, фос­ •* Каменная соль ф о р а , органического вещества, Ангидрит • причем на поверхности т а к и х ми­ Карналлит целл адсорбируются к а т и о н ы мно­ Рис. 92. Пример строения соленосной толщи. гих редких и р а с с е я н н ы х элемен­ тов. З н а ч и т е л ь н а я ч а с т ь коллоидов, выносимых реками, п о п а д а я в морскую воду, преобразуется з а счет н е й т р а л и з а ц и и з а р я д а мицелл, происходит с в е р т ы в а н и е и укре­ пление к о л л о и д а л ь н ы х частиц, к о л л о и д н ы е растворы переходят из золей в гели и в ы п а д а ю т в виде студенистого придонного осадка. Ч а с т ь вещества к о л л о и д о в оседает сразу ж е в прибрежной области м о р я , но к о л л о и д ы оксидов ж е л е з а (особенно в при­ сутствии гумусовых соединений) имеют повышенную устойчивость и в большом коли­ честве д о н о с я т с я т е ч е н и я м и д о центральной части морских бассейнов. К а к коллоиднохимические осадки о б р а з у ю т с я некоторые ж е л е з н ы е и марганцевые р у д ы , бокситы и д р . Ч а с т о д л я их о б л и к а х а р а к т е р н о оолитовое с л о ж е н и е . Шахта

r

БИОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Биогенные м и н е р а л ь н ы е м е с т о р о ж д е н и я ф о р м и р у ю т с я в верхних зонах земной к о р ы з а счет н а к о п л е н и я и последующего преобразования о р г а н о м и н е р а л ь н ы х агрегатов или з а счет биохимических я в л е н и й . Это типичные м е с т о р о ж д е н и я б и о с ф е р ы , но с точки з р е н и я минералогии эти процессы описаны еще недостаточно полно. Р а з н ы е аспекты проблемы рассмотрены в р а з н ы е годы Я . В . С а м о й л о в ы м , Д . М а к - К о н е л о м , X. Л о у э н с т а м о м , Л . К . Яхонтовой, А. П. Грудевым, А. А. К о р а г о . По А. А. К о р а г о , органоминералъные агрегаты создаются в ж и в ы х о р г а н и з м а х или возникают при их участии; в них все м и н е р а л ь н ы е индивиды к р и с т а л л и з у ю т с я к а к ре­ з у л ь т а т ж и з н и к л е т о к и р а з ъ е д и н е н ы органическим веществом. К л а с с и ч е с к и м приме­ ром т а к и х агрегатов я в л я ю т с я кости высших позвоночных. Они состоят из тончайших волокон, которые, в свою очередь, с л о ж е н ы цепочками в ы т я н у т ы х к р и с т а л л о в гидроксилапатита*, к а ж д ы й длиной д о 10 нм, разделенных б е л к о в ы м и (коллагеновыми и др.) волокнами. Н а д о л ю г и д р о к с и л а п а т и т а приходится д о 70% м а с с ы костной т к а н и , на белковые перегородки — не менее 30%. Д р у г о й классический п р и м е р — п е р л а м у т р и ж е м ч у г в раковинах м о л л ю с к о в , состоящие из слоев к р и с т а л л о в арагонита и к а л ь ­ цита, р а з д е л е н н ы х органическим веществом конхиалином. В целом к т а к и м органомин е р а л ь н ы м агрегатам о т н о с я т с я кости позвоночных и зубы ж и в о т н ы х ( м и н е р а л ь н а я ф а з а — это чаще всего а п а т и т и другие ф о с ф а т ы ) , р а к о в и н ы м о л л ю с к о в (арагонит, кальцит, а п а т и т ) , т в е р д ы е т к а н и ф о р а м и н и ф е р , к о р а л л о в и других кишечнополост­ ных, трилобитов и других членистоногих, иглокожих, некоторых водорослей (во всех главными м и н е р а л а м и я в л я ю т с я арагонит и к а л ь ц и т ) , кремневые (опаловые) с к е л е т ы и твердые т к а н и п л а н к т о н н ы х организмов, р а д и о л я р и й и д и а т о м о в ы х водорослей, уш­ ные камни ж и в о т н ы х (минералы — барит, гипс, арагонит, к а л ь ц и т , ф л ю о р и т и д р . ) , Т и д р о к с и л а п а т и т здесь имеет особый, отличный от абиогенного состав. выражен формулой С а ( ( Р 0 ) 2 ( С 0 O H ) ) ( O H ) . 5

4

3

124

Он может быть

с к о р л у п а я и ц р а з н ы х ж и в о т н ы х ( к а л ь ц и т — г л а в н а я м и н е р а л ь н а я ф а з а ) . Всего ж е в составе древних и современных ж и в о т н ы х и растений о б н а р у ж е н о около 80 м и н е р а л о в и среди них д а ж е такие обычные д л я эндогенных высокотемпературных м е с т о р о ж д е ­ ний, к а к , например, магнетит. П о А . А . К о р а г о , волосовидные к р и с т а л л ы м а г н е т и т а и его з е р н а мельчайшего р а з м е р а имеются в т к а н я х некоторых органов лососевых рыб, пчел, бабочек, черепах, свиней, птиц. З а счет органоминеральных агрегатов отмерших организмов образуются осадоч­ ные горные породы и м и н е р а л ь н ы е м е с т о р о ж д е н и я органического п р о и с х о ж д е н и я — органогенные известняки, ф о с ф о р и т ы , к р е м н е в ы е породы (трепелы, опоки, р а д и о л я ­ р и т ы ) . В ходе диагенеза и последующих процессов первичные м и н е р а л ы исходных органоминеральных агрегатов обычно п е р е к р и с т а л л и з о в ы в а ю т с я и з н а ч и т е л ь н о видо­ и з м е н я ю т с я , в породах п о я в л я ю т с я р а з н ы е м и н е р а л ь н ы е новообразования. Х а р а к ­ терно, что первичное органическое вещество в одних с л у ч а я х надолго с о х р а н я е т с я в ходе этих преобразований, в других — органическая т к а н ь легко з а м е щ а е т с я к а л ь ц и ­ том, опалом, пиритом, м а р к а з и т о м . Биохимические явления приводят к образованию несколько иных м и н е р а л ь н ы х ме­ с т о р о ж д е н и й . В ходе них ф о р м и р у ю т с я с к о п л е н и я ф о с ф а т о в з а счет химического вза­ имодействия помета птиц и л е т у ч и х мышей с воздухом и подстилающими породами, скопления с е л и т р ы и ф о с ф а т о в з а счет химического преобразования птичьего помета, образуются м и н е р а л ы в составе мумиё. К биохимическим я в л е н и я м относится уча­ стие б а к т е р и й в образовании некоторых м и н е р а л о в и их м е с т о р о ж д е н и й — с а м о р о д н о й серы, оксидов и гидроксидов марганца, бурого ж е л е з н я к а . В е л и к а р о л ь б а к т е р и й при окислении с у л ь ф и д н ы х р у д и ф о р м и р о в а н и и н а их месте новых м и н е р а л о в , при пре­ вращении к а о л и н о в ы х масс в бокситы. ДИАГЕНЕТИЧЕСКОЕ

МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЕ

Изменения, происходящие в осадке, н а з ы в а ю т диагенезом. Осадок состоит из об­ л о м о ч н ы х частиц, химических и биогенных продуктов седиментогенеза, он насыщен влагой, к о т о р а я во в р е м я о с а д к о н а к о п л е н и я по составу б л и з к а к н а д д о н н ы м водам. Но по мере его н а к о п л е н и я и существования ф и з и к о - х и м и ч е с к а я и биологическая об­ становка в природных о с а д к а х (илах) постепенно м е н я е т с я . В осадках, с о д е р ж а щ и х органическое вещество, п о с е л я ю т с я бактерии, особенно велико их к о л и ч е с т в о в по­ верхностном 5 — 6-сантиметровом слое, это аэробные и анаэробные, в том числе сульф а т р е д у п и р у ю щ и е , б а к т е р и и . В процессе ж и з н е д е я т е л ь н о с т и бактерий, р а з л о ж е н и я органического вещества постепенно расходуется кислород, среда становится все более восстановительной, м е н я е т с я рН и л о в ы х растворов, осадок подвергается изменениям, в нем происходят р а з л и ч н ы е м и н е р а л ь н ы е превращения. П о н а б л ю д е н и я м Н . В. Логвиненко, происходящие в осадке изменения я в л я ю т с я процессами ф и з и к о - х и м и ч е с к и м и , химическими и биологическими. В стадии диагенеза происходят уплотнение о с а д к а и уменьшение его в л а ж н о с т и , образование и старение коллоидов, образование новых м и н е р а л о в из и л о в ы х растворов, р а з л о ж е н и е одних м и н е р а л о в и возникновение других, перераспределение вещества в осадке — его пере­ мещение и концентрирование. В стадию д и а г е н е з а з а счет этих процессов о б р а з у ю т с я м и н е р а л ы ( с у л ь ф и д ы ж е л е з а , гидроксиды ж е л е з а и марганца, халцедон и о п а л ) , ги­ д р о с и л и к а т ы разного состава и с т р у к т у р ы (главным образом, г и д р о с л ю д ы , глинистые м и н е р а л ы и ц е о л и т ы ) , некоторые к а р б о н а т ы (арагонит, кальцит, доломит) и ф о с ф а т ы . Они к р и с т а л л и з у ю т с я в виде м е л ь ч а й ш и х ч а с т и ц и зерен в цементе осадка, а при его последующих изменениях п е р е к р и с т а л л и з о в ы в а ю т с я с образованием с т я ж е н и й , ж е л ­ в а к о в , оолитов и конкреций. С этими процессами с в я з а н о ф о р м и р о в а н и е р я д а п р о м ы ­ ш л е н н ы х м е с т о р о ж д е н и й марганца, ж е л е з а , цеолитов, ф о с ф а т о в , глин и д р . 125

П р о д о л ж и т е л ь н о с т ь стадии диагенеза, мощность з о н ы и г р а н и ц а р а з д е л а явлений диагенеза и м е т а м о р ф и з м а д о сих пор с л у ж а т предметами о б с у ж д е н и я . П о результа­ т а м подводного бурения и н а основе определения геологического в о з р а с т а и мощности илов м о ж н о придти к выводу, ч т о с т а д и я диагенетического преобразования осадков м о ж е т д л и т ь с я до 150 м л н . лет, а мощность зоны диагенеза достигать 1000 м. Г И Д Р О Т Е Р М А Л Ь Н О - О С А Д О Ч Н Ы Е МЕСТОРОЖДЕНИЯ К категории особых, у с л о ж н е н н ы х явлений, происходящих в ходе д и а г е н е з а осад­ ков, следует отнести ф о р м и р о в а н и е гидротермально-осадочных м е с т о р о ж д е н и й . Этот термин введен Х . О ф т е д а л е м и В . И . С м и р н о в ы м . М е с т о р о ж д е н и я ф о р м и р у ю т с я син­ хронно с накоплением осадков и их диагенезом, но состав поровой в л а г и у с л о ж н е н проникновением в осадки м и н е р а л и з о в а н н ы х (в том числе рудоносных) растворов (рис. 93). И д у т обычные д л я диагенеза физико-химические и биологические процессы, осадок у п л о т н я е т с я , п е р е к р и с т а л л и з о в ы в а е т с я , в нем п р о т е к а ю т реакции изменения одних и к р и с т а л л и з а ц и и д р у г и х минералов. В зависимости от состава г и д р о т е р м а л ь ­ ных растворов, пропитавших и л ы , о б р а з у ю т с я р а з н ы е м и н е р а л ь н ы е (в том числе про­ мышленные) послойные ( с т р а т и ф о р м н ы е ) м е с т о р о ж д е н и я — медные, п о л и м е т а л л и ч е ­ ские, свинцово-цинковые, ж е л е з о р у д н ы е , ж е л е з о м а р г а н ц е в ы е . Г и д р о т е р м а л ь н ы е рас­ т в о р ы могут и м е т ь р а з л и ч н о е происхождение, связанное с вулканической д е я т е л ь н о ­ стью, и н т р у з и в н ы м и процессами, м а н т и й н ы м и я в л е н и я м и . По генетическим особенно­ с т я м эти м е с т о р о ж д е н и я о т н о с я т с я , в равной мере условно, к а к к экзогенным, т а к и к эндогенным.

Мереная Ma Мореная водя

•Zs

V

V V

V

v V

*\

v

ОевЗки V

"

v V

v

v

V

V

(л» v V

ч

Пп V jllj

v

v

v\

v|]vll

{J

lv[|

\j

v

V

V

V

Рис. 93. Идеальные схемы формирования гидротермально-осадочных месторождений (Синяков, 1987). Стрелками указаны пути миграции гидротермальных растворов и вулканических аксгаляций.

Особую известность п о л у ч и л и сейчас т а к н а з ы в а е м ы е " ч е р н ы е к у р и л ь щ и к и " . Они п р е д с т а в л я ю т собой постройки в р и ф т о в ы х зонах н а дне океанов, с л о ж е н н ы е баритом, ангидритом, к а л ь ц и т о м , пирротином и возвышающиеся н а д уровнем д н а н а 5 0 — 100 м. И з о т в е р с т и я в их центре идет ч е р н ы й д ы м , а м о р с к а я вода вокруг имеет р Н о к о л о 4 и температуру д о 300 — 4 0 0 C и обогащена р а з л и ч н ы м и м е т а л л а м и и метаном. Природ­ ные осадки н а с ы щ а ю т с я э т и м и м е т а л л а м и , и в ходе диагенетических преобразований в них ф о р м и р у е т с я р у д н а я м и н е р а л и з а ц и я . 0

СТАДИЙНОСТЬ ПРОЦЕССОВ О Б Р А З О В А Н И Я М И Н Е Р А Л О В . ГЕНЕРАЦИИ И ПАРАГЕНЕЗИСЫ Формирование любого минерального м е с т о р о ж д е н и я я в л я е т с я д л и т е л ь н ы м много­ с т а д и й н ы м процессом. М и н е р а л ы образуются в нем в определенной последователь­ ности, о т р а ж а ю щ е й х а р а к т е р изменений химического состава среды, д а в л е н и я и тем­ п е р а т у р ы . Э т и изменения могут происходить плавно, пульсационно, р и т м и ч н о — в с е 126

зависит от геологической обстановки ф о р м и р о в а н и я минерального м е с т о р о ж д е н и я и источников вещества. П р и этом один и тот ж е м и н е р а л м о ж е т к р и с т а л л и з о в а т ь с я н а п р о т я ж е н и и какого-то одного п р о м е ж у т к а времени, либо в его образовании могут б ы т ь перерывы, разделенные, например, тектоническими п о д в и ж к а м и и л и о т л о ж е ­ нием других минералов. Разновременные (разорванные во времени) порции вещества (совокупности к р и с т а л л о в и зерен) одного и того ж е м и н е р а л а н а з ы в а ю т с я генераци­ ями (поколениями) м и н е р а л а (рис. 94). В одном и том ж е м е с т о р о ж д е н и и бывает по несколько генераций (поколений) к в а р ц а , Целестин второй к а л ь ц и т а , пирита, с л ю д и т . д . З е р н а и кри­ генерации с т а л л ы р а з н ы х генераций одного и того ж е ми­ н е р а л а могут о т л и ч а т ь с я по морфологии, р а з ­ меру, составу, свойствам. К а к следствие т а к и х Сера р а з л и ч и й , они могут иметь и р а з н у ю промы­ шленную ценность, так к а к нередко они ведут Целести себя по-разному в процессах рудоподготовки первое генерации и обогащения руд. Т и п и ч н о й я в л я е т с я т а к ж е неравномерность распределения в объеме ме­ с т о р о ж д е н и я р а з н ы х генераций м и н е р а л о в . Совокупность минералов, образовавшихся при сходных физико-химических у с л о в и я х в одну и ту ж е стадию процесса, назовем параге­ незисом, а все м н о ж е с т в о минералов, образо­ Рис. 94- Лве генерации выделений це­ лестина (Юшкин, 1966). вавшихся в месторождении, — его минераль­ На субстрате нарастали кристаллы ной ассоциацией. Н а б л ю д е н и я показывают, первой генерации, затем на них отло­ что м е с т о р о ж д е н и я к а ж д о г о из описанных вы­ жилась сера (черное), после чего нача­ ше типов х а р а к т е р и з у ю т с я своими специфи­ лось образование целестина второй ге­ ческими м и н е р а л ь н ы м и ассоциациями. Это нерации. имеет большое значение при поисках и геоло­ гической р а з в е д к е м е с т о р о ж д е н и й полезных ископаемых. Точно так ж е многие парагенезисы я в л я ю т с я типичными, повторяющимися в природе сочетаниями м и н е р а л о в . Э т о было подмечено еще М . В . Л о м о н о с о в ы м и В. М. Севергиным, а т е р м и н " п а р а г е ­ незис" б ы л введен А. Б р е й т г а у п т о м в 1849 г. Изучение парагенезисов м и н е р а л о в по­ з в о л я е т в с к р ы т ь физико-химические условия их образования. Это направление ис­ следований в минералогии р а з в и т о з а р у б е ж о м т р у д а м и В. Гольдшмидта, П. Эскола, Ф.Тернера, Дж.Томпсона, а в СССР трудами А.Г.Бетехтина, Д.С.Коржинского, В . А. Ж а р и к о в а и д р . СКОРОСТЬ РОСТА КРИСТАЛЛОВ

Н а б л ю д е н и я н а д з о н а л ь н ы м внутренним строением к р и с т а л л а п о з в о л я ю т просле­ д и т ь эволюцию габитуса к р и с т а л л а в процессе его роста, а наблюдение н а д пирами­ д а м и н а р а с т а н и я граней д а е т представление об относительных скоростях роста р а з н ы х граней (см. рис. 38). Абсолютные скорости роста природных к р и с т а л л о в определены л и ш ь в нескольких с л у ч а я х д л я процессов современного м и н е р а л о о б р а з о в а н и я . К а к следует из т а б л . 22, они очень м а л ы . Оценить достоверно скорость роста к р и с т а л л о в при образовании древних эндогенных м е с т о р о ж д е н и й еще никому не у д а л о с ь . В связи с постановкой этого вопроса м о ж н о привести р я д ц и ф р . П е р в а я х а р а к т е р и з у е т в р е м я з а с т ы в а н и я глубинного очага м а г м ы . По р а з н ы м оцен­ к а м д л я глубин в первые к и л о м е т р ы оно с о с т а в л я е т 1 0 — 3 0 м л н . лет. В т о р а я отно­ сится к г р а н и т н ы м пегматитам, в р е м я ф о р м и р о в а н и я к о т о р ы х оценивается в 10 — 60 м л н . лет. С к о л ь к о из них приходится н а рост к р и с т а л л о в полевого шпата, к в а р ц а 127

Т а б л и ц а 22. В о з м о ж н а я п р о д о л ж и т е л ь н о с т ь р а з р а с т а н и я п р и р о д н ы х кристаллов на 1 с м , оцененная по непосредственным н а б л ю д е н и я м Минерал, минеральное образование

Местонахождение

Время разрастания кристаллов

Исследователи

Пироксен Гематит

Базальтовый расплав Трещины в лаве, вулкан Везувий Базальтовый расплав Базальтовый расплав Соляные озера

2,6 — 6 ч 5 ч

А. А. Леонтьев А. Брейтгаупт

8 — 56 ч 8 — 12 ч 50 ч

А. А. Леонтьв А. А. Леонтьев Д . П. Григорьев, А.Г.Жабин М. Г. Валяшко

Оливин Плагиоклаз Галит Галит Сильвин Арагонит

Соляные озера (Прикаспий) Соляные озера

Несколько дней Несколько дней Полмесяца

Д . П. Григорьев, А.Г.Жабин Д . П. Григорьев, А.Г.Жабин

Ильменит

Минеральные источники, Карловы Вары Челекенские горячие воды Полиметаллические руды, Квайсы, Кавказ Конкреции в осадках, шт. Коннектикут (США) Сакское озеро, Крымский п-ов Лавовый поток

Магнетит

Лавовый поток

110 лет

Плагиоклаз

Лавовый поток

Железные конкреции

Лно Черного моря

310 — 570 лет 250— 350 лет

Кальцит

Сталактиты, пещера Д о м и ц а (Чехия) Австралия Метаморфогенное месторождение, Алдан Дно Тихого океана

500 — 2000 лет 20 тыс. лет 60 тыс. лет

300 — 400 тыс. лет

Д . П. Григорьев, А.Г.Жабин

Илы озера Дип-Спринг, С Ш А

200 млн. лет

М. Петерсон, Д ж . Биен

Сфалерит Сфалерит и галенит Пирит

Гипс

Опал Флогопит

Марганцевые конкреции Доломит

1 мес.— 2 года 6 — 1 2 лет

Л . М. Лебедев, И. Б. Никитина А.Г.Жабин

10 лет

Р. Беркер

от 3 д о 25 лет 70 — 90 лет

А. Б. Ферсман К. С ashman, В. Marsh К. Cashman, В. Marsh К. Cashman, В. Marsh И. И. Волков, В. Ф.Савостья­ нов Ю. Петранек, 3 . Поуба А. А. Годовиков В.Н.Гулий, Е. Р. Друбецкой

и д р у г и х м и н е р а л о в ? Э . К . Г е р л и н г н а основе р а д и о г е о х р о н о л о г и ч е с к и х определений п о к а з а л , ч т о д л и т е л ь н о с т ь о б р а з о в а н и я т у р м а л и н а в п е г м а т и т а х б ы л а много более 10 м л н . лет. Т р е т ь я ц и ф р а о т н о с и т с я к времени ф о р м и р о в а н и я К о в д о р с к о г о м а с с и в а и флогопитового месторождения (Мурманская область). По радиогеохронологическим о ц е н к а м В . А. Кононовой оно с о с т а в л я е т о к о л о 30 м л н . лет. С к о л ь к о и з них п р и х о д и т с я н а рост к р и с т а л л о в ф л о г о п и т а ? Они и м е ю т здесь р а з н ы е р а з м е р ы , е с т ь г и г а н т ы д о 2,5 м в поперечнике и д о 0,5 м по т о л щ и н е п л а с т и н . Еще одна ц и ф р а я в л я е т с я р е з у л ь ­ т а т о м р а д и о г е о х р о н о л о г и ч е с к о г о о п р е д е л е н и я В . Н . Г у л и е м и Е. Р. Д р у б е ц к и м в о з р а с т а 128

одного к р и с т а л л а ф л о г о п и т а в его центре и на расстоянии 15 см от центра. К р и с т а л л в з я т из слюдяного м е с т о р о ж д е н и я в докембрийских т о л щ а х Алданского щита. Раз­ ница в возрасте составила 1 м л н . лет. Хотя э т а ц и ф р а повторена, а э к с п е р и м е н т ы производились особо т щ а т е л ь н о , она п е р е к р ы в а е т с я погрешностями опыта. Все ж е , если сравнить ее со временем роста м а р г а н ц е в ы х конкреций н а дне Тихого о к е а н а (см. табл. 22), э т а ц и ф р а — 60 т ы с . л е т на 1 с м — н е к а ж е т с я невозможной. Определение р е а л ь н ы х скоростей роста к р и с т а л л о в при ф о р м и р о в а н и и м и н е р а л ь н ы х м е с т о р о ж д е ­ н и й — д е л о будущего. П р и этом п р и д е т с я у ч и т ы в а т ь все стадии их роста, остановок в росте и растворения. МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ИНДИКАТОРНЫЕ ПРИЗНАКИ. ТИПОМОРФИЗМ

МИНЕРАЛОВ

К р и с т а л л и з у я с ь в м и н е р а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и я х в р а з н ы х условиях, м и н е р а л ы при­ чинно с в я з а н ы с образующей их средой, ее ф а з о в ы м состоянием, ф и з и к о - х и м и ч е с к и м и условиями, геологическими ф а к т о р а м и . В р е з у л ь т а т е у к а ж д о г о т и п а м е с т о р о ж д е н и й имеется свой набор минералогических и н д и к а т о р н ы х признаков. Во-первых, это ти­ п и ч н а я ассоциация минералов, во-вторых, т и п и ч н ы й х а р а к т е р строения пород, р у д и м и н е р а л ь н ы х агрегатов, в-третьих, т и п и ч н ы е особенности м о р ф о л о г и и , химического состава, с т р у к т у р ы , ф и з и ч е с к и х свойств м и н е р а л о в . Есть м и н е р а л ы , у к о т о р ы х эти индикаторные п р и з н а к и п р о я в л е н ы очень я р к о . И х н а з ы в а ю т типоморфными мине­ ралами.

Рис. 95. Эволюция (а-е) облика кристаллов флюорита в про­ цессе роста в некоторых вольфрамитовых месторождениях За­ байкалья.

Т е р м и н " т и п о м о р ф н ы й м и н е р а л " введен Ф. Б е к к е в 1903 г. д л я обозначения минера­ л о в , наиболее х а р а к т е р н ы х д л я тех и л и и н ы х продуктов регионального м е т а м о р ф и з м а . В д а л ь н е й ш е м У. Грубенманн, Г. Шнейдерхён и П . Ниггли в ы д е л и л и т и п о м о р ф н ы е ми­ н е р а л ы д л я д р у г и х м е с т о р о ж д е н и й . В 1931 г. А . Е . Ф е р с м а н в ы д е л и л о к о л о 70 типом о р ф н ы х минералов, х а р а к т е р и з у ю щ и х о т д е л ь н ы е стадии процесса; одновременно он у к а з а л н а то, что т и п о м о р ф н ы м и могут б ы т ь т а к ж е ассоциация минералов-спутников, 129

AOO

Концентрация — — » Рис. 96. Облик кристаллов кальцита в разных рудах (Вильке, 1952).

м о р ф о л о г и я к р и с т а л л о в , состав м и н е р а л а , его свойства. В 1952 г. В.А.ФранкК а м е н е ц к и м б ы л о введено понятие " с т р у к т у р н ы й т и п о м о р ф и з м " — р е а к ц и я к р и с т а л ­ лической с т р у к т у р ы м и н е р а л а н а у с л о в и я его образования. В д а л ь н е й ш е м в ы я в л е ­ ние и изучение т и п о м о р ф н ы х м и н е р а л о в привело к созданию учения о т и п о м о р ф и з м е минералов. Оно с в я з а н о п р е ж д е всего с именами А . И . Г и н з б у р г а , Е . К . Л а з а р е н к о , В . И . П а в л и ш и н а , Н . В . П е т р о в с к о й , Ф . В . Ч у х р о в а . По определению Е . К . Л а з а р е н к о , учение о т и п о м о р ф и з м е м и н е р а л о в — э т о р а з д е л минералогии, и з у ч а ю щ и й м и н е р а л ы и их особенности, к о т о р ы е о т р а ж а ю т у с л о в и я о б р а з о в а н и я м и н е р а л о в и с о д е р ж а щ и х их р у д и пород. Н . П . Ю ш к и н ы м в 1976 г. введен закон минералогического резонанса. В нашей ф о р м у л и р о в к е он з в у ч и т т а к : всякое изменение в м и н е р а л е я в л я е т с я отра­ ж е н и е м изменений в м и н е р а л ©образующей среде. 130

Рис. 97. Эволюция облика кристаллов каль­ цита по мере понижения температуры. Слева — общий вид, справа — д л я скарнового месторождения Лашкесан.

Приведем простейшие п р и м е р ы типом о р ф и з м а : 1) к о р у н д A I 2 O 3 типичен д л я пород, обедненных кремнием, он не встре­ ч а е т с я вместе с к в а р ц е м (так к а к воз­ м о ж н а р е а к ц и я т и п а A I 2 O 3 + SiC>2 = A ^ S i O 5 с образованием вместо них сил­ л и м а н и т а ) ; 2) ж е л е з и с т о с т ь с ф а л е р и т а (Zn, Fe)S убывает по мере п о н и ж е н и я тем­ п е р а т у р ы его образования, одновременно и з м е н я ю т с я и д р у г и е свойства м и н е р а л а ; 3) м о р ф о л о г и я к р и с т а л л о в ф л ю о р и т а и к а л ь ц и т а нередко закономерно м е н я е т с я с температурой и степенью пересыщения растворов (рис. 95-97); 4) ч е р н ы е ( ж е л е ­ зистые) к р и с т а л л ы т у р м а л и н а т и п и ч н ы д л я к е р а м и ч е с к и х и с л ю д я н ы х гранит­ ных пегматитов, р о з о в ы е (марганцовис­ т ы е ) — д л я сподуменовых пегматитов. Т и п о м о р ф н ы е особенности м и н е р а л о в м о ж н о использовать д л я у с т а н о в л е н и я генезиса м и н е р а л о в и к а к поисковые п р и з н а к и при геолого-разведочных ра­ ботах. МЕТОДИЧЕСКИЕ УКАЗАНИЯ

З а к а н ч и в а я эту главу, д а д и м н е с к о л ь к о рекомендаций. И з у ч а я м а т е р и а л этой г л а в ы , не надо с т р е м и т ь с я сразу з а п о м н и т ь и з а у ч и т ь все: р а с с м о т р е н н ы е здесь во­ просы генезиса м и н е р а л о в не могут б ы т ь полностью освоены в с а м о м н а ч а л е к у р с а минералогии из-за недостаточного з н а н и я студентом самих м и н е р а л о в . П о мере прохо­ ж д е н и я к у р с а з н а н и я по генезису м и н е р а л о в будут постепенно н а к а п л и в а т ь с я и углу­ б л я т ь с я , а сейчас, после л е к ц и й и первого п р о ч т е н и я г л а в ы , надо о б я з а т е л ь н о при­ с т у п и т ь к п р а к т и ч е с к о м у о з н а к о м л е н и ю с учебными к о л л е к ц и я м и образцов по т и п а м м и н е р а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и й и с соответствующими р а з д е л а м и м у з е й н ы х экспозиций. Н а ч а т ь это о з н а к о м л е н и е л у ч ш е всего с образцов по пегматитам, с к а р н а м и гидротер­ м а л ь н ы м м е с т о р о ж д е н и я м , т а к к а к они легче всего р а с п о з н а ю т с я и м и н е р а л ы в них л у ч ш е всего о к р и с т а л л и з о в а н ы . В первую очередь обратите внимание н а общий об­ л и к о б р а з ц о в — х а р а к т е р агрегатов (зернистые, д р у з о в ы е , полосчато-зернистые и т . д . ) , р а з м е р зернистости и т . п . П р и з н а к о м с т в е с м и н е р а л а м и обращайте особое внимание н а те, к о т о р ы е у п о м я н у т ы в качестве г л а в н ы х в этой главе. С т р е м и т е с ь з а м е т и т ь в их к р и с т а л л а х онтогенические п р и з н а к и , п о з в о л я ю щ и е судить об у с л о в и я х роста ми­ н е р а л ь н ы х индивидов, попытайтесь о п р е д е л и т ь в простейших с л у ч а я х п о р я д о к обра­ зования минералов. В процессе э т и х п р а к т и ч е с к и х з а н я т и й начните з а п о л н я т ь записную к н и ж к у с ми­ н е р а л ь н ы м и ассоциациями по т и п а м м и н е р а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и й . Н а к а ж д ы й тип достаточно одной с т р а н и ц ы , это будут следующие л и с т ы : м а г м а т и ч е с к и е — в у л ь т р а ­ основных и основных г о р н ы х породах, средних и к и с л ы х , щелочных, э ф ф у з и в н ы х (без 131

р а з д е л е н и я ) ; пегматиты — с л ю д я н ы е , хрусталеносные, сподуменовые и пр.; с к а р н ы — по и з в е с т н я к а м , по д о л о м и т а м ; г и д р о т е р м а л ь н ы е м е с т о р о ж д е н и я — п о к а ж д о й ф о р ­ мации; эксгаляционные; вадозные; криогенные; сублимационные; м е с т о р о ж д е н и я зон в ы в е т р и в а н и я — л а т е р и т ы (и бокситы) и окисленные руды; и н ф и л ь т р а ц и о н н ы е ; хемогенные — из истинных, растворов и коллоидных; биогенные; диагенетические. З а п и с ы ­ вайте в нее пока главные м и н е р а л ы (и их ф о р м у л ы ) , но т о л ь к о л и ш ь те м и н е р а л ы , которые сами видели в образцах. Ничего не надо сразу ж е в ы п и с ы в а т ь из учебников, эта з а п и с н а я к н и ж к а — в а ш а п а м я т к а о том, что ф а к т и ч е с к и увидено в а м и в вашей практической работе. Н а д а л ь н е й ш и х практических з а н я т и я х при изучении минера­ лов постоянно пополняйте к н и ж к у ассоциаций новыми з а п и с я м и названий и ф о р м у л минералов. Главные следует подчеркнуть. В конце учебного года ч а с т ь с т р а н и ц ока­ ж е т с я с большим числом минералов, ч а с т ь — л и ш ь с несколькими н а з в а н и я м и , т а к и д о л ж н о б ы т ь . Не стремитесь з а п о л н и т ь все страницы одинаково, переписывая при­ л е ж н о и бездумно н а з в а н и я м и н е р а л о в из р а з н ы х книг, учебников и справочников. Второй р а з вы вернетесь к чтению этой г л а в ы в конце к у р с а при подготовке к зачету или экзамену. Ваша з а п и с н а я к н и ж к а с ассоциациями минералов к а к р е з у л ь т а т вашей практической работы и знание минералов позволят вам самим д о п о л н и т ь с о д е р ж а н и е г л а в ы и подготовиться к серьезному ответу по вопросам о генезисе м и н е р а л о в . И з л и т е р а т у р ы наиболее просто почерпнуть полезную и н ф о р м а ц и ю в книгах В . И . С и н я к о в а "Основы теории рудогенеза" (JI., 1987), Е . А . С т а н к е е в а "Генетиче­ с к а я минералогия" (M., 1986), Д . П. Григорьева и А. Г. Ж а б и н а " О н т о г е н и я м и н е р а л о в (индивиды)" (M., 1975), А. Г. Ж а б и н а "Онтогения минералов (агрегаты)" (M., 1979), Н . И . К р а с н о в о й и Т . Г . П е т р о в а "Генезис м и н е р а л ь н ы х индивидов и агрегатов" (СПб., 1995, 1997), а т а к ж е в очень простой по ф о р м е книге А. Г. Ж а б и н а " Ж и з н ь ми­ нералов" (M., 1976). Во всей полноте и в доступной ф о р м е н а у ч н ы е п р о б л е м ы ге­ незиса эндогенных м е с т о р о ж д е н и й и з л о ж е н ы в монографии В . Ф . Б а р а б а н о в а "Гене­ т и ч е с к а я м и н е р а л о г и я " ( Л . , 1977), его ж е учебнике "Геохимия" ( Л . , 1985) и в пре­ красной работе к о л л е к т и в а авторов под редакцией а к а д е м и к а В . И . С м и р н о в а "Гене­ зис эндогенных рудных м е с т о р о ж д е н и й " (M., 1968). Полезно з н а к о м с т в о с книгами А. Патниса и Д ж . М а к - К о н е л а "Основные ч е р т ы поведения м и н е р а л о в " (M., 1983) и Н . В . Логвиненко и Л . В . О р л о в о й "Образование и изменение осадочных пород н а кон­ тиненте и в океане" ( Л . , 1987), Л . К . Я х о н т о в о й и А . П . Г р у д е в а " З о н а гипергенеза рудных м е с т о р о ж д е н и й " (M., 1978), А . А . К о р а г о "Введение в биоминералогию" ( Л . , 1992). Контрольные

вопросы

1. Ч т о такое магма и каков ее состав? 2. Каковы пределы существования жидкой воды, в виде газа и в надкритическом состоянии? 3. Каковь* игточники воды и рудного вещества в гидротермальных растворах? 4. Что такое метасоматические и секреционные гидротермальные жилы? 5. Что такое грейзены? 6. Каковы примеры образования минералов из коллоидных растворов? 7. Что такое месторождения кор выветривания? 8. Что такое диагенетическое минералообразование? Приведите примеры. 9. Что такое гидротермально-осадочные месторождения? 10. Каковы главные (5 — 1 0 ) минералы в каждом типе минеральных месторождений? 11. Что такое типоморфизм минералов?

Глава

7

Э Л Е М Е Н Т Н Ы Й Х И М И Ч Е С К И Й СОСТАВ, КЛАССИФИКАЦИЯ И НАЗВАНИЯ МИНЕРАЛОВ

МИНЕРАЛ, МИНЕРАЛЬНЫЙ ВИД, РАЗНОВИДНОСТЬ

Минералом, к а к это б ы л о п р и н я т о в н а ч а л е нашего курса, м ы н а з ы в а е м природное химическое соединение к р и с т а л л и ч е с к о й с т р у к т у р ы , образовавшееся в ходе геологи­ ческих и геохимических процессов. М и н е р а л ы существуют в виде индивидов, р а з л и ­ ч а ю щ и х с я своей м о р ф о л о г и е й , особенностями внутреннего строения к р и с т а л л о в , свой­ ствами; вследствие я в л е н и й и з о м о р ф и з м а индивиды одного и того ж е м и н е р а л а могут о т л и ч а т ь с я в каких-то пределах по химическому составу, а значит, и по н е к о т о р ы м особенностям к р и с т а л л и ч е с к о й решетки индивидов. Это подобно тому, к а к в м и р е ж и ­ вой природы и н д и в и д ы растений и ж и в о т н ы х о т л и ч а ю т с я д р у г от д р у г а — к а ж д ы й и з них в чем-то индивидуален, отсюда и происходит это название. Обобщая н а б л ю д е н и я , в биологии в в о д я т понятие вида. Т а к ж е и в минералогии имеется п о н я т и е " м и н е ­ р а л ь н ы й в и д " , к а к р е з у л ь т а т наблюдений по м н о ж е с т в у индивидов и итог а н а л и з а и обобщения э т и х наблюдений. Минеральным видом назовем природное химическое соединение, х а р а к т е р и з у ю щ е ­ еся с п е ц и ф и ч е с к и м составом (и п р е д е л а м и его вариаций) и определенной к р и с т а л л и ­ ческой с т р у к т у р о й . И с п о л ь з о в а н и е этого п о н я т и я п о к а ж е м н а п р и м е р е м и н е р а л о в , называемых гранатами. О б щ а я ф о р м у л а гранатов имеет в и д R f R f ( S i O ) S , они к р и с т а л л и з у ю т с я в ку­ бической сингонии в ф о р м е ромбододекаэдров, т е т р а г о н - т р и о к т а э д р о в , в с т р е ч а ю т с я в н е п р а в и л ь н ы х з е р н а х и в сплошных массах. Ц в е т гранатов р а з л и ч н ы й — белый, зеленый, коричневый, м а л и н о в ы й , ч е р н ы й с р а з н ы м и их о т т е н к а м и ; н е с к о л ь к о ва­ р ь и р у е т их плотность, твердость, блеск. Все это о б ъ я с н я е т с я широкими в а р и а ц и я м и химического состава гранатов вследствие и з о м о р ф и з м а . Возьмем, н а п р и м е р , т р и и з н и х — г р о с с у л я р , андрадит, а л ь м а н д и н — и и з о б р а з и м их природные составы, к а к и в курсе общей химии, н а треугольной д и а г р а м м е О з а н н а — Гиббса (рис. 98). К а к видно, наиболее индивидуален состав а л ь м а н д и н а — э т о о т д е л ь н ы й м и н е р а л ь н ы й вид, а среди гроссуляров и а н д р а д и т о в есть л ю б ы е по соотношению к о л и ч е с т в а ж е л е з а и а л ю м и н и я м и н е р а л ы . Последние образуют и з о м о р ф н ы й р я д м и н е р а л о в . Граница м е ж д у гроссул я р о м и а н д р а д и т о м л е ж и т в э т о м р я д у посередине, и в нем в ы д е л я ю т д в а м и н е р а л ь ­ н ы х в и д а переменного состава, р а з д е л е н н ы х т о ч к о й 50%. Н а п р а к т и к е и особенно ч а с т о в учебниках м и н е р а л ь н ы м в и д а м нередко п р и п и с ы в а ю т ф о р м у л ы химически ч и с т ы х веществ, н а п р и м е р д л я г р о с с у л я р а — С а з A b ( S i O ^ , но ф а к т и ч е с к и его п о л н а я ф о р ­ м у л а с учетом т о л ь к о трех компонентов Саз(А1, Fe, C r ^ ( S i O ) S , а к о н к р е т н ы е ф о р м у л ы в ч а с т н ы х с л у ч а я х могут б ы т ь , к примеру, т а к и м и : C a s ^ l i ^ o F e o . o s C r o . o s M S i O ^ s , Ca (AIi OFe ^oCr ,iob(Si0 )3, C 3( li,02Fe 97Cr i)2(SiO )3 и т.д. +

+

4

4

a

3

1 5

0

0

4

A

0i

133

0>0

4

Во всех п р е д е л а х измене­ ния химического состава гра­ натов их к р и с т а л л и ч е с к а я с т р у к т у р а не м е н я е т с я , если не с ч и т а т ь з а р а з л и ч и я вари­ ации в ч и с л е атомов ж е л е з а , а л ю м и н и я , хрома, хотя, ко­ нечно, з а счет этого несколь­ ко м е н я ю т с я некоторые м е ж ­ плоскостные р а с с т о я н и я , ме­ стами с м е щ а ю т с я позиции к о н к р е т н ы х атомов, и з м е н я ­ Fe Al (Si Oi ) SO% M n A l ( S L O ^ C a A l ( S i O ) 59% Ca Fe (SiSq ) Альмандин Спессартин Гроссуляр Андрадит ются х а р а к т е р и с и л а хими­ ческой с в я з и м е ж д у ними, Рис. 98. Поля составов некоторых гранатов. иногда и с к а ж а е т с я степень симметричности с т р у к т у р ы . Но главное — пространственная г р у п п а симметрии их к р и с т а л л и ч е с к о й решётки остается неизменной. П р и н я т о с ч и т а т ь , ч т о т о ч к а смены пространственной группы есть граница перехода в иной, с а м о с т о я т е л ь н ы й м и н е р а л ь ­ ный вид. А вот другой пример — к а р б о н а т ы к а л ь ц и я , магния, м а р г а н ц а и ж е л е з а , соответ­ ственно к а л ь ц и т С а С О з , магнезит M g C 0 3 , родохрозит М п С О з , сидерит Р е С О з . К р о м е того, существуют двойные с о л и — д о л о м и т C a M g ( C 0 3 ) 2 и гунтит C a M g ( C O s ) ^ Гра­ ницы м е ж д у м и н е р а л ь н ы м и видами среди этих м и н е р а л о в проведем по т о ч к е 50% в непрерывных и з о м о р ф н ы х р я д а х к а л ь ц и т — родохрозит, сидерит — м а г н е з и т (рис. 99). Р я д к а л ь ц и т — магнезит п р е р ы в и с т ы й , к а ж д а я и з о м о р ф н а я о б л а с т ь составов отвечает самостоятельному минеральному виду — здесь это д о л о м и т и гунтит. Альмандин

Пироп

(FcJMg Mn) At (S-I -Cy 1

3

2

3

2

3

2

5

1

5

2

5

5

2

12

8

3

2

2

3

Наконец, напомним о я в л е н и и и п о н я т и и , опи­ с ы в а е м ы х в к у р с а х ф и з и к и и общей х и м и и , — п о л и м о р ф и з м е . В отношении к м и н е р а л а м оно Нутнагорит т р а к т у е т с я т а к : полиморфные модификации — Доломит это р а з н ы е м и н е р а л ь н ы е в и д ы . Т а к , д и о к с и д ы Родохрозит к р е м н и я S i 0 2 тригональной и т е т р а г о н а л ь н о й MnCO с т р у к т у р я в л я ю т с я р а з н ы м и м и н е р а л а м и (мине­ р а л ь н ы м и видами), п е р в ы й — э т о к в а р ц , второй — стишовит. В пределах минерального в и д а м о ж н о выде­ л я т ь разновидности по химическому составу и M CO, с т р у к т у р н ы м особенностям и, к а к следствие этих Маенезй, Рис. 99. Составы карбонатов группы р а з л и ч и й , разновидности по ф и з и ч е с к и м свой­ кальцита. с т в а м , к р и с т а л л о м о р ф о л о г и и и т.п. Химическими разновидностями условимся н а з ы в а т ь м и н е р а л ы данного м и н е р а л ь ­ ного вида, но отличающиеся д р у г от д р у г а некоторыми о т к л о н е н и я м и состава от предельной химической ф о р м у л ы минерального вида. Предельной п р и н я т о с ч и т а т ь ф о р м у л у и д е а л ь н о чистого вещества. Т а к , например, среди г р а н а т о в д л я гроссул я р а м о ж н о в ы д е л и т ь ж е л е з и с т ы е и х р о м с о д е р ж а щ и е разновидности, д л я д о л о м и т а известны его ж е л е з и с т ы е разновидности и т . д . А вот другой п р и м е р : в и з о м о р ф ­ ной группе м и н е р а л о в о б н а р у ж е н ы индивиды д в у х составов: (Ао,4Во,зСо,з)(ХОз) и (Ао,4Во зСо,з)((Уо,бХо,4)Оз). П е р в ы й д о л ж е н р а с с м а т р и в а т ь с я к а к х и м и ч е с к а я р а з ­ новидность м и н е р а л а А ( Х О з ) , второй — м и н е р а л а А ( У О з ) . П р а в и л о здесь простое: п р и н а д л е ж н о с т ь м и н е р а л а о п р е д е л я е т с я по г л а в н ы м химическим э л е м е н т а м в его со­ с т а в е — т а к п р и н я т о в решениях М е ж д у н а р о д н о й минералогической ассоциации. Нальцит CaCO,

1

9

)

134

Структурными разновидностями назовем м и н е р а л ы данного минерального вида, но отличающиеся некоторыми особенностями их с т р у к т у р ы . Т а к , при и з о м о р ф н о м вхождении трехвалентного индия вместо ц и н к а в с ф а л е р и т и неупорядоченном его распределении с т р у к т у р а у м и н е р а л а становится несколько отличной от идеальной — п о я в л я ю т с я вакансии, с н и ж а е т с я с и м м е т р и я , и з м е н я ю т с я р а с с т о я н и я м е ж д у неко­ т о р ы м и плоскими с е т к а м и пространственной решетки минерала, все эти о т к л о н е н и я могут б ы т ь описаны в пределах п о н я т и я " м и н е р а л ь н ы й в и д " . Но б ы в а ю т и более с л о ж ­ ные случаи, когда и з о м о р ф н о е в х о ж д е н и е примесных атомов в м и н е р а л сопровожда­ ется в некоторых условиях их упорядоченным расселением по определенным струк­ т у р н ы м позициям пространственной решетки м и н е р а л а . Т а к , в непрерывном р я д у к а л ь ц и т С а С О з — родохрозит МпСОз смесь половинного состава в некоторых с л у ч а я х х а р а к т е р и з у е т с я особым и строгим п о р я д к о м расселения атомов к а л ь ц и я и м а р г а н ц а и образованием с т р у к т у р ы со своей пространственной решеткой. Э т о т м и н е р а л я в л я ­ ется с а м о с т о я т е л ь н ы м м и н е р а л ь н ы м в и д о м — к у т н а г о р и т о м с составом С а М п ( С О з ) г (см. рис. 99). Ч И С Л О , СОСТАВ И СИММЕТРИЯ

МИНЕРАЛОВ

Общее число м и н е р а л ь н ы х видов (в современной т р а к т о в к е этого понятия) соста­ в л я е т 3500-4000. Р а с х о ж д е н и я в подсчетах с в я з а н ы с тем, что, во-первых, многие ми-

Т а б л и ц а 23. С и с т е м а т и к а э л е м е н т о в п о и х о б щ е м у к о л и ч е с т в у в с о с т а в е м и н е р а л о в ( П о в а р е н н ы х , 1966) и ч и с л а м и н е р а л ь н ы х в и д о в ( Я р о ш е в с к и й , Б у л а х , 1995) Характеристика элементов

Число образуемых минеральных видов

Перечень элементов и число минералов с э т и м элементом

Минералоо б ра­ зу ющие

Основные

Свыше 1000

О 2909, H 1921

Главные

300—1000

Si 906, Fe 883, Ca 868, S 761, Al 714, Na 560, Mg 555, Cu 437, Mn 416, P 398, As 387, Pb 371

Ведущие

100 — 300

К 288, С 272, F 221, Cl 220, U 199, Ti 196, Sb 195, Zn 193, В 179, (TR+Y) 160, Bi 148, Ni 148, Ba 142, V 133, Ag 126, Те 117, Nb 104

Редкие

30 — 100

Se 82, Sn 78, Sr 74, Be 71, N 70, Cr 69, Та 69, Hg 68, Zr 65, Li 65, Со 56, Pd 47, Pt 37, Th 34, Tl 34, Mo 33

Очень редкие

Меньше 30

W 28, Au 28, Ir 17, I 16, Ge 16, Rh 13, Ru 12, Br 12, Cs 10, Cd 10, Os 9, Sc 8, Ь 7, Ga 2, Hf 2, Re 2

Не о б р а з у ю т

Rb, Ra, Ac, Pa, Np, Pu

Не могут образовать

Не, Ne, Ar, Kr, Xe, Rn

В идо— обра­ зую­ щие

Рассеянные Несвязанные (химически инертные)

135

н е р а л ы изучены недостаточно полно и потому неоднозначно воспринимаются р а з н ы м и авторами, во-вторых, п р и н я т ы е границы понятий " м и н е р а л ь н ы й в и д " , " с т р у к т у р н а я и х и м и ч е с к а я (особенно с т р у к т у р н а я ) разновидности" условны, а потому в с л о ж н ы х с л у ч а я х эти границы могут б ы т ь проведены по-разному. Наиболее многочисленны т е м и н е р а л ь н ы е виды, в которые в х о д я т к и с л о р о д и во­ д о р о д , — э т о основные химические э л е м е н т ы в мире минералов. З а т е м по числу мине­ р а л ь н ы х видов химические э л е м е н т ы в ы с т р а и в а ю т с я в такой р я д (в п о р я д к е убыва­ ния): Si, Fe, Ca, S, Al, Na, Mg, Cu, Mn, Р , As, P b (табл. 23). О д н а к о неоднородность распределения химических элементов в протопланетном веществе Солнечной системы предопределила существенную разницу в наборе минералов, в ы я в л е н н ы х на внутрен­ них и внешних планетах. Главными в первых я в л я ю т с я с и л и к а т ы , а л ю м о с и л и к а т ы и оксиды, м и н е р а л ь н ы е ф а з ы в т о р ы х э к з о т и ч н ы д л я з е м н ы х условий — это к р и с т а л л и ­ ческие H O , C H , S, S O (рис. 100). 2

4

3

Т а б л и ц а 24. Р а с п р о с т р а н е н н о с т ь х и м и ч е с к и х э л е м е н т о в в з е м н о й коре и ч и с л о минералов д л я н и х Хими­ ческий элемент

Содержание в земной коре, ат.%

О H Si Al Na Mg Ca

53,39 17,25 16,11 4,80 1,82 1,72 1,41

Число мине­ ралов 2909 1921 906 714 560 555 867

Хими­ ческий элемент

Содержание в земной коре, ат.%

Число мине­ ралов

Fe К С Ti Cl F S

1,31 1,05 0,51 0,22 0,10 0,07 0,05

883 288 272 196 220 221 761

Т а б л и ц а 25. С т а т и с т и ч е с к о е р а с п р е д е л е н и е ч и с л а м и н е р а л о в по сингониям в ряде объектов Солнечной системы, % Объект Земля Луна Метеориты

Трикл.

Мои.

Ромб.

Триг.

Тетраг.

Геке.

Куб.

6,8 6,2 6,8

30,1 23,0 23,9

22,3 17,0 17,2

10,4 10,7 12,0

9,7 12,3 6,9

7,8 7,6 11,4

13,0 23,0 22,0

Н а примере З е м л и и ее к о р ы явственно проступает г л а в н а я к о л и ч е с т в е н н а я з а к о ­ номерность: р я д убывания распространенности химических элементов в земной коре во многом совпадает с р я д о м у б ы в а н и я ч и с л а м и н е р а л о в д л я этих ж е химических эле­ ментов (табл. 24). З д е с ь т о л ь к о т р и и с к л ю ч е н и я — д л я минералов к а л ь ц и я , ж е л е з а и серы. Но если учесть ч и с л а м и н е р а л о в меди, ф о с ф о р а , марганца, м ы ш ь я к а , свинца, бора, у р а н а из табл. 23, этих р а с х о ж д е н и й будет значительно больше. Они объяс­ н я ю т с я р а з н ы м и ф а к т о р а м и , т а к и м и , к а к степень химической активности э л е м е н т а (число м и н е р а л ь н ы х видов больше у химически а к т и в н ы х элементов), и з о м о р ф и з м (уменьшает в о з м о ж н о с т ь образования с а м о с т о я т е л ь н ы х м и н е р а л о в ) , неравномерное распределение химических элементов по горным породам, з о н а м и у ч а с т к а м минера­ лообразования в земной коре (химические э л е м е н т ы , к о т о р ы е могут в с т у п и т ь в реак136

Рис. 100. Главные минералы Солнечной системы (Булах, 1995).

137

цию с образованием м и н е р а л а , не всегда участвуют в одних и тех ж е геологических явлениях). Я в н о проступает согласованность симметрии м и н е р а л о в и их статистического рас­ пределения н а З е м л е , Л у н е и в метеоритах (табл. 25). И. И. и Г. И. Ш а ф р а н о в с к и е , установившие эту закономерность, полагают ее в ы р а ж е н и е м всеобщего вселенского з а к о н а согласованности симметрии и статистического распределения ч и с л а минера­ лов. Х а р а к т е р н о , что с т а т и с т и к а распределения их ч и с л а не т о л ь к о по сингониям, но и по к л а с с а м симметрии внутри них о к а з ы в а е т с я одинаковой и д л я З е м л и , и д л я Л у н ы , и д л я метеоритов. И. И. и Г. И. Ш а ф р а н о в с к и е п о к а з а л и , что н е с м о т р я на ин­ тенсивное о т к р ы т и е новых минералов, процентное распределение ч и с л а м и н е р а л о в по сингониям и к л а с с а м сииметрии остается п р а к т и ч е с к и неизменным. КЛАССИФИКАЦИЯ

МИНЕРАЛОВ

Современные основы систематики м и н е р а л о в к а к химических соединений з а л о ж е н ы шведским химиком и минералогом Й. Я . Б е р ц е л и у с о м в 1814 г. Впервые наиболее пол­ ное в ы р а ж е н и е э т а х и м и ч е с к а я основа н а ш л а в к л а с с и ф и к а ц и и Д ж . Д э н а , в т р е т ь е м издании его многотомного справочника " С и с т е м а минералогии" (1850-1854). З д е с ь было выделено п я т ь классов: а) самородные вещества; б) сернистые и м ы ш ь я к о в и с т ы е соединения; в) галоидные соединения; г) кислородные соединения; д) органические ве­ щества. Э т и подразделения почти без изменений с о х р а н я ю т с я во всех переизданиях справочника Д ж . Д э н а и п р а к т и ч е с к и во всех современных к л а с с и ф и к а ц и я х минера­ лов; в одних к л а с с и ф и к а ц и я х они в ы с т у п а ю т в качестве классов, в д р у г и х — в качестве типов. Во всех к л а с с и ф и к а ц и я х н а ч а л ь н ы м я в л я е т с я выделение м и н е р а л ь н ы х видов, за­ т е м они объединяются в группы, но в р а з л и ч н ы х к л а с с и ф и к а ц и я х это д е л а е т с я поразному. Д е л о в том, ч т о а в т о р ы современных к л а с с и ф и к а ц и й с т р е м я т с я учесть сразу д в а ф а к т о р а — х и м и ч е с к и й состав и с т р у к т у р у (правда, иногда они п р е д л а г а ю т некий к а м у ф л я ж , з а м е н я я д в а слова (состав и с т р у к т у р а ) одним — к р и с т а л л о х и м и я ) . Т а к , на д в у х основах построены к л а с с и ф и к а ц и и X. Ш т р у н ц а (1941, 1982, 1997), А. Г. Б е техтина (1950), А . С . П о в а р е н н ы х (1966), Е . К . Л а з а р е н к о (1971), E . И . С е м е н о в а (1981), А. А. Годовикова (1975, 1979, 1983). Очевидно, ч т о наиболее л о г и ч н а к л а с с и ф и к а ц и я , построенная т о л ь к о на одном принципе, — химическом, которому о т д а в а л предпочтение В . И . В е р н а д с к и й . Т а к по­ строенная к л а с с и ф и к а ц и я будет полнее о т р а ж а т ь родственные с в я з и или, наоборот, р а з л и ч и я минералов к а к химических веществ. Т а к а я к л а с с и ф и к а ц и я создана Г. Б . Б о кием. В с т р у к т у р н о й к р и с т а л л о г р а ф и и и в кристаллохимических работах, безусловно, более ценна к л а с с и ф и к а ц и я минералов, в которой первенствует с т р у к т у р н ы й крите­ рий. Вообще ж е в любой науке д о л ж н ы одновременно существовать р а з н ы е к л а с с и ф и ­ кации, построенные к а ж д а я н а своей основе. Т о л ь к о совокупностью к л а с с и ф и к а ц и й м о ж н о логически стройно и с любой ж е л а е м о й полнотой о х а р а к т е р и з о в а т ь с р а з н ы х сторон многообразие связей м е ж д у к л а с с и ф и ц и р у е м ы м и о б ъ е к т а м и п р и р о д ы . В этом учебнике т а к а я к л а с с и ф и к а ц и я отсутствует и приведена упрощенная система сведений, в ы п о л н я ю щ а я з а д а ч у д а т ь студентам с а м у ю общую к а р т и н у химического состава и с т р у к т у р ы м и н е р а л о в (табл. 26). Все м н о ж е с т в о м и н е р а л о в по химическому принципу разбито н а т и п ы (в с к о б к а х — п р и б л и з и т е л ь н о е к о л и ч е с т в о м и н е р а л о в ) , они подразделены по этому ж е принципу н а к л а с с ы . К л а с с ы м ы д е л и м у ж е с учетом с т р у к т у р ы минералов на п о д к л а с с ы . Последние в свою очередь р а з б и т ы н а группы. Это сделано то на основе химического состава, то н а структурной основе. В необходимых (редких) с л у ч а я х прибегают к еще одной катего­ р и и — семейству, п р о м е ж у т о ч н о м у м е ж д у классом (подклассом) и группой. В группы 138

Т а б л и ц а 26. Т и п ы и к л а с с ы м и н е р а л о в п о х и м и ч е с к о м у с о с т а в у (в с к о б к а х — п р и б л и з и т е л ь н о е к о л и ч е с т в о м и н е р а л о в ) Т и п ы минералов

Главные классы минералов

Простые вещества (120)

Самородные металлы и полуметаллы; самородные неметаллы; интерметаллиды

Карбиды (5) Силициды (5) Нитриды (5) Фосфиды (5) Углеводороды (5) Сернистые соединения и их аналоги — теллуриды, селениды, арсениды и т . п . (600)

Простые сульфиды и их аналоги; сульфосоли; поли­ сернистые соединения (персульфиды и их аналоги)

Кислородные соединения (2700)

Оксиды (200); гидроксиды (180); силикаты (890); фосфаты (370); арсенаты (200); ванадаты (70); сульфаты (300); бораты (150); карбонаты (170); нитраты (15); вольфраматы (30); молибдаты (10); хроматы (6)

Органические соединения (30)

Оксалаты (15); ацетаты (5)

Галогенные соединения (160)

Фториды (50); хлориды (70); бромиды (5); и о д и д ы (5); оксигалогениды (30)

объединяются м и н е р а л ь н ы е в и д ы . Н и ж е по отношению к минеральному виду распо­ л а г а ю т с я р а з н о в и д н о с т и — с т р у к т у р н ы е , химические и д р . Иногда в специальной ли­ т е р а т у р е п р о с к а л ь з ы в а е т лингвистически неоправданный термин « м и н е р а л ь н а я " р а з ­ н о с т ь " » . М ы считаем его и з л и ш н и м , т а к к а к и в объеме п о н я т и я " р а з н о в и д н о с т ь " м о ж н о о т р а з и т ь специфические о т к л о н е н и я м и н е р а л ь н ы х индивидов по их составу, с т р у к т у р е , м о р ф о л о г и и , свойствам от усредненных х а р а к т е р и с т и к минерального вида. НАЗВАНИЯ

МИНЕРАЛОВ

Н а у ч н а я н о м е н к л а т у р а объектов д о л ж н а соответствовать их к л а с с и ф и к а ц и и . Но, поскольку л ю б а я к л а с с и ф и к а ц и я — явление временное и о т р а ж а е т л и ш ь определен­ ный этап р а з в и т и я науки и определенный принцип подхода к о б ъ е к т а м , всегда неиз­ б е ж н о существование терминологической путаницы: использование устаревших, ста­ р ы х и новых, притом р а з н ы х , терминов. Если р а с с м а т р и в а т ь м и н е р а л ы к а к химиче­ ские вещества, в минералогии и химии д о л ж н а б ы т ь единая к л а с с и ф и к а ц и я химиче­ ских соединений, одни и те ж е их н а з в а н и я . О д н а к о простое распространение совре­ менной н о м е н к л а т у р ы неорганической и органической химии н а м и н е р а л ы п р е ж д е в р е ­ менно: здесь и м е ю т с я свои п р о б л е м ы и р я д их р а з н ы х решений, а в м е ж д у н а р о д н о й но­ м е н к л а т у р е неорганических соединений к р и с т а л л о х и м и ч е с к и е принципы систематики р а з в и т ы слабее, чем в минералогии. Л ю б о п ы т н ы й ф а к т : в химических н о м е н к л а т у р а х д л я многих с и л и к а т о в и с п о л ь з у ю т с я их традиционные и старинные минералогические н а з в а н и я (например, альбит д л я вещества NaAlSieOs и т . д . ) . Очевидно, т о л ь к о обо­ юдное с б л и ж е н и е химической и минералогической систематик позволит в ы р а б о т а т ь единую н о м е н к л а т у р у химических соединений. В ней наименование м и н е р а л а почти 139

обязательно не будет однословным, а особенности с т р у к т у р ы могут б ы т ь о т р а ж е н ы в названии вещества индексами или д р у г и м и обозначениями по специально разработан­ ной условной системе. И с п о л ь з у е м ы е в настоящее в р е м я в минералогии исторически с л о ж и в ш и е с я назва­ ния м и н е р а л о в с л у ч а й н ы по отношению к современной т р а к т о в к е п о н я т и я м и н е р а л о в и м и н е р а л ь н ы х видов, а очень многие излишни, т а к к а к о т н о с я т с я к многочислен­ ным разновидностям м и н е р а л о в . Е с т ь н а з в а н и я , д а н н ы е по собственным именам и ф а м и л и я м ( б и о т и т — в честь ф р а н ц у з с к о г о ф и з и к а Ж а н а Б а т и с т а Б и о , открывшего в к р и с т а л л а х оптическую двуосность); по географическим н а и м е н о в а н и я м (ильменит — от И л ь м е н с к и х гор на У р а л е ; мусковит, вернее московит, — от древнего " М о с к о в и я " ) ; по ф и з и ч е с к и м свойствам ( о р т о к л а з — п р я м о р а с т р е с к и в а ю щ и й с я , от греч. orthos — прямой и k l a s i s — р а з л о м , трещина; альбит, от лат. a l b u s — б е л ы й ) ; по химическому составу (куприт, от лат. c u p r u m — м е д ь ) . А . С . Поваренных в 1966 г. п р е д л о ж и л прин­ ципы переименования всех м и н е р а л ь н ы х видов по их составу, но р а з р а б о т а н н ы е им однословные н а з в а н и я о к а з а л и с ь трудноусвояемыми, необразными и м а л о о т р а з и л и с ь на минералогической терминологии. В н а с т о я щ е м учебнике м ы используем традиционные н а з в а н и я м и н е р а л о в , но т о л ь к о те из них, к о т о р ы е о т н о с я т с я к м и н е р а л ь н ы м в и д а м в современном с о д е р ж а н и и этого п о н я т и я . С а м о с т о я т е л ь н ы е н а з в а н и я д л я многочисленных м и н е р а л ь н ы х разновидно­ стей, к а к п р а в и л о , и с к л ю ч е н ы из учебника. И х м о ж н о найти при необходимости в справочниках. МЕТОДИЧЕСКИЕ РЕКОМЕНДАЦИИ ДЛЯ САМОСТОЯТЕЛЬНОЙ РАБОТЫ С МИНЕРАЛАМИ

Здесь и в предыдущих г л а в а х все и з л о ж е н и е м а т е р и а л а велось в том аспекте, ч т о м и н е р а л — это природное химическое соединение, а м и н е р а л о г и я в к а к о й - т о мере мо­ ж е т р а с с м а т р и в а т ь с я к а к химия земной к о р ы . Однако это чисто теоретический аспект минералогии, а п р а к т и ч е с к и й з а к л ю ч а е т с я в том, что минералог д о л ж е н з н а т ь и у м е т ь диагностировать о б ъ е к т ы своей науки — м и н е р а л ы . П р и изучении м а т е р и а л а этой и последующих г л а в н а д о ясно понимать, что знание м и н е р а л о в у студентов з а к л а д ы в а ­ е т с я л и ш ь во в р е м я их п р а к т и ч е с к и х , л а б о р а т о р н ы х и с а м о с т о я т е л ь н ы х (в т о м числе вне учебного расписания) з а н я т и й с э т а л о н н ы м и и рабочими к о л л е к ц и я м и и в музее. В этом отношении м и н е р а л о г и я о к а з ы в а е т с я к о в а р н ы м предметом д л я недавних еще школьников: ее н е в о з м о ж н о з а у ч и т ь д о м а по учебникам, не з а т р а т и в серьезных усилий на п р а к т и ч е с к у ю работу с м и н е р а л а м и , а их-то д о м а и нет. Т р у д н о и то, ч т о у боль­ шинства студентов д а л е к о не сразу с к л а д ы в а ю т с я н а в ы к и д и а г н о с т и к и м и н е р а л о в , поначалу э т о и огорчает и отпугивает их от дальнейших с а м о с т о я т е л ь н ы х з а н я т и й . Н е сразу д а е т с я умение верно о п р е д е л и т ь твердость минерала, р а с п о з н а т ь о т т е н к и его цвета и особенности блеска, в ы я в и т ь спайность, с д е л а т ь верные п р е д п о л о ж е н и я о мор­ ф о л о г и и к р и с т а л л о в и их с и м м е т р и и . В а ж н о п р о я в и т ь упорство, а з а т е м в к а к о й - т о момент н а в ы к и р а б о т ы с м и н е р а л а м и станут п р и в ы ч н ы м и . П о л е з н о с о с т а в л я т ь д л я себя т а б л и ц ы м и н е р а л о в (табл. 27), но заносить в них все сведения о м и н е р а л а х — э т о у ж е ошибка. Иначе з а ч е м тогда учебники и справочники? В т а к и х т а б л и ц а х в а ж н е е у к а з ы в а т ь д л я себя л и ш ь т е сведения о минерале, к о т о р ы е п о з в о л я ю т самому диа­ гностировать этот м и н е р а л . Е с л и ж е пренебречь п р а к т и ч е с к о й работой по изучению минералов, заученные теоретические з н а н и я быстро п р е в р а щ а ю т с я в бессмысленные з н а н и я ни о чем. Удобным учебным пособием д л я п р а к т и ч е с к о й р а б о т ы я в л я е т с я " О п р е д е л и т е л ь м и н е р а л о в ( д л я студентов)" А. А. З о л о т а р е в а и Л . Я . К р ы л о в о й (СПб., 1996). З д е с ь необходимо у к а з а т ь в а ж н е й ш и е справочные пособия по х а р а к т е р и с т и к е мине­ р а л о в , их к л а с с и ф и к а ц и и , составу, с т р у к т у р е , свойствам, генезису, н а з в а н и я м . П о л н а я 140

Т а б л и ц а 27. О б р а з е ц т а б л и ц ы м и н е р а л о в (форма конспекта свойств минералов) Название минерала, химичес­ кая форму­ ла, глав­ ные при­ меси 1

Т и п струк­ туры, сингония, фор­ ма кристал­ лов и агре­ гатов (ри­ сунки) 2

Спайность (степень совершен­ ства, число направле­ ний, углы) 3

Излом

Твер­ дость

Блеск

Цвет

Черта

4

5

6

7

8

Прочие свойства (магнитность, рас­ творимость, плавкость и др.) 9

Продолжение Условия нахождения 10

Минералыспутники

Сходные минералы и отличительные признаки

Практическое значение

Примеры месторождений

11

12

13

14

с в о д к а ф о р м у л и к р а т к и х сведений о всех м и н е р а л ь н ы х видах д а н а в " М и н е р а л о г и ч е ­ ской энциклопедии" (JI., 1985) и в " С л о в а р е м и н е р а л ь н ы х видов" М . Ф л е й ш е р а (M., 1990). В " М и н е р а л о г и ч е с к и й с л о в а р ь " Г . Ш т р ю б е л я и З . Х . Ц и м м е р а (M., 1987) в к л ю ­ чено 10000 названий, в т о м числе с т а р ы х , с л у ч а й н ы х и и з л и ш н и х — э т о п о л е з н ы й сло­ в а р ь при чтении научной л и т е р а т у р ы . И н т е р е с н ы словари Р . С . М и т ч е л л а " Н а з в а н и я минералов; ч т о они о з н а ч а ю т ? " (M., 1982) и П . Д ж . Р и д а "Геммологический с л о в а р ь ; драгоценные и ювелирные к а м н и , их синтетические аналоги и имитации" ( Л . , 1986). П о л н а я сводка к р а т к и х сведений о м и н е р а л а х д а н а Е. И. Семеновым в справочнике " С и с т е м а т и к а м и н е р а л о в " (M., 1991). Всеобъемлющее описание м и н е р а л о в д а е т с я в многотомном справочнике " М и н е р а л ы " , и з д а в а е м о м А Н С С С Р с 1960 г., в м о н о г р а ф и ­ ческих т р у д а х А. Г. Б е т е х т и н а " М и н е р а л о г и я " (M., 1950) и А .А. Годовикова " М и н е р а ­ л о г и я " (M., 1975, 1-е изд.; 1983, 2-е изд.) и переводных и з д а н и я х — с в о д к е И . К о с т о в а " М и н е р а л о г и я " (M., 1971), п я т и т о м н и к е У. А . Д и р а , Р.А.Хауи, Д ж . З у с м а н а "Породо­ образующие м и н е р а л ы " (M., 1965. Т. 1-3; 1966. Т.4, 5). Х а р а к т е р и с т и к у наиболее распространенных м и н е р а л о в м о ж н о найти т а к ж е в "Геологическом с л о в а р е " (M., 1973, 1-е изд.; 1979, 2-е изд.). С т р у к т у р ы м и н е р а л о в описаны и и з о б р а ж е н ы в кни­ гах У . Л . Б р э г г а и Г. Ф. К л а р и н г б у л л а " С т р у к т у р а м и н е р а л о в " (M., 1967), Н . В . Б е л о в а " О ч е р к и по с т р у к т у р н о й минералогии" (M., 1976), Д . Ю . Пущаровского " С т р у к т у р н а я м и н е р а л о г и я с и л и к а т о в и их синтетических аналогов" (M., 1986) и Ф. Л и б а у " С т р у к ­ т у р н а я х и м и я с и л и к а т о в " (M., 1988). Контрольные вопросы 1. В чем разница понятий "минерал" и "минеральный вид"? 2. Каковы условные границы раздела минеральных видов по их химическому составу? 3 . Каково общее число минеральных видов и от каких факторов зависит распространенность минералов?

Глава 8 ПРОСТЫЕ

ВЕЩЕСТВА

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О МИНЕРАЛАХ

К этому типу минералов относятся, во-первых, элементарные вещества (как гово­ рят, самородные элементы), например графит С, алмаз С, медь Cu, висмут Bi, их твердые растворы друг в друге, например минералы состава (Au, Ag), (Au, Cu), (Pt, Fe), (Os, Ir) (табл. 28). Во-вторых, к этому же типу относятся особые химические соединения — интерметаллиды PtaSn, Pt2FeNi, CUyHg и др. (в них каждый металл занимает свои строго определенные позиции в кристаллической решетке минерала). Интересно в этом отношении сравнить минерал PteFe (интерметаллид) и минерал (Pt, Fe) (твердый раствор). В первом расселение атомов платины и железа строго законо­ мерно, минерал имеет свою особую структуру; у второго структура такая же, как у платины, лишь часть ее атомов неупорядоченно замещена железом. Вот примеры интерметаллидов: аваруит FeNi2-3, уайрауит FeCo, изоферроплатина (куб. синг.) PtaFe, тетраферроплатина (тетр. синг.) PtFe, туламинит Pt2FeCu, ферроникельплатина Pt2NiFe, хонгшит PtCu, рустенбургит PteSn, атокит (куб. синг.) PdsSn, таймырит (ромб, синг.) Pd^Sn, паоловит PcbSn, соболевскит PdBi, фрудит PdBi2, купроаурит СизАиг, шахнерит AgHg. Все простые вещества — очень редкие минералы, суммарно они слагают не более 0,02% массы земной коры. Однако именно в виде таких минералов образуют промы­ шленные концентрации некоторые особо ценные металлы — золото, платина, осмий, иридий, серебро. Значительная доля промышленных запасов серы как химического сырья сосредоточена в виде химически чистого элемента—самородной серы. Некото­ рые самородные элементы сами по себе являются ценным техническим материалом, например алмаз С и графит С из-за своих особых свойств—твердости (алмаз), элек­ тропроводности и тугоплавкости (графит). Ранее считалось, что самородное состояние возможно в природе только для некото­ рых химических элементов в силу их инертности. Современные исследования привели к открытию самородного цинка, алюминия, кадмия, кремния и многих других ранее уникальных минералов, но, как оказалось, они, во-первых, образуются действительно в уникальных условиях и, во-вторых, в ничтожно-, исчезающе-малых количествах и мельчайших зернах. Такие же открытия постоянно делаются среди интерметаллидов и минералов—твердых растворов металлов. Каждый год приносит около четырехпяти открытий подобных минералов. Они привели к обнаружению новых форм кон­ центрации в рудах важных металлов (платины, никеля, золота) и, наоборот, форм рассеяния в этих рудах легирующих и вредных примесей микроэлементов. 6

142

Т а б л и ц а 28. М и н е р а л ы — п р о с т ы е в е щ е с т в а и твердые растворы металлов Класс Металлы и полуметаллы

Сингония

Твердость

Медь Cu Золото (Au, Ag, Cu) Серебро (Ag, Au)

Куб. »

3 2,5 3

Железа

Феррит Qt-Fe Т е н и т "y-Fe

Куб. »

-5

Платины

Платина Pt О с м и й Os И р и д и й Ir О с м и р и д (Ir Os) Р о д и й Rh Палладий Pd

Куб. Геке. Куб. »

4

Алюминия Цинка Свинца Висмута Мышьяка

А л ю м и н и й Al Цинк Zn Свинец Pb Висмут Bi Мышьяк As

Куб. Геке. Куб. Триг. »

1,5 2 3,5

Серы

Сера S

Ромб.

1,5

Углерода

Графит С Алмаз С Лонсдейлит С Чаоит С

Геке. Куб. Геке. »

1,5 10

Группа

Минерал

Меди

1

Неметаллы

КРИСТАЛЛОХИМИЧЕСКИЕ

»

-4,5 —

-

-

ОСОБЕННОСТИ

К р и с т а л л и ч е с к и е с т р у к т у р ы м и н е р а л о в простых веществ относительно просты, при­ чем э т а простота особо х а р а к т е р н а д л я самородных м е т а л л о в . Б о л ь ш и н с т в о самород­ н ы х м е т а л л о в и твердые р а с т в о р ы м е т а л л о в д р у г в друге имеют структуру, отвеча­ ющую плотнейшим у п а к о в к а м — кубической и л и гексагональной. Т а к о в ы с т р у к т у р ы природного золота, меди, серебра, а л ю м и н и я (все они кубические), цинка, р у т е н и я , осмия (гексагональные). Но чем сильнее х а р а к т е р связей в веществе о т л и ч а е т с я от металлической, тем более с т р у к т у р а м и н е р а л а о т л и ч а е т с я от идеальной плотнейшей упаковки и т е м она с л о ж н е е . Особо п о к а з а т е л ь н ы в этом отношении с т р у к т у р ы само­ родной серы, а л м а з а и г р а ф и т а . С т р у к т у р а серы я в л я е т с я м о л е к у л я р н о й . В к а ж д о й молекуле объединено в виде к о л ь ц а по восемь атомов, соединенных к о в а л е н т н ы м и с в я з я м и , полностью взаимно компенсирующимися, а с у м м а р н ы й з а р я д такого восьмерного к о л ь ц а равен нулю. К о л ь ц а (рис. 101) " н а к л а д ы в а ю т с я " д р у г н а д р у г а в виде колонок, по-разному ори­ ентированных в пространстве, к о л ь ц а и колонки с в я з а н ы м е ж д у собой остаточными (вандерваальсовыми) с в я з я м и . К а к будет показано н и ж е , все эти особенности хими­ ческой связи и с т р у к т у р ы минералов п р о я в л я ю т с я во внешней симметрии и огранке к р и с т а л л о в и в их ф и з и ч е с к и х свойствах. Отдельно о х а р а к т е р и з у е м с т р у к т у р ы природных п о л и м о р ф о в у г л е р о д а — а л м а з а , г р а ф и т а и ф у л е р е н о в . В первом атомы углерода р а с п о л а г а ю т с я равномерно во всех трех измерениях к р и с т а л л а по всему его объему, к а ж д ы й атом о к р у ж е н ч е т ы р ь м я со­ седними (рис. 102), м е ж д у ними о с у щ е с т в л я ю т с я к о в а л е н т н ы е с в я з и . С т р у к т у р а вто­ рого п о л и м о р ф а с л о и с т а я (рис. 103), внутри с л о я атомы с в я з а н ы смешанными ионно143

Рис. 101. Пространственная решетка се­ ры, состоящая ИЗ кольцевых молекул, скрепленных между собой остаточными связями (Battney, 1975).

Рис. 102. Элементарный углеродный те­ т р а э д р в кристаллической решетке ал­ маза.

Рис. 103. Структуры графита и алмаза, поля их устойчивости.

144

Рис. 104- Структура фулерена.

к о в а л ентными, между с л о я м и — су­ щественно м е т а л л и ч е с к и м и с в я з я м и . В ф у л е р е н а х имеются сферические по ф о р м е многоатомные группировки угле­ рода (рис. 104), в них с в я з ь ковалент­ н а я , м е ж д у ними — остаточная молеку­ л я р н а я . Т а к о е состояние углерода вы­ явлено, например, в шунгитах — сланцеподобных породах в составе протерозой­ ских м е т а м о р ф и ч е с к и х комплексов. МОРФОЛОГИЯ КРИСТАЛЛОВ и ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА

Облик к р и с т а л л о в — в н е ш н я я с и м м е т р и я и о г р а н к а — тесно с в я з а н ы с их струк­ турой и условиями роста. П е р в а я зависимость хорошо и л л ю с т р и р у е т с я на примере большинства самородных м е т а л л о в : в соответствии с тем, что их с т р у к т у р а проста и образована по принципу идеальной плотнейшей кубической или гексагональной упа­ ковки, внешняя с и м м е т р и я к р и с т а л л о в к у б и ч е с к а я с огранкой в виде куба, о к т а э д р а , ромбододекаэдра и их комбинаций (таковы к р и с т а л л ы золота, меди, серебра) или гек­ с а г о н а л ь н а я (тригональная) с огранкой к р и с т а л л о в в виде призм и д и п и р а м и д , усе­ ченных сверху и снизу г р а н я м и пинакоида (таковы к р и с т а л л ы и р и д и я ) . У самородных элементов-неметаллов разнообразие к р и с т а л л о в и с л о ж н о с т ь их огранки гораздо более в ы р а ж е н ы , и они о т н о с я т с я к р а з н ы м сингониям. С е р а к р и с т а л л и з у е т с я в ромбиче­ ской сингонии в ф о р м е многогранников д и п и р а м и д а л ь н о г о о б л и к а с г р а н я м и п р и з м ы и пинакоида. К р и с т а л л ы г р а ф и т а — э т о , к а к п р а в и л о , тонкие п л а с т и н к и (комбинация пинакоида с т о н ч а й ш и м и почти н е з а м е т н ы м и н а к л о н н ы м и г р а н я м и ) , а л м а з образует о к т а э д р ы , ромбододекаэдры, р е ж е — к у б ы . Т а к ж е я р к о п р о я в л я ю т с я с т р у к т у р а и тип связей в ф и з и ч е с к и х свойствах мине­ р а л о в — п р о с т ы х веществ. Самородные золото, серебро, медь, ж е л е з о и д р у г и е ме­ т а л л ы имеют т и п и ч н ы й д л я м е т а л л о в блеск, высокие з н а ч е н и я электропроводности и теплопроводности, ковки в разной степени и не имеют спайности. С е р а с ее молеку­ л я р н о й с т р у к т у р о й — хрупка, имеет м а л у ю плотность (2,05-2,08 г / с м ) и невысокую твердость (около 3), легко воспламеняется и при этом п л а в и т с я . Г р а ф и т в р е з у л ь т а т е резкой анизотропии строения к р и с т а л л и ч е с к о й решетки имеет весьма совершенную спайность по уплощению к р и с т а л л о в (по пинакоиду) и высоко электропроводен из-за существенно м е т а л л и ч е с к и х связей м е ж д у с л о я м и углерода в его с т р у к т у р е . Наконец, а л м а з обладает высокой плотностью (3,5-3,6 г / с м ) и твердостью (10) из-за необычай­ ной компактности своей с т р у к т у р ы и к о в а л е н т н ы х связей м е ж д у атомами углерода. 3

3

ОСОБЕННОСТИ УСЛОВИЙ

ОБРАЗОВАНИЯ

Первое условие образования м и н е р а л о в — п р о с т ы х в е щ е с т в — э т о п р е ж д е всего инертность, м а л а я активность химических элементов, таких, к а к платина, осмий, ири­ дий, отчасти золото. Второе в а ж н о е и часто независимое условие — м а л а я х и м и ч е с к а я а к т и в н о с т ь ки­ слорода в среде минералообразования. Иногда оно в ы п о л н я е т с я в ходе ф о р м и р о в а н и я некоторых горных пород мантийного п р о и с х о ж д е н и я . Полагают, что т а к о б р а з у ю т с я в ультраосновных горных породах самородные м е т а л л ы платиновой группы и а л м а з ы 145

в глубинных (мантийных) горных породах. Б ы в а ю т и экзотические геологические я в л е н и я , при к о т о р ы х р е з к о п о н и ж а е т с я активность кислорода в к р и с т а л л и з у ю щ е м с я расплаве, например при прорыве б а з а л ь т о в через угленосные толщи осадочных гор­ ных пород. В о з н и к а ю щ а я восстановительная обстановка приводит к тому, что ж е л е з о к р и с т а л л и з у е т с я не т о л ь к о в виде своих обычных д л я б а з а л ь т о в м и н е р а л о в — р а з н ы х силикатов и оксидов, но и в виде самородных выделений. К числу т а к и х ж е экзоти­ ческих явлений относится образование самородной меди, к а к п р о м е ж у т о ч н о г о и очень неустойчивого продукта многоступенчатых процессов приповерхностного окисления рудных минералов меди — х а л ь к о п и р и т а CuFeS2 и д р . Особый тип процессов образования самородных элементов — биохимические реак­ ции. Т а к , з а счет ж и з н е д е я т е л ь н о с т и некоторых бактерий могут ф о р м и р о в а т ь с я круп­ ные м е с т о р о ж д е н и я самородной серы в осадочных горных породах. КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О МИНЕРАЛАХ

М е д ь Cu. Химические примеси редки. Обычно это Ag, Au, Fe. Сингония ку­ бическая. В с т р е ч а е т с я в виде ж е л в а к о в , одиночных н е п р а в и л ь н ы х зерен, проволоч­ ных, п л а с т и н ч а т ы х выделений в трещинах, в виде дендритов (рис. 105, 106). Цвет медно-красный, часто медь п о к р ы т а черными, зелеными, синими н а л е т а м и оксидов и гидрокарбонатов меди. Б л е с к в с в е ж е м сколе металлический. Т в е р д о с т ь невелика (2,5-3), плотность 8,4-8,9 г / с м . В с т р е ч а е т с я вместе с купритом, теноритом, м а л а х и ­ том, хризоколлой в зоне окисления с у л ь ф и д н ы х руд и вместе с цеолитами в пустотах л а в ( С Ш А ) . Я в л я е т с я рудой на медь. 3

Рис. 106. Лендрит меди в мраморе.

146

У з н а е т с я по частой ассоциации с купритом, теноритом, м а л а х и т о м , х р и з о к о л л о й , по цвету и блеску в изломе, по большой плотности, ковкости, по к р ю ч к о в а т о м у излому. З о л о т о A u . Химические примеси Ag, P d , Rh, Cu, Fe, Bi. Сингония к у б и ч е с к а я . В с т р е ч а е т с я в виде мельчайших пластинок (золотин), н е п р а в и л ь н ы х выделений и вкраплений в к в а р ц е и с у л ь ф и д а х (пирите, арсенопирите, б л е к л ы х р у д а х ) ; п р а в и л ь ­ ные к р и с т а л л ы очень редки, относительно чаще н а б л ю д а ю т с я скелетные к р и с т а л л ы (рис. 107), д е н д р и т ы з о л о т а (рис. 108). В осадочных породах (россыпях) золото имеет облик самородков р а з н ы х ф о р м и р а з м е р о в (массой от долей г р а м м а д о нескольких д е с я т к о в к и л о г р а м м о в ) . Цвет з о л о т и с т ы й , блеск м е т а л л и ч е с к и й , твердость 2 - 3 , плот­ ность около 16-18 г / с м , у чистого з о л о т а 19,3 г / с м . 3

3

Рис. 107. Скелетный кристалл золота. Д л и н а ребра 8 мм. Рис. 108. Дендрит золота. Размер 4 x 8 мм.

Главнейшие п р о м ы ш л е н н ы е м е с т о р о ж д е н и я — это, во-первых, среднетемпературные ( р е ж е — низкотемпературные) г и д р о т е р м а л ь н ы е ж и л ы , во-вторых, р е ч н ы е рос­ сыпи и конгломераты (современные и древние). У з н а е т с я по цвету, блеску, м я г к о с т и , большой плотности и частой ассоциации с кварцем. Д о б ы ч а з о л о т а известна с глубокой древности. В более близкие к н а м в р е м е н а круп­ ные исторически з н а ч и м ы е м е с т о р о ж д е н и я и золотоносные регионы б ы л и о т к р ы т ы в 1471 г. в Гане, в 1500 г. в Мексике, в 1532 г. в Перу и Ч и л и , в 1577 г. в Б р а з и л и и , в 1745 г. в России (на У р а л е ) , в 1823 г. в К а н а д е , в 1842 г. в С Ш А (в К а л и ф о р н и и ) , в 1852 г. в А в с т р а л и и , в 1884 г. в Ю ж н о й А ф р и к е . А вот п р и б л и з и т е л ь н ы е ц и ф р ы дина­ м и к и добычи золота, в тоннах: XVI век — 7 6 0 , X V I I — 9 1 0 , X V I I I — 1 8 9 0 , XIX — 1 1 6 1 0 , X X — о к о л о 55000. С е р е б р о (Ag, A u ) . Редкий м и н е р а л . Н а б л ю д а е т с я в виде тонких п л а с т и н , листоч­ ков в трещинах р у д и пород, а т а к ж е в виде проволочных к р и с т а л л о в (рис. 109) и их агрегатов (рис. 110) в пустотах руд. К а к у н и к а л ь н ы е я в л е н и я описаны самородки массой 1,5; 5; 40 т. Ц в е т серебряно-белый, блеск м е т а л л и ч е с к и й . И з л о м к р ю ч к о в а т ы й . 147

Рис. 109. Проволочное серебро.

Рис. 110. Волосовидное серебро.

Образуется в среднетемпературных г и д р о т е р м а л ь н ы х (полиметаллических) и д р у г и х м е с т о р о ж д е н и я х и в зоне о к и с л е н и я р у д н ы х месторождений. Ж е л е з о Fe. В природе в с т р е ч а е т с я в д в у х п о л и м о р ф н ы х м о д и ф и к а ц и я х кубиче­ ской с и н г о н и и — ф е р р и т (а-Fe) и тэнит (7-Fe). В первой с о д е р ж и т с я н и к е л я от 0,2 д о 5 - 8 % , во в т о р о й — д о 70%. Обе м о д и ф и к а ц и и — к р а й н е редкие м и н е р а л ы . Фер­ рит в с т р е ч а е т с я в виде в к р а п л е н и й (рис. 111) и к р у п н ы х масс м е т а л л а в н е к о т о р ы х з е м н ы х и л у н н ы х б а з а л ь т а х , а в последние годы о б н а р у ж е н ы м е л ь ч а й ш и е к а п л е в и д ­ ные в к л ю ч е н и я ф е р р и т а (химически чистого ж е л е з а ) в м и н е р а л а х р а з л и ч н ы х горных пород (от у л ь т р а о с н о в н ы х д о ки­ с л ы х ) , в а л м а з е и оливине ким­ берлитов. Обе м о д и ф и к а ц и и ж е ­ л е з а я в л я ю т с я г л а в н ы м и состав­ ными частями железных и жел е з о к а м е н н ы х метеоритов. И х агрегаты в м е т е о р и т а х имеют н а полированной и протравленной азотной к и с л о т о й поверхности штриховой у з о р , известный под названием ф и г у р Видманштеттена. В т а к и х агрегатах ф е р р и т м а к с и м а л ь н о обогащен никелем (в л и т е р а т у р е по планетологии и астрономии его н а з ы в а ю т ка-

Рис. 111. Вкрапления самородного железа.

148

маситом), имеет ф о р м у пластинок, а пространство м е ж д у ф е р р и т о в ы м и п л а с т и н к а м и заполнено тэнитом. Э т и агрегаты я в л я ю т с я , видимо, результатом р а с п а д а н а д в е ф а з ы первичного гомогенного твердого р а с т в о р а н и к е л ь — ж е л е з о . П л а т и н а P t . П р и р о д н а я п л а т и н а я в л я е т с я т в е р д ы м раствором очень с л о ж н о г о состава ( P t , Ir, R u , O s , P d , Fe, Ni). К р а й н е редка. В с т р е ч а е т с я в ультраоснов­ ных горных породах мантийного п р о и с х о ж д е н и я в виде мельчайших в к л ю ч е н и й . В условиях земной к о р ы в о в л е к а е т с я в процессы преобразования и, по п р е д с т а в л е н и я м Н. С. Рудашевского, д а е т н а ч а л о р я д у м и н е р а л о в — Т е т р а ф е р р о п л а т и н е , и з о ф е р р о п л а тйне, самородным Os и Ir, спёррилиту PtAs2, купериту P t S и д р . Э т и м и н е р а л ы пла­ т и н ы я в л я ю т с я г л а в н ы м и ф о р м а м и ее концентрации. П р и выветривании ультраоснов­ ных горных пород и последующем р а з м ы в е к о р в ы в е т р и в а н и я платина, т е т р а ф е р р о п л а т и н а и и з о ф е р р о п л а т и н а н а к а п л и в а ю т с я в россыпях, откуда они и д о б ы в а ю т с я д л я получения чистой п л а т и н ы . Все м и н е р а л ы п л а т и н ы — первичные и в т о р и ч н ы е —- в с т р е ч а ю т с я совместно в общих зернах и самородках, м н о г о ф а з н о с т ь их внутреннего строения р а с п о з н а е т с я т о л ь к о в микроскопах большой разрешающей способности. Поэтому долгое в р е м я платину п р и н и м а л и з а один м и н е р а л переменного и с л о ж н о г о состава и н а з ы в а л и самородной платиной и л и поликсеном (от греч. poly — много, xenos — ч у ж о й ) . Цвет т а к и х зерен и самородков м е н я е т с я 6т серебряно-белого д о зелено-черного, твердость к о л е б л е т с я в пределах 4 - 4 , 5 , п л о т н о с т ь — о т 15 д о 19 г / с м . С а м о р о д н а я п л а т и н а м а г н и т н а и электропроводна. М ы ш ь я к As. Очень редок. В с т р е ч а е т с я в массивных, почковидных агрегатах оловянно-белого (на с в е ж е й поверхности) и л и темно-серого цвета в составе гидротер­ м а л ь н ы х рудных ж и л . Ассоциирует с с у л ь ф и д а м и и арсенидами серебра, кобальта, никеля. 3

С е р а S. Обычно химически ч и с т а я . Сингония ром­ бическая. В с т р е ч а е т с я в виде к а н и ф о л е п о д о б н ы х и а м о р ф н ы х н а в и д масс, гнезд, п р о ж и л к о в , д р у з в оса­ д о ч н ы х горных породах, а т а к ж е в виде одиночных к р и с т а л л о в в составе в у л к а н и ч е с к и х возгонов. К р и ­ с т а л л ы образованы комбинацией граней д и п и р а м и д , п р и з м , пинакоида (рис. 112). П о л у п р о з р а ч н а я . Ц в е т желтый, зеленовато-желтый, грязно-желтый. Блеск ж и р н ы й в агрегатах и н а изломе к р и с т а л л о в , а н а гра­ н я х — а л м а з н ы й . Х р у п к а я , м я г к а я (твердость 1-2), имеет м а л у ю плотность (2,05-2,08 г / с м ) . П л а в и т с я и з а г о р а е т с я в пламени спички. Промышленные месторождения образуются как Рис. П 2 . Кристалл серы. продукт к р и с т а л л и з а ц и и в у л к а н и ч е с к и х возгонов и в осадочных горных породах. В них сера ф о р м и р у е т с я з а счет р а з л о ж е н и я сероводорода б а к т е р и я м и и л и з а счет оки­ сления его кислородом воздуха, з а т е м она многократно п е р е к р и с т а л л и з о в ы в а е т с я и переотлагается. И с п о л ь з у е т с я д л я производства серной к и с л о т ы и к а к ядохимикат. У з н а е т с я по цвету, блеску, ф о р м е к р и с т а л л о в , их хрупкости, л е г к о й воспламеняе­ мости и по обычной приуроченности к глинам и д р у г и м осадочным г о р н ы м породам. Г р а ф и т С. Обычно химически чист. Сингония г е к с а г о н а л ь н а я . Чаще всего встре­ ч а е т с я в плотных, ж и р н ы х н а ощупь и н а в и д массах темно-серо-черного цвета, р е ж е (в м р а м о р а х , с л а н ц а х и др.) образует в к р а п л е н н о с т ь одиночных п л а с т и н ч а т ы х гексаго­ н а л ь н ы х к р и с т а л л о в с с и л ь н ы м м е т а л л и ч е с к и м блеском. Очень м я г к и й (твердость 1). П р о м ы ш л е н н ы е м е с т о р о ж д е н и я г р а ф и т а приурочены к н е ф е л и н о в ы м сиенитам и м е т а м о р ф и ч е с к и м г о р н ы м породам. Г р а ф и т используется в м е т а л л у р г и и , в качестве 3

149

технических смазок, д л я изготовления электродов и д в и ж у щ и х с я к о н т а к т о в в элек­ т р о а п п а р а т у р е , д л я изготовления к а р а н д а ш н ы х г р и ф е л е й . У з н а е т с я по цвету, м я г к о с т и , ф о р м е одиночных к р и с т а л л о в . А л м а з С. П о л и м о р ф н а я м о д и ф и к а ц и я углерода, устойчивая при высоких д а в л е ­ ниях (см. рис. 103), при н о р м а л ь н ы х давлении и температуре находится в метаста­ бильном состоянии, сгорает при 85O C, п р е в р а щ а я с ь в C O . Сингония к у б и ч е с к а я . К р и с т а л л ы в виде октаэдров, ромбододекаэдров, р е ж е — кубов, очень часто н а гра­ н я х имеются многочисленные ступеньки роста и растворения; если они н е р а з л и ч и м ы глазом, грани к а ж у т с я искривленными, сферическими; обычны двойники. К р и с т а л л ы массой более 400 к а р (80 г) крайне редки и все известны (табл. 29). Т в е р д о с т ь а л м а з а в среднем 10, но она ч у т ь р а з л и ч а е т с я н а р а з н ы х г р а н я х и при царапании в р а з н ы х н а п р а в л е н и я х . Э т и м и п о л ь з у ю т с я при распиливании и шли­ ф о в к е к р и с т а л л о в а л м а з а а л м а з о м . И м е е т с я спайность по октаэдру. П л о т н о с т ь 3 , 5 0 3,53 г / с м . 0

2

3

О к р а с к а а л м а з о в р а з н а я , чаще всего в с т р е ч а ю т с я бесцветные прозрачные кристаллы. И з в е с т н ы голубые (из-за в х о ж д е н и я н и ч т о ж н ы х к о л и ч е с т в бора в позиции углерода), ж е л т ы е (микро­ примесь азота входит в позиции угле­ рода, рис 113), к р а с н ы е , о р а н ж е в ы е , ко­ ричневые, зеленые, ч е р н ы е (из-за вростков г р а ф и т а ) к р и с т а л л ы а л м а з а . А л м а з имеет высокий п о к а з а т е л ь ь преломле­ ния (2,42), сильную дисперсию (0,062), что обусловливает игру света ("пла­ мень") в б р и л л и а н т а х при специальной их огранке (см. рис. 68). А л м а з ы д о б ы в а ю т с я из первичных и вторичных м е с т о р о ж д е н и й . Среди пер­ вичных г л а в н ы м и я в л я ю т с я в е р т и к а л ь ­ ные трубообразные т е л а ( д и а т р е м ы ) , са­ мое большое из них п р о с л е ж е н о шах­ тами н а глубину 1 к м и уходит вниз. Это вулканические ж е р л а (рис. 114, 115), за­ полненные брекчией. Б р е к ч и я состоит из обломков и ксенолитов о к р у ж а ю щ и х и осевших сверху пород и из обломков пород, вынесенных с глубин 45-90 к м и более. Цементом я в л я е т с я вулканокластический м а т е р и а л , т у ф ы щелочноультраосновного состава, т а к н а з ы в а е ­ мые кимберлиты и лампроиты. Алмазы в виде п р а в и л ь н ы х к р и с т а л л о в в х о д я т (иногда в громадном количестве) в со­ став единичных небольших обломков не­ к о т о р ы х пород глубинного происхожде­ ния, а чаще в виде ч а с т и ч н о резорбированных, о п л а в л е н н ы х , р а с т в о р е н н ы х к р и с т а л л о в р а с с е я н ы в цементирующем

V

CK

О -

5С—*4N + вакансия V

щ

Рис. 113. П О З И Ц И Я атомов азота в структуре алмаза (Сухаржевский, 1994).

Рис. 1Ц. Строение кимберлитовой трубки (диатремы) (Митчелл, 1985).

150

Т а б л и ц а 29. С в е д е н и я о н е к о т о р ы х к р у п н е й ш и х а л м а з а х (5 к а р = 1 г, о б ъ е м 17,5 к а р с о с т а в л я е т 1 с м ) 3

Первоначаль­ ная масса, кар 3106 972 967 793 770 727 726 651 616 609 601 600 599 511 503 469 455 440 434 428 428 426 416 412 410 409 400 343 292 281 232 201 174 173 171 152 135 125 115 106 73 30 30 30

Название

Место добычи

Куллинан Эксцельсиор Звезда Сьерра-Леоне Великий Могол Войя Президент Варгас Джонкер Юбилейный Дьютойспен Баумгольд Лесото Гояс Столетний (Centenary) Вентер Кимберлей Империал Дарсу Варгас Низами Светоч мира Виктория Д е Бирс Снежная королева Берглен Бродерик Питт (Регент) Президент Д у т р а Коромандель IV Имени XXVI с ъ е з д а КПСС 40 лет Победы Золотой петух Звезда Якутии 60 лет В Л К С М 60 лет Якутской А С С Р Академик Сахаров Революционер Иван Бабушкин XIX Всесоюзная партийная конференция Великий почин Альенде Большая Медведица Мария Наталья Сарсадских Лариса Попугаева Без названия Без названия

Южная Африка » Западная Африка Индия Западная Африка Бразилия Южная Африка » »

Бразилия Южная Африка » » Бразилия Индия Западная Африка Южная Африка »

* * Индия Бразилия Якутия Китай Якутия » »

» »

» » Архангельская о б л . Урал

о б л о м к и т у ф е , но з д е с ь их к о л и ч е с т в о н и ч т о ж н о е , т а к ч т о в с у м м е с о д е р ж а н и е а л м а з а в о б ъ е м е всей а л м а з о н о с н о й , д а ж е п р о м ы ш л е н н о й , т р у б к и с о с т а в л я е т с о т ы е - д е с я т ы е д о л и г р а м м а н а 1 т п о р о д ы . В ц е м е н т и р у ю щ е й массе р а с с е я н ы т а к ж е в к р а п л е н и я к р и с т а л л о в ф о р с т е р и т а , д и о п с и д а , пироксена, и л ь м е н и т а , перовскита, магниевого гра­ н а т а пиропа, а в л а м п р о и т а х к ним д о б а в л я ю т с я еще и в к р а п л е н и я к а л и е в ы х с и л и к а т о в (лейцита, с а н и д и н а , ф л о г о п и т а , к а л и е в о г о а м ф и б о л а и д р . ) . 151

Кимберли™***

трубка

обогатительная

Отвалы

Фабрика

пустой

Алмазодобывающая шахта и фабрика

Рис. 115. Кимберлитовая трубка до и во время разработки (Kesler, 1992).

К и м б е р л и т о в ы е т р у б к и р а с п о л а г а ю т с я н а п л а т ф о р м а х , л а м п р о и т о в ы е — в их с к л а д ­ чатом обрамлении. В р е м я образования трубок разное — от архея д о к а й н о з о я , а воз­ раст а л м а з о в , д а ж е в с а м ы х м о л о д ы х из них, составляет о к о л о 2 - 3 м л р д . л е т (это пока еще единичные р е з у л ь т а т ы изотопных геохронологических определений). Обра­ зование трубок с в я з а н о с п р о р ы в о м вверх по у з к и м к а н а л а м под большим д а в л е н и е м щелочно-ультраосновных р а с п л а в о в . Во многих с л у ч а я х п р о р ы в вверх достигал палеоповерхности, но многие т р у б к и в з р ы в а могут б ы т ь " с л е п ы м и " и д о сих пор не в с к р ы т ы эрозией, т. е. з а л е г а ю т где-то н а глубине. А . В . У х а н о в ы м установлено, что скорость д в и ж е н и я п р о р ы в а ю щ е й с я м а г м ы , веро­ я т н о , могла б ы т ь очень большой, около 800 к м / ч , м а г м а о т р ы в а л а и в ы н о с и л а вверх обломки разного состава. Е с л и в них с о д е р ж а л и с ь а л м а з ы , т р у б к а становилась а л м а ­ зоносной. С а м и ж е а л м а з ы я в л я ю т с я наиболее стабильной п о л и м о р ф н о й м о д и ф и к а ­ цией углерода в глубинных зонах З е м л и . П о д р у г и м гипотезам они к р и с т а л л и з о в а л и с ь в магме, в ее глубинных очагах, а з а т е м выносились магмой наверх. З д е с ь они частично растворялись. Наиболее богатые а л м а з а м и трубки известны в А в с т р а л и и и Ю ж н о й А ф р и к е . Ал­ м а з н ы е трубки имеются в Сибири (в Я к у т и и ) , Архангельской области, К и т а е , С Ш А и других местах. В а л м а з о н о с н ы х районах д а л е к о не все к и м б е р л и т о в ы е и л а м п р о и т о в ы е трубки с о д е р ж а т а л м а з ы . И з других типов первичных месторождений а л м а з а назовем промышленно-алма­ зоносные д а й к и щелочно-ультраосновного состава, его единичные находки в оливинитах (дунитах), перидотитах, д и а б а з а х , а т а к ж е в эклогитах и и м п а к т н ы е а л м а з ы . Э к л о г и т ы — э т о м е т а м о р ф и ч е с к и е породы, продукты процессов регионального мета152

м о р ф и з м а при высоких д а в л е н и я х и т е м п е р а т у р а х . А л м а з ы образовались в них, ви­ димо, з а счет углерода первичных, подвергшихся м е т а м о р ф и з м у пород. И м п а к т н ы е (ударные) а л м а з ы образуются з а счет углерода при ударе метеоритов о З е м л ю ; есть находки а л м а з о в к а к в самих метеоритах, т а к и в породах метеоритных к р а т е р о в . Вторичные м е с т о р о ж д е н и я а л м а з о в — это россыпи разного генезиса и возраста. Ал­ мазу в них иногда сопутствуют п л а т и н а , золото. Х а р а к т е р н а ч а с т а я ассоциация ал­ м а з а в россыпях с пиропом, ильменитом, х р о м с о д е р ж а щ и м диопсидом. А л м а з ы широко используются в технике в качестве сверхтвердого м а т е р и а л а д л я изготовления буровых коронок, резцов, ф и л ь е р о в , сверл, абразивных м а т е р и а л о в ; 7 5 80% добываемых а л м а з о в я в л я ю т с я техническими. Потребности техники в а л м а з а х с т о л ь велики, ч т о н а л а ж е н а и н д у с т р и я производства синтетических а л м а з о в , т а к к а к природных а л м а з о в д л я техники не хватает. Контрольные

вопросы

1. Чем отличаются по своей структуре интерметаллиды от твердых растворов металлов? 2. Каковы главные типы структур и химических связей у минералов — простых веществ, как они сказываются на свойствах минералов? 3. Каковы условия образования самородных меди, золота, серы, графита и алмаза?

Глава

9

СЕРНИСТЫЕ СОЕДИНЕНИЯ И ИХ АНАЛОГИ

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О МИНЕРАЛАХ

К этому типу относится около 500 м и н е р а л ь н ы х видов, г л а в н ы м образом сернистых соединений м е т а л л о в и п о л у м е т а л л о в , таких, к а к д и с у л ь ф и д ж е л е з а (II) — п и р и т F e S , с у л ь ф и д ж е л е з а и меди — х а л ь к о п и р и т C u F e S , с у л ь ф и д цинка — с ф а л е р и т ZnS и бо­ лее с л о ж н ы е соединения. С позиций общей химии их м о ж н о р а з б и т ь н а т р и к л а с с а (табл. 30): 1) простые с у л ь ф и д ы , к а к бы соли сероводородной к и с л о т ы ( с ф а л е р и т ( Z n F e ) S , киноварь HgS, с у л ь ф и д молибдена ( I V ) — м о л и б д е н и т M o S и др.) и мно­ гокомпонентные соли сероводородной к и с л о т ы (халькопирит C u F e S , борнит C u s F e S ^ станнин Cu FeSnS4 и д р . ) ; 2) соли тиокислот (сульфокислот), т . е . бескислородных кислот, в к о т о р ы х р о л ь кислорода играет сера (красная с е р е б р я н а я р у д а (прустит) A g ( S b S a ) — э т о к а к бы серебряная соль сурьмяной с у л ь ф о к и с л о т ы HaSbSs); 3) по­ лисернистые соединения ( п е р с у л ь ф и д ы ) , они, м о ж н о с к а з а т ь , я в л я ю т с я с о л я м и поли­ сернистой к и с л о т ы H S со своеобразным к о м п л е к с н ы м д в у х з а р я д н ы м анионом ( S ) ( д и с у л ь ф и д ж е л е з а (И) — пирит F e ( S ) и д р . ) . Б л и ж а й ш и м и аналогами с у л ь ф и д о в я в л я ю т с я арсениды и их смешанные соедине­ ния (арсенидосульфиды), например арсенопирит Fe(As ) и л ё л л е н г и т Fe(AsS), к а к бы с л у ж а щ и е аналогами вещества F e ( S ) . И л и другой пример такой ж е аналогии — кобальтин Co(AsS), холлингуортит Rh(AsS), спёррилит P t ( A s ) . Т а к ж е аналогами с у л ь ф и д о в по химическому составу я в л я ю т с я селениды и т е л л у р и д ы : P b T e — а л т а и т (сравните с P b S — галенитом), PbSe — клаусталит. Н а д о сразу о б р а т и т ь внимание н а то, что а н а л о г и я э т а не п р я м а я , и чаще подобны д р у г другу л и ш ь химические ф о р м у л ы минералов. Есть, кроме того, вещества, не имеющие аналогов, н а п р и м е р к а л а в е р и т A u T e и другие т е л л у р и д ы и селениды. Сернистные соединения и их аналоги имеют большое промышленное значение. Они я в л я ю т с я главной рудой н а медь, цинк, свинец, р т у т ь , висмут, кобальт, н и к е л ь и дру­ гие цветные м е т а л л ы . И з них и з в л е к а ю т м ы ш ь я к , сурьму, а пирит F e ( S ) с л у ж и т сы­ рьем д л я получения сернистого ангидрида и производства серной к и с л о т ы . Обратите внимание — черные м е т а л л ы ( ж е л е з о , хром, марганец) из руд, где они представлены с у л ь ф и д а м и , не и з в л е к а ю т с я (избыток серы мешает получению чистого м е т а л л а ) . 2

2

5

2

2

2

3

2 -

2

2

2

2

2

2

2

2

2

КРИСТАЛЛОХИМИЧЕСКИЕ

ОСОБЕННОСТИ

Главные кристаллохимические особенности с у л ь ф и д о в , а о т ч а с т и и их аналогов о п р е д е л я ю т с я сочетанием в к р и с т а л л и ч е с к и х постройках этих м и н е р а л о в типичного ионообразователя (серы) и т и п и ч н ы х м е т а л л о в ( ж е л е з а , меди, свинца, ц и н к а и д р . ) . В а ж н а и степень р а з л и ч и я в их р а з м е р а х : радиус S с о с т а в л я е т 0,174 нм (по 2 -

154

Т а б л и ц а 30. Г л а в н е й ш и е м и н е р а л ы — с е р н и с т ы е с о е д и н е н и я и их аналоги Класс Простые сульфиды

Структура

Минерал

Син­ гония

Твер­ дость

Координа­ ционная

Аргентит A g S Халькозин Сиг S Галенит PbS Алабандин MnS Сфалерит (Zn Fe)S Т р о и л ит FeS Пирротин FeS Никелин NiAs Киноварь HgS Стибнит (антимонит) SD2S3 Висмутин Bi2S3 Реальгар AsS Аурипигмент AS2S3 Молибденит M0S2

Ромб. » Куб. » » Геке. Мон. Геке. Триг. Ромб.

2-2,5 2-3 2-3 3,5-4 3-4 3-4 4 5 2-2,5 2-2,5

» Мон. Ромб. Геке.

2-2,5 1,5-2 1-2 1

Пентландит Fes №4 Se Халькопирит CuFeS2 Станнин Cu2FeSnS4 Кёстерит C u Z n S n S e Борнит C u s F e S 4 Ковеллин CuS = C u C u S ( S )

Куб. Тетр. »

3-4 3-4 3-4 4 3 1,5-2

Энаргит Cu3(AsS4) Прустит Ag (SbSe) Пираргирит Ag (AsSs) Т е т р а э д р и т Cui (SbSs)4 Теннантит C u i ( A s S 3 ) 4 S Буланжерит PbS(Sb 8 4 ) 2 S 3 Лжемсонит Pb4Fe(Sb3Sr)2

Ромб. Триг. » Куб. » Мон. »

3,5 2-2,5 2-2,5 3-4

Куб. »

6-6,5 6-7 5-6 5-6 5,5 5 5,5 5,5-6 6 5,5-6 6

2

1

Цепочечная

Кольцевая Слоистая Сложные сульфиды

Координа­ ционная

4

Слоистая

2

2

Сульфосоли

Островная

2

Куб. Геке.

2

3

3

2

2

Цепочечная Персульфиды

2

Островная

Пирит Fe(S2) Спёррилит P t ( A s ) Кобальтин Co(AsS) Марказит Fe(S ) Л ё л л и н г и т Fe(As) Саффлорит Co(As2) Раммельсбергит Ni(As2) Арсенопирит Fe(AsS) Глаукодит Co(AsS) Скуттерудит C o 4 ( A s 4 ) Никельскуттерудит Ni (As ) 2

2

Ромб.

*

2

3

4

2 +

4

» » Мон. Ромб. Куб.

*

2,5-3 3

3

2 +

2 +

2 +

В. М. Г о л ь д ш м и д т у ) , р а д и у с ы F e , P b , Z n , C o — с о о т в е т с т в е н н о 0,082, 0,132, 0,083, 0,082 н м , а в ц е л о м к о л е б л ю т с я от 0,13 д о 0,06 н м . К а к р е з у л ь т а т , с т р у к т у р ы с у л ь ф и д о в д а л е к о не в с е г д а и д е а л ь н о с о о т в е т с т в у ю т п л о т н е й ш е й у п а к о в к е а т о м о в . М о ж н о о т м е т и т ь еще д в а ф а к т о р а , с к а з ы в а ю щ и х с я н а с т р у к т у р а х с у л ь ф и д о в : л е г к а я п о л я р и з у е м о с т ь к р у п н ы х ионов с е р ы и в о з м о ж н о с т ь о с у щ е с т в л е н и я серой к о в а л е н т н ы х с в я з е й с о б р а з о в а н и е м к о м п л е к с н ы х анионов т и п а ( S 2 ) , ( A s S ) и т. п. В це­ лом, с у л ь ф и д ы характеризуются большим разнообразием с т р у к т у р и с л о ж н ы м и хими2 -

155

3 -

ческими с в я з я м и в них — ионно-металлическими, ионно-ковалентно-металлическими, донорно-акцепторными, но всегда с большой р о л ь ю именно м е т а л л и ч е с к о й компоненты связей. Упрощенно и несколько ф о р м а л ь н о м о ж н о с к а з а т ь , что все разнообразие кри­ сталлических с т р у к т у р с у л ь ф и д о в и их аналогов п о д р а з д е л я е т с я на следующие ус­ ловные типы: координационные, остров­ ные, цепочечные (ленточные), слоистые, с комплексными анионами. Е с т ь и другие т и п ы с т р у к т у р , но они более редки. Принцип построения координационных с т р у к т у р наиболее н а г л я д н о демонстриру­ ется н а примере галенита P b S (рис. 116). В сущности, у галенита с т р у к т у р а т а ж е , ч т о и у NaCl (а она я в л я е т с я о б ы ч н ы м примером при описании к р и с т а л л и ч е с к и х веществ в ш к о л ь н ы х и вузовских к у р с а х общей ф и з и к и и химии), но позиции на­ т р и я з а н я т ы свинцом, х л о р а — серой (см. рис. 1), координационные ч и с л а свинца и серы одинаковы — 6. К а к видно, закон чередования атомов во всех трех измере­ ниях одинаковый, свинец и сера взаимно о к р у ж а ю т ("координируют") д р у г д р у г а без образования каких-либо особых груп­ пировок. По этому ж е принципу коор­ динации построены с т р у к т у р ы цинковой обманки, пирротина (рис. 117), никелина, халькопирита. Островные с т р у к т у р ы х а р а к т е р н ы д л я Рис. 116. Модель структуры галенита. пирита и других полисернистых соедине­ ний (персульфидов) и их аналогов — кобальтина, м а р к а з и т а , арсенопирита, ш м а л ь тина. С т р у к т у р а пирита я в л я е т с я , к а к и у галенита, аналогом с т р у к т у р ы NaCl, но в пирите атомы серы не одиночные, а сдвоенные (рис. 118). Они соединены существенно

«Fe

Рис. 117. Модель структуры пирротина и троилита.

Рис. 118. Модель структуры пирита.

156

2 -

к о в а л е н т н ы м и с в я з я м и в д в у х з а р я д н ы й к о м п л е к с ( S ) , это к а к бы островная обосо­ б л е н н а я группировка в с т р у к т у р е м и н е р а л а . Сходные островные группировки м о ж н о в ы д е л и т ь в с т р у к т у р а х арсенопирита и к о б а л ь т и н а — это комплекс ( A s S ) , в скуттерудите — ( A S 4 ) (рис. 119). В этих к о м п л е к с а х атомы, объединяясь, с т р е м я т с я со­ з д а т ь вокруг себя устойчивую восьмиэлектронную оболочку з а счет обобществления своих внешних электронов. Но их не хва­ Г ® . . . Г | 2тает. Ч и с л о нехватающих э л е к т р о н о в и есть з а р я д комплекса, он компенсируется з а счет /s связей с атомами м е т а л л о в в минерале. Еще As один пример островной с т р у к т у р ы — р е а л ь ­ 2гар AsS. В нем имеются м о л е к у л я р н ы е ком­ Fe 2+ п л е к с ы ( A S 4 S 4 ) , в к о т о р ы х ионы с к р е п л е н ы [Atfsj-] к о в а л е н т ы м и с в я з я м и , но сами они имеют Реальгар Пирит нулевой з а р я д (см. рис. 119). В итоге по­ л у ч а е т с я м о л е к у л я р н ы й к р и с т а л л состава 4AS4S4. \ As Ленточные с т р у к т у р ы типичны д л я ан­ • а • • тимонита S b S a и висмутина B i S 3 . В ан­ ?а» : а»: тимоните к а ж д а я л е н т а бесконечна и имеет С о * [Ass] з состав ( S b S a ) , они ориентированы в ми­ нерале п а р а л л е л ь н о д р у г другу (рис. 120) НоНалътин Скуттврудит и соединены остаточными (вандерваальсовыми) с в я з я м и . Рис. 119. Схема атомных группировок в неко­ 2

3 -

4 -

"Л \

V /

0

2

2

+

0

2

торых сульфидах.

Рис. 120. Модель структуры анти­ монита.

Рис. 121. Модель структуры молибденита (Булах, Золотарев, 1997).

П р и м е р о м слоистых с т р у к т у р я в л я е т с я с т р у к т у р а молибденита (рис. 121). Она к а к бы состоит из трехслойных п а к е т о в , в к а ж д о м из них средний слой молибдено157

вый, верхний и н и ж н и й — из атомов серы. Общий з а р я д п а к е т а нулевой, м е ж д у ними о с у щ е с т в л я ю т с я остаточные связи. С т р у к т у р ы с комплексными анионами х а р а к т е р н ы д л я с у л ь ф о с о л е й . К и с л о т н ы й р а д и к а л в них и я в л я е т с я к о м п л е к с н ы м ионом, з а н и м а ю щ и м в к р и с т а л л и ч е с к о й ре­ шетке несколько обособленные позиции. Н а п р и м е р , в с т р у к т у р у красной серебряной руды A g ( S b S s ) входят к о м п л е к с н ы е анионы ( S b S s ) . Они имеют в и д н и з к и х широ­ к и х т р и г о н а л ь н ы х п и р а м и д с атомами с у р ь м ы в их вершинах и а т о м а м и серы в осно­ ваниях, м е ж д у этими к о м п л е к с н ы м и анионами р а з м е щ а ю т с я а т о м ы серебра. Сходные комплексные анионы ( S b S s ) " и ( A s S s ) имеются в с т р у к т у р е б л е к л ы х руд. А в энаргите комплексные анионы иные, з а счет другой валентности центрального а т о м а м ы ш ь я к а — это ( A s S / j ) . Могут б ы т ь комплексные анионы ( S D S 4 ) и д р . 3 -

3

3

3 -

3-

3 -

МОРФОЛОГИЯ КРИСТАЛЛОВ И ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА

Н е к о т о р ы е с у л ь ф и д ы с л у ж а т я р к и м и примерами зависимости о б л и к а к р и с т а л л о в (рис. 122) от с т р у к т у р ы м и н е р а л а . С у л ь ф и д ы с координационными с т р у к т у р а м и , к р и с т а л л и з у ю щ и е с я в кубической сингонии (сфалерит, галенит и д р . ) , образуют кри­ с т а л л ы в виде простейших т е т р а э д р о в , кубов, октаэдров, иногда у с л о ж н я е м ы х дру­ гими г р а н я м и . Они могут к р и с т а л л и з о в а т ь с я и в иных сингониях, но все равно их к р и с т а л л ы часто имеют и з о м е т р и ч н ы й облик и псевдокубическую внешнюю симме­ трию. Т а к о в ы , н а п р и м е р , к р и с т а л л ы х а л ь к о п и р и т а — т е т р а г о н а л ь н о г о м и н е р а л а ко­ ординационной с т р у к т у р ы . Они, к а к правило, образованы г р а н я м и т е т р а г о н а л ь н о г о т е т р а э д р а , внешне не отличимого от кубического т е т р а э д р а . Т а к ж е и з о м е т р и ч н о р а з ­ в и т ы к р и с т а л л ы пирита, х о т я его с т р у к т у р а не координационная, но очень б л и з к а к ней и отличается, л и ш ь заменой одиночных атомов серы на сдвоенные. Я р к о п р о я в л е н а с в я з ь м о р ф о л о г и и и с т р у к т у р ы у цепочечных (ленточных) и сло­ истых с у л ь ф и д о в . Приведем д в а п р и м е р а этой с в я з и — к р и с т а л л ы а н т и м о н и т а и мо­ либденита. П е р в ы е имеют длиннопризматический облик, к р и с т а л л ы удлинены вдоль цепочек ( S b S s ) в пространственной решетке м и н е р а л а . С т р у к т у р а молибденита сло­ истая с ш е с т и ч л е н н ы м и к о л ь ц е в ы м и группировками атомов внутри слоев, соответ­ ственно этому к р и с т а л л ы молибденита имеют вид шестиугольных (гексагональных) пластинок — пинакоидов с тончайшими, порой невидимыми г р а н я м и д р у г и х простых форм. Физические свойства с у л ь ф и д о в и их аналогов очень с п е ц и ф и ч н ы . Внешне они подобны м е т а л л а м : непрозрачны, имеют м е т а л л и ч е с к и й и л и м е т а л л о в и д н ы й блеск, цвета, к а к и у м е т а л л о в , в большинстве случаев серо-черные и ж е л т ы е ( р е ж е — красные и синие) разной интенсивности и оттенков, электропроводны. Все эти осо­ бенности ф и з и ч е с к и х свойств обусловлены преобладанием м е т а л л и ч н о с т и химических связей в с у л ь ф и д а х . Т а к ж е х а р а к т е р н о и обусловлено э т и м ж е типом с в я з и то, ч т о все с у л ь ф и д ы , з а исключением п е р с у л ь ф и д о в , обладают относительно низкой твер­ достью^— о т 1 д о 5 (т.е. м я г ч е с т е к л а ) . Т в е р д о с т ь п е р с у л ь ф и д о в (пирита, к о б а л ь ­ тина, м а р к а з и т а , арсенопирита, скуттерудита) р а в н а или более 5, ч т о предопределено проявлением в них преимущественно ковалентных, с и л ь н ы х связей внутри островных группировок ( S ) , ( A s S ) и т. п. В то ж е в р е м я свойства р е а л ь г а р а , в с т р у к т у р е которого т о ж е м о ж н о в ы д е л и т ь островные группировки ( A S 4 S 4 ) , иные: он м я г к и й (твердость 1,5-2), имеет спайность, легко п л а в и т с я (310° С ) . Э т о о б ъ я с н я е т с я т е м , ч т о с в я з и м е ж д у к о м п л е к с а м и слабые, остаточные. Особо остановимся н а э л е к т р и ч е с к и х и м а г н и т н ы х свойствах с у л ь ф и д о в . Они обла­ д а ю т способностью одновременно к электронной и ионной проводимости э л е к т р и ч е ­ ства. В р е з у л ь т а т е д в а к о н т а к т и р у ю щ и х в руде зерна д в у х р а з н ы х с у л ь ф и д о в , смочен­ ные водой, образуют гальванический микроэлемент с определенным значением Э Д С . 0

2

2 -

3 -

2

0

158

Сфалерит

Халькопирит

Галенит

Пирит

Марказит

Рис. 122. Кристаллы некоторых сульфидов.

Н а к о н т а к т е зерен происходят электрохимические реакции, к а к н а аноде и катоде, с переходом части ионов в водный раствор, а это приводит, в свою очередь, к ф о р м и р о ­ ванию вокруг с у л ь ф и д н ы х р у д ореолов р а с с е я н и я м е т а л л о в , по к о т о р ы м м о ж н о и с к а т ь эти руды. З а счет интенсивной о к р а с к и м и н е р а л о в и м а л о й и л и относительно невысокой твер­ дости с у л ь ф и д ы д а ю т на бисквите хорошую черту. Ц в е т ч е р т ы я в л я е т с я одним из диагностических п р и з н а к о в с у л ь ф и д о в . ОСОБЕННОСТИ УСЛОВИЙ

ОБРАЗОВАНИЯ

В природе с у л ь ф и д ы к р и с т а л л и з у ю т с я ч а щ е всего из водных растворов при тем­ п е р а т у р а х п р и б л и з и т е л ь н о от 6 0 0 C и н и ж е . Т а к образуются р а з н ы е по м е т а л л о носности г и д р о т е р м а л ь н ы е м е с т о р о ж д е н и я . Т а к ж е из г и д р о т е р м а л ь н ы х растворов к р и с т а л л и з у ю т с я с у л ь ф и д ы в скарнах, грейзенах и м е т а м о р ф и ч е с к и х горных поро­ д а х . И з водных ж е растворов о б р а з у ю т с я с у л ь ф и д ы в осадочных г о р н ы х породах. 0

159

Особо, к а к дополнение к гл. 6., р а с с м о т р и м три своеобразных т и п а с у л ь ф и д н ы х место­ р о ж д е н и й — с т р а т и ф о р м н ы е (пластообразные) руды среди осадочных пород, особый тип в к р а п л е н н ы х и ж и л ь н ы х р у д в габбро (так н а з ы в а е м ы е л и к в а ц и о н н ы е руды) и конкреции в придонных о с а д к а х . Стратиформные (или пластовые) м е с т о р о ж д е н и я п р е д с т а в л я ю т собой один из главных источников д л я добычи меди, свинца, цинка и некоторых других м е т а л л о в . Они с в я з а н ы с р а з л и ч н ы м и к о м п л е к с а м и осадочных горных пород: с л а н ц а м и , песча­ никами и к а р б о н а т н ы м и о т л о ж е н и я м и . Х а р а к т е р н о й особенностью р у д с т р а т и ф о р м ных месторождений я в л я е т с я довольно простой набор минералов, а именно: пирит, халькопирит, борнит, х а л ь к о з и н , галенит, сфалерит, которые в с т р е ч а ю т с я в р а з л и ч ­ ных сочетаниях. Эти с у л ь ф и д ы р а с п о л а г а ю т с я во вмещающих их осадочных горных породах в виде вкрапленности м е л к и х зерен и п р о ж и л к о в , р е ж е ф о р м и р у ю т цемент песчаников или создают у ч а с т к и массивных руд. Многочисленные теории происхо­ ж д е н и я с т р а т и ф о р м н ы х р у д н ы х з а л е ж е й сводятся, по существу, к а л ь т е р н а т и в е : либо рудное вещество о т л о ж и л о с ь в процессе осадконакопления и з а т е м в ходе эпигенеза было преобразовано, либо это в т о р и ч н а я м и н е р а л и з а ц и я , о т л о ж е н н а я в осадочных горных породах просачивавшимися через них к а к через ф и л ь т р г и д р о т е р м а л ь н ы м и р а с т в о р а м и . Н о в любом с л у ч а е в а ж н о то, что с т р а т и ф о р м н ы е р у д н ы е м е с т о р о ж д е ­ ния имеют большую п р о т я ж е н н о с т ь и д а ж е при м а л о м с о д е р ж а н и и в них полезного компонента они я в л я ю т с я к р у п н ы м и концентраторами руд. Н е с к о л ь к о особняком среди с т р а т и ф о р м н ы х с т о я т к о л ч е д а н н ы е м е с т о р о ж д е н и я (рис. 123). Они п р е д с т а в л я ю т собой п л а с т ы осадочных или вулканогенно-осадочных горных пород, насыщенных с у л ь ф и д а м и . Специфичен их набор. Это почти всегда пирит и х а л ь к о п и р и т с примесью д р у г и х с у л ь ф и д о в , их общее с о д е р ж а н и е м о ж е т до­ стигать 8 0 - 9 0 % от о б ъ е м а с л о я осадочных и вулканогенно-осадочных пород. Р у д ы этого т и п а о б р а з у ю т с я в о б л а с т я х вулканической д е я т е л ь н о с т и в придонных морских о т л о ж е н и я х при пропитывании их металлоносными в у л к а н и ч е с к и м и э к с г а л я ц и я м и . При процессах диагенеза и последующего преобразования природных илов, осадков, т у ф о в , насыщенных с у л ь ф и д а м и , и ф о р м и р у ю т с я колчеданные р у д ы . К ликвационным относят медно-никелевые м е с т о р о ж д е н и я с у л ь ф и д н ы х руд в уль­ т р а о с н о в н ы х — основных и н т р у з и в н ы х массивах на древних щ и т а х и п л а т ф о р м а х . С у л ь ф и д ы представлены здесь х а л ь к о п и р и т о м , пирротином, п е н т л а н д и т о м и д р у г и м и м и н е р а л а м и . Они образуют сплошные массы — ж и л к и , гнезда, н е п р а в и л ь н ы е в к р а п л е ­ ния р а з м е р о м д о 2 - 3 см, рассеянные в перидотитах, габбро и д р у г и х горных породах этих интрузий. В массе с у л ь ф и д о в обычны в к р а п л е н и я хороших к р и с т а л л о в м а г н е т и т а и т о н ч а й ш а я , н е в и д и м а я глазом в к р а п л е н н о с т ь минералов п л а т и н ы . К а к полагают, механизм образования этих руд очень с л о ж е н , а у с л о в и я их появле­ ния довольно э к з о т и ч н ы . Они о б р а з у ю т с я из у л ь т р а о с н о в н ы х — о с н о в н ы х м а г м , не т о л ь к о обогащенных медью, н и к е л е м , платиной, что в общем-то свойственно в той или иной степени т а к и м м а г м а м , но с о д е р ж а т в своем составе серу в к о л и ч е с т в е д о 1-3%. Ее источник не всегда ясен, в о з м о ж н о , это о к р у ж а ю щ и е и н т р у з и ю осадочные горные породы с гипсом и ангидритом. Т а к о й обогащенный серой м а г м а т и ч е с к и й р а с п л а в при остывании, по всей видимости, р а с п а д а е т с я (ликвирует) н а д в е ч а с т и — с и л и к а т н ы й р а с п л а в с эмульсионными к а п л я м и медно-никель-сульфидного р а с п л а в а . П р и д а л ь ­ нейшем остывании и н т р у з и и с н а ч а л а р а с к р и с т а л л и з о в ы в а е т с я с и л и к а т н ы й р а с п л а в с образованием оливинитов, перидотитов, габбро. З а т е м з а с т ы в а е т с у л ь ф и д н ы й рас­ п л а в , и в э т и х горных породах образуется р у д н а я в к р а п л е н н о с т ь — т а к о б ъ я с н я ю т присутствие р а с с е я н н ы х в породе о к р у г л ы х скоплений с у л ь ф и д о в (пирита, х а л ь к о п и ­ рита, пирротина) д и а м е т р о м от долей м и л л и м е т р а д о 5-10 м м . В неспокойных тек­ тонических у с л о в и я х к а п е л ь к и с у л ь ф и д н о г о р а с п л а в а о т ж и м а ю т с я в т р е щ и н ы — т а к 160

Рис. 123. Пример залегания колчеданных руд (месторождение Сибай, Урал) (Жабин и ДР., 1987). 1, 2, S—вулканиты и осадочные породы разного состава и строения; 4 — сульфидные руды прожилковые; 5—сульфидные руды мелкозернистые, тонкослоистые.

о б ъ я с н я ю т образование рудных гнезд, л и н з , ж и л о к . В противовес этой с л о ж н о й к а р ­ тине ф о р м и р о в а н и я месторождений подобного т и п а многие исследователи выдвигают гипотезу об обычном д л я с у л ь ф и д о в г и д р о т е р м а л ь н о м генезисе и приводят много вес­ ких аргументов в пользу этой гипотезы. В придонных осадках в водных бассейнах в ходе диагенеза образуются пирит, м а р ­ казит, мельниковит, галенит, с ф а л е р и т . С н а ч а л а они ф о р м и р у ю т рассеянную в к р а ­ пленность и к о л л о м о р ф н ы е в ы д е л е н и я з а счет коагуляции и р а с к р и с т а л л и з а ц и и кол­ лоидов. З а т е м , на поздних с т а д и я х диагенеза, одновременно с процессами уплотнения осадков и о т ж и м а поровых вод идет образование конкреций пиритового, м а р к а з и т о вого и л и смешанного пирит-марказитового состава. КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О МИНЕРАЛАХ

Х а л ь к о з и н C u S . Встречается в сплошных массах, в виде ж е л в а ч н ы х агрегатов, мономинеральных ж и л о к и в виде вкрапленности в медистых песчаниках. Ц в е т серочерный, излом шероховатый, м а т о в ы й , блеск слабый металлический, ковок. Очень обычны на нем цветные н а л е т ы м а л а х и т а , а з у р и т а и с у л ь ф а т о в меди. Это низкотемпературный г и д р о т е р м а л ь н ы й м и н е р а л , обычен т а к ж е д л я зоны оки­ сленных руд, где образуется в подзоне вторичного сульфидного обогащения, типичен д л я медистых песчаников. Совместно с другими м и н е р а л а м и с л у ж и т рудой н а медь. У з н а е т с я по цвету, х а р а к т е р у выделений, цветным н а л е т а м . От сходных по виду б л е к л ы х р у д о т л и ч а е т с я тем, ч т о игла о с т а в л я е т н а нем блестящую царапину. Г а л е н и т P b S . И з о м о р ф н ы е примеси Ag, Sb, T l , Se, Те. Сингония к у б и ч е с к а я . К р и ­ с т а л л ы в с т р е ч а ю т с я в виде д р у з о ч е к в пустотах руды и сразу з а п о м и н а ю т с я своей про­ стотой и с о в е р ш е н с т в о м — э т о кубы (рис. 124) и комбинации куба с о к т а э д р о м . Обычно образует зерна, в к р а п л е н н ы е в к в а р ц , к а р б о н а т ы , с ф а л е р и т и агрегаты д р у г и х мине2

161

р а л о в . Цвет свинцово-серый, блеск м е т а л л и ч е с к и й , от сильного д о слабого. Весьма совершенная спайность по кубу — легко к о л е т с я ступеньками по т р е м в з а и м н о перпен­ д и к у л я р н ы м плоскостям. М я г ч е к а л ь ц и т а (твердость 2,5), очень т я ж е л ы й (плотность 7,6 г / с м ) . 3

Рис. 124. Кристаллы галенита в друзе кварца.

Образуется в с к а р н а х , г и д р о т е р м а л ь н ы х и с т р а т и ф о р м н ы х м е с т о р о ж д е н и я х . Я в л я ­ ется главной рудой на свинец, нередко из него попутно и з в л е к а ю т серебро, висмут, таллий и др. Л е г к о у з н а е т с я по цвету, спайности, большой плотности, низкой твердости и ассо­ циации м и н е р а л о в — с ф а л е р и т а , и других с у л ь ф и д о в . С ф а л е р и т (Zn,Fe)S. Ж е л е з а не более 20 ат. % от с у м м ы (Fe + Z n ) . Д р у г и е изо­ м о р ф н ы е примеси — Mn, Cd, Hg, Sn. Сингония кубическая. К р и с т а л л ы в виде тетра­ эдров. Обычно образует одиночные в к р а п л е н и я изометричных зерен (рис. 125), свер­ кающих н а плоскостях спайности а л м а з н ы м или п о л у м е т а л л и ч е с к и м блеском. Спай­ ность совершенная по ромбододекаэдру, т . е . по шести разноориентированным плос­ костям, поэтому зерна многократно взблескивают при поворотах образца. Свойства сильно з а в и с я т от состава: почти б е з ж е л е з и с т ы е разновидности п р о з р а ч н ы , бесцветны или зеленоватые, м е д о в о - ж е л т ы е , сверкают а л м а з н ы м блеском; м а л о ж е л е з и с т ы е , но с марганцем разновидности имеют красновато-коричневый цвет и а л м а з н ы й блеск; сильно ж е л е з и с т ы е цинковые обманки коричнево-черные и черные, с п о л у м е т а л л и ч е ­ ским блеском, спайность в них п р о я в л е н а х у ж е . Ч е р т а во всех с л у ч а я х к о р и ч н е в а я , но разной интенсивности (от светлой до бурой). Образуется обычно вместе с галенитом и пиритом в г и д р о т е р м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е ­ ниях, с к а р н а х и с т р а т и ф о р м н ы х рудах. Я в л я е т с я рудой на цинк, к а д м и й . Л е г к о у з н а е т с я по спайности, блеску, цвету и ассоциации с галенитом, х а л ь к о п и р и ­ том, к в а р ц е м , к а л ь ц и т о м . 162

Рис. 125. Кристаллы сфалерита среди кварца.

П и р р о т и н . Состав переменный, приблизительно это FeS, но почти всегда имеется "недостаток" ж е л е з а ("избыток" серы). Э т о о б ъ я с н я ю т д е ф е к т а м и с т р у к т у р ы мине­ р а л а з а счет гетеровалентного и з о м о р ф и з м а 3 F e <— 2 F e + • (см. с. 33); с его учетом общая ф о р м у л а м и н е р а л а пишется к а к F e i - ^ S и л и ( F e i F e ^ ^ ) i _ ( / ) S . Д л я ми­ н е р а л а нередко у к а з ы в а ю т ч а с т н ы е ф о р м у л ы , например Fe7Ss, Fes Sg. В с т р е ч а е т с я в сплошных м е л к о з е р н и с т ы х массах и в о т д е л ь н ы х бесформенных в к р а п л е н и я х брон­ зового цвета с т у с к л ы м м е т а л л о в и д н ы м блеском, шероховатым и з л о м о м . К р и с т а л л ы редки, имеют т а б л и т ч а т ы й псевдогексагональный облик. Пирротин л е г к о выветри­ в а е т с я , быстро п о к р ы в а е т с я бурой пленкой, скрывающей собственный цвет и блеск м и н е р а л а . Слабо магнитен, но м о ж е т б ы т ь и немагнитным. 2 +

3 +

3

2

n

3

n

1

3

n

Образуется в р а з н ы х условиях, широко распространен в природе. П р а к т и ч е с к о г о з н а ч е н и я не имеет, во многих м е т а л л у р г и ч е с к и х процессах я в л я е т с я вредной приме­ сью. У з н а е т с я по бронзовому цвету в с в е ж и х сколах, слабой магнитности, бесформенно­ сти выделений. Начинающие и з у ч а т ь минералогию путают его с пиритом (но у послед­ него хорошие к р и с т а л л ы и з о л о т и с т о - ж е л т ы й цвет) и х а л ь к о п и р и т о м (но последний имеет з е л е н о в а т о - ж е л т ы й цвет). Н и к е л и н NiAs. Сплошные тонкозернистые и почковидные скопления светлого медно-красного цвета в составе г и д р о т е р м а л ь н ы х у р а н о в ы х (с с у л ь ф и д а м и ) месторо­ ж д е н и й . В зоне окисления нередко з а м е щ а е т с я аннабергитом в виде порошковатых масс светло-зеленого, зеленого цвета. К и н о в а р ь HgS. Образует ало-красные, карминово-красные зерна, в к р а п л е н н ы е в песчаник и л и м р а м о р и л и входящие в состав к в а р ц е в ы х ж и л с антимонитом и ф л ю ­ оритом. В к р у п н ы х з е р н а х з а м е т н ы спайность и а л м а з н ы й блеск н а ее плоскостях. В агрегатах блеск ж и р н ы й , м а т о в ы й . Ч е р т а я р к а я а л о - к р а с н а я , к а к от мокрого ка­ р а н д а ш а . Очень т я ж е л а я (плотность 7,7 г / с м ) . Образуется в н и з к о т е м п е р а т у р н ы х г и д р о т е р м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и я х . Я в л я е т с я рудой н а р т у т ь . У з н а е т с я по цвету, черте, ассоциации с ф л ю о р и т о м , антимонитом, к в а р ц е м . Х а р а к ­ т е р н а я ф о р м а к р и с т а л л о в к и н о в а р и — р о м б о э д р ы и их двойники п р о р а с т а н и я . 3

163

С т и б н и т ( а н т и м о н и т ) SD2S3. Сингония ромбическая. В с т р е ч а е т с я всегда в виде шестоватых или и г о л ь ч а т ы х к р и с т а л л о в , исштрихованных в д о л ь удлинения (рис. 126), и их агрегатов. Цвет темно-серый, иногда с я р к о й индигово-синей п о б е ж а л о с т ь ю на г р а н я х . Б л е с к м е т а л л и ч е с к и й . Х о р о ш а я спайность в д о л ь удлинения, на ней часто з а м е т н а поперечная штриховка.

Рис. 126. Кристаллы антимонита.

О б р а з у е т с я в г и д р о т е р м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и я х в ассоциации с к и н о в а р ь ю , к в а р ц е м и ф л ю о р и т о м . Я в л я е т с я рудой н а сурьму. Л е г к о у з н а е т с я по ф о р м е к р и с т а л л о в и их штриховке и по ассоциации м и н е р а л о в . Х а р а к т е р н ы й п р и з н а к — с п и ч к а л е г к о з а ж и г а е т с я , если ею ч и р к н у т ь по антимониту (антимонитовый порошок входит в состав головок современных, к а к их когда-то н а з ы ­ вали, шведских спичек). В и с м у т и н BigSa. Внешне во всем подобен антимониту, но н е с к о л ь к о светлее по цвету. О т л и ч а е т с я от антимонита по ассоциации. Он образуется в в ы с о к о т е м п е р а т у р н ы х г и д р о т е р м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и я х вместе с пиритом, х а л ь к о п и р и т о м , в о л ь ф р а м и т о м , мелкочешуйчатой светлой с л ю д к о й — мусковитом. Я в л я е т с я рудой н а висмут. Р е а л ь г а р A S 4 S 4 . Образует я р к и е о р а н ж е в о - к р а с н ы е п р и з м а т и ч е с к и е к р и с т а л л ы с а л м а з н ы м блеском н а г р а н я х и зернистые массы, в к р а п л е н и я , п р о ж и л к и в к а л ь ц и т е . Хрупкий. И з л о м неровный, шероховатый. В с т р е ч а е т с я в н и з к о т е м п е р а т у р н ы х г и д р о т е р м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и я х вместе с аурипигментом в составе к в а р ц е в ы х и к а л ь ц и т о в ы х ж и л или слагает оперяющие их мо­ н о м и н е р а л ь н ы е п р о ж и л к и в глинистых сланцах. К а к и аурипигмент, я в л я е т с я рудой на мышьяк. У з н а е т с я по цвету (не путайте с к и н о в а р ь ю — у нее не о р а н ж е в ы й , а а л о - к р а с н ы й цвет), по о р а н ж е в о й черте (у киновари она а л а я ) , по ассоциации с аурипигментом. А у р и п и г м е н т АвгЗз- В ы д е л я е т с я в виде удлиненно-пластинчатых к р и с т а л л о в и их солнцеподобных л у ч и с т ы х сростков, а т а к ж е в виде з е м л и с т ы х масс. И м е е т я р ­ кий з о л о т и с т о - ж е л т ы й цвет, совершенную спайность по т а б л и т ч а т о с т и к р и с т а л л о в и п е р л а м у т р о в ы й блеск н а ней. В с т р е ч а е т с я в н и з к о т е м п е р а т у р н ы х г и д р о т е р м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и я х вместе с ре­ альгаром, к а л ь ц и т о м , к в а р ц е м . Я в л я е т с я рудой н а м ы ш ь я к . Л е г к о у з н а е т с я по цвету, блеску, шестоватым и л у ч и с т ы м агрегатам. М о л и б д е н и т M 0 S 2 . Сингония г е к с а г о н а л ь н а я . Х а р а к т е р н ы п л а с т и н ч а т ы е (пинакоидальные) к р и с т а л л ы серого (с ч у т ь голубым оттенком) цвета с в е с ь м а совершенной 164

спайностью но пинакоиду и с м е т а л л и ч е с к и м или ж и р н ы м блеском. Т а к ж е обычны розетковидные, чешуйчатые, сплошные (массивные) агрегаты т а к и х к р и с т а л л о в . Ис­ к л ю ч и т е л ь н о м я г к и й (твердость 1), ж и р н ы й на ощупь. Образуется при высоких т е м п е р а т у р а х в разнообразных типах м е с т о р о ж д е н и й . Про­ мышленные концентрации к а к р у д а на молибден образует в грейзенах, высокотемпе­ р а т у р н ы х г и д р о т е р м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и я х и скарнах. Л е г к о узнается по мягкости, ф о р м е к р и с т а л л о в , спайности. От сходного с ним гра­ ф и т а о т л и ч а е т с я более светлой окраской и более бледной чертой, она при р а с т и р а н и и другим бисквитом заметно зеленеет. П е н т л а н д и т (Fe,Ni)S (прибл.). Т о ч н а я ф о р м у л а F e N i ( F e , N i , C o ) S e - Этот ми­ нерал диагностируется трудно. В первую очередь его надо и с к а т ь в сплошных мел­ козернистых пирротиновых и халькопирит-пирротиновых массах в у л ь т р а о с н о в н ы х и основных горных породах. Он имеет цвет то к а к у пирротина, то к а к у х а л ь к о п и р и т а и в ы д е л я е т с я н а их ф о н е в виде оспин, зерен, вкраплений с с и л ь н ы м м е т а л л и ч е с к и м блеском и совершенной спайностью по ч е т ы р е м плоскостям (по о к т а э д р у ) . Образуется в л и к в а ц и о н н ы х медно-никелевых с у л ь ф и д н ы х рудах. Я в л я е т с я рудой на никель. У з н а е т с я по минеральной ассоциации, по спайности. Все ультраосновные и основ­ ные горные породы с вкрапленностью х а л ь к о п и р и т а и пирротина следует п р о в е р я т ь на никель и и с к а т ь в них пентландит. С пиритом ассоциирует редко. Х а л ь к о п и р и т CuFeS2- К р и с т а л л ы очень редки (тетрагональные т е т р а э д р ы и д р . ) , обычны зернистые агрегаты и бесформенные выделения, ж и л к и , гнезда. Цвет з е л е н о в а т о - ж е л т ы й (л ату н н о - ж е л т ы й ) неповторимого, типичного именно д л я халько­ пирита оттенка. И з л о м шероховатый. Б л е с к металлический. Ч е р т а зелено-черная. Ш и р о к о распространенный в природе м и н е р а л . Промышленное значение к а к руды на медь имеют медно-никелевые с у л ь ф и д н ы е м е с т о р о ж д е н и я ликвационного т и п а (в ультраосновных и основных горных породах), среднетемпературные м е с т о р о ж д е н и я полиметаллической и колчеданной ф о р м а ц и й и некоторые другие, медистые песча­ ники, скарновые м е с т о р о ж д е н и я . Л е г к о о к и с л я е т с я , п о к р ы в а я с ь р а д у ж н ы м и синими, зелеными, к р а с н ы м и п л е н к а м и к о в е л л и н а и борнита. Ч а с т о з а м е щ а е т с я с поверхности, по трещинам или целиком гидроксидами ж е л е з а , м а л а х и т о м , азуритом. Л е г к о у з н а е т с я по своему неповторимому л ату нно-желтому цвету и я р к и м вторич­ ным м и н е р а л а м , р а з в и в а ю щ и м с я по нему. Б о р н и т CiIsFeS . Встречается в виде н е п р а в и л ь н ы х гнезд и ж и л о к в к в а р ц е , тонкой вкрапленности и цемента медистых песчаников, тончайших вторичных пленок н а х а л ь ­ копирите. Цвет к р а с н ы й особого оттенка, но т о л ь к о в с в е ж и х сколах, розовато-бурый. Б ы с т р о в ы в е т р и в а е т с я , п о к р ы в а я с ь бурыми, з е л е н ы м и , синими п л е н к а м и в т о р и ч н ы х минералов — к о в е л л и н а и д р . Образуется к а к низкотемпературный г и д р о т е р м а л ь н ы й минерал, а т а к ж е в окислен­ ных медно-сульфидных рудах в зоне вторичного сульфидного обогащения. Я в л я е т с я рудой на медь. У з н а е т с я по цвету в с в е ж е м изломе и пестрой окраске в ы в е т р е л ы х поверхностей минерала. К о в е л л и н C u S , вернее Cu2Cu(S2)S. Это тончайшие ярко-синие (индиговые) пленки вторичного изменения (побежалость) на х а л ь к о п и р и т е , борните, блеклой руде и дру­ гих с у л ь ф и д а х меди или иссиня-черные з е м л и с т ы е массы. П р о д у к т о к и с л е н и я меднос у л ь ф и д н ы х руд. К р а с н ы е с е р е б р я н ы е р у д ы . Это м и н е р а л ы непрерывного и з о м о р ф н о г о р я д а от A g ( S b S a ) (прустит) д о A g ( A s S s ) (пираргирит). Встречаются в виде тригонально4

4

3

3

165

4

скаленоэдрических к р и с т а л л о в и зерен в составе г и д р о т е р м а л ь н ы х (ураноносных полиметалических и др.) рудных ж и л . Цвет киноварно-красный, серый, блеск а л м а з н ы й на гранях, цвет ч е р т ы к р а с н ы й . Блеклые руды. М и н е р а л ы переменного с о с т а в а — у п р о щ е н н о от теннантита Cui2(AsS3)4S д о т е т р а э д р и т а CUi (SbSa^S. Медь изоморфно з а м е щ а е т с я серебром, цинком, р т у т ь ю , ж е л е з о м и д р . , м ы ш ь я к и с у р ь м а — в и с м у т о м , с е р а — с е л е н о м , т е л л у ­ ром. Т а к и м образом, э т о ц е л а я группа минералов, объединяющая много м и н е р а л ь н ы х видов. Преобладают в природе медно-мышьяковые и медно-сурьмяные б л е к л ы е руды. Все они внешне очень сходны д р у г с другом. К р и с т а л л ы очень редки. О б ы ч н ы не­ правильной ф о р м ы массивные н а в и д выделения, гнезда, п р о ж и л к и в к в а р ц е . Цвет черно-серый. И з л о м неровный, шероховатый. Б л е с к тускло-металлический, б л е к л ы й , отсюда и их общее название. Т и п и ч н ы й минерал среднетемпературных (иногда низкотемпературных) гидротер­ м а л ь н ы х , в частности золотоносных, месторождений. В последних з о л о т о часто при­ урочено к блеклой руде и находится в ней в виде мельчайших включений самородного золота, р е ж е с блеклой рудой ассоциируют к а л а в е р и т A u T e и другие т е л л у р и д ы и селениды золота. У з н а ю т с я с трудом, т а к к а к броских признаков не имеют. Х а р а к т е р н ы б л е к л ы й блеск, н е п р а в и л ь н а я ф о р м а выделений и ассоциация с пиритом, с ф а л е р и т о м , к в а р ц е м . Очень похожи на х а л ь к о з и н , но хрупкие, поэтому на них царапина от иглы б л е к л а я , а у х а л ь к о з и н а б л е с т я щ а я . Т р е б у е т с я н а в ы к в визуальном определении б л е к л ы х р у д . 2

2

Б у л а н ж е р и т Pbs(Sb2S4)2S3. Входит в состав полиметаллических г и д р о т е р м а л ь ­ ных р у д в виде н е п р а в и л ь н ы х сплошных выделений и игольчатых, спутанно-волок­ нистых масс темно-серо-коричневатого цвета. Распознается с трудом, уверенно диа­ гностируется при помощи микроскопа. Х а р а к т е р е н коричневатый оттенок ч е р т ы .

П и р и т F e S . И з о м о р ф н ы е примеси Со, Ni, As, Cu, Sb. Сингония к у б и ч е с к а я . Очень х а р а к т е р н ы к р и с т а л л ы в виде куба, Пентагон-додекаэдра и их комбинаций, при этом н а г р а н я х куба обычна грубая штриховка (обратите в н и м а н и е — н а к а ж д о й грани штри­ ховка п е р п е р д и к у л я р н а к направлению штриховки на любой и з соседних граней, см. рис. 51). Э т а штриховка н а з ы в а е т с я комбинационной, т а к к а к она образована комби­ нацией тончайших граней куба и Пентагон-додекаэдра и возникает в процессе роста к р и с т а л л о в при смене его облика от кубовидного к Пентагон-додекаэдрическому. Цвет пирита соломенно-желтый, з о л о т и с т о - ж е л т ы й . Б л е с к сильный м е т а л л и ч е с к и й . Т в е р ­ дость, к а к у всех персульфидов, б о л ь ш а я — выше с т е к л а (6,5). 2

П и р и т — самый распространенный с у л ь ф и д в природе, образуется почти во всех горных породах и т и п а х м и н е р а л ь н ы х месторождений. К а к с ы р ь е д л я химической промышленности д о б ы в а е т с я и з к о л ч е д а н н ы х месторождений. И с п о л ь з у е т с я д л я про­ изводства серной к и с л о т ы . В металлургических процессах при в ы п л а в к е чугуна я в л я ­ ется вредной примесью. В некоторых с л у ч а я х (в среднетемпературных г и д р о т е р м а л ь ­ ных месторождениях) я в л я е т с я золотоносным минералом, т а к к а к м о ж е т с о д е р ж а т ь тончайшую вкрапленность золотин. Л е г к о узнается по ф о р м е к р и с т а л л о в , золотистому цвету, высокой твердости. П о всем этим п р и з н а к а м он отличен от х а л ь к о п и р и т а и пирротина, с к о т о р ы м и его пона­ ч а л у иногда путают студенты. При окислении з а м е щ а е т с я лимонитом. Ч а с т ы полные псевдоморфозы л и м о н и т а по пириту. К о б а л ь т и н Co(AsS). К р и с т а л л ы такие ж е , к а к у пирита. Т а к ж е образует зер­ нистую вкрапленность в рудах, но о т л и ч а е т с я от пирита серовато-розовым оттенком цвета, наличием спайности и по микрореакции н а кобальт. В с т р е ч а е т с я в с к а р н а х . 166

В зоне о к и с л е н и я з а м е щ а е т с я п о р о ш к о в а т ы м и массами эритрина. Я в л я е т с я рудой на кобальт. М а р к а з и т FeS2- Сингония р о м б и ч е с к а я . К р и с т а л л ы р о м б о - д и п и р а м и д а л ь н ы е , не­ редко сдвойникованные. О б ы ч н ы т а к ж е р а д и а л ь н о - л у ч и с т ы е агрегаты — конкреции, в них м а р к а з и т нередко с р а с т а е т с я с пиритом, но на г л а з это н е р а з л и ч и м о . Цвет с в е т л о - ж е л т ы й , ч у т ь темнее, чем у пирита. Б л е с к м е т а л л и ч е с к и й . Т в е р д о с т ь 6. О б р а з у е т с я в осадочных породах, р е ж е — к а к поздний м и н е р а л н е к о т о р ы х гидро­ т е р м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и й . И с п о л ь з у е т с я д л я получения серной к и с л о т ы . У з н а е т с я по ф о р м е (копьевидной) о т д е л ь н ы х к р и с т а л л о в , их д в о й н и к а м , конкре­ ц и я м в осадочных горных породах. А р с е н о п и р и т Fe(AsS). И з о м о р ф н ы е примеси Ni, Со, Sb. Сингония р о м б и ч е с к а я . Очень х а р а к т е р н ы к р и с т а л л ы , удлиненные или клиновидные, с грубой штриховкой. Цвет стально-серый, иногда ч у т ь бронзовый. Б л е с к с и л ь н ы й м е т а л л и ч е с к и й . Т в е р ­ д о с т ь 6. Иногда слабо з а м е т н а спайность. О б р а з у е т с я в высоко- и среднетемпературных м е с т о р о ж д е н и я х ; в последних ч а с т о бывает спутником самородного з о л о т а , о т м е ч а е т с я в скарнах. И с п о л ь з у е т с я д л я из­ влечения мышьяка. У з н а е т с я по серым у д л и н е н н ы м к р и с т а л л а м с грубой штриховкой и по высокой твердости. П р и ударе м о л о т к о м издает чесночный з а п а х . С к у т т е р у д и т - н и к е л ь с к у т т е р у д и т C o ( A s ) S — N i ( A s ) 3 . Сингония к у б и ч е с к а я . К р и с т а л л ы в виде комбинации куба, о к т а э д р а , но чаще в с т р е ч а ю т с я в з е р н и с т ы х мас­ сах и в виде срастаний с д р у г и м и арсенидами и с у л ь ф и д а м и (герсдорфитом, никели­ ном). Цвет светлый стально-серый. Б л е с к м е т а л л и ч е с к и й . Т в е р д о с т ь почти к а к у с т е к л а — 5 , 5 (явно н и ж е , чем у сходного с ними по цвету арсенопирита). О б р а з у ю т с я в среднетемпературных г и д р о т е р м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и я х . Харак­ т е р н а ассоциация с урановыми, н и к е л е в ы м и , серебряными м и н е р а л а м и и к а л ь ц и т о м . Я в л я ю т с я рудой н а к о б а л ь т и н и к е л ь . В ы в е т р и в а я с ь , скуттерудит з а м е щ а е т с я с поверхности р о з о в а т ы м порошком к о б а л ь ­ т о в ы х цветов—эритрина, им ж е о к р а ш и в а ю т с я и о к р у ж а ю щ и е м и н е р а л ы — к а л ь ц и т и др.;никельскуттерудит замещается зелеными никелевыми выцветами—аннабергитом. У з н а ю т с я по к о б а л ь т о в ы м и н и к е л е в ы м в ы ц в е т а м , серебряному цвету. От арсено­ пирита о т л и ч а ю т с я более частой ассоциацией с к а л ь ц и т о м , по в ы ц в е т а м , по меньшей твердости, р о в н ы м (без штриховки) г р а н я м , ф о р м е к р и с т а л л о в . 4

4

4

4

ПРОЦЕССЫ ОКИСЛЕНИЯ СУЛЬФИДОВ В ПРИПОВЕРХНОСТНЫХ УСЛОВИЯХ

В приповерхностных условиях в средах, богатых водой и кислородом, н а п р и м е р в местах просачивания н а д уровнем (зеркалом) грунтовых вод, большинство с у л ь ф и д о в л е г к о о к и с л я е т с я (рис. 127). З д е с ь действуют три ф а к т о р а окисления с у л ь ф и д о в — кислород, электрохимические я в л е н и я и б а к т е р и и . Реакции кислородного о к и с л е н и я с у л ь ф и д о в , например д л я х а л ь к о п и р и т а , м о ж н о описать следующими схемами: CuFeS2(халькопирит) + 4 0 г

C u S O + FeS0 (o6a в р а с т в о р е ) , 4

4

CuFeS2(халькопирит) -f C u S O —> 2Си8(ковеллин) 4- F e S O ( B р а с т в о р е ) ; 4

4

F e S O -> F e ( S 0 ) 3 -¥ г и д р о к с и д ы F e ( л и м о н и т ) + S O 3+

4

2

4

4

.

Э т и м и схемами м о ж н о о б ъ я с н и т ь процесс образования к о в е л л и н а и гидроксидов ж е л е з а з а счет о к и с л е н и я х а л ь к о п и р и т а . Н о это т о л ь к о первое п р и б л и ж е н и е к истине. Электрохимические процессы обусловлены т е м , что на к о н т а к т а х с у л ь ф и д о в в вод­ ной среде возникает Э Д С , к а ж д а я п а р а зерен п р е в р а щ а е т с я в м и к р о г а л ь в а н и ч е с к и й 167

Рис. 128. Пирит-сфалеритовый гальваниче­ ский микроэлемент с Э Л С 0,38 В (Булах, 1985).

Рис. 127. Схема расположения зон окисле­ ния (заштрихованные области) и вторичного сульфидного обогащения (точки).

элемент. Э л е к т р о х и м и ч е с к и е я в л е н и я о к и с л е н и я и д у т по всей рудной массе по с т ы к а м к о н т а к т и р у ю щ и х зерен р а з н ы х с у л ь ф и д о в (рис. 128).

Рис. 129. Обобщенная схема строения окисленных р у д (Золотарев, 1993). 168

Мощным ф а к т о р о м окисления р у д я в л я ю т с я т а к ж е биохимические я в л е н и я . Кон­ центрация бактерий в растворе, смачивающем окисляющуюся с у л ь ф и д н у ю руду, мо­ ж е т с о с т а в л я т ь 1 0 — 1 0 к л е т о к на 1 м л р а с т в о р а или 1 г р у д ы . Ж и в а я к л е т к а не­ редко я в л я е т с я а к т и в н ы м акцептором электронов, так к а к биохимические процессы в ней п р о т е к а ю т с участием электронов, продуцируемых р е а к ц и я м и на неорганическом субстрате. Т а к и м образом, ж и в а я к л е т к а выступает в р о л и о к и с л и т е л я , причем с а м ы е высокие значения Э Д С на с у л ь ф и д н ы х микрогальванических элементах (0,6-0,65 В) у с т а н а в л и в а ю т с я т о л ь к о при участии бактерий. 8

9

Железная шляпа

[(бориит,далъкозин, новвялин)

_тссй~8ныб сульфидные .руды(нирит,хальиопириг\ галенит, сфалерит)

Рис. 130. Строение окисленной меднорудной жилы.

В р е з у л ь т а т е совместного действия трех ф а к т о р о в н а д первичными р у д а м и ф о р ­ м и р у е т с я зона (покров) окисленных руд. Её мощность (глубина) бывает р а з н о й — о т долей д о ц е л ы х метров, а иногда и д е с я т к о в метров, все зависит от м е с т н ы х условий ( к л и м а т а , р е л ь е ф а , у р о в н я подземных вод, х а р а к т е р а трещиноватости р у д и о к р у ж а ю ­ щих горных пород) и от состава и строения первичных руд. Усредненно в зоне окисле­ ния в ы д е л я ю т подзоны разного минерального состава и с л о ж е н и я . Это схематически п о к а з а н о на рис. 129 и 130. З о н ы окисленных руд, ж е л е з н ы е охры, медные выцветы и пр. используют при поис­ ках первичных руд. Б л а г о д а р я я р к о с т и , пестроте их окраски, они легко р а с п о з н а ю т с я на местности, а по набору в т о р и ч н ы х м и н е р а л о в м о ж н о п р е д с к а з а т ь состав первичных руд. Н о главное — под зоной окисленных р у д нередко имеются у ч а с т к и повышенной 169

концентрации м е т а л л о в . Они приурочены к зоне вторичного с у л ь ф и д н о г о обогаще­ ния и к низам зоны окисленных руд, где образуются з а счет п е р е о т л о ж е н и я сюда по трещинам вещества из д в у х верхних подзон и цементации здесь п е р в и ч н ы х с у л ь ф и д о в вторичными, т . е . новообразованными м и н е р а л а м и . Т а к в о з н и к а е т з о н а вторичного с у л ь ф и д н о г о обогащения с п р о м ы ш л е н н ы м и рудами, например, меди (см. рис. 130). Цинковые и свинцовые р у д ы н а к а п л и в а ю т с я в подзоне богатых о к и с л е н н ы х руд. В ж е ­ лезной ш л я п е в с т р е ч а ю т с я п р о м ы ш л е н н ы е концентрации з о л о т а к а к остаток золотин, высвободившихся из с у л ь ф и д о в при их р а з л о ж е н и и . К числу особых о т н о с я т с я процессы окисления медно-никелевых, касситерит-суль­ ф и д н ы х и других р у д н ы х м е с т о р о ж д е н и й в многолетнемерзлых породах в Сибири, З а б а й к а л ь е , Я к у т и и . К а к п о к а з а л Г. А. Юргенсон, все новообразования л о к а л и з о в а н ы в горизонтах с о т р и ц а т е л ь н ы м и т е м п е р а т у р а м и (от —0,5 д о —1O C) и п р о с т и р а ю т с я вниз на 250-800 м. Э т и м и н е р а л ы представлены преимущественно с у л ь ф а т а м и , ч т о о б ъ я с н я ю т э к з о т е р м и ч е с к и м (с выделением тепла) х а р а к т е р о м р е а к ц и й их образова­ ния и т е м ф а к т о м , что с у л ь ф а т ы (гипс и др.) типичны д л я м а л о обводненных, сухих сред, таких, к а к безводные пустыни. Возможно, минералообразование ш л о из пере­ о х л а ж д е н н ы х рассолов при д е ф и ц и т е воды в ж и д к о й ф а з е . 0

Контрольные 1. 2. 3. 4. 5.

вопросы

Что такое с точки зрения химии простые сульфиды, персульфиды, сульфосоли? Как от типа структур и химических связей зависят свойства сульфидов? Какие сульфиды твёрже стекла и почему? Назовите главные процессы приповерхностого окисления сульфидов. Каковы строение и минеральный состав зоны окисления сульфидных руд?

Глава

10

ОКСИДЫ

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ

К оксидам о т н о с я т с я простые по своей природе м и н е р а л ы , такие, к а к к в а р ц S i 0 2 , к о р у н д A I 2 O 3 , гематит ¥в20з, п и р о л ю з и т МпОг, касситерит БпОг, м а г н е т и т FeFe204, шпинель M g A ^ O и т . д . Г л а в н ы м и по распространенности я в л я ю т с я к в а р ц (около 13% от массы земной к о р ы ) , о к с и д ы ж е л е з а (гематит и магнетит), оксиды м а р г а н ц а (пиролюзит и д р . ) . Многие из них имеют большую п р а к т и ч е с к у ю ценность: к а к источ­ ник извлечения ценных м е т а л л о в ( ж е л е з а , т и т а н а , марганца, хрома, олова); к а к особо твердые м а т е р и а л ы д л я изготовления а б р а з и в н ы х порошков (корунд, ш п и н е л ь ) ; к а к минеральное с ы р ь е с особыми свойствами, позволяющими использовать его в качестве пьезоэлектриков (кварц), генераторов лазерного и з л у ч е н и я (корунд). К о к с и д а м отно­ с я т с я т а к ж е многие ювелирные к а м н и р а з н ы х к л а с с о в — р у б и н и с а п ф и р (это к о р у н д ) , л а л (это шпинель) и д р . В оксидах единственным анионом я в л я е т с я кислород, но разнообразие д р у г и х ком­ понентов очень в е л и к о . Э т о и т и п и ч н ы е м е т а л л ы ( ж е л е з о , т и т а н ) , и п о л у м е т а л л ы ( м ы ш ь я к , с у р ь м а ) , и химические э л е м е н т ы с а м ф о т е р н ы м и свойствами, т а к и е , к а к алюминий. И х ионы имеют р а з н ы е р а з м е р ы и х а р а к т е р и з у ю т с я стремлением к образо­ ванию то преимущественно к о в а л е н т н ы х , то ионных, то металлических, то смешанных химических связей. Все это приводит к большому разнообразию с т р у к т у р оксидов, но в н а ч а л е следует особо оговорить п о н я т и я простых и двойных оксидов. П р о с т ы е о к с и д ы — э т о вещества т и п а R O , R O 2 , R 2 O 3 и т . п . Отнесение ж е мине­ р а л о в к двойным о к с и д а м условно. И х общая ф о р м у л а R s R y O * , н а п р и м е р M g A ^ O , FeTiOe, B e A b O . Внешне, по своему написанию, т а к о в ы ж е ф о р м у л ы , н а п р и м е р , цир­ кона Z r S i O , перовскита С а Т Ю з , к а л ь ц и т а С а С О з , шеелита C a W O и д р у г и х солей кислородных к и с л о т — о р т о к р е м н и е в о й , титановой, угольной, в о л ь ф р а м о в о й . К р и т е ­ рием отнесения т а к и х соединений к д в о й н ы м о к с и д а м или к с о л я м я в л я е т с я н а л и ч и е обособленных анионных группировок, к о м п л е к с н ы х ионов в с о л я х . В д в о й н ы х оксидах т а к и х группировок нет. Н о есть много м и н е р а л о в , положение к о т о р ы х в общей систе­ м а т и к е трудно определить по этому признаку. Н а п р и м е р , в о л ь ф р а м и т (Fe, M n ) W O в одних учебниках относится к д в о й н ы м о к с и д а м , в д р у г и х — к с о л я м . Главнейшие м и н е р а л ы - о к с и д ы перечислены в т а б л . 3 1 . 4

4

4

4

4

4

КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О МИНЕРАЛАХ

К у п р и т С и г О . СИНГОНИЯ к у б и ч е с к а я . И н о г д а образует хорошие о к т а э д р ы с а л ­ м а з н ы м блеском н а г р а н я х , ч а щ е в с т р е ч а е т с я в п л о т н ы х зернистых агрегатах с ме­ т а л л о в и д н ы м и ж и р н ы м блеском. Ц в е т густой вишнево-коричневый. И н о г д а з а м е т н а спайность. Ч е р т а кирпично-коричневая, при р а с т и р а н и и буреет и зеленеет — в этом отличие м и н е р а л а от оксидов и гидроксидов ж е л е з а . 171

Т а б л и ц а 31. Г л а в н ы е м и н е р а л ы - о к с и д ы Класс Прос­ тые

Сингония

Минерал Куприт C u O Тенорит CuO Корунд A l O Гематит Fe Oa Уранинит U O (приблизительно) Торианит T h O Кварц SiO (a, P) Т р и д и м и т SiO (с*,/3) Кристобалит SiO («,/?) Стишовит SiO Рутил TiO Анатаз T i O Касситерит SnO П и р о л ю з и т MnO

Куб. Мон. Триг. » Куб. » Триг., гекс. Ромб., гекс Тетр.куб. Тетр. »

Ильменит FeTiOe Шпинель M g A l O Магнетит F e F e O Хромит F e C r O Гаусманнит M n M n O Хризоберилл B e A l O Перовскит СаТЮз Браннерит UTi Oe Колумбит (Fe, Mn)Nb Oe Танталит (Fe,Mn)Ta O Эшинит CeTiNbO Самарскит YFeNb Og Пирохлор N a C a N b O ( F O H ) Микролит N a C a T a O ( F O H ) Гюбнерит MnWO Ферберит FeWO Романешит B a M n M n g O •3H O

Триг. Куб. » » Тетр. Ромб. Псевдокуб. Мон. Ромб. » » Мон. Куб. » Мон.

2

2

3

2

2

2

2

2

2

2

2

2

2

2

Слож­ ные

2

4

2

2

4

4

2

4

2

4

2

2

2

6

6

2

2

2

6

1

6

1

4

4

2 +

+

2 0

2

» »

Твердость 3,5-4 3,5 9 5,5-6 5-6 6,5 7 6-7 6,5-7 — 6 5-6 6-7 5-6 (в агрегатах 2) 5-6 8 5,5-6 5,5-7,5 6 8,5 5,5-6 4,5 6 6 5,5-6,5 5-6,5 5-5,5 5,5 5 5,5 —

Образуется к а к п р о м е ж у т о ч н ы й продукт в зоне окисления х а л ь к о п и р и т а и других медно-сульфидных руд, где ассоциирует с самородной медью, м а л а х и т о м и а з у р и т о м . У з н а е т с я по цвету, к р и с т а л л а м , по ассоциации с медью, м а л а х и т о м , а з у р и т о м . Т е н о р и т C u O . К р и с т а л л ы очень р е д к и . Ч а щ е всего в с т р е ч а е т с я в виде черной, железно-серой п ы л и и пленок н а окисленных поверхностях самородной меди, р е ж е образует сплошные з е м л и с т ы е и порошковатые скопления среди окисленных медных р у д разного состава. Ч е р т а ч е р н а я . К о р у н д А Ь О з . И з о м о р ф н ы е примеси Cr, Ti, Fe. По с т р у к т у р е я в л я е т с я одним из классических примеров гексагональной плотнейшей упаковки атомов кислорода, в которой 2 / 3 октаэдрических пустот з а с е л е н ы атомами а л ю м и н и я . П р о ч н ы е ионнок о в а л е н т н ы е с в я з и и п л о т н е й ш а я у п а к о в к а с к а з ы в а ю т с я на свойствах м и н е р а л а — е г о очень высокой твердости (9) и повышенной плотности (4,0 г / с м — почти т а к а я ж е , к а к , например, у х а л ь к о п и р и т а и некоторых других типично р у д н ы х м и н е р а л о в ) . Сингония т р и г о н а л ь н а я . Ч а с т о в с т р е ч а ю т с я к р и с т а л л ы , т и п и ч н ы е по облику, обра­ зованные в основном г р а н я м и острейшей гексагональной д и п и р а м и д ы (на них почти всегда имеется грубая г о р и з о н т а л ь н а я штриховка) и пйнакоида. Соотношение р а з ­ меров граней в а р ь и р у е т в зависимости от состава среды м и н е р а л о о б р а з о в а н и я : Чем меньше в ней к р е м н и я и больше щ е л о ч н ы х и Щелочноземельных м е т а л л о в , тем бо-

CuFeS2

3

172

лее удлинены к р и с т а л л ы (рис. 131). Э т о я в л е н и е зависимости о б л и к а к р и с т а л л о в от условий их образования н а з ы в а е т с я типоморфизмом (см. с. 129). П о м и м о одиночных к р и с т а л л о в к о р у н д нередко слагает сплошные зернистые массы, н а з ы в а е м ы е н а ж д а ­ ками.

Рис. 131. Т И П Ы кристаллов корунда.

Цвет белый (у химически чистого), рубиновый (в присутствии хрома), с а п ф и р о в ы й (от примесей Fe и T i ) , ж е л т ы й (от примеси Xe). Б л е с к с т е к л я н н ы й . Иногда в к р и с т а л ­ л а х п р о я в л е н а грубая отдельность. О б р а з у е т с я при с л о ж н ы х г и д р о т е р м а л ь н ы х процессах коренной переработки неко­ т о р ы х горных п о р о д — э ф ф у з и в о в и гипербазитов, при региональном м е т а м о р ф и з м е богатых глиноземом глин и бокситов, в ходе к р и с т а л л и з а ц и и щелочных м а г м , пересы­ щенных а л ю м и н и е м и недосыщенных кремнием (так возникают н е ф е л и н о в ы е сиениты и сиенит-пегматиты с в к р а п л е н и я м и с а п ф и р о в и д н ы х к р и с т а л л о в к о р у н д а ) . Н а к а п л и ­ вается в россыпях. И с п о л ь з у е т с я к а к драгоценный к а м е н ь и к а к абразив. Л е г к о у з н а е т с я по высокой твердости, ф о р м е к р и с т а л л о в , цвету. З а п р е щ е н н а я ас­ социация: к о р у н д + к в а р ц , схематически это о б ъ я с н я ю т реакцией

AI2O3

+ Si02 = A ^ S i O s

(кианит, с и л л и м а н и т , а н д а л у з и т ) .

Г е м а т и т РегОз. И з о с т р у к т у р е н с корундом, но позиции а л ю м и н и я з а н я т ы ж е л е ­ зом. Сингония т р и г о н а л ь н а я . К р и с т а л л ы имеют ф о р м у шестиугольных пластинок и более с л о ж н о ограненных т а б л и т ч а т ы х к р и с т а л л о в . Ч а с т о в с т р е ч а ю т с я в з е м л и ­ с т ы х массах и натечных агрегатах, н а з ы в а е м ы х к р а с н ы м ж е л е з н я к о м . У к р и с т а л л о в цвет черный, блеск полу м е т а л л и ч е с к и й . Ц в е т з е м л и с т ы х и н а т е ч н ы х масс я р к и й , к и р л и ч н о - к р а с н ы й , блеск с т е к л я н н ы й или м а т о в ы й . Во всех с л у ч а я х ч е р т а особенного вишнево-красного цвета. 173

Образуется в р а з л и ч н ы х условиях. Наиболее типичны следующие м и н е р а л ь н ы е м е с т о р о ж д е н и я : 1) г и д р о т е р м а л ь н о измененные оливиниты — в них гематит вместе с т а л ь к о м и серпентином образуется на месте оливина; 2) к в а р ц е в ы е ж и л ы с гематитом; 3) с к а р н ы — в них гематит в с т р е ч а е т с я с эпидотом и кварцем; 4) к в а р ц и т ы , с л а н ц ы и другие регионально-метаморфические горные породы; 5) зона окисления ж е л е з н ы х руд и л а т е р и т ы , где гематит я в л я е т с я в условиях засушливого к л и м а т а наиболее устой­ чивой ф о р м о й существования ж е л е з а . Главный рудный м и н е р а л ж е л е з а . У з н а е т с я по цвету ч е р т ы и д р у г и м п р и з н а к а м . У р а н и н и т ( н а с т у р а н , у р а н о в а я ч е р н ь ) UO2 (приблизительно). Ч а с т ь у р а н а всегда окислена д о к о м п л е к с н ы х катионов шестивалентного у р а н а ( X X b ) , или уранила. Он р а с п р е д е л я е т с я в с т р у к т у р е по позициям U . К р о м е того, U может изоморфно з а м е щ а т ь с я в больших количествах торием, церием, свинцом и д р . Син­ гония кубическая. Ц в е т черный. И з л о м шероховатый. Б л е с к с м о л и с т ы й . С и л ь н о радиоактивен. Встречается в специфических ураноносных скарнах, гнейсогранитах, г р а н и т н ы х пегматитах в черных кубовидных в ы д е л е н и я х (кристаллах) и в ураноносных сред­ нетемпературных г и д р о т е р м а л ь н ы х ж и л а х в почковидных ж е л в а ч н ы х массах, сплош­ ных или скорлуповатых, р а д и а л ь н о - л у ч и с т ы х . И з этих ж и л у р а н и н и т и з в л е к а е т с я к а к р у д а н а уран, торий, радий, редкие з е м л и . Нередко переходит в к р а с н ы е , о р а н ж е в ы е , я р к о - ж е л т ы е м е л к о з е р н и с т ы е , клееподобные смеси в т о р и ч н ы х м и н е р а л о в у р а н а — гидроксидов, карбонатов, с и л и к а т о в , ф о с ф а т о в (эти смеси н а з ы в а ю т с я г у м м и т а м и ) . Г р у п п а к в а р ц а . Г р у п п а н а з в а н а по ее главному минералу — к в а р ц у Si02, вернее г л а в н ы м я в л я е т с я л и ш ь низкотемпературный кварц, или а - к в а р ц . Она объединяет р а з л и ч н ы е п о л и м о р ф н ы е м о д и ф и к а ц и и S1O2 — Ct- и /?-кварц, а- и /?-тридимит, а - и /?-кристобалит, стишовит, коэсит (или коусит) и другие (сейчас их известно 12); п о л я устойчивости некоторых из них п о к а з а н ы на рТ-диаграмме (рис. 132). Во всех этих м о д и ф и к а ц и я х , к р о м е стишовита, кремний образует с кислородом п л о т н ы е т е т р а э д р и ческие группировки ( S i O ) (рис. 133), в них он располагается м е ж д у ч е т ы р ь м я при­ легающими д р у г к другу атомами кислорода. С в я з и м е ж д у кислородом и кремнием 2 +

4 +

4 +

4 -

4

смешанные ионно-ковалентные (см. с. 23), т е т р а э д р ы соединяются д р у г с д р у г о м че­ рез свои вершины (через а т о м ы кислорода), образуя бесконечный т р е х м е р н ы й к а р к а с с " п о л о с т я м и " м е ж д у т е т р а э д р а м и . Разворот т е т р а э д р о в д р у г относительно друга, 174

узор их повторяемости в пространстве могут б ы т ь р а з н ы м и , обусловливая появле­ ние р а з н ы х по своей окончательной с т р у к т у р е п о л и м о р ф н ы х м о д и ф и к а ц и й (рис. 134). Сингония их р а з л и ч н а — к у б и ч е с к а я , г е к с а г о н а л ь н а я , т е т р а г о н а л ь н а я , т р и г о н а л ь н а я , ромбическая, м о н о к л и н н а я , т а к ж е р а з л и ч н ы облик и свойства к р и с т а л л о в . Особой ф о р м о й н а х о ж д е н и я к р е м н е з е м а в природе в приповерхностных у с л о в и я х и в био­ с ф е р е я в л я ю т с я о п а л ы — это т в е р д ы е гидрогели кремнезема, в к о т о р ы х к р и с т а л л и ч е ­ с к а я тонкодисперсная ф а з а представлена некоторыми из модификаций S i O . 2

Рис. 134- Структуры И кристаллы некоторых полиморфных моди­ фикаций кремнезема. а—кварц тригональный и гексагональный; 6—тридимит; в— коасит.

175

Стишовит имеет принципиально иную, чем у к в а р ц а и д р у г и х м о д и ф и к а ц и й S i O , с т р у к т у р у р у т и л а (см. рис. 145): кремний о к р у ж е н шестью а т о м а м и кислорода, он к а к б ы сидит в центре кислородного о к т а э д р а . Т а к и м образом, с т р у к т у р а стишовита более к о м п а к т н а я . И плотность его выше (4,4 против 2,6 г / с м у д р у г и х м о д и ф и к а ц и й S i O ) , и образуется он в особых условиях — при сверхвысоких д а в л е н и я х , н а п р и м е р в метеоритных к р а т е р а х в р е з у л ь т а т е ударного м е т а м о р ф и з м а горных пород в месте падения метеорита. В о з м о ж н о , в глубинах З е м л и стишовит я в л я е т с я главной ф о р м о й существования свободного кремнезема. а-Кварц (низкотемпературный) слагает около 13% земной к о р ы , т . е . по распро­ страненности в ней я в л я е т с я в т о р ы м после полевых шпатов м и н е р а л о м . К р и с т а л л и ­ зуется в тригональной сингонии. С т р у к т у р а представляет собой бесконечный трех­ мерный к а р к а с , образованный в я з ь ю кремнекислородных т е т р а э д р о в ( S i O ^ . Т е т р а ­ э д р ы располагаются с п и р а л я м и (рис. 135), при этом кремний и к и с л о р о д с в я з а н ы ме­ ж д у собой ионно-ковалентными с в я з я м и , т е т р а э д р ы соединяются д р у г с д р у г о м через вершины (через а т о м ы кислорода). И т а к , к а ж д а я вершина п р и н а д л е ж и т д в у м тетра­ э д р а м — на один т е т р а э д р с его ч е т ы р ь м я вершинами приходится д в а атома кислорода ( 4 x 1 / 2 = 2). Отсюда и ф о р м у л а к в а р ц а — S i i 0 т . е . S i O . При д е т а л ь н о м рассмотрении с т р у к т у р ы к в а р ц а о к а з ы в а е т с я , что в его трехмер­ ном бесконечном к а р к а с е т е т р а э д р о в в ы я в л я е т с я своеобразный элемент симметрии — винтовая ось симметрии третьего п о р я д к а . Она к а к бы совмещает д р у г с д р у г о м тетра­ э д р ы по правилу б у р а в ч и к а при минимальном угле поворота 120°. П р и поступательновращательном д в и ж е н и и такого " б у р а в ч и к а " т е т р а э д р ы т р и ж д ы совмещаются д р у г с другом при его полном обороте (рис. 136). Б о л е е того, о к а з ы в а е т с я , что в р а з н ы х к р и с т а л л а х к в а р ц а вращение винтовых осей м о ж е т происходить либо вправо, либо в л е в о — п о этому п р и з н а к у в ы д е л я ю т д в е с т р у к т у р н ы е подразновидности м и н е р а л а : правый к в а р ц и л е в ы й . 2

3

2

4 -

2

2

к—а-—-н

Рис. 135. Спирали кремнекислородных тетраэдров в кристаллической структуре кварца.

и принцип совмещения тетраэдров при помощи левой (6) и правой (в) винтовых осей.

Отмеченные особенности с т р у к т у р ы к в а р ц а п р о я в л я ю т с я в его свойствах и м о р ф о ­ логии к р и с т а л л о в . Б о л ь ш а я д о л я ковалентности связей и к а р к а с н о е строение обес­ печивают большую т в ё р д о с т ь к в а р ц а (7 по ш к а л е Мооса) и отсутствие спайности. " Р ы х л о с т ь " строения к а р к а с а обусловливает м а л у ю плотность м и н е р а л а (2,65 г / с м ) . Х а р а к т е р связей в ы р а ж а е т с я т а к ж е и в хорошей прозрачности к р и с т а л л о в к в а р ц а , невысоком п о к а з а т е л е п р е л о м л е н и я (около 1,5), с т е к л я н н о м блеске. 3

176

Наличие в структуре кварца тройных винтовых осей внешне выражено в том, что кристаллы имеют тригональный (псевдогексагональный) облик пониженной симме­ тричности: в них нет ни центра инверсии, ни зеркальных плоскостей симметрии (как нет их у винтовой лестницы — простого образа винтовой симметрии). В идеале кри­ сталлы образованы шестью сильно развитыми вертикальными гранями гексагональ­ ной призмы, замыкающимися сверху и снизу тройками малых и больших граней, они относятся к двум ромбоэдрам (рис. 137). Общая высокая, на первый взгляд, сим­ метричность этого многогранника резко снижается мельчайшими скосами на гранях призмы — это грани трапецоэдра (на кристаллах правого кварца они располагаются на призме вверху справа, на кристаллах левого кварца — вверху слева). В результате реальный набор элементов симметрии простой: Ь%ЪЬ2- И еще одна характерная мор­ фологическая особенность кристаллов — это грубая горизонтальная (поперек удлине­ ния кристаллов) штриховка на гранях призмы. Ее называют комбинационной (см. также пирит, с. 64), так как она образована комбинацией тончайших поверхностей самой призмы и ромбоэдра.

Рис. 137. Лвойникование кварца. а — левый и правый кристаллы и двойники: 5—дофинейский, в — бразиль­ ский, г—японский.

L33L2 в любом многограннике, в том числе и в При наличии только элементов симметрии

кристаллах кварца, имеются полярные напра­ вления. Такими в кварце являются, напри­ мер, оси L2, поскольку при любых симметрийных преобразованиях (при вращениях вокруг оси Lz или вокруг любой из осей L2, а других элементов симметрии в кварце нет) один ко­ нец оси Lo никак не может совместиться с дру­ гим концом этой же оси (рис. 138). Вдоль осей L2 в кристаллах кварца наиболее сильно про­ явлены его пьезооптические свойства, и это естественно: при сдавливании пьезоэлемента Рис. 138. Схема структуры кварца вдоль оси с физически неравнозначными кон­ (а) и возникновение пьезоаффекта цами степень сжатия окажется разной на про­ (6, в). тивоположных концах, и за счет нарушения электростатического поля между концами пластинки возникнет разность потенциалов, и наоборот, при создании разности потенциалов на концах пластинки она расширя­ ется или сжимается. Кварц является ценнейшим пьезооптическим сырьем (рис. 139), 177

однако качество этого с ы р ь я высокое т о л ь к о в б е з д е ф е к т н ы х и несдвойникованных к р и с т а л л а х или в сдвойникованных т о л ь к о особым образом. Д л я к в а р ц а х а р а к т е р н о двойникование. Установлено шесть видов двойников, из них наиболее обычны три в и д а — д о ф и н е й с к и й , б р а з и л ь ­ ский и японский (см. рис. 137). В дофинейских д в о й н и к а х с р а с т а ю т с я к р и с т а л л ы либо л е в ы х , либо п р а в ы х кварцев. Ч и с л о трапецоэдров в иде­ але т о ж е удваивается, но скосы на гранях п р и з м ы н а к л о н е н ы по-разно­ му, м е ж д у ними н е л ь з я провести плоскость симметрии. В бразиль­ ских двойниках с р а с т а ю т с я к р и с т а л ­ л ы левого и правого к в а р ц а . Внешне это п р о я в л я е т с я в том, ч т о число гра­ ней трапецоэдров в и д е а л е удваива­ ется, на к а ж д о й грани п р и з м ы име­ ется по д в а с и м м е т р и ч н ы х скоса, по­ я в л я е т с я д о п о л н и т е л ь н ы й элемент симметрии — плоскости симметрии. Реально ж е из-за неравномерностей роста и р а з в и т и я к р и с т а л л о в грани трапецоэдров н а д в о й н и к а х часто п р о я в л я ю т с я неполностью, не д а в а я возможности о п р е д е л и т ь по ним вид двойника. В этом с л у ч а е могут по­ мочь ф и г у р ы т р а в л е н и я к р и с т а л л о в на гранях и в их поперечных сре­ Рис. 139. Типы кварцевых пьезоэлементов. зах: дофинейский двойник образо­ Лана ориентировка пьезоэлементов строго ван и з в и л и с т ы м и , в р а с т а ю щ и м и д р у г определенной частоты колебаний. в друга индивидами, б р а з и л ь с к и й со­ стоит из геометрически правильной мозаики п л а с т и н ч а т ы х микроиндиви­ дов (рис. 140). Японские двойники с л а г а ю т с я из к р и с т а л л о в , сросшихся гранями тригональной д и п и р а м и д ы , сам сросток обычно уплощен (см. рис. 137). Д о ф и н е й с к и е двойники не­ пригодны д л я в ы п и л и в а н и я из них пьезоп л астинок. Рис. 140. Фигуры травления плавиковой кисло­ той дофинейских (слева) и бразильских (справа) двойников кварца.

Встречается к в а р ц в одиночных к р и с т а л л а х (рис. 141), их с р о с т к а х разного т и п а (друзах, щ е т к а х и др.) (рис. 142), в зернистых массах, в виде галек и песчинок (в осадочных горных поро­ д а х ) , сплошных масс и п р о ж и л к о в . Особая м о р ф о л о г и ч е с к а я р а з н о в и д н о с т ь к в а р ц а — халцедон — п р е д с т а в л я е т собой тонковолокнистые, с к р ы т о к р и с т а л л и ч е с к и е агрегаты слоисто-концентрического, полосчатого, однородного, всегда тонкопористого с л о ж е ­ ния.

178

О к р а с к а к в а р ц а р а з л и ч н а и по цвету, и по своей природе. И д е а л ь н о чистый к в а р ц в к р у п н ы х бездефект­ ных к р и с т а л л а х бесцветен и издре­ вле н а з ы в а е т с я горным х р у с т а л е м . К в а р ц с и з о м о р ф н о й примесью F e и внедрившимися в м е ж у з е л ь н о е про­ странство к а т и о н а м и щелочных ме­ т а л л о в имеет ф и о л е т о в ы й цвет и на­ з ы в а е т с я аметистом, а к в а р ц с та­ кой ж е примесью и катионов R имеет буро-черный цвет и называ­ ется морионом. (Центрами о к р а с к и о к а з ы в а ю т с я ионы O , возникшие з а счет переноса з а р я д а при и з о м о р ф и з ­ ме, см. рис. 67.). Б е с ц в е т н а я , ф и о л е ­ т о в а я , д ы м ч а т а я — все это собствен­ ные окраски кварца, обусловленные его составом и с т р у к т у р о й . И з чи­ с л а разновидностей к в а р ц а с л о ж н о й окраской назовем л и ш ь две: молоч­ ный к в а р ц и зеленый к в а р ц (празем). Первый обычно наполнен мельчай­ шими (сотые или д е с я т ы е доли м и л ­ лиметра) остаточными в к л ю ч е н и я м и природных растворов, из к о т о р ы х рос к в а р ц , или в д р у г и х с л у ч а я х разбит 3 +

+

-

Рис. Ц1. Блок-кристалл кварца. Только на первый взгляд крупные кристал­ лы кварца кажутся идеальными, потом броса­ ются в глаза блочность их строения и сложные границы между индивидами.

тончайшими трещинками; во втором рассеяны многочисленные в к л ю ч е н и я зеленых иголочек актинолита. И м е е т с я много других, более редких цветовых разновидностей к в а р ц а обычно со своими собственными н а з в а н и я м и : раухтопаз, цитрин, с а п ф и р и н , компостельский рубин, авантюрин и д р . ; особенно много т а к и х названий у р а з н ы х по окраске агрегатов халцедона: агат, оникс, хризопраз, сердолик и т . д . Образуется к в а р ц в р а з н ы х условиях: к а к продукт к р и с т а л л и з а ц и и к и с л ы х магм (см. рис. 78, табл. 16); к а к г и д р о т е р м а л ь н ы й м и н е р а л в скарнах, р у д н ы х и нерудных ж и л а х и других м и н е р а л ь н ы х выделениях; к а к составная ч а с т ь м е т а м о р ф и ч е с к и х гор­ ных пород; к а к м и н е р а л осадочных горных пород и т . д . П р о м ы ш л е н н о е значение д л я р а з р а б о т к и к в а р ц а к а к п ь е з о с ы р ь я и ограночного м а т е р и а л а д л я ювелирного д е л а имеют гранитные п е г м а т и т ы топазо-бериллового т и п а и ж и л ы горного х р у с т а л я или мориона среди сланцев (их н а з ы в а ю т по местам первых находок ж и л а м и альпийского т и п а ) , в них иногда добывают п р о з р а ч н ы е хорошие к р и с т а л л ы к в а р ц а массой д о 500 кг. К в а р ц из отбросов этого производства используют д л я в ы п л а в к и ж а р о с т о й к о г о сте­ к л а и в качестве с ы р ь я д л я в ы р а щ и в а н и я искусственных (бездефектных) к р и с т а л л о в пьезокварца. П р о м ы ш л е н н о е значение д л я стекольной промышленности имеют белые к в а р ц е в ы е пески. Халцедон к а к поделочный к а м е н ь д о б ы в а ю т в м и а р о л о в ы х и других м и н е р а л и з о в а н н ы х полостях в э ф ф у з и в а х ( б а з а л ь т а х и д р . ) . К в а р ц легко у з н а е т с я по п р и з м а т и ч е с к и м к р и с т а л л а м с поперечной штриховкой, раковинчатому излому, твердости (7), с т е к л я н н о м у или ж и р н о м у блеску. /З-Кварц обычно н а з ы в а ю т в ы с о к о т е м п е р а т у р н ы м . Он к р и с т а л л и з у е т с я в виде хо­ рошо ограненных д и п и р а м и д а л ь н ы х к р и с т а л л о в гексагональной сингоний, к о т о р ы е образуют п о р ф и р о в ы е в к р а п л е н н и к и в к и с л ы х э ф ф у з и в н ы х породах и при пониже­ нии т е м п е р а т у р ы псевдоморфно з а м е щ а ю т с я т р и г о н а л ь н ы м а - к в а р ц е м . К р о м е того, 179

Рис. Ц2. Д р у з а горного хрусталя из жил альпийского типа в Швейцарии (штуф из коллекции Д . И . М е н д е л е е в а — с м . Г. Ф. Анастасенко, В. Г. Кривовичев "История минералогического музея Санкт-Петербургского государственного университета". СПб., 1998).

180

этот т а к н а з ы в а е м ы й высокотемпературный гексагональный /?-кварц установлен к а к диагенетический м и н е р а л осадочных пород, например опок (рис. 143). К и н е т и ч е с к и е я в л е н и я к р и с т а л л и з а ц и и очень ч а с т о и з м е н я ю т п о л я гипотетического существования минералов на физико-химических диаграммах. Тридимит и кристобалит в с т р е ч а ю т с я в к и с л ы х э ф ф у з и в н ы х горных породах. И з ­ р е д к а они н а б л ю д а ю т с я здесь в виде м е л ь ч а й ш и х к р и с т а л л и к о в , в к р а п л е н н ы х в основ­ ную массу породы, обычно ж е образуют нитевидные к р и с т а л л и т ы в ч а с т и ч н о раскрис т а л л и з о в а н н о м вулканическом с т е к л е . Опал S i O • п Н 0 (твердый гидрогель переменного состава). Обычно н а б л ю д а е т с я в п л о т н ы х п о л у п р о з р а ч н ы х клее- и стеклоподобных массах, ж и л к а х , н а т е ч н ы х агрега­ тах. Бесцветный, молочный, зеленый, бурый, черный, р а д у ж н ы й (опалесцирующий). Б л е с к с т е к л я н н ы й , восковой, матовый. Т в е р д о с т ь около 5-5,5. Весьма своеобразна с т р у к т у р а опалов. Н е к о т о р ы е из них вообще а м о р ф н ы . Д р у ­ гие состоят из глобул кремнезема (тридимита или кристобалита) р а з м е р о м от 150 д о 400 нм, р а с п о л о ж е н н ы х по закону плотнейшей кубической упаковки (рис. 144). В про­ странство м е ж д у глобулами адсорбируется вода, в р а з н о м количестве в зависимости от р а з м е р а глобул и степени упорядоченности их р а с п о л о ж е н и я . 2

2

Особенностями строения г и д р о г е л я объ­ я с н я е т с я х а р а к т е р о к р а с к и благородных опалов. Они опалесцируют и р а д у ж н о ириз и р у ю т з а счет и н т е р ф е р е н ц и и (дифракции) света, проходящего ч е р е з плотно упакован­ ные глобулы кремнезема. Б у р а я , з е л е н а я , коричневая, черная окраски опала вызы­ в а ю т с я в р о с т к а м и пигментирующих ве­ щ е с т в — з е л е н о г о гарниерита, бурого ж е л е з ­ н я к а , черного п и р о л ю з и т а и д р . К р и с т а л л и з у е т с я из гейзерных вод, обра­ зуется при поверхностном выветривании по­ л е в ы х шпатов и д р у г и х с и л и к а т о в , выпа­ д а е т £ осадок з а счет к о а г у л я ц и и гелей кремнезема в прибрежных морских бассейарв, слагает т в е р д ы е т к а н и вс8?МЩатомовых водорослей, ж г у т и к о в ы х , некотсь р ы х р а д и о л я р и й , всех с т е к л я н н ы х губок, некоторых гастропод и д р у г и х беспозвоноч­ ных, часто з а м е щ а е т остатки растений в почвах. Опаловые породы (опоки, т р е п е л ы , д и а т о м и т ы ) п р и м е н я ю т с я д л я изготовления ф и л ь т р о в , в производстве к е р а м и к и , д л я полировки м е т а л л о в , в качестве термоизо­ л я т о р о в , в химической, пищевой, н е ф т я н о й промышленности. Б л а г о р о д н ы й о п а л — п о ­ делочный камень. В известняках опал явля­ е т с я вредной примесью, портящей получае­ м у ю из него известь и цемент. Р у т и л T i O . Обычен в шестоватых и и г о л ь ч а т ы х к р и с т а л л а х , нередко хорошо ог­ раненных (простые ф о р м ы — т е т р а г о н а л ь ­ ные д и п и р а м и д ы и п р и з м а ) . С т р у к т у р а ру-

398»*

2

181

а - 0,459 нм

Рис. Ц5. Схема структуры рутила (Battney, 1975). В центре октаэдров находится титан. Октаэдры соединяются ребрами в цепочки, которые вытянуты вдоль оси с, т . е . вдоль удлинения кристаллов.

8 -

т и л а с л о ж е н а цепочками о к т а э д р о в ( Т Ю б ) . В к а ж д о й цепочке соседние о к т а э д р ы соединены рёбрами (рис. 145). Оси всех цепочек в с т р у к т у р е м и н е р а л а п а р а л л е л ь н ы д р у г другу, в этом ж е направлении обычно в ы т я н у т ы сами к р и с т а л л ы р у т и л а . Это ось [001]. К а ж д а я ц е п о ч к а р а з в е р н у т а относительно другой н а 90° и соединена с ней через вершины октаэдров ( T i O e ) • М е ж д у цепочками т я н у т с я бесконечные к а н а л ы , или туннели. В принципе т а к у ю ж е по геометрии с т р у к т у р у имеют касситерит, пиро­ л ю з и т и стишовит. Цвет черный, красно-коричневый, ч е р т а с в е т л а я к о р и ч н е в а я , блеск а л м а з н ы й . Х а р а к т е р н а спайность по призме. В с т р е ч а е т с я в р а з н ы х м е с т о р о ж д е н и я х , особо типичен в к в а р ц е в ы х ж и л а х среди м е т а м о р ф и ч е с к и х горных пород, где наиболее э ф ф е к т н ы его и г о л ь ч а т ы е в к л ю ч е н и я в горном х р у с т а л е . Н а к а п л и в а е т с я в россыпях и используется к а к р у д а н а т и т а н . И м е е т с я особая х и м и ч е с к а я разновидность, н а з ы в а е м а я и л ь м е н о р у т и л о м , в ней про­ исходит гетеровалентный и з о м о р ф и з м по схемам 2 T i <- N b + Fe и 3Ti <2 N b + F e . Она я в л я е т с я рудой н а ниобий и с в я з а н а со щ е л о ч н ы м и горными поро­ дами. А н а т а з Т Ю г - В с т р е ч а е т с я в виде одиночных иссиня-черных тетрагонально-дипир а м и д а л ь н ы х к р и с т а л л о в , нарастающих на горный х р у с т а л ь в к в а р ц е в ы х ж и л а х среди м е т а м о р ф и ч е с к и х горных пород. Редок. К а с с и т е р и т БпОг- Т е т р а г о н а л ь н а я сингония. К р и с т а л л ы хорошо образованные (рис. 1 4 6 ) — п р и з м а т и ч е с к и е , шестоватые, игольчатые, со штриховкой вдоль удлине­ н и я . Ч а с т ы двойники (см. рис. 35, 146). Б л е с к а л м а з н ы й н а г р а н я х , ж и р н ы й в м е л к о з е р н и с т ы х сплошных массах. Т в е р д о с т ь 6-7. Очень т я ж е л ы й (плотность 6 , 8 7,0 г / с м ) . Ц в е т к р а с н ы й , коричневый, коричнево-черный. Ч е р т ы нет или очень све­ тлая. 8 -

4 +

5 +

5 +

3 +

4 +

2 +

3

Коленчатый тройник Двойник

N XT' Рис. Ц6. Кристаллы касситерита.

О б р а з у е т с я в г р а н и т н ы х пегматитах, в грейзенах, в ы с о к о т е м п е р а т у р н ы х гидротер­ м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и я х и с к а р н а х . Н а к а п л и в а е т с я в россыпях. И з всех э т и х место­ р о ж д е н и й д о б ы в а е т с я к а к р у д а на олово. Л е г к о у з н а е т с я по ф о р м е к р и с т а л л о в и сочетанию трех " о ч е н ь " : очень высокой твердости, очень большой плотности, очень сильному блеску. В тех с л у ч а я х , когда нет к р и с т а л л о в , а з е р н а м а л ы , у з н а е т с я с трудом; м о ж е т помочь в д и а г н о с т и к е р е а к ц и я на оловянное з е р к а л о : если касситерит п о л о ж и т ь на нагретую цинковую п л а с т и н к у и с м о ч и т ь разбавленной соляной кислотой, т о он с поверхности п о к р ы в а е т с я т о н к и м н а л е т о м металлического олова, которое становится блестящим, если его потереть. П и р о л ю з и т МпОг- И з о с т р у к т у р е н с касситеритом. В к р и с т а л л а х и с к л ю ч и т е л ь н о редок. Обычен в виде з е м л и с т ы х масс и оолитов. Цвет черный. Б л е с к м а т о в ы й . Ч е р т а черная. В с т р е ч а е т с я в п р о м ы ш л е н н ы х количествах к а к руда н а м а р г а н е ц в виде пропластов и л и н з среди осадочных горных пород и в виде з е м л и с т ы х м а с с в зонах окисления н е к о т о р ы х р у д и горных пород. Вообще ж е я в л я е т с я наиболее устойчивой ф о р м о й существования м а р г а н ц а н а поверхности. 182

У з н а е т с я по о о л и т а м , черной черте, м а р к о с т и . Если н а черту п и р о л ю з и т а нанести одну к а п л ю бензидина, о б р а з у е т с я сине-зеленое п я т н о . И л ь м е н и т (Fe, Mg, М п ) Т Ю з . И з о с т р у к т у р е н с гематитом и корундом. Сингония т р и г о н а л ь н а я . К р и с т а л л ы шестиугольные т а б л и т ч а т ы е и п л а с т и н ч а т ы е черного цвета, с м е т а л л и ч е с к и м блеском, ч е р т а ч е р н а я . Иногда слабо магнитен. Т в е р д о с т ь о к о л о 5,5. В п р о м ы ш л е н н ы х к о л и ч е с т в а х в с т р е ч а е т с я в виде гнезд, п р о ж и л к о в , п л а с т о в ы х з а л е ж е й в пироксенитах и габбро, в р о с с ы п я х в виде л и н з и пропластов в песчаниках. Я в л я е т с я рудой н а т и т а н . Х а р а к т е р е н т а к ж е в щелочных горных породах вместе с н е ф е л и н о м и цирконом, в к и м б е р л и т а х , но п р о м ы ш л е н н ы х концентраций здесь не образуется. Очень п о х о ж на магнетит, о т л и ч а е т с я т о л ь к о по слабой магнитности и л и немагнитности и по ф о р м е к р и с т а л л о в . Ш п и н е л ь MgAbO 4

И з о м о р ф н ы е примеси F e

2 +

3 +

, F e , Mn, Cr, Zn и д р .

Кристаллическая структу­ ра минерала приближается к плотнейшей кубической упаков­ ке кислорода, п у с т о т ы в которой з а н я т ы ионами M g (радиус 0,078 нм, по В. М . Г о л ь д шмидту) и Al (радиус 0,057 н м ) . Э т а схема строения шпинели определена еще в ран­ MgO, ние годы рентгеноструктурного исследования веществ и я в л я ­ е т с я д о сих пор одним из приме­ AJO4 ров д л я демонстрации продук­ т и в н о с т и идей о плотнейшей уш^ковке^ЕИСЛорода и р а з м е р а х радиусовг ионов по В . М. Гольд7*ис. 14.7. Структура шпинели. шмидту. И д е й с т в и т е л ь н о , с ловно о т р а ж а я п р е д л о ж е н н у ю модель своего к р и с т а л л и ч е с к о г о строения, ш п и н е л ь обра­ зует идеально р а з в и т ы е октаэдрические, иногда более с л о ж н ы е к р и с т а л л ы , имеет очень высокую т в е р д о с т ь (7,5-8) и повышенную (несмотря н а м а л у ю а т о м н у ю массу м а г н и я и а л ю м и н и я ) п л о т н о с т ь — 3 , 6 г / с м . М е ж д у т е м п р е д л о ж е н н а я м о д е л ь кри­ с т а л л и ч е с к о г о строения шпинели п а р а д о к с а л ь н а : в ней большие к а т и о н ы (магний) р а с п о л а г а ю т с я в меньших (тетраэдрических) пустотах, менее к р у п н ы е к а т и о н ы (алю­ миний) н а о б о р о т — в больших (октаэдрическихУТТустотах {рис. 147, 148, а). Поэтому шпинель о к а з а л а с ь в р а б о т а х р я д а у ч е н ы х о б ъ е к т о м д л я проверки в з г л я д о в о плот­ нейшей упаковке атомов к и с л о р о д а и п р и н я т ы х сейчас в к р и с т а л л о г р а ф и и з н а ч е н и я х р а д и у с а О " (0,133 нм) и катионов. Т а к , В . И . Л е б е д е в ы м п р е д л о ж е н а совсем и н а я мо­ д е л ь строения шпинели (рис. 148, б). В ней магний имеет р а д и у с 0,160 нм и образует кубическую у п а к о в к у т и п а а л м а з а , а л ю м и н и й имеет р а д и у с 0,143 нм, а в т е т р а э д р и ­ ческих пустотах м е ж д у ними р а с п о л а г а ю т с я небольшие, по э т и м в з г л я д а м , ионы ки­ слорода с радиусом 0,045-0,050 нм, п р и ч е м все геометрические х а р а к т е р и с т и к и струк­ т у р ы , значения плотности и твердости логически стройно у в я з ы в а е т с я и с этой моде­ л ь ю . Спор трудно р а з р е ш и м , т а к к а к и з м е р я т ь в с т р у к т у р а х м и н е р а л о в м о ж н о л и ш ь р а с с т о я н и я м е ж д у п л о с к и м и с е т к а м и их к р и с т а л л и ч е с к и х решеток, а р а д и у с ы атомов и ионов в них р а с с ч и т ы в а ю т с я н а р а з н о й основе (см. с. 2 8 - 3 0 ) . Ц в е т шпинели р а з н ы й . И д е а л ь н о чистое вещество д о л ж н о б ы т ь бесцветным. От примесей х р о м а о к р а с к а с т а н о в и т с я розовой, красной, от ж е л е з а — з е л е н о й , зелено2 +

3 +

3

2

183

а

Рис. 148. Одна И та же проекция структуры шпинели в систе­ мах радиусов по Гольдшмидту (а) и по Лебедеву (б). 2 +

черной, синей (в зависимости от общего к о л и ч е с т в а ж е л е з а и соотношения F e и F e ) . Блеск стеклянный. Ш п и н е л ь я в л я е т с я м и н е р а л о м высоких т е м п е р а т у р и д а в л е н и й . О н а о б р а з у е т с я в м е т а м о р ф и ч е с к и х в ы с о к о м а г н е з и а л ь н ы х породах: 1) в м р а м о р а х и к а л ь ц и ф и р а х з а счет м е т а м о р ф и з м а карбонатно-глинистых пород; 2) к а к один и з м и н е р а л о в реакци­ онных оторочек, при глубинных процессах м е т а м о р ф и з м а вокруг будин пегматито­ вых ж и л и д р у г и х полевошпатовых пород среди м р а м о р о в ; 3) к а к один из м и н е р а л о в д и о п с и д - ф л о г о п и т - к а л ь ц и т о в ы х м е т а с о м а т и т о в в архейских гнейсах и с л а н ц а х . О ч е н ь своеобразна м и н е р а л ь н а я ассоциация всех этих м е с т о р о ж д е н и й — э т о кальциту диопсид, ф о р с т е р и т , флогопит. Ш п и н е л ь п р е д с т а в л е н а здесь о т а ш в д ь ш й - ^ р й е т а л л а м и . Розовые,красные, л и л о в ы е к р и с т а л л ы и с п о л ь з у ю т с я к а к д р а г о ц е н н ы й к а м е н ь . У з н а е т с я по одиночной в к р а п л е н н о с т и к р и с т а л л о в , их ф о р м е , высокой твердости. З а п р е щ е н н а я а с с о ц и а ц и я — э т о шпинель + к в а р ц . М а г н е т и т F e F e J O . Г л а в н а я р у д а н а ж е л е з о . С о с т а в о ч е н ь с л о ж е н , всегда есть и з о м о р ф н ы е примеси р а з н ы х элементов: т и т а н а ( т а к а я р а з н о в и д н о с т ь м и н е р а л а н а з ы в а е т с я т и т а н о м а г н е т и т о м ) , а л ю м и н и я , м а г н и я , хрома, в а н а д и я , м а р г а н ц а , к р е м ­ ния и д р . Поэтому с о д е р ж а н и е ж е л е з а в магнетите и р у д а х в ц е л о м обычно н и ж е теоретического. Примеси е с т ь вредные, а есть и легирующие. К р и с т а л л и ч е с к а я с т р у к т у р а м а г н е т и т а аналогична шпинелевой, но распределе­ ние в ней атомов по т е т р а э д р и ч е с к и м и октаэдрическим п у с т о т а м еще более не­ обычно (табл. 32). Д а ж е если учесть т о л ь к о примесь м а г н и я , а л ю м и н и я , т и т а н а , х р о м а ( м и н а л ы 2, 3, 6, 7, 12), общая ф о р м у л а будет и м е т ь о ч е н ь с л о ж н ы й вид: ( F e , Mg, F e ) ( F e , F e , Al, M g , T i , C r ) O . Э т а с л о ж н о с т ь состава м и н е р а л а и рас­ селение катионов по р а з н ы м с т р у к т у р н ы м позициям о п р е д е л я ю т его неустойчивость. Образовавшись при высоких т е м п е р а т у р а х в виде гомогенной ф а з ы , он р а с п а д а е т с я з а т е м н а смесь м и н е р а л ь н ы х ф а з — м а г н е т и т , ильменит, шпинель, у л ь в и т и д р . М а г н е т и т в с т р е ч а е т с я в о к т а э д р и ч е с к и х к р и с т а л л а х (изредка в р о м б о д о д е к а э д р а х ) , в виде з е р н и с т ы х в к р а п л е н и й и ж и л о к , с п л о ш н ы х м а с с . Ц в е т ч е р н ы й , б л е с к полуме­ т а л л и ч е с к и й . С и л ь н о магнитен. Н е к о т о р ы е м а г н е т и т ы п о л я р н о м а г н и т н ы . М а г н и т н ы е свойства м и н е р а л а з а в и с я т от его состава: ч е м б о л ь ш е примесей маг­ н и я , м а р г а н ц а , т е м меньше м а г н и т н а я восприимчивость м и н е р а л а и н и ж е т е м п е р а т у р а К ю р и (момент изчезновения м а г н и т н ы х свойств при нагревании). К а к и все к р и с т а л 3 +

2 +

3

+

4

3 +

2 +

3 +

2 +

2

4

184

Т а б л и ц а 32. Р а с п р е д е л е н и е и з о м о р ф н ы х п р и м е с е й в м а г н е т и т е № мина­ ла

Минал*

Распределение катионов в пустотах

Название 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

Магнетитовый Шпине левый Магнезиоферритовый Треворитовый Со-шпинелидовый Ульвитовый Хромитовый Ганитовый Якобситовый Кульсонитовый Гематитовый Ильменитовый

одна тетраэдрическая

Формула 2

3

Fe +Fe +O MgAl O MgFe O 2

3

4

4

3 +

NiFe O CoFe O Ti +Fe +O Fe Cr O ZnAl O MnFe J O Fe +V O F e O (= Fe FeTiO (= F e i T i i , 4

4

2

2 +

2

4

2

4

2

+

3

4

2

2

3 +

4

2

Fe + + N i + Fe + + Со + Fe + + T i + Cr + + Cr + Al + + Al + Fe + + Fe + V + + V + •

2

4

2

3

3

2) 6 6

O ) 4

3

2

3

> 3 3

Fe + Fe + Fe + Fe + Zn + Mn + Fe + Fe + Fe + 3

3 +

2

Fe + + Fe + Al + + Al + Fe + + Mg +

3

4

4

Fe + Mg + Fe + 2

3 +

3 3

0 ) 4

две октаэдрические

ге

0,66

2

3

3

3

3

2

3

2

3

2

2

4

3

3

3

3

3

3

F сe + 3

4. г сF e + 3

0,83 ~ 0 , 8 3 i + 0 , 6 7 ^4- T 1,33

Fe + ге

3

3

2

4

11

* Минал — условная молекула, как бы изоморфно растворенная в минерале.

лические вещества, магнетит анизотропен, это к а с а е т с я и его м а г н и т н ы х свойств: в к р и с т а л л а х имеются магнитные оси (оси симметрии Ьз), вдоль к о т о р ы х к р и с т а л л ы намагничиваются легче всего, в других н а п р а в л е н и я х к р и с т а л л ы н а м а г н и ч и в а ю т с я труднее и по-разному в р а з н ы х н а п р а в л е н и я х . Х а р а к т е р н ы д л я к р и с т а л л о в т а к ж е магнитные домены (блоки, к а ж д ы й со своим вектором намагниченности). Они вы­ я в л я ю т с я специальными методами н а г р а н я х и в срезах к р и с т а л л о в и имеют р а з м е р ы п о р я д к а 50-150 м к м . Магнитность — это х а р а к т е р н о е диагно­ стическое свойство минерала, но, к а к видно, степень магнитности м о ж е т б ы т ь разной. В полярно намагниченных рудах могут б ы т ь участки, не притягивающие, а отталкива­ ющие с т р е л к у компаса; стоит поднести к магнетиту другой конец стрелки, к а к он притягивается. Магнетит о б р а з у е т с я в р а з л и ч н ы х гео­ логических условиях. Промышленное зна­ чение к а к ж е л е з о р у д н ы е имеют следующие типы месторождений: 1) магнетитовые за­ л е ж и и вкрапленность в оливинитах (рис. 149), перидотитах, габбро; 2) с к а р н ы и некоторые другие контактово-метасоматические образования (в этих типах руд маг­ нетит частично образуется з а счет привноса Fe в растворе, а частично м о ж е т обра­ зоваться з а счет в ы с в о б о ж д е н и я ж е л е з а при р а з л о ж е н и и р а с т в о р а м и более ранних ж е л е з о с о д е р ж а щ и х минералов с к а р н а — 185

Рис. Ц9. Сегрегация зерен магнетита (черное) в полосчатом оливините (Ор­ лова, 1960).

геденбергита и а н д р а д и т а ) ; 3) ж е л е з и с т ы е к в а р ц и т ы (метаморфические горные по­ роды) , в них магнетит образуется по реакции 6 F e O -»• 4 F e F e O + O . 2

3

2

4

2

П р и выветривании магнетит, о к и с л я я с ь , переходит в гематит. Т а к а я псевдоморфоза н а з ы в а е т с я м а р т и т о м . М а р т и т о в ы е руды т а к ж е имеют промышленное значение. Безошибочно у з н а е т с я по цвету, блеску, сильной магнитности. Х р о м и т F e C r O - И з о м о р ф н ы е примеси Mg, Al и д р . И з о с т р у к т у р е н со шпинелью. Встречается в зернах и их о р б и к у л я р н ы х агрегатах (нодулях) (рис. 150), сплошных з а л е ж а х в ультраосновных горных породах, обычно полностью серпентинизированных. Цвет черный, буро-черный. Б л е с к ж и р н ы й , м е т а л л о в и д н ы й . Очень х а р а к т е р н а я черта — к о р и ч н е в а я , буро-коричневая, зелено-коричневая. Т в е р д о с т ь р а з н а я — о т 5,5 до 7,5 (возрастает с увеличением примеси а л ю м и н и я ) . Иногда слабо магнитен. Ч а с т о с о п р о в о ж д а е т с я вторичными силикатами я р к о й окраски —- изумрудно-зеленым уваровитом, фиолетово-розовыми хромовыми хлоритами. 2

4

Рис. 150. Оливинит с хромитом (черное).

Я в л я е т с я единственным рудным минералом хрома. У з н а е т с я с трудом из-за своей неприметности и сходства с магнетитом, но хромит почти всегда не магнитен или магнитен очень слабо, черта у него не ч е р н а я (как у магнетита), а ц в е т н а я (грязно-бурая, зеленовато-коричневая, присмотритесь к ней), твердость выше, чем у магнетита. Помогает диагностировать м и н е р а л его п о с т о я н н а я ассоциация с клееподобными ж е л т ы м и , зелеными массами серпентина, изумруднозелеными к р и с т а л л а м и и зернами уваровита и фиолетово-розовыми в к р а п л е н и я м и и п р и м а з к а м и х р о м с о д е р ж а щ и х хлоритов (кочубеита, к е м м е р е р и т а ) . П е р о в с к и т С а Т Ю з . Ш и р о к о проявлен и з о м о р ф и з м . В ы я в л е н ы следующие схемы изоморфизма: 186

а) C a б) C a

2 +

2 +

2 +

+ Ca +Ti

4 +

3 +

-+Ce

3 +

3

+Fe +;

2 +

г) C a

2 +

+ Ca

2 +

+ Ti

4 +

-» T h

д) C a

2 +

+ Ca

2 +

+ Ti

4 +

^ U

Na

+

+

+ Na ;

в) C a

+ Ti

4 +

-)• C e

5 +

+ (Nb Ta) ; 1

4 +

4 +

+ Na + Na

+

+

3 +

+ Fe ; 3 +

+ Fe .

В итоге общая ф о р м у л а перовскита (Ca, Ce, Na, T h , U)(Ti, N b , Та, F e ) 0 3 .

б

Рис. 151. Структуры перовскита — идеализированная (а ) и реальная (6).

В идеале к р и с т а л л и ч е с к а я с т р у к т у р а перовскита х а р а к т е р и з у е т с я кубической эле­ ментарной ячейкой. В вершинах куба располагаются атомы т и т а н а , в центре куба — атомы к а л ь ц и я , посередине ребер — ионы кислорода (рис. 151, а); координационное чи­ сло к а л ь ц и я 12, т и т а н а 6. Но координация 12 с л и ш к о м в е л и к а д л я з н а ч и т е л ь н о мень­ шего по отношению к кислороду к а л ь ц и я , поэтому с т р у к т у р а и с к а ж е н а (рис. 151, б). При разном наборе катионов в позициях к а л ь ц и я и т и т а н а она в разной мере откло­ н я е т с я от кубической и в действительности я в л я е т с я ромбической или моноклинной. З а счет и с к а ж е н и й с т р у к т у р ы в к р и с т а л л а х д о л ж е н резко п р о я в л я т ь с я п ь е з о э ф ф е к т , однако он с т и р а е т с я з а счет тончайшего микродвойникования к р и с т а л л о в . Внешне к р и с т а л л ы перовскита имеют вид кубов или кубооктаэдров. Н а самом деле к а ж д ы й такой к р и с т а л л я в л я е т с я тончайшим полисинтетическим д в о й н и к о в ы м срост­ ком пластиночек ромбической или моноклинной сингонии, т. е. это т и п и ч н ы е п а р а м о р ­ ф о з ы . Б л е с к смоляной. Т в е р д о с т ь 5,5. Ч е р т а с в е т л а я , к о р и ч н е в а я . В с т р е ч а е т с я почти и с к л ю ч и т е л ь н о в массивах щелочных (с нефелином) горных по­ род, где образует единичную, редкую, рассеянную вкрапленность м е л ь ч а й ш и х черных зерен в н е ф е л и н о в ы х сиенитах, ийолитах, щелочных пироксенитах, н е ф е л и н о в ы х пег­ м а т и т а х . В н е к о т о р ы х массивах встречены крупные скопления перовскита в щ е л о ч н ы х пироксенитах в виде мелкозернистых, тонкозернистых черных м а к о в и д н ы х масс, на 8 0 - 9 0 % с л о ж е н н ы х перовскитом. С к о п л е н и я перовскита пока принято с ч и т а т ь потенциальной рудой на титан, но и з о м о р ф н ы е примеси Ce и N b в перовските ухудшают качество получаемого из т а к и х руд м е т а л л а , а о т д е л я т ь их очень с л о ж н о и дорого. 187

Перовскит очень трудно диагностируется, д л я этого н у ж е н большой н а в ы к . В отли­ чие от магнетита, перовскит немагнитен, имеет другую черту; в отличие от титанового граната шерломита, он намного м я г ч е . В ф и з и к е и технической л и т е р а т у р е под названием перовскита сейчас описыва­ ются разнообразные по составу синтетические вещества перовскитовой с т р у к т у р ы — C d T i O C a S n O ) B a T h O a K M g F L a F e O B a P b B i O e и многие другие. Есть и явно нестехиометрические синтетические вещества перовскитовой с т р у к т у р ы , например C a F e T i O s S . Все они я в л я ю т с я высокотемпературными сверхпроводниками и обла­ д а ю т я р к о в ы р а ж е н н ы м и пьезоэлектрическими свойствами, ч т о предопределяет их потенциально большую п р а к т и ч е с к у ю ценность. Д р у г о й аспект к р и с т а л л о х и м и и перовскита з а к л ю ч а е т с я в том, ,что перовскитовая с т р у к т у р а очень к о м п а к т н а . Видимо, она я в л я е т с я ф о р м о й существования в глубинах З е м л и веществ пироксенового состава — типа M g S i O , F e S i O , C a ( M g F e ) S i O e Браннерит U T i O e - Минерал с л о ж н о г о химического состава, резко о т л и ч а е т с я от идеальной ф о р м у л ы з а счет и з о м о р ф н ы х примесей т о р и я , и т т р и я , к а л ь ц и я , ж е л е з а и д р . Р а д и о а к т и в н ы й , часто м е т а м и к т н ы й . Встречается в виде п р и з м а т и ч е с к и х и л и и з о м е т р и ч н ы х к р и с т а л л о в черного и л и бурого цвета, имеет черную, буро-коричневую черту и сильный (алмазный) и л и смоляной блеск. Д и а г н о с т и р у е т с я плохо. Ч а с т о ассоциирует с д р у г и м и м и н е р а л а м и сходного состава, трудно о т л и ч и м ы м и от него. Я в л я е т с я рудным минералом у р а н а в некоторых специфических г и д р о т е р м а л ь н о метасоматических месторождениях, урана. 3 1

2

3

1

3 5

3 1

2

1

3

3

1

2

2

бетафит

Рис. 152. Точки реальных химических составов минералов группы пирохлора. Заштриховано поле несуществующих составов.

Группа колумбита. К ней относятся м и н е р а л ы изоморфного р я д а (Fe, M n ) N b O e — (Fe, М п ) Т а 0 б - Они образуют т о л с т о т а б л и т ч а т ы е черные к р и с т а л л ы со штриховкой на гранях. Б л е с к н а г р а н я х металлический, в изломе матовый (излом шероховатый), твердость около 6. Ч е р т а б у р а я , к о р и ч н е в а я . Х а р а к т е р н а в ы с о к а я плотность: у чисто ниобиевых разновидностей около 5,2 г / с м , у т а н т а л о в ы х д о 8,2 г / с м . 2

2

3

188

3

Встречаются в виде рассеянной редкой вкра­ пленности к р и с т а л л о в и зерен в измененных (альбитизированных и грейзенизированных) гранитах, в грейзенах и сподуменовых пегма­ титах. И з в л е к а ю т с я к а к р у д а на ниобий и тан­ т а л . Узнаются с трудом. П р и м е ч а т е л ь н ы вы­ сокая плотность, черный цвет, светлая корич­ невая черта. Т а н т а л намного ценнее, чем ниобий, поэтому при разведке месторождений в а ж н о отличить т а н т а л и т от колумбита и оконтурить участки с его вкрапленностью. П р е д л о ж е н и исполь­ зуется очень простой экспресс-метод определе­ ния количества т а н т а л а в минерале по его плот­ ности: засекают в р е м я п о г р у ж е н и я зерен ми­ нерала в длинной стеклянной трубке с вязкой ж и д к о с т ь ю , например р а с т и т е л ь н ы м маслом, затем по простой ф о р м у л е в ы ч и с л я ю т значение плотности, а по ней — содержание т а н т а л а в ми­ нерале. Группа пирохлора. Э т о группа минера­ лов с л о ж н о г о переменного состава, среди них в ы д е л я ю т т р и крайних м и н е р а л ь н ы х вида — ниобиевый минерал (пирохлор), танталовый (микролит), титановый (бетафит) и очень много п р о м е ж у т о ч н ы х разновидностей (рис. 152), ка­ ж д а я со своим названием (обручевит, гатчеттолит, пандаит, менделеевит и т . д . ) . Сейчас эти излишние названия упразднены, но все еще п р о с к а л ь з ы в а ю т в л и т е р а т у р е и з а с о р я ю т ее. Схемы и з о м о р ф и з м а , типичные д л я минералов этой группы, такие ж е , к а к д л я группы перовскита. Ориентируясь н а главные и з о м о р ф н ы е примеси, м о ж н о говорить о тантал-урановой, тантал-ториевой, редкоземельной и т . п . раз­ новидностях пирохлора, не используя собствен­ ных названий д л я них. Их общая ф о р м у л а (Ca, Na, Ce, T h , U ) ( N b , T a ) O ( F , ОН), упро­ щенно N a C a N b O F . Пирохлор образует к р и с т а л л ы в виде окта­ эдров и кубооктаэдров и л и округлые зерна. К а к правило, они подверглись метамиктному распаду и имеют вид клееподобных а м о р ф н ы х масс с ж и р н ы м блеском и р а к о в и с т ы м изло­ мом, л и ш ь в редких с л у ч а я х у граней пиро­ хлора сильный а л м а з н ы й блеск. Цвет ж е л т ы й , коричневый, черный. Сильно радиоактивный минерал. 2

2

2

Рутил T i O j

Рамсделлит M n O 4 +

0

Голландит В а ( М п , М п ' ' ) д О 8~16 4+

Романешит B a M n M n 2 +

:

4 +

g

г

O„

3H O 2

Тодорокит ( M n , C a , M g ) M n 0 - . H 0 2 +

4 +

7

2

6

6

Рис. 153. Схемы тоннельных струк­ тур оксидов.

Пирохлор встречается в щелочных (нефелин-сиенитовых) пегматитах, к а л ь ц и т о в ы х ж и л а х в пределах массивов нефелиновых сиенитов, в альбититах, ф е н и т а х , в особом 189

типе месторождений — карбонатитах. К а р б о н а т и т ы приурочены к массивам щелоч­ ных ультраосновных горных пород на щитах. В них они образуют штоки д и а м е т р о м до 300-500 м, а т а к ж е д а й к и и ж и л ы . К а р б о н а т и т — э т о з е р н и с т а я существенно к а л ь цитовая или д о л о м и т о в а я горная порода с оливином, пироксеном, магнетитом, апати­ том в качестве второстепенных минералов. Пирохлоровые руды р а з р а б а т ы в а ю т с я на комплекс полезных ископаемых — ниобий, т а н т а л , уран, редкие з е м л и . М и к р о л и т N a C a T a O e F в с т р е ч а е т с я в сподуменовых пегматитах, здесь он н а р я д у с т а н т а л и т о м я в л я е т с я р у д н ы м минералом т а н т а л а . В о л ь ф р а м и т . Т а к н а з ы в а ю т с я м и н е р а л ы изоморфного р я д а F e W O — M n W O . Сингония м о н о к л и н н а я . Образует черные, бурые, красновато-коричневые толстота­ б л и т ч а т ы е и призматические к р и с т а л л ы с грубой штриховкой н а г р а н я х . Т в е р д о с т ь около 5. Совершенная спайность по пинакоиду поперек т а б л и т ч а т о с т и к р и с т а л л о в , н а ней а л м а з н ы й или сильный полу м е т а л л и ч е с к и й (зеркальный) блеск. Ч е р т а коричне­ вая, светло-бурая, к а к у с ф а л е р и т а . Б о л ь ш а я плотность — около 7 г / с м . Образуется в грейзенах, в высокотемпературных г и д р о т е р м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е ­ ниях. Встречается в составе россыпей. Д о б ы в а е т с я к а к руда на в о л ь ф р а м . Узнается по ф о р м е к р и с т а л л о в , спайности, з е р к а л ь н о м у блеску, большой плотно­ сти. По черте, цвету, блеску, спайности м о ж н о спутать со с ф а л е р и т о м , но у послед­ него спайность проходит в нескольких н а п р а в л е н и я х (у в о л ь ф р а м и т а — в одном), з е р н а у с ф а л е р и т а изометричные (у в о л ь ф р а м и т а в ы т я н у т ы е , т а б л и т ч а т ы е ) , с ф а л е р и т на­ много легче в о л ь ф р а м и т а . Г р у п п а р о м а н е ш и т а . В группу объединены с л о ж н ы е оксиды — к р и с т а л л о г и д ­ р а т ы марганца со специфическими (тоннельными) с т р у к т у р а м и . Это романешит В а М п М п | 0 о • 3 H O , тодорокит (рис. 153) и д р . И х с т р у к т у р ы к а к бы построены из очень неплотно у л о ж е н н ы х балок, в свою очередь состоящих из р я д о в марганецкислородных октаэдров. Ш и р и н а " п е р е к р ы т и й " и "перегородок" м е ж д у т о н н е л я м и определяется соотношением числа тетраэдрических р я д о в в б а л к а х , оно м о ж е т б ы т ь 2:3, 3:3, 3:5, 3:7 и т. п. В полостях м е ж д у б а л к а м и р а з м е щ а ю т с я к а т и о н ы и м о л е к у л ы воды. Валентность м а р г а н ц а м о ж е т б ы т ь разной, число и набор катионов в т о н н е л я х и количество молекул H O в них могут в а р ь и р о в а т ь , — всё это обусловливает пере­ менчивость и неординарность, а часто и нестехиометричность химического состава минералов группы романешита. Поэтому они принимались ранее з а смеси оксидов и гидроксидов м а р г а н ц а с другими м и н е р а л а м и . И х н а з ы в а л и псиломеланами.. Это буро-черные, коричневато-черные, черные тонкодисперсные р ы х л ы е , натечные, почковатые массы, оолиты, конкреции, д е н д р и т ы . Ч е р т а ч е р н а я или буровато-черная, маркая. 2

4

4

3

2 +

+

2

2

2

Образуются в осадочных горных породах и в зонах окисления марганцевых руд. И с п о л ь з у ю т с я к а к руда на-марганец.

Контрольные

вопросы

1. Какие главные классы кислородных соединений вы можете назвать? 2. Какова структура минералов группы корунда, в чем заключается типоморфизм кристал­ лов корунда? 3 . Охарактеризуйте структурную позицию кремния в оксидах кремнезема. Чем стишовит отличается от других полиморфных модификаций кремнезема и при каких условиях он обра­ зуется? 4. Какова структура низкотемпературного кварца и при каких давлениях и температурах он существует?

190

5. Какие направления и почему являются полярными у кварца как пьезовлектрика? Как выпиливаются пьезоалементы? 6 . Что определяет природу окраски кварца? 7. Каково строение опала и в чем причина его опалесценции? 8. Чем определяются состав, структура, свойства и условия образования шпинели? 9. Какой химический состав имеет магнетит, каковы особенности его магнитных свойств? 10. Приведите классификацию минералов группы пирохлора и его упрощенную формулу. Где э т и минералы встречаются? 1 1 . Каковы состав, свойства и месторождения вольфрамита? 12. Что такое псиломелан?

Г л а в а 11 ГИДРОКСИДЫ

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ

Большинство гидроксидов я в л я ю т с я приповерхностными м и н е р а л а м и , образующи­ мися в процессах выветривания р а з н ы х горных пород и руд, осадконакопления, диа­ генеза. Наиболее распространены из них гидроксиды ж е л е з а , на д о л ю к о т о р ы х при­ ходится около 0,2% от объема земной коры, и марганца. К а к более редкое явление, установлено формирование гидроксидов в ходе низкотемпературных г и д р о т е р м а л ь н ы х и м е т а м о р ф и ч е с к и х процессов. Практическое значение имеют гидроксиды ж е л е з а , алюминия, марганца, урана, бора к а к руды на эти химические элементы. КРИСТАЛЛОХИМИЧЕСКИЕ

ОСОБЕННОСТИ

В гидроксидах гидроксил-ион я в л я е т с я единственным или доминирующим в их кри­ сталлических решетках анионом. Состав минералов обычно прост и в ы р а ж а е т с я ф о р ­ мулами A l ( O H ) (гиббсит), M g ( O H ) (брусит), AlO(OH) (бёмит), FeO(OH) (гётит) и т. п. В нескольких гидроксидах в качестве дополнительных анионов выступают ( C O ) , как, например, в гидротальките M g A l ( O H ) i ( C 0 ) • 4 H O , а т а к ж е ( S O 4 ) , C l . У н и к а л ь н ы м и по составу и структуре я в л я ю т с я такие минералогические рари­ теты, как валерит C u F e M g S ^ O H ) и другие гидроксиды-сульфиды. Б о л ь ш а я ч а с т ь природных гидроксидов я в л я е т с я минералами а л ю м и н и я , урана, точнее уранил-иона ( U O ) , марганца ( M n , M n , M n ) , ж е л е з а , магния, меди, ва­ надия ( V + , V , V ) . Известны т а к ж е природные гидроксиды бора, в о л ь ф р а м а , ни­ к е л я , хрома. К а к видно из этого перечисления, большинство входящих в гидроксиды химических элементов я в л я ю т с я м е т а л л а м и четвертого периода т а б л и ц ы Д . И. Мен­ делеева, образующими с гидроксил-ионами устойчивые при низких т е м п е р а т у р а х и труднорастворимые в воде химические соединения. 3

2

2 -

2 -

3

6

2

6

3

2

-

2

2

3

6

2 +

2 +

3 +

4 +

2

3

4 +

5 +

Подавляющее число гидроксидов имеет слоистую, цепочечную или тоннельную структуру разной с л о ж н о с т и . Наличие гидроксил-иона, одновалентного, но равного по размеру иону О , значительно с н и ж а е т прочность химических связей в структу­ рах гидроксидов по сравнению с чисто кислородными соединениями сходного состава. В некоторых гидроксидах (диаспор, гётит и др.) проявлена смешанная гидроксильноводородная связь, чтобы подчеркнуть это, их ф о р м у л ы иногда пишут по-особому, на­ пример H A l O д л я диаспора и H F e O д л я гётита. Т а к или иначе все эти особенности часто приводят к з а м е т н ы м отклонениям с т р у к т у р ы гидроксидов от принципа плот­ нейшей упаковки атомов. Кристаллохимические ф о р м у л ы и некоторые сведения о главнейших минералахгидроксидах приведены в табл. 33. 2 -

2

2

192

Т а б л и ц а 33. Г л а в н ы е м и н е р а л ы - г и д р о к с и д ы Минерал Брусит Mg(OH) Гиббсит Al(OH) Бёмит 7-AlO(OH) Диаспор a-AlO(OH) 2

Сингония

Твердость

Триг.

2,5 2,5-3,5 3,5 6-7 4,5-5,5 4 3-4 2

Мон. Ромб.

3

» » »

Гётит a-FeO(OH) Лепидокрокит 7-FeO(OH) Манганит M n M n O ( O H ) Пирохроит Mn(OH) 2

2

2

Мон. Триг.

МОРФОЛОГИЯ КРИСТАЛЛОВ И ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА

В подавляющем большинстве гидроксиды не образуют р а з л и ч и м ы х , з а м е т н ы х гла­ зом к р и с т а л л о в , и обычно ф о р м у их к р и с т а л л и ч е с к и х индивидов м о ж н о установить лишь с помощью электронного микроскопа. Почти всегда они в с т р е ч а ю т с я в порошковатых, з е м л и с т ы х , натечных ф а р ф о р о в и д н ы х массах и в виде оолитов. И с к л ю ч е н и я из этих п р а в и л единичны, они относятся к диаспору и гиббситу: в нескольких место­ р о ж д е н и я х известны их п л а с т и н ч а т ы е к р и с т а л л ы р а з м е р о м от 0,1 до 2,3 см. Н е в ы с о к а я твердость большей части гидроксидов (от 1 до 3) о б ъ я с н я е т с я малой прочностью их к р и с т а л л и ч е с к и х с т р у к т у р с большой долей остаточных связей, как, например, в гиббсите, где к а ж д а я трехслойная п а ч к а A l ( O H ) слабо скреплена с та­ кими ж е соседними п а ч к а м и . Исключение представляет диаспор в тех редких с л у ч а я х , когда он образует с а м о с т о я т е л ь н ы е к р и с т а л л ы . Они о б л а д а ю т твердостью 6,5 — 7 изз а большой роли водородных (достаточно сильных) связей в диаспоре. О к р а с к а минералов разнообразна и часто пестрая. Она обусловлена р а з н ы м и при­ чинами. Во-первых, гидроксиды ж е л е з а и марганца имеют свою собственную корич­ невую или буро-черную окраску, обусловленную тем, что ж е л е з о и марганец я в л я ю т с я типичными э л е м е н т а м и - х р о м о ф о р а м и . Во-вторых, из-за тонкодисперсного с л о ж е н и я агрегатов, которые образуют гидроксиды, в них с о д е р ж и т с я много пигментирующих механических примесей. Т а к , смеси гидроксидов а л ю м и н и я (в идеале бесцветные) окрашены в бурые, охряные, красные цвета примесями бурого ж е л е з н я к а и гематита. 3

КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О МИНЕРАЛАХ

Г и д р о к с и д ы м а г н и я . Наиболее распространен среди них брусит M g ( O H ) - Он имеет слоистую структуру, ее м о ж н о т р а к т о в а т ь к а к б л и з к у ю к гексагональной плот­ нейшей упаковке, в у з л а х которой н а х о д я т с я гидроксил-ионы. В о к т а э д р и ч е с к и х пу­ стотах м е ж д у ними^располагаются атомы магния, но не во всех пустотах, а через слой (рис. 154). Г р а ф и ч е с к и с т р у к т у р у м и н е р а л а легко изобразить в виде слоев, плотно с л о ж е н н ы х о к т а э д р а м и M g ( 0 H ) 6 - Вершина к а ж д о г о такого о к т а э д р а я в л я е т с я общей д л я двух соседних октаэдров, в результате итоговая ф о р м у л а о к т а э д р а п о л у ч а е т с я M g ( O H ) ( I Z ) , т . е . M g ( O H ) . Это, естественно, точно отвечает химической ф о р ­ муле м и н е р а л а и в то ж е время п о к а з ы в а е т э л е к т р о н е й т р а л ь н о с т ь к а ж д о г о с л о я окта­ эдров. Результатом я в л я е т с я весьма совершенная спайность брусита по базопинакоиду, так к а к р а з р ы в к р и с т а л л а м е ж д у э л е к т р о н е й т р а л ь н ы м и с л о я м и о к т а э д р о в проис­ ходит очень легко. К р и с т а л л ы брусита бесцветные п л а с т и н ч а т ы е , гексагонального се­ чения. Минерал редок. Образуется к а к один из продуктов гидротермального изменения ультраосновных горных пород и как метаморфогенный минерал в некоторых мрамо2

1

6

3

2

193

Рис. 154- Схемы структур брусита и гиббсита в разных изобра­ жениях (шариковая и полиэдрическая модели — в объеме и вид сверху).

194

pax. Встречается в тонкозернистых массах, к р и с т а л л а х , иногда в виде п а р а л л е л ь н о игольчатых агрегатов, н а з ы в а е м ы х немалитом и немалит-асбестом. Г и д р о к с и д ы а л ю м и н и я . Наиболее распространены среди них гиббсит A l ( O H ) , бёмит 7-AlO(OH) и диаспор о>AlO(OH). Гиббсит имеет подобную бруситу слоистую структуру (см. рис. 154), но в к а ж д о м октаэдрическом слое атомы а л ю м и н и я за­ полняют л и ш ь 2 / 3 октаэдрических пустот. С т р у к т у р ы двух п о л и м о р ф о в одного и того ж е состава — бёмита и диаспора — я в л я ю т с я производными от плотнейшей гек­ сагональной упаковки, но она с л о ж е н а д в у м я анионами, О и О Н , и не я в л я е т с я идеальной. К р и с т а л л и ч е с к и е решетки к а к бы состоят из цепочек и с к а ж е н н ы х ок­ таэдров Al(O, 0 Н ) б , по-разному собранных в слои (рис. 155) и частично скрепленных гидроксильно-водородными с в я з я м и в дополнение к ионным с в я з я м , преимущественно х а р а к т е р н ы м д л я чисто кислородных плотнейших упаковок. В соответствии с особен­ ностями их с т р у к т у р к р и с т а л л ы бёмита и диаспора, к а к это видно в электронном микроскопе, удлиненно-пластинчатые. Твердость этих минералов выше, чем у гиббсита, из-за определенной роли в их конституции водородных связей, при этом диаспор я в л я е т с я с а м ы м т в е р д ы м из этих трех минералов, очевидно, не т о л ь к о из-за н а л и ч и я водородных связей, но и з а счет большей компактности его с т р у к т у р ы , чем у гиббсита и бёмита. 3

2 -

Диаспор

-

Б

е

м

ц

т

Рис. 155. Структуры диаспора и бёмита.

Гидроксиды а л ю м и н и я в индивидуальных выделениях в с т р е ч а ю т с я редко. Обычно все вместе они образуют смеси с гидроксидами и оксидами ж е л е з а , каолинитом и другими м и н е р а л а м и , н а з ы в а е м ы е бокситами. Это плотные мелко- и тонкозернистые массы, каменистые, р ы х л ы е или глиноподобные. Ч а с т о имеют оолитовую структуру. Цвет белый, серый, красный, темно-красный. Образуются, во-первых, к а к продукт поверхностного выветривания гранитов в тропических странах (рис. 156). В этом отно­ шении бокситы с т о я т в одном генетическом ряду с л а т е р и т а м и , последние возникают з а счет в ы в е т р и в а н и я ультраосновных и основных горных пород, они беднее гидро­ ксидами алюминия, однако богаче слоистыми силикатами, оксидами и гидроксидами ж е л е з а , а иногда м и н е р а л а м и н и к е л я . Во-вторых, бокситы образуются к а к осадочные горные породы з а счет перемыва месторождений первого типа. Они я в л я ю т с я главной рудой д л я получения глинозема и металлического а л ю м и н и я , огнеупоров, цементов. Иногда о т м е ч а ю т с я к р и с т а л л ы гидроксидов а л ю м и н и я — гиббсита и диаспора. Гиб­ бсит наблюдается в виде бесцветных и белых пластиночек гексагональных очертаний и с совершенной спайностью по пинакоиду среди продуктов гидротермального изме­ нения нефелина. Д и а с п о р известен в п л а с т и н ч а т ы х с грубой штриховкой и с и л ь н ы м п е р л а м у т р о в ы м блеском к р и с т а л л а х сиреневого и бурого цвета. В т а к и х к р и с т а л л а х он в с т р е ч а е т с я в метаморфических месторождениях. 195

Рис.

156.

Кайнозойские и современные климатические зоны

Восточного полушария Земли, благоприятные для образова­ ния латеритов и бокситов (по В. М. Синицыну).

Г и д р о к с и д ы ж е л е з а . Индивидуально встречаются редко: гётит наблюдается ино­ гда в виде золотисто-бурых иголочек среди кварца в кварц-халцедоновых жеодах или в виде сростков пластинчатых кристаллов (рис. 157), лепидокрокит образует золотистобронзовые слюдоподобные налеты на гематите и других окисленных минералах же­ леза. Обычно ж е встречаются в смесях, называемых бурым железняком и лимонитом.

Рис.

157. Друза пластинчатых кристаллов гётита.

Это ржаво-коричневые до черных тонкодисперсные землистые, натечные, почковид­ ные агрегаты (рис. 158, 159), потеки, псевдоморфозы по пириту, гематиту и другим минералам, наконец, агрегаты оолитового сложения. Блеск матовый или стеклянный. Черта ржавая. 196

Кб Рис.

158.

Типы агрегатов гётита, образующихся при окислении магнетита и

гематита в железистых кварцитах Кривого Рога (Аркос Видал, Пирогов, 1 9 9 5 ) . Mp — мартит (псевдоморфозы гематита по магнетиту).

Рис. 159. Пример внутреннего строения почковидного агрегата гётита (Аркос Видал, Пирогов, 1 9 9 5 ) . 1 — 6—зоны разного строения.

Образуются в результате поверхностного окисления различных руд и минералов железа, выпадают в виде коллоидно-химических осадков на стадиях сингенеза и эпи­ генеза при формировании осадочных горных пород. Являются рудой на железо, порошковатые массы используются для изготовления красок. 197

Рис. 160. Внутреннее строение глубоководной железомарганцевой конкреции. Видна многократность процессов роста, разрушения, роста конкреций.

Рис. 161. Форма и строение конкреции на дне океана (Гордиенко, 1 9 8 6 ) .

198

Г и д р о к с и д ы м а р г а н ц а . Известно около д в а д ц а т и гидроксидов чистого марганца и марганца в сочетании с д р у г и м и химическими элементами (барием, к а л ь ц и е м , ни­ келем, цинком и д р . ) . Все они похожи друг на друга. Обычно гидроксиды м а р г а н ц а встречаются в смеси д р у г с другом, пиролюзитом и другими оксидами Mn в виде землистых, натечных, оолитовых агрегатов. Нередко т а к и е массы н а з ы в а ю т псиломеланом. Цвет их черный, буро-черный, ч е р т а буро-черная, м а р к а я . Т в е р д о с т ь от 6 д о 2. Т о ч н а я д и а г н о с т и к а минералов обычно осуществляется с п е ц и а л ь н ы м и ла­ бораторными методами. Смеси, обогащенные водой, м а к с и м а л ь н о буро-коричневые, р ы х л ы е и легкие, более м а р к и е , н а з ы в а ю т с я в а д а м и . Гидроксиды марганца о б р а з у ю т с я в некоторых г и д р о т е р м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и я х , в процессах в ы в е т р и в а н и я р а з н ы х марганецсодержащих м и н е р а л о в , к а к коллоиднохимические осадки и на дне современных океанов (рис. 160). Я в л я ю т с я рудой на марганец.

Co-Ni асболан

1VM4MV1VMVMV1 МН ^о с

Н 2

мп2+,о,он)

6

(Ni Co)(O OH) 5

°

VlVIVMVIVbIVbM H O

•

2

о

Wm

1

м„4+,о,он)

6

6

(Ni,Co)(0,OH)

6

Бузерит

Li к V VV VV V (U Ib 4

Мп ,Са 2 +

(

Mn

Мп ,Са 2 +

H O

• Na

2

4

<

V

\* /

VV( (к А ШШМШШшШ нI А \*/|

1

Рис.

4 +

Мп ,Са 2 +

Mn

4 +

Мп ,Са 2 +

162. Примеры сложных слоистых структур гидроксидов марганца.

199

Фазовый и химический состав современных железомарганцевых конкреций на дне океанов и морей обычно сложен, нередко он разный в разных частях конкреций (рис. 161). Ж е л е з о концентрируется в виде гидроксидов. Марганец имеет разную валентность и представлен оксидами типа пиролюзита, романешита, тодорокита и мно­ гочисленными плохо окристаллизованными оксидами и гидроксидами — бернесситом, бузеритом, голландитом, вернадитом, асболаном. Цветные металлы — это ионнообменные катионы в асболане и некоторых других гидроксидах сложной слоистой или тоннельной кристаллической структуры (рис. 162). Часто в состав конкреций входят в разном количестве цеолиты, глинистые минералы, тонкодисперсный кварц. Железомарганцевые конкреции изучаются сейчас как потенциальный источник для извле­ чения цветных металлов. Хотя их относительное содержание в конкрециях невелико (меди, никеля 1 —1,5%, кобальта около 0,2%), абсолютные запасы сосредоточенных в них цветных металлов огромны. Контрольные

1. 2. 3. 4. 5.

вопросы

Какие главные типы структур гидроксидов вы можете назвать? Каковы условия образования бокситов? Что такое по минеральному составу бурый железняк и лимонит и как они образуются? Какими минералами сложены железомарганцевые конкреции? Что такое писломелан и вад?

Глава

12

СИЛИКАТЫ И ИХ

АНАЛОГИ

О Б Щ И Е ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА И СТРУКТУР

К л а с с силикатов и их аналогов я в л я е т с я с а м ы м большим по числу м и н е р а л ь н ы х видов — к нему относится около 30% от их общего числа. В целом с и л и к а т ы и алю­ мосиликаты слагают около 75 об.% земной коры, при этом наиболее распространены полевые шпаты — н а их д о л ю приходится около 40 — 45 об.% л и т о с ф е р ы . З а ними по распространенности следуют слюды, пироксены, а м ф и б о л ы и г р а н а т ы . В соответствии с распространенностью химических элементов главными катионами в с и л и к а т а х и их аналогах я в л я ю т с я К, Na, Ca, Mg, Fe. З н а ч и т е л ь н а т а к ж е р о л ь а л ю м и н и я , который, к а к п о к а з а л и рентгеноструктурные исследования, м о ж е т в ы с т у п а т ь к а к в качестве катиона, так и входить в анионный р а д и к а л минералов. Рентгеноструктурные исследования в ы я в и л и следующие общие ч е р т ы строения си­ ликатов и их аналогов. 1. Во всех с и л и к а т а х атомы к р е м н и я имеют по отношению к кислороду четверную координацию, они образуют вместе с кислородом, к а к в кварце, кремнекислородные т е т р а э д р ы ( S i O ) (см. рис. 133). С в я з и кремния с кислородом смешанные ионноковалентные, с разной степенью ионности в м и н е р а л а х разной с т р у к т у р ы и с р а з н ы м и катионами (см. с. 23). 2. Кремнекислородные т е т р а э д р ы могут быть одиночными, и тогда они соединяются в общей с т р у к т у р е м и н е р а л а через катионы, но могут и полимеризоваться, образуя р а з л и ч н ы е анионные группировки. 3. Алюминий в с и л и к а т а х м о ж е т б ы т ь ^ а т и о н о м , з а н и м а я позиции в октаэдрических пустотах м е ж д у кислородом, и м о ж е т входить в т е т р а э д р ы ( A l O ) , з а н и м а я в структуре минералов позиции, адекватные с кремнием. Н а п р и м е р , в каолините A l ( S i O s ) ( O H ) алюминий я в л я е т с я катионом и имеет координационное число шесть, а в микроклине K(AlSIaOs) он входит в анионный р а д и к а л минерала, занимает такие ж е позиции, к а к и кремний, т . е . размещается в центре т е т р а э д р о в . М и н е р а л ы пер­ вого типа н а з ы в а ю т с я силикатами, в т о р о г о — я в л я ю т с я их аналогами и н а з ы в а ю т с я алюмосиликатами. Есть минералы, в которых алюминий представлен и к а к катион и входит в анионный р а д и к а л , например в слюде мусковите K A l ( A l S i O i O ) ( 0 H ) . Ка­ о л и н и т — это силикат а л ю м и н и я , микроклин — алюмосиликат к а л и я , а мусковит — алюмосиликат а л ю м и н и я и к а л и я . Р а з м е р тетраэдров ( A l O ) и его к о н ф и г у р а ц и я иные, чем у групп ( S i O ) , х а р а к т е р химических связей т а к ж е отличен. Поэтому имеется предел замещения S i <— A l + . Установлено, что в с и л и к а т а х м о ж е т заме­ щаться алюминием не более половины к р е м н и я в т е т р а э д р а х . Значит, предельны по составу а л ю м о с и л и к а т ы т и п а анортита C a ( A l S i O s ) , н е ф е л и н а N a ( A l S i O ) и т . п . 4 -

4

5 -

4

2

2

4

2

3

2

5 -

4

4 -

4

4 +

3

2

201

2

4

4. Помимо кремнекислородных анионных р а д и к а л о в во многих с и л и к а т а х и а л ю ­ мосиликатах есть д о п о л н и т е л ь н ы е анионы — О Н , ( С О з ) , ( S O 4 ) , ( S ) , ( B O ) , (P Or) и д р . Т а к , в каолините и мусковите имеются д о п о л н и т е л ь н ы е анионы О Н . -

2 -

2 -

2 -

3 -

2

3

4 -

-

2

СТРУКТУРНЫЕ ТИПЫ АНИОННЫХ

РАДИКАЛОВ

Разнообразие с т р у к т у р силикатов практически безгранично. Это вызвано, вопервых, многочисленностью способов полимеризации групп ( S i O ) и ( A l O ) с воз­ никновением анионных комплексов разной конфигурации и р а з м е р о в . Во-вторых, в состав с и л и к а т о в и а л ю м о с и л и к а т о в входит в общей с л о ж н о с т и около 60 — 70 химиче­ ских элементов с р а з н ы м р а з м е р о м ионов и х а р а к т е р о м осуществляемых ими связей. В р е з у л ь т а т е геометрия сочетаний катионов и анионных группировок м о ж е т б ы т ь самой разной. Поэтому рассмотрим т о л ь к о основные с т р у к т у р н ы е т и п ы анионных радика­ лов, х а р а к т е р н ы е д л я наиболее распространенных минералов. Изолированные тетраэдры (SiO ) . Х а р а к т е р н ы , например, д л я гранатов R R ( S i 0 ) , оливинов ( M g F e ) ( S i O ) , т о п а з а A l ( S i O ) F . В них т е т р а э д р и ч е с к и е группы соединяются через катионы (рис. 163, а). Эти м и н е р а л ы м о ж н о рассматри­ вать так ж е , к а к соли ортокремниевой к и с л о т ы H S i O , поэтому раньше их н а з ы в а л и ортоси л и к атами. С д в о е н н ы е т е т р а э д р ы . Группы ( S i O ) , полимеризуясь, соединяются попарно через общую вершину атомом кислорода, суммарно ф о р м у л а комплексного аниона ( S i O r ) . Т а к и е анионы соединяются через катионы. П р и м е р о м с л у ж и т г е м и м о р ф и т Z n ( S i O r ) ( O H ) H O (рис. 163, б). М и н е р а л ы с подобными р а д и к а л а м и нередко назы­ в а ю т с я д и о р т о с и л и к а т а м и . Есть м и н е р а л ы (например, эпидот), в с т р у к т у р е к о т о р ы х присутствуют группы ( S i O ) и ( S i O r ) • Их н а з ы в а ю т орто-диортосиликатами. 4 -

5 -

4

4

4 -

4

3

2

4

3

1

2

4

2

4

4

2

4

4 -

4

6 -

2

4

2

2

2

4 -

4

6 -

2

Рис. 163. Схемы кристаллической структуры оливина (а) и гемиморфита (б).

К о л ь ц а т е т р а э д р о в . Наиболее обычен кольцевой одноярусный анионный р а д и к а л из шести т е т р а э д р о в , к а к у б е р и л л а (рис. 164, в), но есть м и н е р а л ы с к о л ь ц е в ы м и ради­ к а л а м и из трех и четырех т е т р а э д р о в и со сдвоенными (двухъярусными) р а д и к а л а м и из четырех и шести колец. В шестерных одноярусных р а д и к а л а х число атомов крем­ ния равно 6, но кислород играет разную с т р у к т у р н у ю роль: это д в е н а д ц а т ь атомов ки­ слорода в свободных вершинах тетраэдров, которые осуществляют с в я з ь с катионами, и шесть атомов кислорода в сдвоенных (соединившихся) вершинах. И т о г о в а я ф о р м у л а такого р а д и к а л а ( S i e O i e ) , а общая ф о р м у л а , например, б е р и л л а B e A l ( S i e O i s ) . 1 2 -

3

202

2

Рис. 164.

ТИПЫ

кольцевых радикалов.

Рис. 165. Типы цепочечных радикалов.

Ц е п о ч к и т е т р а э д р о в . И х много р а з н ы х , наиболее проста и чаще всего в с т р е ч а е т с я так н а з ы в а е м а я пироксеновая цепочка (рис. 165). Она бесконечна, имеет, к а к видно из рисунка, период повторяемости в д в а т е т р а э д р а , отсюда общая ф о р м у л а р а д и к а л а

203

4 -

( S i O e ) . Примером служит минерал диопсид C a M g ( S i O ) . Его можно тракто­ вать так же, как природную соль метакремниевой кислоты. Такие минералы нередко называли ранее метасиликатами. 2

2

6

Л е н т ы т е т р а э д р о в . Их много. Наиболее распространена в сили­ катах так называемая амфиболовая лента. Она бесконечна и как бы состоит из двух соединившихся друг с другом пироксеновых це­ почек (рис. 166). Нередко так и говорят: пироксеновая — это оди­ нарная, а амфиболовая — двой­ ная цепочка. В амфиболовой лен­ те период повторяемости — одно кольцо тетраэдров. Выведем по нему формулу анионного радика­ ла: на тетраэдры 3 и 6 прихо­ дится два атома кремния и восемь атомов кислорода, каждый тетра­ эдр из четырех (1, 2, 4, 5) принад­ лежит сразу двум кольцам, зна­ чит, в каждом из них на выбранное нами для подсчетов кольцо при­ ходятся пол-атома кремния и пол­ атома кислорода в вершине, нако­ нец, есть еще два атома кислорода (они указаны на рисунке стрел­ ками), каждый из них принадле­ жит двум кольцам. В сумме имеем для кремния: 2 + 1 / 2 x 4 = 4, для кислорода: 8 + 1 / 2 x 4 + 1 / 2 x 2 = 11, а формула анионного радикала (Si/iOn) . Примером минерала с таким радикалом является тре­ Амфиболовая лента молит C a M g ( S i 4 0 n ) ( O H ) , или Рис. 166. Типы ленточных радикалов. Ca Mg (Si O )(OH) . С л о и ( с е т к и ) т е т р а э д р о в . Они т о ж е бывают разными. Наиболее важны каолинитовые слои (сетки), поскольку они имеются в большинстве слюд, глинистых минера­ лов, серпентинов. В каолинитовых сетках тетраэдры лежат своими основаниями в од­ ной плоскости, их вершины развернуты в одну сторону, а простейшим многократно по­ вторяемым, как трафарет на обоях, узором является шестичленное кольцо (рис. 167). Вычислим формулу такого кольца, подсчитав сначала состав единичного тетраэдра: в каждом тетраэдре заключен один атом кремния, к каждому тетраэдру относится один атом кислорода в его вершине, три других атома кислорода в основании при­ надлежат данному тетраэдру наполовину. Значит, на каждый тетраэдр приходится кремния 1 атом, кислорода 1 + 3 х 0,5 = 2,5, т.е. его состав Sii0г,5• Всего таких тетраэдров в кольце шесть, но каждый из них принадлежит трем соседним кольцам. Таким образом, на все кольцо приходится только два тетраэдра. Отсюда выводим формулу кольца: ( S i i 0 5 ) • 2, т.е. ( S i O a ) . Примерами минералов с таким ани­ онным радикалом являются каолинит A l ( S i O s ) ( O H ^ , тальк M g ( S i O s ) ( O H ) , или 6 -

2

2

5

5

8

2

2 2

2

2

2 -

2 i

2

2

204

2

3

2

2

2

Mg (Si OiO)(OH) В химии из­ вестна двуметакремниевая кисло­ та H S i O s , поэтому минералы с каолинитовыми слоями нередко называют димета- и (упрощенно) метаси ликатами. Каркасные группировки т е т р а э д р о в . В них тетраэдры со­ единены всеми своими четырьмя вершинами с соседними тетраэд­ рами, формируя таким образом бесконечную трехмерную построй­ ку с большими "полостями" в ней. Геометрия и характер симметрии таких группировок могут быть различными из-за несколько раз­ ной ориентации тетраэдров отно­ сительно друг друга. Если все тетраэдры заняты кремнием, то получаются различ­ ные модификации кремнезема. Во многих учебниках и справоч­ никах кварц и другие полиморфы S i O так и считаются силикатами. Pu с 167. Простейший слой тетраэдров. Если же часть тетраэдров в та­ а—план; 6—разрез; в, г — схематическое изо­ ком кремниево-кислородном карбражение слоя в разрезе. касе занята алюминием, минералы называются алюмосиликатами. В качестве при­ меров мы у ж е приводили микроклин, анортит, нефелин и указывали, что только не более половины тетраэдров может быть занята алюминием (см. с. 201). Помимо алюминия в состав каркаса может входить бор, как в данбурите C a ( B S i O s ) Такие минералы называются боросиликатами. Таковы главные группировки тетраэдров в силикатах и их аналогах, число их всех очень велико. Имеется еще много силикатов с нерасшифрованной структурой. Рент­ геноструктурные исследования силикатов приводят к открытию всё новых структур. 4

3

2

2

2

2

2

2

КЛАССИФИКАЦИЯ

Классификация силикатов и их аналогов (алюмосиликатов и др.) производится по их структурам. Так выделяют шесть подклассов: островные, кольцевые, цепочеч­ ные, ленточные, слоистые, каркасные. К островным отнесены-силикаты с группами ( S i O ) и ( S i O ? ) - Здесь следует добавить, что в некоторых книгах и учебниках, особенно в старых, выделяют ортосиликаты, диортосиликаты, орто-диортосиликаты, метасиликаты, диметасиликаты. Кольцевые силикаты иногда относят к островным, иногда к силикатам с замкнутыми цепочками. Силикаты с цепочками и лентами в некоторых учебниках и монографиях объединены под общим названием " цепочечные" (но с одинарными и сдвоенными цепочками). Кварц в одних книгах относят к окси­ дам, в других — к силикатам. Есть классификации с нуль-, моно-, ди-, трисиликатами и т.д. Мы у ж е отмечали в начале этого учебника, что принятые в минералогии две основы —структура и состав — н е могут привести к созданию единой, до конца ло­ гически формализованной систематики. Но эти разногласия быстро отступают на второй план и легко преодолеваются при изучении минералов, они не создают осо4 -

4

6 -

2

205

бых трудностей в познании минералогии в объеме учебной п р о г р а м м ы . Ясно, ч т о д л я науки в целом несовершенная с и с т е м а т и к а ее о б ъ е к т о в е с т ь недостаток, но не с а м ы й существенный. К а к о т м е ч а л В. И. Вернадский, цель и с у т ь минералогии состоит не в статичном описании м и н е р а л ь н ы х ф а з к а к м е р т в ы х т е л и не в составлении к л а с с и ф и ­ каций, явление и процесс — вот главные ее о б ъ е к т ы . Контрольные

вопросы

1. Какую роль играет а л ю м и н и й в силикатах и в каких структурных позициях находятся его атомы? 2. Какие главные типы кремнекислородных группировок в структурах силикатов вы можете назвать? Как рассчитать их формулы? 3. Какие оксиды можно считать каркасными силикатами и что такое каркасные алюмоси­ ликаты?

Глава ОСТРОВНЫЕ

13 СИЛИКАТЫ

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ

Среди силикатов это наиболее многочисленный подкласс минералов. Его характер­ ными представителями являются оливин ( M g F e ) ( S i O ) , альмандин F e A l ( S i O ) S , гроссуляр C a A l ( S i 0 ) , топаз A l ( S i O ) F , эпидот C a ( A l F e ) ( S i O ) ( S i O ) O ( O H ) . Силикаты этого подкласса имеют разнообразный состав — это минералы магния, же­ леза, кальция, марганца, титана, алюминия, редких земель, тория, циркония, нио­ бия и др., ни в одном другом подклассе нет такого разнообразия катионов. К этому подклассу относятся также совсем особые по составу и структуре минералы, очень редкие в природе — это силикофосфаты, в них имеются дополнительные радикалы (P O ) и (PO ) (например, минерал ломоносовит с приблизительной формулой N a s T i ( S i O ) ( P O ) O и силикокарбонаты (спёррит C a s ( S i 0 ) ( C 0 ) и др.)). К числу породообразующих и наиболее широко распространенных в природе мине­ ралов относятся оливины, гранаты, эпидот, кианит, титанит, циркон. Практическое значение имеет лишь ничтожная доля от общего числа минералов. В качестве абра­ зивных материалов используются гранаты, драгоценными минералами являются то­ паз, альмандин, пироп, уваровит, хризолит (разновидность оливина). Рудным минера­ лом бериллия является фенакит B e ( S i O ) , скандия — тортвейтит S c ( S i O ) , цинка — виллемит Z n ( S i O ) и гемиморфит Z n ( S i O ) ( O H ) H O , циркония и гафния — циркон (Zr Hf)(SiO ). 1

3

2

4

4 -

2

3

2

4

2

4

2

3

2

1

4

2

2

4

7

3 -

7

4

2

2

7

4

2

4

2

2

1

4

2

3

4

4

2

2

7

2

2

7

2

4

КРИСТАЛЛОХИМИЧЕСКИЕ

ОСОБЕННОСТИ

Кристаллохимическое своеобразие минералов подкласса островных силикатов опре­ деляется сочетанием двух факторов: а) присутствием в них орто- и диортогрупп — (SiO ) и ( S i O ) , б) большой ролью в их составе катионов октаэдрической ко­ ординации с радиусом от 0,060 до 0,080 нм ( T i - 0 , 0 6 4 ; F e - 0 , 0 6 7 ; N b - 0 , 0 6 9 ; M g — 0,078; F e — 0,082 нм, по В. М. Гольдшмидту), главными из них являются маг­ ний и железо. Благодаря такому сочетанию типичных для плотнейшей упаковки ее тетраэдрических и октаэдрических полиэдров, структуры островных силикатов наибо­ лее компактны и прочны среди силикатов других подклассов. Кроме перечисленных катионов большую роль, но не во всех, а в некоторых островных силикатах играют относительно крупные катионы восьмерной (и более) координации — C a (0,106 нм), N a (0,098 нм), C e (0,118 нм). Их координационные полиэдры несоразмерны с ок­ таэдрами и тетраэдрами. Структура таких минералов, за малым исключением (грос­ суляр), менее компактна. Характерная особенность алюминия в островных силикатах заключается в том, что он всегда занимает октаэдрические позиции и является в этих силикатах катионом. 4 -

4

6 -

2

7

4 +

2 +

3 +

5 +

2 +

2 +

+

3 +

207

Разнообразие катионов, их разные радиусы и свойства приводят к усложнению кри­ сталлических структур островных силикатов и часто к вхождению в них дополнитель­ ных анионов F и ( О Н ) . Особенно характерны такие анионы д л я силикатов, содер­ жащих одновременно группы ( S i O i ) и (Si Or) и резко различающиеся по метал­ лическим свойствам катионы: C a и Ti (титанит), C a и Al (эпидот), K , Na " и Ti (лампрофиллит). Дополнительные анионы характерны также д л я силикатов, в состав которых входят только группы (SiO ) и алюминий в качестве катиона, — топаза A l ( S i 0 4 ) F , кианита A l ( S i 0 4 ) 0 и д р . -

-

4 -

6 -

2

2 +

4 +

2 +

3 +

+

4

4 +

4

2

2

2

Т а б л и ц а 34. Главные минералы — островные силикаты Группа Оливина Фенакита Циркона

Минерал Форстерит M g ( S i C j ) Фаялит Fe2(SiCj) Фенакит B e ( S i O ) Виллемит Zn2(SiC>4) Циркон Zr(SiO ) Торит Th(SiO ) Коффинит U(SiO ) Гроссуляр СазА12(ЗЮ )з А н д р а д и т СазFe2 (SiO )з Голдманит СазV2 (SiO )з Уваровит СазСгг (SiO )з Пироп Mg АЬ(SiO )з Кноррингит Mg Сгг(SiO )з Альмандин ГезА1г(SiO )з Спессартин МпзА1 (5Ю )з Хондродит M g ( S i O ) F2 Кианит A ^ ( S i O ) O Силлиманит Al(AlSiO ) А н д а л у з и т AlAl(SiO )O Ставролит A l F e ( S i O J O ( O H ) Топаз A l ( S i O ) F Титанит CaTi(SiO )O Везувиан Ca Al Mg (SiO )S(Si OT) (OH) Клиноцоизит Ca Al (SiO )(Si O )O(OH) Эпидот Ca (Al Fe) (SiO )(Si O )O(OH) Алланит (Ca, T h C e ) ( A l F e ) ( S i O ) ( S i O ) O ( O H ) Гемиморфит Zn (Si O )(OH) -H O Лампрофиллит NaSr(TiI Fe S)(Si O )OF 2

2

4

4

Син­ гония

Твер­ дость

Ромб. » Триг. » Тетр.

6,5-7 6-6,5 7,5-8 5-6 7,5-8 4,5-5 5-6 6,5-7,5 6,5-7,5 6,5-7,5 7-7,5 7-7,5 7-7,5 7-7,5 7-7,5 6-6,5 4,5 - 6,5 7 6,5-7,5 7-7,5 8 5-6 6,5

4

4

Гранатов

4

4

» Куб. »

4

4

3

4

3

4

4

4

2

Хондродита Кианита

5

2

4

4

5

4

Ставролита Топаза Титанита Везувиана

4

2

2

2

4

2

3

4

4

2

2

2

2

4

2

2

2

15

2

1

7

4

Мон.

6,5

»

6,5

7

3

2

01

2

» » Мон. Трикл. Ромб. » Мон. Ромб. Мон. Тетр.

7

4

1

Гемиморфита Лампрофиллита

2

2

4

1 0

Клиноцоизита

4

4

» »

4

2

6

7

Ромб.

4-5

Мон.

2 - 3

2

2

7

2

Принцип строения ортосиликатов и диортосиликатов показан выше на примере оли­ вина ( M g , F e ) ( S i 0 4 ) и гемиморфита Z n ( S i O y ) ( O H ) • H O (см. рис. 163). Перечень главнейших островных силикатов приведен в табл. 34. 2

4

2

208

2

2

МОРФОЛОГИЯ КРИСТАЛЛОВ И ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА

Островные силикаты образуются д а ж е в стесненных условиях роста в виде хоро­ ших кристаллов (рис. 168). Это объясняется их большой силой кристаллизации, что обусловлено относительной компактностью и простотой структур этих силикатов, многозарядностью анионных комплексов и значительной силой связей катионов, входящих в их состав. В виде изометричных хорошо ограненных зерен (кристаллов кубической сингонии — ромбододекаэдров и тетрагон-триоктаэдров) встречаются гранаты (отсюда и их название: от лат. granula — зернышко), идеально развитые дипирамидальные и призматические кристаллы тетрагональной сингонии образует циркон, в совершенных кристаллах ромбической сингонии обычно наблюдаются топаз и ставролит. Можно привести много таких примеров высокой степени идиоморфизма (совершенства) кри­ сталлов островных силикатов. Ну а сфен (сейчас его принято называть титанитом) д а ж е получил свое название за то, что он почти всегда встречается в виде идеально ограненных клиновидных кристаллов (от греч. sphen — клин). Из распространенных минералов, пожалуй, лишь оливин и хондродит редки в кристаллах. Гванат

Окраска островных силикатов обычно обусловлена присутствием в их составе в ка­ честве главных и примесных компонентов элементов-хромофоров (Fe, Mn, Ti и Cr). Атомы двух- и трехвалентного железа вызывают при разных своих соотношениях зеле­ ные (гроссуляр, эпидот), коричневые (андрадит, ставролит, титанит) цвета. Окрашен­ ные марганцем и железом минералы имеют малиново-красный, лилово-красный цвет 209

(альмандин). Ж е л е з о в сочетании с Ti вызывает коричнево-черную окраску минера­ лов, таков цвет титанистого андрадита — шерломита. Хром обусловливает изумруд­ ную окраску уваровита. Он же в сочетании с Fe вызывает бордово-красную окраску драгоценных пиропов (" богемских гранатов") — при особом сочетании количеств Cr и Fe эти гранаты меняют цвет от зеленых при обычном свете до красно-фиолетовых при искусственном освещении. Лишь в редких случаях встречаются бесцветные, белые островные силикаты — это химически чистые гроссуляр, форстерит, топаз, каламин. Компактность структуры и наличие в минералах небольших, но высокозарядных катионов проявляются в высокой плотности и твердости (от б до 8) этих минералов. Из-за большой твердости эти минералы черты не дают (они процарапывают бисквит­ ную пластинку), д а ж е у густо окрашенных минералов она чуть заметна. ОСОБЕННОСТИ УСЛОВИЙ

ОБРАЗОВАНИЯ

Островные силикаты — это минералы преимущественно высоких температур и да­ влений, т.е. минералы больших глубин. Главными типами месторождений являются магматические и метаморфические горные породы и некоторые метасоматиты. Как исключение они образуются в приповерхностных условиях. М а г м а т и ч е с к и е г о р н ы е п о р о д ы . В ультраосновных глубинных горных поро­ дах (оливинитах и перидотитах) главным минералом является оливин. О глубинном образовании этих пород свидетельствует то, что их ксенолиты выносятся из глубо­ ких (в том числе мантийных) очагов зарождения при вулканических извержениях и при возникновении кимберлитовых трубок взрыва. Известны два полиморфа одного состава — оливин (Mg, F e ) ( S i O ) и "шпинель" Si(Mg, F e ) O , возможно, что вторая мо­ дификация существует еще глубже в мантии как более плотная. В основных, средних, кислых горных породах островные силикаты играют роль акцессорных минералов — это некоторые гранаты, циркон, титанит. В гранитных пегматитах образуются совер­ шенные кристаллы топазов. В щелочных горных породах, в тех разновидностях, ко­ торые содержат нефелин, островные силикаты являются характерными минералами. Это циркон, титанит, ринколит, лампрофиллит. М е т а м о р ф и ч е с к и е г о р н ы е п о р о д ы . В них островные силикаты нередко играют главную роль. Они образуются при региональном и контактовом метаморфизме. В регионально метаморфизованных породах (гнейсах и сланцах) типичны гранаты (аль­ мандин, пироп), ставролит, кианит, эпидот. В контактовых породах (скарнах) глав­ ными минералами являются гранаты (гроссуляр, андрадит), большую роль играют в них везувиан и эпидот. М е т а с о м а т и т ы . Островные силикаты встречаются только в некоторых высоко­ температурных метасоматитах. Это в первую очередь альбититы и микроклиниты — участки сплошной гидротермальной переработки гранитов, сиенитов, нефелиновых сиенитов. К ним обычно приурочен то циркон, то торит, то фенакит. Другим ти­ пом метасоматитов являются грейзены, нередко они значительно обогащены топазом, иногда в некоторых разновидностях грейзенов присутствует фенакит. Приповерхностные условия образования типичны для виллемита и каламина — минералов зоны окисления цинково-сульфидных руд. 2

4

2

4

КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О МИНЕРАЛАХ

О л и в и н ы . Это группа минералов переменного состава, образующих почти не­ прерывный ряд изоморфных смесей от форстерита M g ( S i O ) до фаялита F e ( S i O ) . Магнезиальный член ряда — форстерит — встречается в мраморах и некоторых ти­ пах скарнов в виде белых или желтых округлых зерен и бесформенных выделений 2

210

4

2

4

со стеклянным или жирным блеском. Его появление здесь объясняется процессами регионального метаморфизма кварцсодержащих доломитов при реакциях типа 2 C a M g ( C 0 ) + SiO = M g ( S i O ) + 2 C a C O 4- 2 C O . 3

2

2

2

4

3

2

Методами термодинамики легко рассчитать значения температур и давлений, при которых происходит превращение исходных минералов в форстерит и кальцит. Фор­ стерит обычно ассоциирует с кальцитом, зеленым и бесцветным флогопитом, магне­ титом, шпинелью (черной и розовой), хондродитом. Промежуточные члены ряда (оливины) встречаются в кимберлитах, базальтах и других эффузивах в виде одиночных зерен, плохо образованных кристаллов и зер­ нистых масс бутылочно-зеленого, бутылочно-коричневого цвета, полупрозрачных, со стеклянным блеском. Оливины являются также главной составной частью оливинитов и перидотитов (см. рис. 16, табл. 78). Из оливинов только фаялит встречается с квар­ цем. Он редок и образуется в некоторых скарнах, гранитных пегматитах, гранитах, метаморфических горных породах. При гидротермальных процессах форстерит и магнезиальные оливины легко под­ вергаются гидролизу и замещаются серпентином и тальком. Схематически эти реак­ ции описываются, например, уравнениями 4Mg (SiO ) + H O + 5CO = Mg (Si Oi )(OH) + 5MgCO , 2

4

2

2

3

4

0

2

3

2 M g ( S i O ) 4- 2 H O + C O = M g ( S i O ) ( O H ) + M g C O . 2

4

2

2

3

2

5

4

3

Предполагается, что в реакциях могут участвовать также какие-то анионные формы кремния в гидротермальных растворах, например (здесь запись S i O чисто условна) 2

3 M g ( S i O ) + 5 S i O (раствор) + 2 H O = 2 M g ( S i O i ) ( O H ) , 2

4

2

2

3

4

0

2

3 M g ( S i O ) + S i O (раствор) + 4 H O = 2 M g ( S i O ) ( O H ) . 2

4

2

2

3

2

5

4

Оливиниты используются как огнеупорное сырье, прозрачные разновидности оли­ вина зеленого цвета (перидоты и хризолиты) добываются в качестве ограночного ма­ териала (т.е. как драгоценный камень). Узнаются с трудом.Требуется большой навык для уверенной диагностики оливинов. В базальтах они привлекают к себе внимание своей схожестью с осколками бутылоч­ ного стекла. В ультраосновных горных породах диагностирующим признаком явля­ ется частое развитие по оливину более приметных минералов — талька и серпентина. Ф е н а к и т B e ( S i O ) . Образует шестоватые, призматические белые кристаллы в гидротермальных фтор-бериллиевых рудах, где ассоциирует с полевым шпатом, бертрандитом, флюоритом. В качестве драгоценного камня встречается в пегматитах в виде крупных бесцветных прозрачных кристаллов призматического и ромбоэдриче­ ского габитуса, ассоциирует здесь с бериллом, топазом, амазонитом. Ц и р к о н Zr(SiO ). В некоторых месторождениях встречаются разновидности цир­ кона с различными изоморфными примесями (Th, Ce, Hf, Nb, Та, Al), иногда в боль­ ших количествах. Многим из них даны д а ж е свои названия, хотя они лишние, если подходить к минералогической номенклатуре строго. Циркон кристаллизуется обычно в виде идеально развитых тетрагональных кристаллов (см. рис. 168), обладающих хо­ рошо проявленным свойством типоморфизма: в более щелочных горных породах обра­ зуются укороченные кристаллы, в кислых — удлиненные. Блеск на гранях алмазный. Цвет коричневый разных оттенков. Твердость 7-8. Встречается во всех магматических горных породах, но особенно часто в нефелино­ вых сиенитах и их пегматитах. Радиоактивные разновидности циркона присутствуют в гранитных пегматитах.' Обычен в альбититах. Очень прочен, относительно тяжел 2

4

4

211

и поэтому накапливается в песках. Промышленные концентрации (россыпи) харак­ терны в песчанистых осадочных горных породах (цирконовых песках). Используется как формовочный песок в металлургическом производстве, для получения оксида цир­ кония, для извлечения гафния. Прозрачные красноватые разновидности (гиацинты) являются драгоценным камнем. Радиоактивные разновидности (малакон, циртолит и др.) подвергаются метамиктному распаду (распад под действием собственного излучения). Они аморфизуются, ожелезняются, обводняются. Увеличиваясь в объеме, метамиктные зерна циркона раз­ бивают трещинами окружающие минералы, по ним происходит ожелезнение пород. Легко узнается по идеальной форме кристаллов, алмазному блеску, высокой твер­ дости. К о ф ф и н и т U ( S i O ) . Изоструктурен с цирконом и торитом. Кристаллы крайне редки. Обычен в почковидных агрегатах и тонкозернистых массах и смесях с другими минералами урана в некоторых месторождениях урана среди песчаников и других осадочных пород. Руда на уран. Г р а н а т ы . Это обширная группа минералов общей формулы R g R ( S i O ) S - Вы­ деляют три главных подгруппы гранатов по катионам типа R и R : а) кальцие­ в ы е — гроссуляр, андрадит, уваровит; б) алюминиевые — спессартин, альмандин, пи­ роп, к ним ж е можно отнести и гроссуляр (он попадает в обе подгруппы), реально наблюдаемые составы минералов этих подгрупп указаны на рис. 98; в) титанистые — разновидности андрадита (меланит и шерломит). Особое место занимает редкий гра­ н а т — кноррингит M g C r (SiO )з, обнаруженный в кимберлитах в виде самостоятель­ ной фазы и изоморфных примесей в пиропе. Есть и другие по составу гранаты—ванадиевые, циркониевые, гидрогранаты. Все гранаты образуют хорошие кристаллы в виде ромбододекаэдров и тетрагонтриоктаэдров или их комбинаций. Они имеют стеклянный блеск и высокую твердость (6,5-7,5). Д л я наиболее распространенных гранатов их цвета и типы месторождений указаны в табл. 35. 4

+

+

2

2 +

3

2

4

3 +

4

Т а б л и ц а 35. Ц в е т и м е с т о р о ж д е н и я г р а н а т о в

Минерал Гроссуляр Андрадит Уваровит

Цвет

Месторождения

Белый, зеленый, светло-коричневый Темно-коричневый, черный Изумрудно-зеленый

Меланит, шерломит

Смоляно-черный

Альмандин

Красно-фиолетовый, малиновый Розовый Бордово-красный (иногда с плеохроизмом)

Спессартин Пироп

Скарны » Хромитовые руды в оливинитах Нефелиновые щелочные горные породы, скарны (меланит) Сланцы, гнейсы, пегматиты Те же Кимберлиты, базальты, гнейсы, эклогиты

Альмандин является абразивным материалом. Пироп, уваровит, демантоид (хромсодержащий зеленый андрадит — г р о с с у л я р ) — э т о драгоценные камни. Гранаты легко узнаются по форме кристаллов, окраске, твердости. Поначалу трудно диагностировать лишь зеленые и коричневые гранаты ряда гроссуляр — андра­ дит в их сплошных, жирных по блеску плотных массах в скарнах и роговиках. Помо212

гают в диагностике их в ы с о к а я твердость и наличие в них м е л к и х хорошо ограненных кристалликов граната вдоль кальцитовых жилок. Х о н д р о д и т M g ( S i O J F - Минерал я р к о - р ы ж е г о , к о р и ч н е в о - р ы ж е г о цвета в бес­ ф о р м е н н ы х зернах и в к р а п л е н и я х в м р а м о р а х . Ассоциирует с ф о р с т е р и т о м , шпи­ нелью, доломитом, п р и в л е к а я своей окраской внимание к этим часто неприметным горным породам и тем с а м ы м о б л е г ч а я обнаружение шпинели, ф о р с т е р и т а и других минералов. Г р у п п а к и а н и т а ( д и с т е н а ) . С ю д а о т н о с я т с я д в а островных с и л и к а т а разной с т р у к т у р ы , кианит (дистен) A l ( S i O ) O и а н д а л у з и т A l A l ( S i O ) O , и цепочечный алю­ м о с и л и к а т — с и л л и м а н и т A l ( A l S i O ) . В к и а н и т е весь алюминий р а с п о л а г а е т с я в ки­ слородных о к т а э д р а х , в а н д а л у з и т е половина его находится в необычном (пятерном) о к р у ж е н и и , а в с и л л и м а н и т е половина а л ю м и н и я р а з м е щ а е т с я в т е т р а э д р а х . В этой ж е последовательности п о н и ж а е т с я , естественно, плотность м и н е р а л о в , т а к к а к чем больше координационное число атома, тем плотнее он упакован в с т р у к т у р е м и н е р а л а м е ж д у анионами (кислородом). Т а к ж е уменьшается давление, при котором эти мине­ р а л ы стабильны: чем больше давление, тем более к о м п а к т н ы с т р у к т у р ы и наоборот. К и а н и т в с т р е ч а е т с я в виде удлиненно-таблитчатых, досковидных к р и с т а л л о в , бес­ цветных и голубовато-синих, с п е р л а м у т р о в ы м отливом на г р а н я х ; очень х а р а к т е р н а я в н а я анизотропия твердости этих пластин (поперек около 7, вдоль 5-6), отсюда про­ исходит и второе название м и н е р а л а — дистен, т. е. д в о я к о т в е р д ы й . Р е ж е к и а н и т обра­ зует в с л а н ц а х и г о л ь ч а т ы е к р и с т а л л ы серого цвета (от включений г р а ф и т а ) и их шаро­ видные массы радиально-лучистого строения. А н д а л у з и т в с т р е ч а е т с я в брусковидных розовых, зеленых, серых к р и с т а л л а х , с и л л и м а н и т — в виде бесцветных иголочек. О б р а з у ю т с я м е т а м о р ф и ч е с к и м путем з а счет преобразования при возрастании да­ вления и т е м п е р а т у р ы богатых глиноземом, например с л ю д я н ы х (мусковитовых), кри­ с т а л л и ч е с к и х сланцев по р е а к ц и я м т и п а 5

4

2

2

2

4

4

5

KAl (AlSi Oi )(OH) + SiO = K(AlSi O ) + Al SiO + H O . 2

3

0

2

2

3

8

2

5

2

С н а ч а л а образуется с и л л и м а н и т или ан­ д а л у з и т . П р и еще большем увеличении да­ в л е н и я п о я в л я е т с я кианит (рис. 169), по­ этому в к р и с т а л л и ч е с к и х с л а н ц а х иногда в с т р е ч а ю т с я п а р а м о р ф о з ы к и а н и т а по ан­ д а л у з и т у (рис. 170), к а к свидетельство на­ р а с т а н и я д а в л е н и я в ходе м е т а м о р ф и з м а , приводящего к п о л и м о р ф н ы м превращени­ Ш. 600 я м веществ состава A l S i O Температура, 'С И с п о л ь з у ю т с я д л я получения огнеупо­ Рис. 169. Границы устойчивости мине­ ров в м е т а л л у р г и и и керамической промы­ ралов группы кианита. шленности. С т а в р о л и т A l F e ( S i 0 ) 0 ( O H ) . Специфический м и н е р а л к р и с т а л л и ч е с к и х биот и т о в ы х и других сланцев. В с т р е ч а е т с я в них в виде коричневых и черных хорошо ограненных призматических к р и с т а л л о в (часто это п о й к и л о к р и с т а л л ы ) и их кресто­ образных сростков. Ассоциирует с биотитом, кианитом (или с и л л и м а н и т о м ) , кварцем, а л ь м а н д и н о м . Образуется в процессах регионального м е т а м о р ф и з м а , вероятно, гли­ нистых (с к а о л и н и т о м и лимонитом) пород по р е а к ц и я м т и п а 2

4

5

4

2

2

2

6 A l ( S i O ) ( O H ) + 2FeOOH = 2

2

5

4

2 A l S i O + 6 S i O + 2 F e A l ( S i 0 ) 0 ( O H ) + 1/2 O + 1 1 H O . 2

5

2

4

213

4

2

2

2

2

2

Рис. 170. Параморфоза кианита по брусковидным кристаллам андалузита.

Т о п а з A l ( S i O ) ( F O H ) . Сингония ромбическая. Кристаллы призматического об­ лика с продольной (вдоль удлинения) штриховкой и совершенной поперечной спайно­ стью по пинакоиду {001}. Реже встречается в шестоватых агрегатах и бесформенных выделениях. Блеск сильный стеклянный. Кристаллы прозрачные, бесцветные, голу­ бые, винно-желтые, часто с секториально-зональным и полосчатым распределением цветов в теле кристалла (рис. 171, см. также рис.37). Неравномерность окраски вы­ звана обычной для кристалла причиной: разной адсорбционной способностью граней в отношении изоморфных примесей, но в кристаллах топаза она проявлена очень эф­ фектно. Грани призмы и их пирамиды нарастания обычно голубые (окрашены двух­ валентным железом), пирамиды нарастания наклонных граней (ромбической дипирамиды и др.) винно-желтые (от примеси трехвалентного железа), за гранью пинакоида тянется, рассекая весь кристалл, прозрачная бесцветная полоса (пинакоид вообще не адсорбирует атомы железа). Твердость 8. 2

4

1

2

желтый

Рис. 171. Пример неравномерной окраски драгоценного топаза в по­ перечном срезе кристалла.

Образуется в гранитных пегматитах (в их занорышах встречаются особо большие кристаллы то­ паза массой до 10 кг и более). Является главным минералом грейзенов, где присутствует либо в зер­ нистой массе грейзена, либо в жилках и пустотах в форме хорошо ограненных кристаллов и шестова­ тых агрегатов. Известны гидротермальные кварце­ вые гнезда с топазом в известняках. Образование то­ паза в кварцево-слюдяных грейзенах объясняют воз­ действием на полевые шпаты высокотемпературных гидротермальных растворов, обогащенных фтором. Схематически это можно изобразить уравнением

2K(AlSi O ) + 2F" + 4 H 3

8

+

+

= A l ( S i O ) F + 5SiO + 2 K + 2H O. 2

4

2

2

2

Добывается как драгоценный камень. Легко узнается по твердости, форме кристаллов, их штриховке и перпендикуляр­ ной к ней спайности. От кварца отличают по форме кристаллов, большей плотности 214

3

топаза— 3,6 против 2,6 г / с м (его так и называют— "тяжеловес"), направлению штри­ ховки (у кварца она поперек удлинения кристаллов), спайности (у кварца ее нет) и более сильному блеску. От берилла отличается по спайности. Т и т а н и т ( с ф е н ) CaTi(SiO )O. Широко распространен в природе, встречается в разных горных породах в виде акцессорного минерала, т.е. такого, который слагает менее 1% объема горной массы. Большие скопления (до 5 и д а ж е 50%) образуются лишь в нефелиновых сиенитах и их пегматитах. Здесь он легко узнается по клино­ видным (как раздутые почтовые конверты) кристаллам коричневого цвета, с сильным стеклянным (до алмазного) блеском и с грубой отдельностью; р е ж е встречаются не­ большие желтые, медово-желтые лучистые агрегаты игольчатого титанита. В е з у в и а н C a I o A l M g ( S i O ) S ( S i O r ) ( O H ) . Характерный минерал скарнов. Узна­ ется по тетрагонально-призматическим кристаллам и их шестоватым агрегатам корич­ невого, серо-коричневого, печенково-бурого цвета. Встречается, кроме того, в бесфор­ менных выделениях коричневого, зеленовато-желтого цвета, неотличимых на вид и по твердости от андрадита и гроссуляра, если в этих массах нет кристаллов (в этом случае минералы различают по их оптическим свойствам с помощью микроскопа). Г р у п п а к л и н о п р и з и т а . В нее входят три изоструктурных минерала (клиноцоизит, эпидот, алланит, или ортит) общей формулы R R ( S i O ) ( S i O r ) O ( O H ) . Клиноцо­ и з и т — очень редкий минерал. Эпидот является широко распространенным минералом сланцев и скарнов, где образует шестоватые, продольно исштрихованные кристаллы со стеклянным блеском и неповторимого в других минералах, очень специфического — фисташково-зеленого, шпинатно-зеленого (как зеленые щи) цвета. Алланит, или ор­ тит) встречается в гранитах и гранитных пегматитах в виде длиннопризматических коричневых и черных кристаллов, часто метамиктно-распавшихся — в этом случае они клееподобные, аморфные, со смоляным блеском, вокруг них происходит побурение и растрескивание породы. 4

4

4

2

2

2

4

+

2

3 +

4

2

Г е м и м о р ф и т ( к а л а м и н ) Z n ( S i O ) ( O H ) - H O . Входит в состав окисленных цин­ ковых руд как один из продуктов изменения сфалерита. Здесь часто выделяется в пустотах и трещинах бурого железняка в виде нежно-белых игольчатых, уплощенношестоватых, волосовидных кристаллов и их параллельно-игольчатых корок. Используется как один из компонентов цинковых руд. 4

2

7

2

2

Узнается с трудом, при большом на­ выке. Своеобразны кристаллы гемиморфита: они не одинаковые на разных кон­ ц а х — с одного конца остроконечные, с другого как бы срезанные поперек (рис. 172) гранью моноэдра. Отсюда происходит И название минерала: теми (от греч. h e m i ) — половина, морф (от греч. m o r p h e ) — ф о р м а , т.е. наполо­ вину оформленный, неоднородный на раз­ Рис. 172. Кристаллы гемиморфита. ных концах. Л а м п р о ф и л л и т N a S r ( T i I s F e O S ) ( S i O r ) O F . Внешне неотличим от а с т р о ф и л л и т а K N a F e M n T i ( S i O i 2 ) 0 ( O H , F ) . Встречаются в щелочных (нефелиновых) горных породах и в щелочных пегматитах. Образуют одиночные удлиненно-пластин­ чатые кристаллы и их радиально-лучистые сростки. Характерны бронзовый цвет, металловидный блеск и слюдоподобная спайность. 1

2

5

2

2

4

2

4

2

2

3

215

Контрольные

вопросы

1. В чем заключаются главные кристаллохимические особенности силикатов с одиночными и сдвоенными кремнекислородными тетраэдрами в их структуре? 2. Назовите минералы группы кианита. Каковы условия их существования и фазовые пере­ ходы друг в друга? 3. Какой минерал из группы клиноцоизита бывает метамиктным и что э т о означает? 4. Назовите формы кристаллов наиболее распространенных островных силикатов. Чем об­ условлено совершенство э т и х кристаллов? 5. В чем состоит поисковое значение гранатов? Какие их характерные минеральные ассоци­ ации и месторождения вы можете назвать? 6. В каких месторождениях образуется форстерит, а в каких — оливин? 7. Какой смысл кроется в названии минерала "гемиморфит"?

Глава КОЛЬЦЕВЫЕ

14 СИЛИКАТЫ

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ

Подкласс кольцевых силикатов объединяет сравнительно небольшое число редких в природе минералов. Среди них только два минерала — турмалин и берилл — играют в некоторых случаях роль второстепенных, а иногда и д а ж е главных минералов ряда минеральных месторождений. Главными структурными элементами кольцевых силикатов являются одно- или двухъярусные тройные, четверные, шестерные, девятерные кольца тетраэдров. Тур­ малин и берилл характеризуются шестерными одноярусными кольцами, но разной конфигурации. В турмалине все тетраэдры в кольце лежат своими основаниями в одной плоскости, вершины обращены в одну сторону (см. рис. 164, г), сечение кольца не просто шестиугольное, а дитригональное. В структуре минерала кольца ориенти­ рованы одинаково — вершинами тетраэдров вверх, структура получается резко асим­ метричной по строению и свойствам, а кристалл турмалина имеет дитригональное сечение и неодинаковые концы. Они растут с неодинаковой скоростью, по-разному адсорбируют вещества, в том числе пигментирующие изоморфные примеси, и потому разные концы кристалла нередко различны по цвету; из-за асимметрии структуры в турмалине хорошо проявлен пироэлектрический эффект. В бериллах кольцо гекса­ гональное с горизонтальной плоскостью симметрии (см. рис. 164, в), оба конца кри­ сталлов берилла одинаковые по огранке и своим свойствам. В эвдиалитах сочетаются кольца двух типов — трехчленные (Si Og) и девятерные (Sic,027)- Значительно более сложна структура кордиерита — в ней есть шестерные и четверные кольца, соединяю­ щиеся друг с другом через общие тетраэдры (рис. 173) в единый каркас. 3

Т а б л и ц а 36. Г л а в н ы е м и н е р а л ы — к о л ь ц е в ы е с и л и к а т ы Группа Турма­ лина

Минерал Шерл NaFe А1 (31б0 )(ВОз)з(ОН)4 Рубеллит Na(Lh S A l i , 5 ) A l e ( S i e O i 8 ) ( B 0 ) 3 ( O H ) 4 Берилл Be Al (Si60ie) Эвдиалит NaI Ca (Fe Mn) Zr (Si Og) (Si 0 ( О Н ) ) Кордиерит (Mg Fe) Al (AlSi Oi ) - п Н 0 6

3

6

1

Триг.

7-7,5

»

7-7,5

Гекс. Триг.

7,5-8 5-5,5

Ромб.

7-7,5

3

3

2

Твер­ дость

18

1

Берилла Эвди­ алита Корди­ ерита

Син­ гония

1

2

3

2

3

3

5

3

8

2

2

217

9

2 4

3

2

Рис. 173. Структура кордиерита. Состоит из колец двух типов, которые, соединяясь, обра­ з у ю т каркас тетраэдров.

К о л ь ц а в с т р у к т у р е минералов с к р е п л я ю т с я катионами, в н у т р и к о л е ц нередко рас­ полагаются д о п о л н и т е л ь н ы е анионы ( О Н ) или м о л е к у л я р н а я вода. В целом струк­ т у р ы к о л ь ц е в ы х с и л и к а т о в с л о ж н ы е и неплотные. Сингония м и н е р а л о в о п р е д е л я е т с я геометрией их колец. П р е о б л а д а ю т т р и г о н а л ь н ы е и г е к с а г о н а л ь н ы е м и н е р а л ы . К о р диерит — ромбический, псевдогексагональный м и н е р а л (табл. 36). -

КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О МИНЕРАЛАХ

Берилл. Сингония гексагональ­ н а я . К р и с т а л л и ч е с к а я с т р у к т у р а сло­ ж е н а к о л ь ц а м и (рис. 174), соединяе­ м ы м и а т о м а м и б е р и л л и я (координа­ ционное число 4) и а л ю м и н и я (коор­ динационное число 6). К о л ь ц а рас­ п о л а г а ю т с я д р у г под другом, т а к что о б р а з у ю т с я д л и н н ы е к а н а л ы , прохо­ д я щ и е вдоль к р и с т а л л а . В этих кана­ л а х могут р а з м е щ а т ь с я д о п о л н и т е л ь ­ ные (как бы сверх идеальной ф о р ­ мулы) катионы щ е л о ч н ы х м е т а л л о в и м о л е к у л ы воды, так что осуществля­ ется многоатомный г е т е р о в а л е н т н ы й и з о м о р ф и з м с образованием т в е р д ы х растворов внедрения по схемам

Рис. 174. Структура берилла.

• + Be • + Be • + Al

2 +

+

<- (Na • rcH 0) + L i , 2

2 +

3 +

+

<- (Cs • n H 0 ) + L i , 2

2 +

<- (Na • n H 0 ) + F e . 2

Т а к образуются б е р и л л ы общей ф о р м у л ы (Cs, N a ) + ( B e 3 _ L i ) 3 ( A l _ y F e ) ( S i 6 0 i 8 ) nH 0. В б е р и л л а х алюминий, кроме того, м о ж е т з а м е щ а т ь с я в ограниченных к о л и ч е с т в а х марганцем, т р е х в а л е н т н ы м и ж е л е з о м и хромом, а бериллий и кремний — микрокоx

2

218

y

a:

a;

2

y

2

Рис. 175. Форма кристаллов берилла.

UOOl

личествами железа. Цвет разнообразный: го­ лубой (примесь железа в позициях бериллия) у аквамаринов; зеленый у обычных бериллов (за счет железа в позициях алюминия); водянистобелый, молочный у щелочных безжелезистых бе­ риллов; яркий изумрудно-зеленый (примесь хро­ ма) у изумрудов; розовый (за счет марганца) у во­ робьевита и морганита; желтый (за счет железа в позициях кремния) у гелиодоров. Блеск всегда стеклянный на гранях, в изломе жирный. Форма кристаллов берилла гексагональнопризматическая (рис. 175, 176). Обычна штри­ ховка по их удлинению. Твердость 7-8.

Рис. 176. Кристаллы берилла из гранитных пегматитов.

У берилла хорошо проявлено свойство, называемое в минералогии типохимизмом, —зависимость химического состава минерала от условий его образования. Желе­ зистые бериллы (зеленые, голубые) образуются в гранитных пегматитах, альбититах, замещающих гранит, в грейзенах, высокотемпературных гидротермальных месторо­ ждениях олово-молибденово-вольфрамовой формации. Щелочные бериллы (бесцвет­ ные, молочно-белые) обычны в гранитных пегматитах натриево-литиевого типа. Хро­ мовые бериллы (изумруды) встречаются в двух специфических типах месторожде­ н и й — в берилло-флюорито-слюдистых метасоматитах по ультраосновным породам и в кварцево-альбитовых жилах с карбонатами редких земель (они залегают среди би­ туминозных известняков). Берилл и его разновидности используются для извлечения бериллия и как драгоценный камень. Легко узнается по форме кристаллов (см. рис. 176), зеленому, голубовато-зеленому цвету. Щелочные молочно-белые бериллы без навыка мало заметны, их легко спутать поначалу с кварцем. 219

К о р д и е р и т (Mg, Fe) Al (AlSiSOiS) • « H O . Трудно диагностируемый минерал, встречается в виде округлых мельчайших (2-3 мм) зерен в метаморфических гор­ ных породах— кристаллических сланцах, гнейсах, роговиках. Характерны чернильносиний цвет и по л у прозрачность. Твердость 7-7,5. По цвету легко узнается в крупных кристаллах, в них иногда заметен д а ж е трихроизм. Г р у п п а т у р м а л и н а . Она объединяет несколько минеральных видов общей фор­ мулы X Y Z ( S i O i ) ( B O a ) ( O H ) , где X = Ca,Na; Y = Mg, Li, Al, F e , Mn; Z = Al, F e , Cr. Наиболее распространены шерл и рубеллит (эльбаит). Главные блоки структуры турмалинов — это шестерные кольца кремнекислородных 480 и анионные группировки тетраэдров 177), типичные для само­ ( B O ) - (рис. стоятельных минералов бора; в этом отно­ шении турмалины можно называть боратосиликатами или силикатоборатами ана­ логично силикофосфатам в классе остров­ ных силикатов. Сингония турмалина тригональная. Кристаллы дитригонально-призматические, шестоватые, с грубой штри­ ховкой по удлинению, с характерным попе­ речным сечением в виде сферического тре­ угольника. По концам они огранены с од­ ной стороны гранями пирамид, с другой — гранью моноэдра и пирамид (рис. 178). Ча­ сты радиально-лучистые агрегаты ("тур­ NaMg AI (Si 0 )(B0 ) (OH) малиновые солнца"). Цвет черный (за счет железа) у шерла, розовый (за счет изо­ Рис. 177. Структура турмалина. морфных примесей марганца) у рубеллита Цифрами указаны относительные высоты над плоскостью чертежа. (эльбаита), синий, зеленый, коричневый, белый у других по составу минеральных видов и разновидностей турмалина. Очень характерны многоцветные (полихромные) кристаллы и кристаллы с зональным распределением окраски. Блеск сильный сте­ клянный на гранях, жирный в изломе. Твердость 7,5. Спайности нет. Хрупок, харак­ терны поперечные трещины, нередко залеченные кварцем. 2

3

2

2 +

1

3

6

6

8

3

4

3 +

3

3

3

6

6

18

3

3

4

Турмалины встречаются в гранитах, гранитных пегматитах, грейзенах, высокотем­ пературных гидротермальных касситерито-кварцевых жилах, в сланцах (рис. 179) и гнейсах. Везде обычен черный железистый турмалин, но в гранитных пегматитах сподуменового типа и грейзенах кроме него встречаются розовый литиевый турмалин и многоцветные (полихромные) кристаллы турмалина.

Рис. 179. Расщепленные (веероподобные) кристаллы турма­ лина в хлоритовом сланце.

Легко узнается по форме кристаллов, их поперечному разрезу (дитригоны и сфе­ рические треугольники), твердости, отсутствию черты. Эвдиалит. Сложный кольцевой силикат циркония, железа, марганца с тройными и девятерными кольцами. Сингония тригональная. Кристаллы толстотаблитчатые, чаще изометричные зерна, вкрапленные в другие минералы. Цвет малиново-красный (за счет марганца), коричневый (при преобладании железа). Блеск стеклянный, жир­ ный. Твердость 5,5. Образуется в нефелиновых сиенитах и их пегматитах. При больших скоплениях является рудой (пока потенциальной) на цирконий. Легко узнается по малиновому цвету, ассоциации с нефелином, минералами группы ринколита. От альмандина отличается меньшей твердостью и тем, что ассоциирует не с кварцем, как альмандин, а с нефелином. Контрольные

вопросы

1. Какие главные типы колец кремнекислородных тетраэдров вы можете назвать? 2. Как тип кольца и особенности структуры сказываются на облике кристаллов берилла и турмалина? 3. Какова позиция лития и какова позиция других щелочных металлов в структуре берилла? 4. В чем заключается типоморфизм берилла? 5. Каковы главные особенности изоморфизма и химического состава турмалина?

Глава ЦЕПОЧЕЧНЫЕ И

15 ЛЕНТОЧНЫЕ

СИЛИКАТЫ

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ

К подклассам цепочечных и ленточных силикатов относятся в первую очередь глав­ ные породообразующие минералы — пироксены (диопсид, геденбергит, эгирин и др.) и амфиболы (актинолит, роговая обманка и др.), а также ряд менее распространенных минералов. Имеется много черт подобия пироксенов и амфиболов по структуре и составу, по морфологии их кристаллов и физическим свойствам, но есть и существен­ ные различия, опять ж е вытекающие из особенностей структуры и состава. Поэтому удобно изложить материал о пироксенах и амфиболах в сравнении. Особняком при этом окажутся лишь два минерала из класса цепочечных силикатов — волластонит и родонит; у них аналогов в подклассе ленточных силикатов нет, поэтому остановимся на них отдельно. ВОЛЛАСТОНИТ И РОДОНИТ

Каждый из этих минералов характеризуется своим типом цепочки (см. рис. 165), отличным от пироксеновой. У волластонитовой цепочки период повторяемости ра­ вен 3 и формула анионного радикала ( S i O g ) , у родонита ( S i s O i s ) . Цепочки компонуются в структуре минералов параллельно друг другу и соединяются атомами двухвалентных элементов — Ca, Mn. Волластонит C a ( S i O g ) встречается в виде белых уплощенных и игольчатых кри­ сталлов и их радиально-лучистых сростков в мраморах и скарнах. Блеск стеклянный, иногда шелковистый. Твердость 5-5,5. Волластонитовые мраморы используются при изготовлении высокосортных цемен­ тов. Родонит CaMn (SiSOiS) встречается в тонкозернистых сплошных массах красивого розового цвета с черными потеками пиролюзита M n O в трещинах этих масс. Твер­ дость 6-6,5. Образуется при метаморфизме осадочных месторождений марганца и в скарнах. Как главный компонент входит в ценный поделочный камень, называемый орлецом, — это смесь родонита, других силикатов и карбонатов марганца и пиролю­ зита. 6 -

1 0 -

3

3

3

4

2

КРИСТАЛЛОХИМИЧЕСКИЕ

ОСОБЕННОСТИ

ПИРОКСЕНОВ И АМФИБОЛОВ

Пироксены и амфиболы имеют сходный, довольно простой химический состав. Чаще всего это силикаты магния либо двойные соли магния и кальция, во многих минералах кроме них обязательно присутствует натрий. Итак, в основном три эле­ мента— магний, кальций и натрий — в разных сочетаниях. В качестве постоянной 222

изоморфной примеси в позициях м а г н и я р а з м е щ а е т с я ж е л е з о , иногда полностью вы­ т е с н я я магний. В некоторых с л у ч а я х , обычно в ассоциации с н а т р и е м , в пироксены и а м ф и б о л ы входит алюминий, з а н и м а я или позиции магния, или в н е д р я я с ь в р а д и к а л в позиции к р е м н и я . Наконец, есть редкие л и т и е в ы е пироксены и а м ф и б о л ы . Главным р а з л и ч и е м состава пироксенов и а м ф и б о л о в я в л я е т с я о б я з а т е л ь н о е вхо­ ж д е н и е в последние конституционной воды в ф о р м е д о п о л н и т е л ь н ы х анионов ( О Н ) " . В с т р у к т у р е пироксенов имеются одинарные цепочки ( S i O e ) " , в а м ф и б о л а х — л е н т ы ( S i O n ) с группами ( 0 Н ) ~ в центре к а ж д о г о к о л ь ц а этой л е н т ы (см. рис. 165, 166). Цепочки и л е н т ы ориентированы п а р а л л е л ь н о д р у г д р у г у вдоль в ы т я н у т о с т и к р и с т а л л о в (рис. 180) и группируются попарно (рис. 181). В к а ж д о й паре они со­ единяются через вершины т е т р а э д р о в катионами M g , к а ж д а я п а р а соединяется с соседней ионами C a . П р и р а з н ы х сдвигах относительно д р у г д р у г а цепочек и л е н т п о л у ч а ю т с я ромбические и моноклинные пироксены и а м ф и б о л ы . О б р а щ а ю т н а себя внимание неоднородность строения решетки и наличие особо больших "полостей" ме­ ж д у п а р а м и лент в а м ф и б о л а х . Э т о в а к а н т н ы е д л я н а т р и я позиции. З д е с ь он поме­ щается в с т р у к т у р е т а к н а з ы в а е м ы х щелочных а м ф и б о л о в . 4

2

6 -

4

2 +

2 +

•

• •• •

•

W A A W о

•

• ••

•

W A A W

Рис. 180. Принцип расположения цепо­ чек и лент в кристаллах пироксенов (а) и амфиболов (б).

• ••

b = 0.88 нм

6

0

W W A A

A A Wо W • о

•

fi AA AA \ ДАЛ/ AAAA «!

М

* 4

• A

м

4#

M© W

• ^eM 1

2

W W A A

0

2

•

•

•

A A W W ©• •

A A T A A W W A Aо A A

^WAA

L

Jb= 1,78 нм

Рис. 181. Попарное расположение цепочек в структуре пироксенов (а) и лент в структуре амфиболов (6). Неравнозначные позиции катионов обозначены буквами.

223

Наиболее просты химические ф о р м у л ы следующих минералов: Пироксены: Энстатит (ромб.) M g ( S i O ) (1) Клиноанстатит (мон.) M g ( S i O e ) (3) Д и о п с и д (мон.) CaMg(Si O ) (5) 2

2

6

2

2

2

6

Амфиболы: Антофиллит (ромб.) M g ( S i S O ) ( O H ) (2) Куммингтонит (мон.) M g ( S i O ) ( O H ) (4) Тремолит (мон) C a M g ( S i S O ) ( O H ) (6) 7

22

7

2

8

5

2

2 2

2

22

2

З н а я эти ф о р м у л ы н а и з у с т ь , м о ж н о вывести и з них все гипотетические и реаль­ ные составы пироксенов и а м ф и б о л о в . Т а к , используя простую схему изовалентного изоморфизма M g <— F e , получаем ф о р м у л ы : 2 +

2 +

Пироксены: Ферросилит F e ( S i O e ) (из (1)) Геденбергит CaFe(Si O ) (из (5)) 2

2

2

6

Амфиболы: Грюнерит F e ( S i S O ) ( O H ) (из (4)) Ферроактинолит C a F e ( S I s O ) ( O H ) 7

22

2

2

5

22

2

(из (6))

Главнейшие пироксены и их ф о р м у л ы приведены в табл. 37. Однако в природе нет химически ч и с т ы х пироксенов и амфиболов, состав к о т о р ы х точно о т в е ч а л бы приведенным в этой таблице ф о р м у л а м . Он всегда более с л о ж е н з а счет я в л е н и й изо­ м о р ф и з м а . Особняком с т о я т т о л ь к о л и т и е в ы е м и н е р а л ы — их состав наиболее близок к ф о р м у л а м химически ч и с т ы х веществ.

Т а б л и ц а 37. Г л а в н ы е п и р о к с е н ы и а м ф и б о л ы Пироксены

Амфиболы

Состав ромбические моноклинные ромбические Силикаты: магниевые

Энстатит Mg (Si O ) 2

2

литиевые

6

Клиноэн— статит Mg (Si O ) Сподумен LiAl(Si O ) Лиопсид CaMg(Si O ) Геденбергит CaFe(Si O ) Жадеит NaAl(Si O ) Эгирин NaFe(Si O ) 2

2

6

2

кальциевые

6

2

натриевые

Алюмо­ силикаты

—

•

6

2

6

2

6

Куммингтонит

Антофиллит Mg (Si O )(OH) Холмквистит Li Mg Al (Si O )(OH) 7

2

8

22

3

2

2

8

22

Mg (Si O )(OH) Клинохолмквистит Li Mg Al (Si O )(OH) Тремолит Ca Mg (Si O )(OH) Ферроактинолит Ca Fe (Si O )(OH) Глаукофан Na Mg Al (Si O )(OH) Рибекит Na Fe Fe (Si O )(OH) 7

2

2

8

3

2

6

2

моноклинные

3

2

22

2

22

2

2

22

2

8

8

2 2

22

2

2

Жедрит M g (Al, Fe) ( A l S i O )(ОН) Обыкновенные роговые обманки 6

Авгиты

8

3

2

—

8

8

5

2

2

2

5

2

—

22

7

22

2

Ч а с т о состав пироксенов и з о б р а ж а ю т при помощи специальных схем в виде тре­ угольников, т е т р а э д р о в и их комбинаций. Н а п р и м е р , состав диопсидов и геденбергитов легко изобразить в первом приближении с помощью равностороннего т р е у г о л ь н и к а 224

А Дкюпсид

Компоненты Чермака CaFe (AISiO ) CaAI(AISiO )

Жадеит 2

3+

NaAI(Si O )

CaMg(Si O )

2

6

6

6

6

NaAI(Si O )

CaMg(Si O ) 2

6

CaFe(Si O )

CaFe(Si O ) Геденбергит 2

2

6

2

6

В

6

NaAI(Si O ) 2

CaMg(Si O ) 2

6

CaFe(Si O ) 2

6

6

NaFe(Si O ) 2

6

Рис. 182. Поля реальных химических составов некоторых мо­ ноклинных пироксенов. Цифры — содержание (отн. %) минала Чермака Ca(Al, Fe)(AlSiOe )•

с вершинами C a M g ( S i 2 0 e ) — N a A l ( S i 2 0 e ) — C a F e ( S i 2 0 e ) (рис. 182, А). Точка 1 на нем отвечает природному пироксену половинного состава с формулой C a ( M g F e o , 5 ) ( S i 2 0 6 ) . Точка £ отвечает изоморфной смеси трех молекул (миналов). Все точки природных со­ ставов (если учитывать только три молекулы) ложатся в два поля — а, Ь. Между ними находится разрыв смесимости молекул (миналов); пироксенов в белом поле нет. Но картина всегда намного сложнее, так как пироксены всегда содержат в своем составе и другие миналы. На рис. 182, Б показан тетраэдр состава пироксенов с учётом вхо­ ждения в них молекул (миналов) Чермака. Здесь два] объема (а, Ь) отражают более полно пределы изоморфизма в пироксенах. Как видйо, разрыв м е ж д у а и b сохра­ нился, примесь молекул Чермака не беспредельна. Ещё более полная схема состава пироксенов дана на рис. 182, В. Она состоит из трёх треугольников, а содержание мо­ лекул Чермака (в отн. %), указано цифрами; границы между минералами проведены по правилу 50-ти процентов (см. с. 133). Таким образам, существуют области любых промежуточных составов между диопсидом и геденбергитом, иогансенитом и геденбергитом, имеются также поля ограниченной изоморфной смесимости пироксеновых молекул (поле жадеита), есть разрыв смесимости м е ж д у диопсидом и эгирином. 0

5

Рассмотрим более подробно явления изоморфизма.! Возьмем з а основу формулы клиноэнстатита (3) и диопсида (5), куммингтонита (4) тремолита (6) (см. выше). Из них при частичной замене магния на алюминий по сх^ме M g + S i Al + Al получаем формулы алюмосиликатов: 2 +

225

4 +

3 +

3 +

Пироксены: Нет Гипотетический CaAl(AlSiOe) (из (5))

Амфиболы: Ж е д р и т M g A l ( A l S i O ) ( O H ) (из (2)) Чермакит C a M g A l ( A l S i O ) ( O H ) (из (6) 5

2

2

2

6

3

22

2

2

2

6

22

2

Вхождение н а т р и я осуществляется по р а з н ы м схемам. Во-первых, он м о ж е т за­ нимать в а к а н т н ы е позиции в а м ф и б о л а х (в пироксенах их нет) по схеме • + S i <— N a + A l . В итоге имеем 4 +

+

3 +

Пироксены: Нет

Амфиболы: Эденит N a C a M g ( A l S i O ) ( O H ) 2

5

7

22

2 +

2

(из (6))

4 +

3 +

3 +

Если теперь в эдените произвести замену M g + Si <— A l 4- A l , получим гастингсит N a C a M g A l ( A l S i O ) ( O H ) . Во-вторых, натрий м о ж е т полностью з а н я т ь позиции к а л ь ц и я по схемам C a 4Mg <- N a 4- A l или C a 4- M g <- N a 4- F e . П о л у ч а е м 2

4

2

6

2 2

2

2 +

2 +

+

3 +

2 +

2 +

Пироксены: Ж а д е и т N a A l ( S i O ) (из (1)) Эгирин NaFe(Si O ) (из (5)) 2

3 +

Амфиболы: Глаукофан N a M g A l ( S i O ) ( O H ) (из (4)) Магнезиорибекит N a M g F e ( S i O ) ( O H ) (из (6))

6

2

+

2

3

2

8

2 2

2

1 +

6

2

3

2

8

2 2

2

Наконец, натрий м о ж е т з а н я т ь в а м ф и б о л а х и в а к а н т н ы е места, и позиции к а л ь ц и я по схеме • 4- 2 C a 4- M g 4— 3 N a + A l . Т а к получаем ф о р м у л у э к е р м а н и т а из а н т о ф и л л и т а и ф о р м у л у арфведсонита из т р е м о л и т а (но в нем весь магний замещен железом): 2 +

2 +

Пироксены: Нет Нет

+

3 +

Амфиболы: Экерманит N a M g A l ( S i O ) ( O H ) (из (2)) Арфведсонит N a F e F e ( S i O ) ( O H ) (из (6)) 3

4

8

5 +

3

22

2

3 +

4

8

2 2

2

Совсем отличную от н а т р и я с т р у к т у р н у ю позицию занимает в пироксенах и а м ф и ­ болах л и т и й . По р а з м е р у радиуса (0,078 нм, по В. М. Гольдшмидту) L i соизмерим с Mg и легко з а м е н я е т его в силикатах по схеме M g 4- M g 4— L i 4- A l . О т с ю д а ф о р м у л ы и с т р у к т у р ы л и т и е в ы х пироксенов и а м ф и б о л о в в ы в о д я т с я из ф о р м у л чисто м а г н е з и а л ь н ы х минералов — клиноэнстатита и а н т о ф и л л и т а . В итоге имеем +

2 +

2 +

Пироксены: Сподумен LiAl(Si O ) (из (1)) 2

6

,

2 +

+

3 +

Амфиболы: Холмквистит L i M g A l ( S i O ) ( O H ) 2

3

2

8

22

2

(из (2))

Но и эти схемы не я в л я ю т с я исчерпывающими (в них не учтена в о з м о ж н о с т ь вхо­ ж д е н и я ж е л е з а , в а н а д и я , хрома, титана, марганца, з а м е н ы групп O H на F и O и т . д . ) . Все ж е в а ж н о понять их смысл, тогда легче объяснить с л о ж н о с т ь реаль­ ного состава э т и х м и н е р а л о в и запомнить эти ф о р м у л ы . Т о г д а становится п о н я т н ы м возникновение среди а м ф и б о л о в и пироксенов большого числа м и н е р а л ь н ы х видов и бесчисленного к о л и ч е с т в а сорных, м а л о оправданных названий д л я м и н е р а л о в слу­ чайного и п р о м е ж у т о ч н о г о состава. М ы перечислили в табл. 37 т о л ь к о наиболее усто­ явшиеся и общепризнанные н а з в а н и я д л я главнейших среди пироксенов и а м ф и б о л о в -

226

-

2 -

минеральных видов, но вынуждены также дать и некоторые традиционные объединен­ ные названия — авгиты, роговые обманки, щелочные амфиболы. А в г и т ы — это диопсиды-геденбергиты с изоморфной примесью эгирина и гипоте­ тических алюминиевых компонентов типа CaAl(AlSiOe), CaTi(AbOe)- Р о г о в ы е о б ­ м а н к и — объединенное название для сильножелезистых амфиболов с умеренным ко­ личеством натрия (или без него) и с алюминием в позиции кремния. К ним относятся минералы типа чермакита, эденита, гастингсита и др. Щ е л о ч н ы е а м ф и б о л ы — объ­ единенное название для амфиболов с двумя-тремя атомами натрия в их формуле, без алюминия в составе радикала, но с большим количеством алюминия (и железа) в по­ зициях магния. Это глаукофан, рибекит, магнезиорибекит, экерманит, арфведсонит и др. МОРФОЛОГИЯ КРИСТАЛЛОВ И ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ПИРОКСЕНОВ И АМФИБОЛОВ

Морфологически кристаллы пироксенов и амфиболов подобны друг другу. Они вытянуты вдоль цепочек и лент соответственно, у амфиболов они более шестоватые и Таблица

38. Сравнительная характеристика пироксенов и амфиболов

Характеристики

Пироксены Авгит

Амфиболы

Д и one ид

£.

Форма одиночныг кристалло8

I

^b а

т

\\

а

т

т

а-

SLO

4

• " 9 О Ca Вакантные позиции Na +

©ОН

Агрегаты Цвет Блеск Спайность

Ж7АШ/

О••О о • •

о • •

Шестоватые, волокнистые радиально-лучистые

СлаБый стеклянныцркирный Плохо заметна [у сподумена совершенная)

Сильный стеклянный Отчетливо проявлена, совершенная

Угол спайности

Твердость

• • О +

Зернистые (у эгирина шестоватые ,радиалъно-лучис­ тые) боло-серый, зеленый, черный+

<е> в S 5-6 (у сподумена 7) 1

227

Бело-серый, зеленый, черный, голубой

@ Ф 6,5-6

уплощенные. В идеале на кристаллах развиты одни и те ж е простые формы: ром­ бическая призма ( т ) и три пинакоида (а, Ь, с) (табл. 38). У ромбических минералов верхний пинакоид горизонтален, формула симметрии кристалла 3 £ З Р С , у моноклин­ ных минералов этот пинакоид наклонен к наблюдателю, симметричность кристалла снижается д о набора L - P C Угол м е ж д у гранями призмы т у пироксенов составляет около 90°, у амфиболов — около 120°. Д л я кальциевых и магниевых пироксенов (диопсид, энстатит и др.) характерны зер­ нистые агрегаты и агрегаты короткопризматических кристаллов, железистые (эгирин, геденбергит) образуют шестоватые, игольчатые кристаллы, радиально-лучистые агре­ гаты. Д л я всех амфиболов характерны именно такие выделения—шестоватые, иголь­ чатые кристаллы, их беспорядочные скопления, звездчатые, веерообразные сростки. 2

2

Физические свойства пироксенов и амфиболов очень сходны (см. табл. 38). Цвет минералов обычно определяется содержанием в них железа и меняется от белого (спо­ думен, антофиллит, тремолит) через зеленый (диопсид, актинолит, эгирин) до зеленочерного (геденбергит, роговые обманки, щелочные амфиболы). Как исключение у ред­ ких хромсодержащих разновидностей минералов он яркий изумрудно-зеленый (таков, например, цвет хромдиопсида). Иногда у сподумена с примесью марганца цвет розова­ тый, очень светлый. Среди щелочных амфиболов есть минералы сине-голубого цвета (рибекит, крокидолит). Блеск у амфиболов и пироксенов стеклянный, но у амфиболов он значительно силь­ нее, особенно у богатых железом роговых обманок и щелочных амфиболов. Ромбиче­ ские пироксены выделяются по блеску — он у них имеет металловидный или перла­ мутровый отлив. Пироксены ТОО

I

Рис. 183. Природа спайности в пироксенах и амфиболах.

Спайность у тех и других по призме (рис. 183), но у пироксенов под углом около 90°, у амфиболов — около 120°. У пироксенов она х у ж е и практически мало заметна (за исключением сподумена), у амфиболов проявлена хорошо, четко заметны сколы под углами 120° и 60°. 228

ОСОБЕННОСТИ УСЛОВИЙ ОБРАЗОВАНИЯ ПИРОКСЕНОВ И АМФИБОЛОВ

Пироксены и амфиболы встречаются в сходных типах минеральных месторожде­ н и й — чаще всего это магматические горные породы (см. рис. 78, табл. 16), скарны, гнейсы и кристаллические сланцы. Во всех случаях, когда оба минерала встречаются совместно, пироксен является высокотемпературным и образуется при большем давле­ нии, чем амфибол. Пироксены чаще кристаллизуются в магматических условиях, а амфиболы (но не в с е г д а ) — в гидротермальных; первые — более глубинные минералы, вторые — минералы средних глубин. Очень типично замещение пироксенов амфибо­ лами в результате понижения температуры, давления и возрастания химической ак­ тивности воды в среде минералообразования. Возможно, происходят реакции типа 5 C a M g ( S i O ) + H O = C a M g ( S i O ) ( O H ) + 2SiO + 3" CaO" (раствор). 2

6

2

2

5

8

2 2

2

2

Термодинамическими методами нетрудно рассчитать граничные значения темпера­ тур и давлений, разделяющих условия существования диопсида и тремолита. На примере пироксенов и амфиболов удается хорошо проиллюстрировать явле­ ние типохимизма — отражение в химическом составе минерала условий его образо­ вания. Особенно ярко это проявилось в составе пироксенов ряда диопсид-геденбергит и роговых обманок, отдельные химические разновидности которых столь типичны по своей приуроченности к определенным горным породам, облику кристаллов и их свой­ ствам, что д а ж е получили в прошлом свои собственные названия. Среди диопсидгеденбергитов это авгит, эгирин-авгит, омфацит, диаллаг. Хотя эти названия в общемто не обязательны, так как не отвечают рациональным основам минералогической терминологии, они прочно заняли свое место в литературе. Среди роговых обманок назовем керсутит и базальтическую роговую обманку. В ультраосновных и основных глубинных горных породах пироксены представлены магниевыми (с железом) силикатами ромбической и моноклинной сингонии. Это энстатит (и его более железистые разновидности — гиперстен, бронзит) и диопсидгеденбергит (с изоморфной примесью того или иного количества натриевого и алю­ миниевого компонентов). Типичным минералом мантийных ультраосновных горных пород (эклогитов, гроспидитов) является омфацит. Это диопсид, обогащенный изо­ морфной примесью жадеита. В средних и кислых глубинных горных породах встречаются диопсид (с изоморфной примесью геденбергита и эгирина) и обыкновенная роговая обманка. В щелочных глубинных горных породах (сиенитах и нефелиновых сиенитах) пирок­ сены представлены своими щелочными разновидностями —эгирин-диопсидом, диопсид-геденбергит-эгирином (его называют эгирин-авгитом) и эгирином, амфиболы здесь также щелочные — арфведсонит и др. Эти же щелочные пироксены и амфиболы обра­ зуются и в окружающих щелочные массивы песчаниках, гнейсах и других горных по­ родах в ходе их приконтактовой гидротермальной альбитизации и микроклинизации. В эффузивных породах типа базальтов пироксены вкрапленников чаще всего пред­ ставлены диопсид-геденбергитом с примесью натрия, алюминия, титана (их называют авгитами и титанавгитами), амфиболы — роговой обманкой. Здесь роговая обманка часто бывает обогащенной титаном — такие обманки называются керсутитами; не­ редко роговые обманки в базальтах характеризуются высоким значением отношения F e / F e , их называют базальтическими роговыми обманками. В гранитных пегматитах, в их натриево-литиевом типе, постоянно в качестве глав­ ного минерала присутствует сподумен, а в окружающих их гнейсах за счет выноса лития растворами из пегматитов образуется холмквистит. В гранитных пегматитах других типов пироксены и амфиболы крайне редки. 3 +

2 +

229

В щелочных пегматитах встречаются эгирин, арфведсонит и другие щелочные ам­ ф и б о л ы . Они играют здесь р о л ь постоянных второстепенных минералов. В скарнах пироксены (диопсид, геденбергит, диопсид-геденбергит) я в л я ю т с я обяза­ т е л ь н ы м и главными м и н е р а л а м и . Они образуются в самую раннюю стадию ф о р м и р о ­ вания скарнов, а в поздние стадии процесса нередко интенсивно з а м е щ а ю т с я роговой обманкой, актинолитом и тремолитом. Очень х а р а к т е р н ы в некоторых с к а р н а х круп­ ные светло-зеленые к р и с т а л л ы слабожелезистого диопсида с хорошо развитой отдель­ ностью, обусловленной тончайшими вростками м а г н е т и т а , — т а к о й диопсид называют д и а л л а г о м . И з а м ф и б о л о в типичны актинолит (обогащенный ж е л е з о м тремолит) и роговая обманка. В процессах регионального м е т а м о р ф и з м а осадочных, вулканогенно-осадочных, магматических горных пород пироксены и а м ф и б о л ы образуются схематично в такой последовательности: а к т и н о л и т (или т р е м о л и т ) — р о г о в а я обманка — д и о п с и д — г и ­ перстен (см. табл. 21). Этот р я д отвечает возрастанию интенсивности преобразования исходного материала, увеличению температуры и д а в л е н и я , при к о т о р ы х протекали процессы регионального м е т а м о р ф и з м а , но х а р а к т е р и з у е т т о л ь к о я в л е н и я преобра­ зования пород, изначально обогащенных магнием и к а л ь ц и е м . П р о д у к т а м и сильного м е т а м о р ф и з м а богатых натрием пород я в л я ю т с я щелочные пироксены и а м ф и б о л ы . Ч а щ е всего это ж а д е и т и г л а у к о ф а н . Образуясь при больших и умеренных температурах и д а в л е н и я х , пироксены и ам­ ф и б о л ы легко и з м е н я ю т с я при их понижении и под воздействием г и д р о т е р м а л ь н ы х растворов; они з а м е щ а ю т с я при этом слюдами, хлоритом, иногда серпентином и т а л ь ­ ком (чаще всего им з а м е щ а е т с я магнезиальный ромбический пироксен энстатит). П р и поверхностном выветривании по ним р а з в и в а ю т с я глинистые м и н е р а л ы и гидроксиды железа. Практическое значение из месторождений пироксенов и а м ф и б о л о в имеют неко­ торые м е т а м о р ф и ч е с к и е породы к а к источник добычи ж а д а и измененные, сильно м е т а м о р ф и з о в а н н ы е ультраосновные горные породы д л я добычи н е ф р и т а . Ж а д пред­ с т а в л я е т собой плотный спутанно-волокнистый агрегат ж а д е и т а , н е ф р и т с л о ж е н пере­ плетающимися иголочками актинолита; это ценные поделочные камни, особо любимые в Б и р м е и К и т а е . Рудой на литий я в л я е т с я сподумен. Б о л ь ш у ю ценность имеет магнезиорибекитовый и рибекитовый асбест, получивший з а свой цвет название голубого (синего) асбеста. Он образуется в тончайших ж и л о ч к а х (2-3 мм) в мергелях, воз­ м о ж н о , в процессе их эпигенетических преобразований. П р и р а з р а б о т к е мергель дро­ бится и продувается через сита, на которых асбест оседает в виде в а т ы . Ее собирают, очищают и используют в качестве кислото- и огнеупорного ф и л ь т р а при химической очистке растворов некоторых веществ. В цементной и огнеупорной промышленности используются куммингтонитовые и а н т о ф и л л и т о в ы е породы. Контрольные

вопросы

1. Какие главные типы цепочечных и ленточных группировок кремнекислородных тетра­ эдров в структурах силикатов вы можете назвать? 2. Какое место занимают волластонит, родонит и пироксены в классификации цепочечных силикатов? 3. Какие структуру, состав и облик кристаллов имеет диопсид? 4. Какие структуру, состав и облик кристаллов имеет тремолит? 5. Что такое авгиты, как вывести их формулы из формулы диопсида? 6. Что такое роговые обманки, как вывести их формулы из формулы тремолита? 7. Что представляют собой щелочные амфиболы? Как вывести их формулы из формулы тремолита? 8. Каковы главные особенности образования пироксенов и амфиболов?

Глава СЛОИСТЫЕ СИЛИКАТЫ И

16

(ЛИСТОВЫЕ)

АЛЮМОСИЛИКАТЫ

ОБЩИЕ

СВЕДЕНИЯ

К подклассу слоистых (листовых) силикатов и а л ю м о с и л и к а т о в о т н о с я т с я хорошо известные всем в е щ е с т в а — т а л ь к , с л ю д ы , глинистые м и н е р а л ы и д р . Многие из них я в л я ю т с я породообразующими м и н е р а л а м и . Т а к , с л ю д ы к а к непременный компонент входят в г р а н и т ы и их п е г м а т и т ы , в некоторые с л а н ц ы и гнейсы, в грейзены. Гли­ нистые м и н е р а л ы я в л я ю т с я основной составной ч а с т ь ю к о р в ы в е т р и в а н и я гранитов, габбро, э ф ф у з и в о в и входят в осадочные горные породы (глины, мергели и д р . ) . Р я д минералов из к л а с с а с л о и с т ы х силикатов и а л ю м о с и л и к а т о в широко используется в промышленности: э т о с л ю д ы - д и э л е к т р и к и — мусковит и флогопит, серпентиновый ог­ неупорный асбест, природный смазочный м а т е р и а л т а л ь к , т а л ь к о в ы й и п и р о ф и л л и т о вый с л а н ц ы к а к с ы р ь е д л я изготовления ф у т е р о в к и доменных печей. И з д а в н а глины используются к а к с т р о и т е л ь н ы й м а т е р и а л и адсорбенты (очистители в р а з н ы х техни­ ческих и химических производствах). Глинистые м и н е р а л ы н и к е л я д о б ы в а ю т с я к а к р у д а на этот м е т а л л . К р о м е того, к с л о и с т ы м с и л и к а т а м (алюмосиликатам) особой с т р у к т у р ы и состава относятся палыгорскит, х р и з о к о л л а , датолит, пренит и некоторые другие. Они резко о т л и ч а ю т с я по составу и свойствам от т а л ь к а , слюд, глинистых м и н е р а л о в . КРИСТАЛЛОХИМИЧЕСКИЕ

ОСОБЕННОСТИ

Р а з л и ч а ю т листовые с и л и к а т ы (алюмосиликаты) с простыми и с л о ж н ы м и сетками т е т р а э д р о в . Последние я в л я ю т с я менее распространенными м и н е р а л а м и . С л о и с т ы е с и л и к а т ы с п р о с т ы м и с е т к а м и т е т р а э д р о в . Остовом их с т р у к т у р ы я в л я ю т с я сетки кремнекислородных т е т р а э д р о в (см. рис. 167). Они р а с п о л а г а ю т с я п а р а л л е л ь н о д р у г другу и чередуются с плоскими сетками другого состава, образуя п а к е т ы слоев. Установлено д в а главных т и п а пакетов: а) двухслойный 1:1 несимме­ тричный; б) трехслойный 2:1 симметричный (рис. 184). Н е с и м м е т р и ч н ы й пакет т и п а 1:1 состоит из одной сетки (слоя, листа) т е т р а э д р о в с общей ф о р м у л о й сетки ( S l O s ) ( О Н ) и тетр. сетка одной сетки октаэдров, заполненных ато2 -

-

2

Рис. 184- Два типа пакетов в слоистых силика­ тах (Liebau, 1978). а—несимметричный двухслойный симметричный трехслойный 2 : 1 .

1 : 1; б—

231

мами магния или а л ю м и н и я (см. рис. 184, а). Если расчет состава такого п а к е т а ве­ сти т о л ь к о на одно исходное кольцо тетраэдров ( S i O s ) (см. с. 204), получим д л я серпентина ф о р м у л у M g ( S i O s ) ( O H ) (рис. 185). К а ж д ы й п а к е т имеет нулевой сум­ марный з а р я д , он скреплен с соседними (верхним и н и ж н и м ) пакетами слабо, л и ш ь остаточными (вандерваальсовыми) с в я з я м и . П а к е т ы несколько смещены (сдвинуты) относительно друг друга. В к а ж д о м пакете Mg и Al з а н и м а ю т октаэдрические пози­ ции, располагаясь м е ж д у атомами О и ( 0 Н ) ~ . В серпентине т р и т а к и х октаэдра, заполненных катионами (магнием) (см. рис. 185), в каолините их два, заполненных алюминием. Очень часто отмечают, что серпентин — триоктаэдрический слоистый си­ ликат, а к а о л и н и т — д в у о к т а э д р и ч е с к и й . Эти термины широко используются. 2 -

2

3

2

4

2 -

&,0 П0Н}" 5

ВД

O )(OH)

2

Al

он

Оо о •

•

•

5

((Al Si) O )(OH) 1

Mg (Si C^(OH)

•

2

Серпентин Mg (Si O )(OH) 3

2

5

2

5

к ((Al Si) O)(OHj 1

4

2

Al (Si Ok)(OH)

(Sl O )(OH)

2

2

5

Мусковит KAl (AlSi O J(OH) 2

(Si O )(OH) 2

3

2

Пирофиллит Al (Si O J (0H) 2

5

2

'(Si O )(OH)

5

2

1

2

5

Mg

2

_ (Si O )(OH) 2

Mg

ШУк

(SiA)(OH)

Тальк Mg (SL O J (OH) 3

2

5

2

О QO

он

QОО

он

5

2

Хлорт Mg Al(AlSi OJ(OH) 3

3

8

Рис. 185. Схемы главных типов структур слоистых силикатов и алюмосиликатов.

В симметричном трехслойном пакете т и п а 2:1 (см. рис. 184, б) имеется д в а с л о я тетраэдров, обращенных д р у г к другу вершинами, м е ж д у ними в о к т а э д р и ч е с к и х пу­ стотах располагается магний или алюминий. Т а к т р а к т у ю т с я с т р у к т у р ы т а л ь к а и п и р о ф и л л и т а (см. р и с . 1 8 5 , 186). С у м м а р н ы й з а р я д пакетов равен нулю. Соседние 232

о°

6 ° °

о °

Каолинит Мусковит

Пирофиллит

Хлорит

Рис. 186. Сопоставление структур алюминиевых силикатов (Zoltai, Stout, 1989).

слоистых

пакеты скреплены остаточными связями. Тальк — триоктаэдрический силикат, пиро­ филлит — двуоктаэдрический. В слоистых алюмосиликатах с простыми сетками установлен один тип пакетов — симметричный трехслойный (2:1). В нем чередуются (подобно тальку и серпентину) слой тетраэдров ( S i O s ) ( O H ) , слой октаэдров с магнием или алюминием, слой те­ траэдров ( S i 2 0 s ) ( O H ) . Но в каждом таком пакете часть тетраэдров (однако не более половины) занята алюминием. За счет замены S i на A l пакет приобретает заряд. В результате получаем следующие формулы пакетов и их заряды: из талькового пакета — 2 -

-

2

2 -

-

4 +

[ M g ( A l S i O ) ( O H ) ] - (7), 3

3

10

2

2

[Mg (Al Si O )(OH) ] -; 3

2

2

1 0

233

2

3 +

из пирофиллитового пакета — [Al (AlSi O )(OH) ]-, 2

3

1 0

2

2

[Al (Al Si O )(OH) ] -. 2

Триоктаэдрические м и н е р а л ы , Mg

Дауоктаэдрические минералы, Al

2

2

1 0

2

За счет избыточного заряда пакетов ме­ ж д у ними в структуру входит слой катио­ нов-компенсаторов. Это могут быть K , C a , комплексный катион. В первом слу­ чае получается структура слюд (флогопита и мусковита), во втором — структура хруп­ ких слюд, в третьем — хлоритов. Рассмо­ трим структуры слюд (обычных) и хлори­ тов. Хрупкие слюды очень редки, поэтому их структуры описывать не будем. В слюдах роль катиона-компенсатора играет K (натриевые слюды редки). Из структуры талька выводится структура флогопита, из пирофиллита — структура мусковита (см. рис. 187). Флогопит — это триоктаэдрическая слюда, мусковит — двуоктаэдрическая. Калий всюду имеет координационное число 12. Он плотно упа­ кован м е ж д у ионами кислорода, так как имеет равный с ним радиус (по В. М. Гольдшмидту): 0,133 нм у K , 0,132 нм у О ; соотношение R /R равно 1, что идеально отвечает координационному числу 12. Структуры и формулы хлоритов выво­ дятся из талькового пакета, роль компен­ сатора играет слой комплексных катионов. Если взять однозарядный пакет (7) и ка­ тион [ M g A l ( O H ) 6 ] , то получается клинохлор M g A l ( A l S i O ) ( O H ) . Таковы основные структурные типы слоистых силикатов и алюмосиликатов с простыми сетками тетраэдров. Легко сопо­ ставить структуры следующего ряда мине­ ралов : каолинит — пирофиллит — муско­ в и т — хлорит (рис. 186), в них в октаэдрических позициях размещается алюминий. Сравнение структур двуоктаэдрических и триоктаэдрических слоистых силикатов да­ ют пары минералов (рис. 187): серпен­ тин — каолинит, тальк — пирофиллит, фло­ гопит — мусковит, первые являются триоктаэдрическими, вторые — двуоктаэдрическими. +

2 +

+

+

K

2 -

a

+

2

5

Рис. 187. Сопоставление структур триоктаэдрических и двуоктаэдрических, маг­ ниевых и алюминиевых слоистых сили­ катов и алюмосиликатов.

234

3

10

8

Все слоистые силикаты и алюмосиликаты имеют свои структурные разновидности за счет разного смещения (сдвига) и разворота пакетов друг относительно друга, что легко осуществляется в природе из-за малых сил связей между пакетами. В итоге получаются минералы разных сингонии — моноклинной (чаще всего), гексагональной, ромбической, тригональной, триклинной. Такие структурные разновидности слоистых силикатов называют политипами. Некоторые из них устойчивы только при опреде­ ленных давлениях и температурах и образуются только в определенной химической обстановке. Политипия, как видно, является частным случаем полиморфизма. Кроме минералов с указанными выше типами слоистых структур имеются и бо­ лее редкие представители этого класса минералов. Например, в природе встречаются минералы с волнообразно изгибающимися и завернутыми по спирали слоями (неко­ торые серпентины и др.). Совершенно особыми по составу и структуре являются так называемые смешанослойные силикаты: они сложены чередующимися пакетами монт­ мориллонита и слюды, монтмориллонита и талька, хлорита и слюды и т. п. Главные группы слоистых силикатов и алюмосиликатов представлены в табл. 39. В ней даны только наиболее распространенные минералы. Требует пояснения монт­ мориллонит: некоторые минералы группы монтмориллонита являются силикатами, другие — алюмосиликатами. Что касается литиевых слюд, то, как это обычно в слю­ дах, межпакетным катионом в них является калий, а литий наряду с алюминием и магнием занимает октаэдрические позиции. В табл. 39 в качестве октаэдрических катионов указаны только магний и алюминий. Однако в минералах некоторых групп широко проявлено замещение магния и алюминия железом, иногда в этих ж е позициях размещается никель, марганец, хром, титан или ванадий.

Т а б л и ц а 39. Г л а в н ы е м и н е р а л ы — с л о и с т ы е с и л и к а т ы и алюмосиликаты с простыми сетками тетраэдров Катионы в тетраэдрах

Межпакетный катион

Внутрипакетный (октаэдрический) катион 2

Mg +

3

Al +

Si

Нет »

Серпентин Тальк

Al + Si

(Комплекс)""*" К+ К+ Ca + (Комплекс)"+ (Комплекс)"+

Монтмориллонит Флогопит J Мусковит Литиевые с л ю д ы Хрупкие с л ю д ы Гидрослюды Хлориты

2

Каолинит Пирофиллит

С л о и с т ы е с и л и к а т ы с о с л о ж н ы м и с е т к а м и т е т р а э д р о в . Имеется достаточно много редких и относительно редких минералов специфического состава со сложными сетками тетраэдров. Строение этих сеток разное. Наиболее просты структуры сепиолита и палыгорскита. В них в тетраэдрических сетках тетраэдры периодически раз­ вернуты вершинами то "вверх", то "вниз" (рис. 188). Структура чароита более сложна и является промежуточной между слоистой и ленточной. В датолите половина тетра­ эдров занята не кремнием, а бором, они развернуты в разные стороны (рис. 189). 235

Рис. 188. Сопоставление главных особенностей талька, сепиолита и палыгорскита.

236

структур

МОРФОЛОГИЯ КРИСТАЛЛОВ и ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА СЛОИСТЫХ СИЛИКАТОВ (АЛЮМОСИЛИКАТОВ) С ПРОСТЫМИ СЕТКАМИ ТЕТРАЭДРОВ

И з - з а некомпактности к р и с т а л л и ч е с к и х с т р у к т у р , с л а б ы х связей м е ж д у п а к е т а м и л и ш ь редкие м и н е р а л ы из с л о и с т ы х с и л и к а т о в и а л ю м о с и л и к а т о в в с т р е ч а ю т с я в круп­ ных и хорошо ограненных к р и с т а л л а х . Я в н о р а с п о з н а в а е м ы е совершенные к р и с т а л л ы отмечены л и ш ь у ф л о г о п и т а , мусковита, хрупких с л ю д и хлоритов, из них к р у п н ы е (и д а ж е гигантские) к р и с т а л л ы бывают т о л ь к о у мусковита и ф л о г о п и т а . Они имеют псевдогексагональную с и м м е т р и ю и п л а с т и н ч а т ы й облик. Р е ж е в с т р е ч а ю т с я бочонковидные и с т о л б ч а т ы е к р и с т а л л ы этих м и н е р а л о в . И с т и н н а я сингония к р и с т а л л о в в большинстве с л у ч а е в м о н о к л и н н а я , а их р е а л ь н ы е о ч е р т а н и я д а л е к и от совершенных. Цвет зависит от н а л и ч и я в минерале элементов-хромофоров ( ж е л е з а , хрома, м а р ­ ганца), без х р о м о ф о р о в цвет б е л ы й . Т а к о в ы химически чистые каолинит, серпентин, т а л ь к , п и р о ф и л л и т , монтмориллонит, флогопит. В присутствии д в у х в а л е н т н о г о ж е ­ л е з а м и н е р а л ы приобретают зеленую окраску разной интенсивности ( т а л ь к , серпен­ тин, флогопит, х л о р и т ) , н е б о л ь ш а я примесь трехвалентного ж е л е з а п р и д а е т мусковиту ч у т ь коричневатую окраску. Н а л и ч и е в м и н е р а л а х одновременно двух- и трехвалент­ ного ж е л е з а обусловливает появление у них грязно-коричневых, черно-коричневых, зелено-черных, черных окрасок, к а к у ж е л е з и с т о г о ф л о г о п и т а , биотита, л е п и д о м е л а н а . Очень своеобразна р о л ь х р о м о ф о р а F e , когда он з а н и м а е т в ф л о г о п и т е позиции алю­ миния в с л о я х т е т р а э д р о в : м и н е р а л становится я р к и м р ы ж е - к о р и ч н е в ы м , необычно м е н я ю т с я и д р у г и е его оптические свойства. Т а к о й ф л о г о п и т д а ж е п о л у ч и л особое название — т е т р а ф е р р и ф л о г о п и т (т.е. ф л о г о п и т с ж е л е з о м в четверной координации). П р и м е с ь х р о м а и з м е н я е т цвет в зависимости от с т р у к т у р ы м и н е р а л а . В мусковите появляется я р к а я зеленая окраска (такая слюда называется фукситом). Хлориты приобретают' розово-фиолетовый цвет. Марганец, входя в состав л и т и е в ы х слюд, вы­ з ы в а е т их розово-лиловую окраску. Б л е с к р а з н ы й . Н а г р а н я х к р и с т а л л о в из-за их несовершенства он м а т о в ы й или ж и р н ы й , н а п л о с к о с т я х спайности — с т е к л я н н ы й , у с л ю д — с п е р л а м у т р о в ы м отливом. В агрегатах блеск ж и р н ы й , м а т о в ы й . У всех с л о и с т ы х с и л и к а т о в и а л ю м о с и л и к а т о в есть весьма совершенная спайность по пинакоиду, т а к к а к п а к е т ы в их с т р у к т у р а х с в я з а н ы д р у г с д р у г о м слабо. С п а й н ы е пластинки у с л ю д (мусковита, ф л о г о п и т а , биотита) упругие; отогнутые по спайности, они п р и т я г и в а ю т с я н а з а д из-за связей, в о з б у ж д а е м ы х в них м е ж п а к е т н ы м и катионами к а л и я . У т а л ь к а , п и р о ф и л л и т а , в к о т о р ы х м е ж п а к е т н ы х ионов нет, спайные п л а с т и н к и к р о ш а т с я , л о м а ю т с я , но н а з а д не пригибаются. Т в е р д о с т ь м и н е р а л о в н и з к а я и о п р е д е л я е т с я непрочностью их к р и с т а л л и ч е с к и х с т р у к т у р . У с и л и к а т о в (т.е. м и н е р а л о в без м е ж п а к е т н ы х катионов) твердость 1-2, из них наиболее м я г к и е магниевые с и л и к а т ы , что легко находит объяснение в боль­ шем р а з м е р е и меньшем з а р я д е м а г н и я по сравнению с алюминием (так, т а л ь к ж и р е н на ощупь,а п и р о ф и л л и т — нет). У с л ю д з а счет м е ж п а к е т н о г о к а т и о н а K твердость с о с т а в л я е т 2 - 3 , а у хрупких с л ю д з а счет более сильного м е ж п а к е т н о г о к а т и о н а C a или M g твердость п о в ы ш а е т с я до 4. 3 +

+

2 +

2 +

И Н Д И В И Д У А Л Ь Н Ы Е ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА И СВОЙСТВ МИНЕРАЛОВ

Д о п о л н и м общую х а р а к т е р и с т и к у с т р у к т у р ы , состава, свойств м и н е р а л о в , д а н н у ю в предыдущих р а з д е л а х этой г л а в ы . Г р у п п а с е р п е н т и н а . В эту группу входят п о л и м о р ф ы — слоистые с и л и к а т ы маг­ ния состава M g ( S i O s ) ( 0 Н ) 4 . Нередко используется удвоенная х и м и ч е с к а я ф о р 3

2

237

а

б

Рис. 190. Схемы структур хризотила (а) и антигорита (6).

Рис. 191. Строение волокон хризотил-ас­ бестов в поперечном сечении.

м у л а — M g ( S i 4 0 i o ) ( O H ) 8 . Всегда п р о я в л е н и з о м о р ф и з м M g <— F e , но умеренно. П о л и м о р ф ы имеют р а з н ы е н а з в а н и я : лизардит, антигорит, х р и з о т и л и т . д . Л и з а р д и т имеет и д е а л ь н у ю слоистую с т р у к т у р у (см. рис. 185). В антигорите слои построены из групп т е т р а э д р о в , р а з в е р н у т ы х т о вверх, то вниз от плоскости с л о я (рис. 190, б), в х р и з о т и л е слои свернуты в трубку (рис. 190, а). Эти м и н е р а л ы в с т р е ч а ю т с я в с к р ы т о к р и с т а л л и ч е с к и х а м о р ф н ы х на вид, клееподобных массах белого, ж е л т о г о , зеленого цвета или пестрой о к р а с к и . В них в ж и л к а х п е р е к р и с т а л л и з а ц и и нередко о б р а з у ю т с я волокнистые, асбестовидные агрегаты х р и з о т и л а . Т а к и е волоконца состоят из сверну­ т ы х в трубку однослойных пакетов серпентина (рис. 191). 2 +

2 +

6

С а м о с т о я т е л ь н ы й и з о м о р ф н ы й р я д образуют никелевые серпентины с ч а с т и ч н ы м замещением м а г н и я никелем. М а к с и м а л ь н о установленное с о д е р ж а н и е NiO в мине­ р а л е с о с т а в л я е т 16%. Н и к е л е в ы е серпентины в с т р е ч а ю т с я в коре в ы в е т р и в а н и я у л ь ­ траосновных горных пород в виде тонкодисперсных смесей с д р у г и м и с л о и с т ы м и си­ л и к а т а м и . Н е к о т о р ы е из т а к и х смесей получили с а м о с т о я т е л ь н ы е н а з в а н и я : непуит, ревдинскит, гарниерит. Г р у п п а к а о л и н и т а . В ней объединены п о л и м о р ф ы — с и л и к а т ы а л ю м и н и я состава A l ( S i O s ) ( O H ^ . Это каолинит, диккит, накрит, галлуазит. В последнем есть м е ж ­ п а к е т н ы й слой м о л е к у л H O , поэтому его ф о р м у л а A l ( S i O s ) ( О Н ) 4 • 2 H O . Внешне они н е о т л и ч и м ы д р у г от друга, обычно образуют тонкодисперсные смеси, мучнистые, белые или более п л о т н ы е глинистые массы и все вместе в т а к и х общих агрегатах на­ з ы в а ю т с я каолином. Т а л ь к M g ( S i ^ I o ) ( O H ) . М и н е р а л в ы д е р ж а н н о г о состава, и з о м о р ф н а я примесь двухвалентного ж е л е з а не превышает 1,5-2%. Он имеет светло-зеленый цвет. Встре­ ч а е т с я в п л о т н ы х ж и р н ы х на ощупь массах, в составе сланцев и в м я г к и х , с весьма совершенной спайностью к р у п н ы х пластинах с п е р л а м у т р о в ы м блеском. П и р о ф и л л и т A l ( S i 4 0 i o ) ( O H ) . Состав всегда почти и д е а л ь н о о т в е ч а е т ф о р м у л е . Д о л я трехвалентного ж е л е з а обычно не превышает 0,5%. В с т р е ч а е т с я в сплошных, ро­ з о в ы х с к р ы т о к р и с т а л л и ч е с к и х массах. П о л у п р о з р а ч н ы е разновидности такого к а м н я получили у камнерезов название " агальматолит". Г р у п п а м о н т м о р и л л о н и т а . Это обширная группа глинистых м и н е р а л о в , силика­ тов и а л ю м о с и л и к а т о в м а г н и я и а л ю м и н и я . И д е а л ь н ы м и п р е д е л ь н ы м и составами этих м и н е р а л о в я в л я ю т с я M g ( S i 4 0 i o ) ( O H ) п Н 0 (сапонит), A l ( S i 4 0 i o ) ( O H ) п Н 0 (бей2

2

2

3

2

2

2

2

2

2

3

2

2

238

2

2

2

д е л л и т ) . В м о н т м о р и л л о н и т а х в отличие от т а л ь к а и п и р о ф и л л и т а п а к е т ы по-иному р а з в е р н у т ы и смещены относительно друг друга, а в м е ж п а к е т н о м пространстве р а з ­ мещаются м о л е к у л ы конституционной H O . В р е а л ь н ы х природных условиях состав и с т р у к т у р а с л о ж н е е : часть S i в т е т р а э д р а х з а н я т а A l , а з а счет появляющегося при этом избыточного з а р я д а анионного р а д и к а л а в м е ж п а к е т н о м пространстве р а з ­ мещаются к о м п л е к с н ы е к а т и о н ы — гидратированные группы M • п Н 0 и M • гаН 0. Обычно в т е т р а э д р ы входит не более 0,33 атома а л ю м и н и я . Д л я такого монтморил­ л о н и т а ф о р м у л а имеет вид ( M j • ^ H O ) M g ( S i 6 7 A l O i o ) ( O H ) 4 . Межпакетными катионами M я в л я ю т с я N a , L i , N H , K , R b ; M - C a , M g , C o . Монт­ м о р и л л о н и т ы способны обменивать ионы м е ж п а к е т н о г о п р о с т р а н с т в а на ионы окру­ ж а ю щ и х водных растворов, а т а к ж е поглощать в м е ж п а к е т н ы й п р о м е ж у т о к к р у п н ы е органические катионы (так образуются органоминеральные к о м п л е к с ы ) . П р и погло­ щении м о л е к у л воды м о н т м о р и л л о н и т ы набухают з а счет расширения м е ж п а к е т н о г о пространства; при нагревании или в сухой атмосфере вода и г и д р а т и р о в а н н ы е катионы у д а л я ю т с я из монтмориллонитов, к р и с т а л л ы у м е н ь ш а ю т с я в объеме. 2

4 +

3 +

+

2 +

2

3 3

+

+

2

+

3

+

3 )

+

+

2

0 i 3 3

2

+

2

+

2 +

2 +

М о н т м о р и л л о н и т ы образуют чрезвычайно тонкодисперсные п л о т н ы е массы, сла­ гают основной объем глины. Г р у п п а ф л о г о п и т а . Это непрерывный р я д Mg — Fe-слюд с исходным составом K M g ( A l S i O i o ) ( О Н , F ) . Ж е л е з о (двух- и трехвалентное) з а н и м а е т позиции м а г н и я . По мере увеличения с о д е р ж а н и я ж е л е з а среди с л ю д р я д а ф л о г о п и т а в ы д е л я ю т ж е ­ лезистый флогопит, биотит, лепидомелан. К р а й н и й член р я д а н а з ы в а е т с я аннитом и имеет ф о р м у л у K F e I ( A l S i O i ) ( O H , F ) . К р о м е двухвалентного в биотитах и лепидо­ мелан ах всегда присутствует трехвалентное ж е л е з о . Флогопит и биотит в с т р е ч а ю т с я в чешуйчатых массах, п л а с т и н к а х , хороших таблит­ чатых и бочонковидных к р и с т а л л а х , иногда гигантских. Цвет зеленый, бурый, черный в зависимости от к о л и ч е с т в а ж е л е з а . Ч и с т ы й ф л о г о п и т бесцветен, водянопрозрачен. В некоторых с л у ч а я х в ф л о г о п и т е в позициях м а г н и я п о я в л я е т с я Mn. Б ы в а ю т т а к ж е б а р и й с о д е р ж а щ и е ф л о г о п и т ы (в них барий р а з м е щ а е т с я в позициях к а л и я ) и барий-титановые биотиты. Совершенно особой слюдой я в л я е т с я т е т р а ф е р р и ф л о г о п и т . К а к д о к а з а л и О. М. Р и м с к а я - К о р с а к о в а и Е . П . С о к о л о в а , в этой слюде позиции алю­ миния в р а д и к а л е , т . е . в четверной координации, з а н я т ы F e . Она имеет ф о р м у л у K M g ( F e S i O i o ) ( O H , F ) и р ы ж е - к о р и ч н е в ы й цвет. 3

3

2

+

3

0

2

3 +

3

3

2

Г р у п п а м у с к о в и т а . Г л а в н ы м минералом в этой группе я в л я е т с я с а м мусковит — чисто или почти чисто а л ю м и н и е в а я слюда с незначительной примесью ж е л е з а ( 1 - 3 , но не более 7% F e O ) . Ее ф о р м у л а K A l ( A l S i 3 0 i o ) ( O H , F ) . В редких с л у ч а я х в муско­ вите ч а с т ь а л ю м и н и я замещена хромом. Т а к а я слюда, ярко-зеленого цвета, называ­ ется ф у к с и т о м . Есть мусковиты с частичной заменой к а л и я на барий. Редкие самосто­ я т е л ь н ы е м и н е р а л ь н ы е виды группы мусковита — чисто н а т р и е в а я и чисто в а н а д и е в а я с л ю д ы . Особым м и н е р а л ь н ы м видом в группе мусковита я в л я е т с я химическое соеди­ нение, в котором полностью прошел и з о м о р ф и з м по схеме A l - I - A l «— M g - I - S i . В пределе п о л у ч а е т с я с и л и к а т состава K A l M g ( S i ^ i ) ( O H , F ) , он н а з ы в а е т с я ф е н г и т о м . 2

3

2

2

3 +

0

3 +

2 +

4 +

2

Мусковит обычно встречается в т а б л и т ч а т ы х , л и с т о в а т ы х бочонковидных кристал­ л а х светло-рубинового, коричневого цвета, в тонких спайных п л а с т и н к а х он бесцветен. К р у п н ы е к р и с т а л л ы и пластины о б н а р у ж е н ы в гранитных пегматитах, чешуйчатые агрегаты — в гранитах, гнейсах, сланцах и грейзенах. Но есть одна необычная по виду цветовая м о р ф о л о г и ч е с к а я разновидность мусковита, з а которой укрепилось название "серицит" — э т о т термин лишний д л я к л а с с и ф и к а ц и и , но удобный при описании ме­ с т о р о ж д е н и й . Серицит — ж е л т а я мелкочешуйчатая, иногда п л о т н а я с к р ы т о к р и с т а л л и ч е с к а я масса мусковита, р а з в и в а ю щ а я с я в виде псевдоморфоз по полевым шпатам при их г и д р о т е р м а л ь н ы х высокотемпературных изменениях. И з р е д к а используется 239

еще один нестрогий термин — "жильбертит", применительно к чешуйчатым агрегатам бесцветного мусковита в оторочках рудных жил. Как производные мусковита могут условно рассматриваться иллиты. Это слюды переменного состава. В них меньше, чем в мусковите, алюминия в составе радикала и соответственно меньше калия в межпакетном пространстве. Их общая формула KpAl (AIa Si^JpOiO)(OH) , например K 6Al (Alo,6Si 40io)(OH)2. Иллиты образуют чрезвычайно тонкозернистые массы, являясь наиболее распространенными минера­ лами глин. За счет адсорбции поверхностью мельчайших кристаллов H O пробы иллитов обогащены по сравнению со слюдами водой, поэтому иногда их называют гидро­ слюдами. Натриевыем аналогом мусковита является парагонит NaAl (AlSiSOi )(OH) . Г р у п п а л и т и е в ы х с л ю д . В эту группу минералов входят различные по формулам, но всегда содержащие литий слюды. Литий обладает геохимическим сродством к маг­ нию и алюминию, но не к калию, а потому занимает в слюдах октаэдрические позиции (позиции магния и алюминия). Поэтому числа атомов лития, алюминия, магния (и железа) в формулах литиевых слюд разные, но их сумма не может быть менее 2 и бо­ лее 3; число атомов калия в формулах всех литиевых слюд неизменно и равно 1. Условно все составы литиевых слюд можно разбить на три главных типа: первый — это как бы составы, производные от формулы флогопита, второй и третий — от муско­ вита. К первому типу отнесем тайниолит — слюду состава KLiMg (Si4Oi )F . Это как бы флогопит, в котором произошла замена M g + A l <— L i + S i , т.е. это силикат, а не алюмосиликат. Есть и другие литиевые слюды этого типа. К второму типу отнесем циннвальдит KLiAlFe (AlSi Oi )F . Это как бы мусковит, в котором произведена замена A l + • « - L i + Fe +. Из формулы мусковита выводится формула трилитионита KLii 5AIi S(AlSi OiO)F путем замены A l ^ + • <— L i ^ + LiJ }. Этот минерал относят к третьему типу лити­ евых слюд. Есть литиевая слюда полилитионит — её состав KLi Al(Si40io)F . Это не алюмосиликат, а силикат. Эту формулу также можно вывести из формулы мусковита путем замены A l + • + A l <— L i 4- Li + S i . Есть и другие литий-алюминиевые слюды. Все вместе слюды третьего ряда называют лепидолитами. В них из-за особен­ ностей геохимической обстановки их образования присутствуют изоморфные примеси элемента-хромофора Mn (в позициях магния и алюминия). Они вызывают розовую, серебристо-розовую, лилово-розовую окраску литиевых слюд. Г р у п п а г и д р о с л ю д . Так называют разнообразные богатые водой слюды. В них в межпакетном пространстве, полностью или частично замещая калий, размещаются комплексы типа M • п Н 0 , где M — M g , C a , поэтому для них типичен зна­ чительный дефицит межпакетных катионов. Наиболее распространены такие гидро­ слюды, как вермикулит, гидромусковит, глауконит, иногда к ним относят иллиты. Вермикулит представляет собой гидратированный флогопит. Гидратация минерала и изменение содержимого межпакетного пространства сказались и на свойствах верми­ кулитов: в отличие от свежего флогопита они хрупкие, обладают жирным блеском, спайные пластинки потеряли упругость и мнутся, изгибаются словно сырая бумага. Из минерала при прокаливании удаляется вода и, раздвигая пакеты, вспучивает мине­ рал (его объем иногда увеличивается почти в 10 раз). Глауконит является железистой (с F e и F e ) гидрослюдой. Это синий или зеленый минерал, встречающийся в виде мельчайших округлых агрегатов и колломорфных выделений в глинах, мергелях, до­ ломитах. Г р у п п а х л о р и т о в . Это большая и сложная по составу группа минералов (си­ ликатов и алюмосиликатов) с симметричными двухслойными пакетами и со слоями 2

7

2

0)

2

3)

2

2

0

2

2 +

3 +

+

0

2

2

4 +

2+

3

3 +

+

0

2

2

1

+

+

5

2

3 +

3 +

2 +

+

+

2 +

4+

2 +

2

3 +

3

+

0

2+

240

2 +

2

2

комплексных катионов м е ж д у ними. Главный представитель у ж е был назван: клинохлор (пеннин) M g A l ( A l S i 3 O i ) ( O H ) 8 - Он образует изоморфный ряд минералов, который можно продолжить в сторону еще более магнезиальных и безалюминиевых хлоритов до состава M g ( S i O i ) ( O H ) S - По формуле это серпентин, но структура его отлична от серпентиновой. Все эти хлориты по их составу можно назвать магнези­ альными. В идеале они бесцветны. В них магний часто замещается железом. Так образуются железистые хлориты. Полностью железистый хлорит называется тюрингитом. Mагнезиально-железистые хлориты имеют зеленый цвет, образуют чешуйчатые массы, реже — отдельные таблитчатые кристаллы. Часто встречаются в виде псевдо­ морфоз по пироксенам, роговым обманкам, флогопиту, биотиту. Железистые хлориты слагают оолиты в составе некоторых осадочных пород и сланцев. В некоторых хлоритах имеется хром. Это кочу бейт и кеммеририт. Они встречаются в хромитовых рудах в виде чешуйчатых масс и мелких вкраплений, образовавшихся здесь за счет изменения оливина, и окрашены в яркий розовый, карминно-красный, фиолетовый цвет. Известны также цинковые, литиевые, никелевые хлориты. 5

0

6

4

0

УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ И ИСПОЛЬЗОВАНИЕ

Слоистые силикаты и алюмосиликаты обычно являются минералами низких темпе­ ратур и давлений. Лишь мусковит, флогопит, биотит, литиевые слюды встречаются в магматических горных породах. В целом для эндогенных месторождений характерны слюды, тальк, пирофиллит, серпентины, хлориты. В экзогенных условиях формиру­ ются минералы групп каолинита, монтмориллонита, гидрослюд, некоторые серпен­ тины и хлориты. Слюды флогопит, биотит, мусковит образуются в магматических горных породах как первичные минералы и как постмагматические продукты — результат воздействия растворов на оливин, пироксены, роговые обманки, полевые шпаты. В эффузивных горных породах биотит иногда встречается в виде порфировых вкраплений. Особо крупные кристаллы флогопита, биотита и мусковита образуются в керамических и слюдяных гранитных пегматитах. В сподуменовых пегматитах наряду с биотитом и мусковитом присутствуют литиевые слюды. Флогопит и мусковит используются как диэлектрик в радио- и электротехниче­ ской промышленности. Промышленные концентрации крупных кристаллов флогопита установлены в особых ультраосновных горных породах повышенной щелочности, му­ сковит разрабатывается в гранитных пегматитах. Другим характерным типом месторождений для таких слюд, как мусковит, ли­ тиевые слюды, реже биотит, являются грейзены. Слюды образуются здесь за счет разложения полевых шпатов и часто встречаются в виде мелкочешуйчатых масс. В метаморфических горных породах (гнейсах и сланцах) мусковит, флогопит и био­ тит нередко являются главными минералами (см. табл. 21). Крупные промышленные скопления больших кристаллов флогопита в ассоциации с диопсидом, шпинелью, каль­ цитом образуются в этих породах по их контактам с мраморами и в виде метасоматических жил и залежей в самих сланцах вне видимой связи с мраморами. Мусковит и биотит входят в состав сланцев и гнейсов. Образование мусковита можно объяснить, например, процессами глубинного преобразования глинистых (каолинитовых и дру­ гих) пород с привносом глубинными растворами калия. Реакция протекает по схеме 6 A l ( S i O ) ( O H ) + 2"K O" (раствор) = 4 K A l ( A l S i O i ) ( O H ) + 8 H O . 2

2

5

4

2

2

3

0

2

2

Тальк и серпентин образуются в ультраосновных горных породах как обычный продукт гидротермальной переработки оливина и пироксена. Они являются также 241

обычными м и н е р а л а м и метаморфических горных пород — сланцев, мраморов, где воз­ никают на низких ступенях преобразования исходных горных пород. Т а л ь к исполь­ зуется к а к огнеупорное сырье, материал д л я ф у т е р о в к и доменных печей, к а к тех­ нические с м а з к и и в медицине. Серпентин в виде асбеста используется к а к ценный жаростойкий материал. Н и к е л е в ы е серпентины встречаются в корах выветривания ультраосновных горных пород. Они р а з р а б а т ы в а ю т с я как руда на никель. П и р о ф и л л и т образуется в сходных с т а л ь к о м и серпентином условиях, но з а счет гидролиза силикатов а л ю м и н и я в к и с л ы х горных породах. В больших массах он я в л я ­ ется сырьем д л я производства изоляторов и м а т е р и а л о м д л я ф у т е р о в к и доменных печей. А г а л ь м а т о л и т используется к а к поделочный камень. Х л о р и т ы обычно либо я в л я ю т с я продуктами позднего и низкотемпературного гидро­ термального изменения оливина, пироксенов, роговых обманок, биотитов, флогопитов, либо образуются к а к м и н е р а л ы низких ступеней процессов м е т а м о р ф и з м а . Ж е л е з и ­ стые х л о р и т ы входят в состав глин, они имеют оолитовое сложение, иногда я в л я ю т с я рудой на ж е л е з о . М и н е р а л ы групп каолинита, монтмориллонита, палыгорскита, гидрослюд, некото­ рые серпентины и х л о р и т ы образуются в поверхностных и подводных условиях и сла­ гают глины (см. рис. 89, 90). Их иногда так и н а з ы в а ю т — "глинистые м и н е р а л ы " . Алюминиевые м и н е р а л ы (каолинит, галлуазит, бейделлит и др.) р а з в и в а ю т с я в ко­ рах выветривания гранитов, кислых э ф ф у з и в о в , затем в более верхних и подверг­ нувшихся более мощному р а з л о ж е н и ю зонах кор выветривания они п р е в р а щ а ю т с я в бокситы. П р и перемыве каолиновых кор выветривания, их отмучивании и переотло­ жении дисперсного м а т е р и а л а в спокойных водоемах ф о р м и р у ю т с я з а л е ж и осадочной каолиновой глины, она нередко имеет оолитовое сложение. Магниевые м и н е р а л ы — сапонит, вермикулит, никелевые серпентины, нонтронит — образуются в корах выветривания на ультраосновных горных породах, габброидах. В условиях подводного (морского) придонного р а з л о ж е н и я горных пород и з а счет р а с к р и с т а л л и з а ц и и придонных к о л л о и д н ы х осадков ф о р м и р у ю т с я м о н т м о р и л л о н и т ы , и л л и т ы и гидрослюды, магнезиально-железистые х л о р и т ы . У п л о т н я я с ь , они превра­ щаются в типичные глины. Главная масса глин образуется именно в ходе процессов подводного в ы в е т р и в а н и я горных пород и последующей эпигенетической переработки этих продуктов. Глины я в л я ю т с я ценным строительным материалом и сырьем д л я керамической и ф а р ф о р о в о й промышленности. Высокими сорбирующими свойствами х а р а к т е р и з у ­ ю т с я чисто монтмориллонитовые глины. Они известны под р а з н ы м и н а з в а н и я м и — бентонит, гумбрин, к и л и д р . Серпентиновые коры выветривания ультраосновных горных пород бывают никеленосными и используются к а к руда д л я извлечения ни­ келя. Контрольные

вопросы

1. Каково строение листа кремнекислородных тетраэдров и как выводится его формула? 2. Каковы структура, состав, формула каолинита и серпентина; пирофиллита и талька; му­ сковита и флогопита? 3. Каковы структура, состав, формулы хлоритов? 4. Как структура и состав сказываются на морфологии кристаллов и свойствах слоистых силикатов и алюмосиликатов? 5. Какие с л ю д ы относятся к группе флогопита? 6. Какую позицию занимает литий в структурах слюд? Приведите примеры литиевых с л ю д . 7. Что такое монтмориллониты?

Глава КАРКАСНЫЕ

17

АЛЮМОСИЛИКАТЫ

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ

Многие из силикатов (вернее алюмосиликатов) этого подкласса о т н о с я т с я к числу породообразующих и наиболее распространенных в природе минералов. В первую очередь это полевые ш п а т ы — главные составные части гранитов, габбро, гнейсов и других горных пород. К этому ж е подклассу минералов о т н о с я т с я н е ф е л и н (основной минерал некоторых щелочных горных пород), лейцит (обычная м и н е р а л ь н а я ф а з а в б а з а л ь т о и д а х ) . Среди них есть и ценное нерудное сырье (микроклин, ц е о л и т ы ) , и м и н е р а л ы - р у д ы некоторых м е т а л л о в — нефелин (руда на алюминий), п о л л у ц и т (руда на цезий). КРИСТАЛЛОХИМИЧЕСКИЕ

ОСОБЕННОСТИ

В состав к а р к а с н ы х а л ю м о с и л и к а т о в большей частью входят к а т и о н ы к а л и я , на­ т р и я , к а л ь ц и я . " Р ы х л о с т ь " каркасной с т р у к т у р ы допускает частое в х о ж д е н и е в них д о п о л н и т е л ь н ы х анионов ( C l " , C O , S O и т.д.) и конституционной воды в виде молекул H O . С т р у к т у р ы к а р к а с н ы х а л ю м о с и л и к а т о в с л о ж н ы е и многообразные: имеется много р а з н ы х в а р и а н т о в сочленения т е т р а э д р о в в трехмерном пространстве. В полевом шпате т е т р а э д р ы группируются по восемь и ч е т ы р е (рис. 1 9 2 ) — э т и группы, соединя­ ясь, образуют к а р к а с с т р е м я типами "полостей" д и а м е т р о м 0,15-0,28 нм, в некоторых из них р а с п о л а г а ю т с я катионы. В нефелине все полости одинаковые и совсем дру­ гой конфигурации, они т о ж е з а н я т ы катионами. Есть к а р к а с н ы е а л ю м о с и л и к а т ы — с к а п о л и т ы (рис. 193), к а н к р и н и т и д р . — с большими " п о л о с т я м и " , а в цеолитах эти "полости" особо велики (до 0,9 нм в сечении), они нередко о т к р ы т ы е и сообщаются " к а к в губке". В т а к и х " п о л о с т я х " л е г к о р а з м е щ а ю т с я ц е л ы е группы и к о м п л е к с ы ионов и молекул, иногда свободно обменивающиеся с о к р у ж а ю щ е й к р и с т а л л средой. Состав к а р к а с а р а з н ы й , с соотношением Al : Si, р а в н ы м то 1 : 1 (как в н е ф е л и н е и д р . ) , то 1 : 3 (как в к а н к р и н и т е и д р . ) . Е с т ь м и н е р а л ы , например полевые ш п а т ы р я д а альбит — анортит, м и н е р а л ы р я д а с к а п о л и т а с м е н я ю щ и м с я соотношением к о л и ч е с т в алюминия и кремния. Главнейшие к а р к а с н ы е а л ю м о с и л и к а т ы приведены в табл. 40. -

2 -

3

2

МОРФОЛОГИЯ КРИСТАЛЛОВ И ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА

М о р ф о л о г и я к р и с т а л л о в и их с и м м е т р и я р а з л и ч н ы у р а з н ы х м и н е р а л о в , ч т о опре­ д е л я е т с я большим разнообразием к р и с т а л л и ч е с к и х с т р у к т у р к а р к а с н ы х алюмосили­ к а т о в . Изометрично р а з в и т ы е к р и с т а л л ы имеют лейцит, содалит, л а з у р и т , а н а л ь ц и м , 243

Рис. 193. Структура скаполита (Papike, Cameron, 1976).

244

Т а б л и ц а 40. Г л а в н ы е м и н е р а л ы — каркасные а л ю м о с и л и к а т ы Минерал

Сингония

Твер­ дость

Микроклин K(AlSi O ) Ортоклаз (KAlSi O ) Санидин (K Na)(AlSi O )

Трикл. Мон. »

6 6 6

Альбит Na(AlSi O ) Анортит Ca(Al2Si20 )

Трикл. »

6-6,5 6-6,5

Данбурит (CaB2Si20 )

Ромб. Псевдокуб. (тетр.) Куб. Геке. » Тетр. » Геке.

7-7,5 5-6

Куб. » Мон.

5,5-6 5,5

Группа Полевых шпатов: подгруппа калиевых полевых шпатов подгруппа кальциевонатриевых полевых шпатов Данбурита Лейцита

3

3

8

8

1

3

3

8

8

8

Лейцит K ( A l S i O ) 2

8

Поллуцит Cs(AlSi O ) Нефелин Na K(AlSiO J Кальсилит K(AlSiO ) Мариалит N a ( A l S i O e ) C l Мейонит C a ( A l S i O s ) ( S O C O ) Канкринит N a C a ( A l S i 0 ) ( C O , S O ) • 1,5H O Содалит N a (AlSiO ) Cl Лазурит N a C a ( A l S i O ) ( S 0 S ) Стильбит CaO Na(Al Si Oi ) •7H O Гейландит C a ( A l S i O ) •6H O Анальцим Na(AlSi O ) • H O Шабазит C a ( A l S i O ) • 3H O Натролит N a ( A l S i O i o ) - п Н 0 Клиноптилолит N a ( A l S i O i ) •6H O Филлипсит C a N a ( A l S i I O ) • 12H O 2

Нефелина

8

8

3

4

4

4

Скаполита

4

3

4

Канкринита

3

Содалита

2

4

3

2

3

3

3

4

15

2

2

7

8

2

6

2

2

2

8

6

4l

2

3,5-4

»

4

2

015

4

3

2

18

8

2

3

4

7

3

4

4

3

Цеолитов

41

6,5 5-6 6 5-6 5-6 5-5,5

2

6

2

3

2

Куб. Триг. Ромб. Мон.

5-5,5 4-5 5-5,5 3,5

»

4-4,5

2

0

32

2

шабазит (все они х а р а к т е р и з у ю т с я кубической или псевдокубической симметрией), ча­ сто более или менее изометричны к р и с т а л л ы полевых шпатов, хотя они о т н о с я т с я к моноклинной и т р и к л и н н о й сингонии, и н е ф е л и н ( г е к с а г о н а л ь н а я ) . Е с т ь к а р к а с н ы е а л ю м о с и л и к а т ы со с т о л б ч а т ы м и , шестоватыми к р и с т а л л а м и (скаполиты, натролит) и с т а б л и т ч а т ы м и (пластинчатыми) к р и с т а л л а м и (гейландит, с т и л ь б и т ) . Н а симме­ т р и и к р и с т а л л о в с к а з ы в а ю т с я не т о л ь к о общий х а р а к т е р с т р у к т у р ы м и н е р а л а , но и особенности распределения в ней алюминия. Физические свойства минералов имеют более общий х а р а к т е р . К а р к а с н ы е струк­ т у р ы с с и л ь н ы м и (ковалентно-ионными) с в я з я м и , с одной стороны, и " р ы х л о с т ь " к а р ­ к а с а — с другой, приводят к тому, что почти все м и н е р а л ы имеют твердость п о р я д к а 4,5-6, а плотность их невелика (около 2,1-2,6 г / с м ) , что о п р е д е л я е т с я т а к ж е неболь­ шими а т о м н ы м и массами н а т р и я , к а л ь ц и я — главных катионов в к а р к а с н ы х алюмоси­ ликатах. Х а р а к т е р связей и состав обусловливают с т е к л я н н ы й блеск и п р о з р а ч н о с т ь или по­ л у п р о з р а ч н о с т ь м и н е р а л о в . В м и н е р а л ы не входят э л е м е н т ы - х р о м о ф о р ы , поэтому их собственный цвет белый. О д н а к о именно у к а р к а с н ы х а л ю м о с и л и к а т о в наиболее часто 3

245

по сравнению с с и л и к а т а м и других классов проявлены собственные цветные окраски, связанные не с х р о м о ф о р а м и , а с " к р а с я щ и м и " центрами — д е ф е к т а м и в с т р у к т у р е минералов. Т а к о в ы , например, природа чернильно-синей, густо-синей окраски сода­ л и т а и л а з у р и т а . Б л а г о д а р я " я ч е и с т о й " , "пористой" с т р у к т у р е этих минералов в них входят несоразмерные с кислородом дополнительные анионы с явно иными химиче­ скими с в я з я м и . В содалите это C l — т и п и ч н ы й ионообразователь с радиусом 0,181 нм (по В. М. Гольдшмидту), в л а з у р и т е это типичный д л я персульфидов анион ( S ) с радиусом 0,206 нм, а т а к ж е другие анионы серы. И з - з а неоднородности строения каркасов, н а л и ч и я в них "полостей" разной конфи­ гурации, ослабляющих химические связи, в к а р к а с н ы х а л ю м о с и л и к а т а х бывает хо­ рошо п р о я в л е н а спайность. Она проходит в м и н е р а л а х всегда по д в у м - т р е м и более н а п р а в л е н и я м . Б л е с к на плоскостях спайности с т е к л я н н ы й . К а к видно, подобие свойств к а р к а с н ы х алюмосиликатов хорошо о б ъ я с н я е т с я об­ щими чертами их кристаллического строения и тождественностью катионов (Na, К, C a ) , что нередко д е л а е т непростой их диагностику. Студент д о л ж е н д л я определения к а р к а с н ы х а л ю м о с и л и к а т о в научиться в совершенстве о п р е д е л я т ь х а р а к т е р спайности и м о р ф о л о г и ю минералов, т а к к а к это главное, что отличает д р у г от д р у г а к а р к а с н ы е алюмосиликаты. -

2 -

2

КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О МИНЕРАЛАХ

К а л и е в ы е п о л е в ы е ш п а т ы . К этой подгруппе полевых шпатов относят микро­ клин, о р т о к л а з , санидин — п о л и м о р ф ы состава K(AlSIaOs). В них почти всегда про­ явлено изоморфное замещение к а л и я натрием, поэтому более п о л н а я их ф о р м у л а

K(AISi O ) ортоклаз 3

альбит

8

анортит

Рис. 194- Составы полевых шпатов при температурах выше 300 C. 0

(К, Na)(AlSIaOe), а сами полевые шпаты часто н а з ы в а ю т калиево-натриевыми (или, по-старому, калиево-натрбвыми — от "едкого натра"; следует избегать употребления т е р м и н а " к а л и ш п а т " , появившегося в отечественной л и т е р а т у р е в 30-х годах). И з з а большой р а з н и ц ы в р а з м е р а х ионов K (0,133 нм, по В. М. Гольдшмидту) и N a (0,098 нм) и з о м о р ф и з м осуществляется т о л ь к о при высоких т е м п е р а т у р а х (рис. 194) +

246

+

и, в частности, при быстрой к р и с т а л л и з а ц и и м и н е р а л а . При последующем быстром о х л а ж д е н и и м и н е р а л а натрий остается в полевом шпате в позициях к а л и я . Поэтому наиболее насыщены натрием обычно санидины, наименее — м и к р о к л и н ы (рис. 195). При медленном понижении т е м п е р а т у р ы первоначально гомогенная к р и с т а л л и ч е с к а я ф а з а р а с п а д а е т с я н а две: г л а в н а я ф а з а существенно к а л и е в а я — это санидин, орто­ к л а з , микроклин, в зависимости от скорости о х л а ж д е н и я ; в т о р а я ф а з а существенно или чисто н а т р и е в а я — это альбит N a ( A l S i O s ) . Внешне такой д в у х ф а з о в ы й агрегат представляет собой к р и с т а л л или зерно калиевого полевого шпата со строго ориенти­ рованными п л а с т и н ч а т ы м и вростками альбита, их н а з ы в а ю т пертитами. В санидине пертитов почти нет, в о р т о к л а з е их больше, а в м и к р о к л и н е много и они более круп­ н ы е — иногда толщиной д о 1-1,5 мм (см. рис. 195). 3

Санидин

63%

Рис. 195. Пределы изоморфизма при низких температурах (вверху) и структуры распада твердых растворов натрия в калиевых полевых шпатах.

р

и

с

1 9 6

Кристалл ортоклаза,

Морфологически к р и с т а л л ы всех трех минералов почти неотличимы д р у г от друга. Наиболее простые к р и с т а л л ы чаще всего х а р а к т е р н ы д л я о р т о к л а з а . Они имеют близ­ кое к изометрическому развитие и образованы доминирующими г р а н я м и второго и третьего пинакоидов (6, с на рис. 196), ромбической п р и з м ы ( т на рис. 196) и дру­ гими, обычно м е л к и м и гранями; первый пинакоид вовсе отсутствует. Угол а м е ж д у гранями второго и третьего пинакоидов составляет 90°, поэтому в к р и с т а л л е есть вер­ т и к а л ь н а я плоскость симметрии; весь набор элементов симметрии L F C Т о ч н о такие ж е к р и с т а л л ы у санидина. У м и к р о к л и н а угол м е ж д у вторым и т р е т ь и м пинакоидами чуть о т л и ч а е т с я от 90° (от 90°41' д о 90°). И з - з а этого " н и ч т о ж н о г о перекоса" грани третьего пинакоида исчезает в е р т и к а л ь н а я плоскость симметрии, и м и н е р а л оказы­ вается т р и к л и н н ы м с единственным элементом симметрии С. Угол " с к о с а " , от 0° до 4 1 ' , о т р а ж а е т "степень триклинности" минерала. Визуально эти р а з л и ч и я незаметны, их в ы я в л я ю т при помощи специального оптического прибора (гониометра) или рент­ геновскими методами исследования. Общая особенность к а л и е в ы х полевых шпатов — образование простых двойников срастания и прорастания, э т и м они о т л и ч а ю т с я от плагиоклазов, у к о т о р ы х двойники полисинтетические. Разновидностей двойников у к а л и е в ы х полевых шпатов много (рис. 197, а-в). Наиболее просты и легко узнаваемы карлсбадские двойники орто­ к л а з а : в них один к р и с т а л л (левый на рисунке) развернут относительно другого на 2

247

карлсбадский

манебахский

бавенский

алъбитовый

Рис. 197. Двойники полевых шпатов.

180° вокруг вертикальной оси, сросток часто оказывается четырехглавым (по две го­ ловы сверху и снизу). Цвет минералов белый, серый, розовый (от вростков гематита), серо-зеленый (от вростков эгирина или других цветных минералов), изумрудно-зеленый. Красивые разновидности минералов изумрудно-зеленого цвета называют амазонитами (судя по степени триклинности, чаще это микроклин). Причина амазонитовой окраски не вы­ яснена. По предположениям, она обусловлена появлением центров окраски за счет искажений в структуре минерала при изоморфизме по схеме K + S i «— P b + A l или K <- P b . • Блеск стеклянный на спайности и хороших гранях, в изломе жирный, матовый. Имеются ортоклазы, лишенные пертитовых вростков и полупрозрачные, с красивым мерцающим блеском и перламутровым переливом. Их называют лунным камнем (на­ звание это нестрогое, используется в приложении к разным минералам и с разным смыслом). Спайность проходит в двух направлениях под углом от 90° до 90°41' по третьему пинакоиду (совершенная) и второму (несколько менее совершенная). Излом неровный. Твердость эталонная для шкалы Мооса—- 6. Калиевые полевые шпаты образуются магматическим путем (см. табл. 16, рис. 78), в гидротермальных условиях, при процессах метаморфизма и других явлениях. Это главные породообразующие минералы гранитов и их пегматитов (рис. 198), сиенитов, нефелиновых сиенитов и др., они образуют вкрапленники в кислых эффузивных гор­ ных породах. В гидротермальных условиях появляются чаще всего в высоко- и сред­ нетемпературных месторождениях в составе рудных жил или в ореолах метасоматического изменения окружающих их горных пород. В метаморфических горных поро­ дах (гнейсах, гранитогнейсах, гнейсогранитах) эти минералы образуются на стадиях максимального глубинного преобразования первично-осадочных и других исходных горных пород. Калиевые полевые шпаты часто образуются в виде мельчайших зе­ рен и кристаллов на стадии диагенеза при формировании песчаников, алевролитов, глинистых сланцев, известняков. Характерными вторичными изменениями являются грейзенизация и мусковитизация (серицитизация) при высокотемпературных преобра­ зованиях минералов, каолинизация при выветривании (см. табл. 41). Первый процесс описывается схемой +

+

4 +

2 +

+

3 K ( A l S i O ) + H O = K A l ( A l S i O ) ( O H ) + 6 S i O + " K O " (раствор). 3

8

2

2

3

10

2

2

2

При выветривании идет примерно такая реакция: 2 K ( A l S i O ) + 3 H O = A l ( S i O ) ( O H ) + 4"SiO " (раствор) + 2 К 0 Н . 3

8

2

2

2

5

4

248

2

3 +

Рис. 198. Кристалл ортоклаза из пустоты в гранитном пегма­ тите. На нем наросли агрегат пластинчатых кристаллов аль­ бита и слюда.

Калиевые полевые шпаты являются сырьем для керамической промышленности. Д л я этих целей наиболее ценны гранитные пегматиты, но качественных месторожде­ ний такого типа мало, поэтому приходится разрабатывать также некоторые граниты с высоким содержанием микроклина и ортоклаза. Узнают их по цвету, блеску, спайности, эталонной твердости. Д р у г от друга внешне почти неотличимы. Санидин чаще бывает в эффузивных породах, микроклин, обычно розовый или изумрудно-голубоватый, содержит явно заметные пертиты, ортоклаз из некоторых месторождений имеет кремово-желтый, коричневато-желтый цвет и содер­ жит очень мелкие пертитовые вростки. Эти минералы часто называют просто калие­ вым полевым шпатом, оставляя точное определение, если это необходимо, до выпол­ нения специальных (рентгеноструктурных, кристаллооптических, гониометрических и др.) исследований. В настоящее время особо широко используются методы рентге­ новской диагностики калиевых полевых шпатов по их структуре; как оказалось, при этом удается вскрыть и некоторые особенности генезиса полевых шпатов. Ранее мы отмечали, что структуры санидина, ортоклаза, микроклина почти тожде­ ственны друг другу, однако они различаются особенностями расселения алюминия в тетраэдрах. Каркас в их структуре (см. рис. 192) образован чередующимися и поразному ориентированными в пространстве четверками тетраэдров общей формулы (Т4О8); соединяясь вершинами, они образуют каркасный остов структуры. В каждой такой четверке один из тетраэдров (и только один) обязательно занят алюминием, отсюда анионный радикал имеет формулу ( A l S i O s ) - . Но где ж е размещается этот один атом алюминия, в каком из тетраэдров? Оказывается, что в каждой четверке имеются тетраэдры двух сортов, они обозначены на рис. 192 и 199 как T i и T . Эти тетраэдры несколько различаются по своему положению относительно ионов калия — одни тетраэдры несколько ближе к калию, другие чуть дальше. В санидине алюминий может занять любой из тетраэдров, в каждой четверке свой. В целом по структуре этот элемент распределен хаотически. В микроклине в каждой из четверок алюминий занимает тетраэдр типа T i , но из двух тетраэдров этого типа 3

2

249

СаниЗим Ортоклаз Микроялин а) позиции алюминия Al

1

2

Al

2

1

1

2

1

2

Al

2

/

2

Al

2

Al

Z

2

Al

г

1

2

I

2

1

2

J

2

7

1

Al

Al

2

Al

г

Al

2

J

Z

Al

2

2

/

2

Al

Z

?

вероятность (%) нахождения AI В разных позициях Tf-IOO T -SO 2

Рис. 199. Характер распреде­ ления атомов алюминия в струк­ туре калиево-натриевых полевых шпатов.

T -O 2

T 100 1

T -O 2

6) плоскость симметрии (по позициямAl) есть есть нет

всегда избирает т о л ь к о одну его разновидность, определенным образом ориентирован­ ную в с т р у к т у р е минералов. И м е ю т с я р а з н ы е , п р о м е ж у т о ч н ы е м е ж д у этими идеаль­ ными схемами санидина и м и к р о к л и н а , в а р и а н т ы расселения а л ю м и н и я в т е т р а э д р а х . В идеальном о р т о к л а з е , например, этот элемент з а н и м а е т в р а з н ы х ч е т в е р к а х то одну, то д р у г у ю позицию T i . Н а рис. 199 п о к а з а н схематически х а р а к т е р распределения а л ю м и н и я в санидине, м и к р о к л и н е , о р т о к л а з е , на схеме из с т р у к т у р ы выделено одно кольцо. Хорошо за­ метно, что в санидине распределение а л ю м и н и я случайное, полностью неупорядочен­ ное, в идеальном м и к р о к л и н е — полностью упорядоченное (такой и д е а л ь н ы й микро­ к л и н иногда н а з ы в а ю т м а к с и м а л ь н ы м м и к р о к л и н о м ) . О р т о к л а з я в л я е т с я частично у п о р я д о ч е н н ы м полевым шпатом. П р и сравнении схем на рис. 199 видно, что в орто­ к л а з е м о ж н о мысленно провести через весь р я д четверок плоскость — влево и вправо от нее будет статистически одинаковое число атомов а л ю м и н и я . В м и к р о к л и н е та­ кую плоскость провести невозможно. Внешне в морфологии к р и с т а л л о в это п р о я в л я ­ ется в том, что у о р т о к л а з а они моноклинные с набором элементов симметрии L^PC', у м и к р о к л и н а — т р и к л и н н ы е , т о л ь к о с центром симметрии С. В санидине н а л и ч и е плоскости обусловлено статистически равновероятностным н а х о ж д е н и е м а л ю м и н и я в любой позиции, его к р и с т а л л ы т о ж е моноклинные (L2PC). И т а к , в санидине рас250

пределение а л ю м и н и я случайное, полностью неупорядоченное, в идеальном микро­ к л и н е — полностью упорядоченное. О р т о к л а з я в л я е т с я частично у п о р я д о ч е н н ы м по­ л е в ы м шпатом. В х а р а к т е р е распределения а л ю м и н и я по с т р у к т у р н ы м позициям подмечена геоло­ гическая закономерность. В молодых (мезо- и кайнозойских) э ф ф у з и в а х к а л и е в ы й полевой шпат в к р а п л е н н и к о в наиболее часто представлен санидином с хаотическим, неупорядоченным распределением а л ю м и н и я по всем в о з м о ж н ы м позициям. В древ­ них (протерозойских и архейских) гранитах, пегматитах, гнейсах он чаще я в л я е т с я микроклином, в нем порядок распределения м а к с и м а л ь н ы й (весь алюминий з а н и м а е т т о л ь к о т е т р а э д р ы одной разновидности), р е ж е здесь бывает о р т о к л а з . В ы я в л е н о , что в более высокотемпературных и быстро к р и с т а л л и з о в а в ш и х с я к а л и е в ы х полевых шпа­ тах степень упорядочения в распределении алюминия обычно больше, чем в низко­ температурных. З д е с ь в с т р е ч а ю т с я п р о м е ж у т о ч н ы е по упорядоченности м и к р о к л и н ы и о р т о к л а з . Т а к ж е установлено, что и з о м о р ф н ы е примеси некоторых сильно щелоч­ ных м е т а л л о в (рубидия, цезия) препятствуют упорядочиванию с т р у к т у р ы полевого шпата. И наоборот, в з я в з а эталон хорошо установленные геологические ф а к т ы и за­ кономерности распределения а л ю м и н и я , м о ж н о по р е з у л ь т а т а м определения степени структурной упорядоченности полевого шпата д е л а т ь з а к л ю ч е н и е об у с л о в и я х и хи­ мической обстановке его образования. Очевидно, так ж е многообразны закономерности расселения а л ю м и н и я по тетраэдрическим позициям и в с т р у к т у р а х других к а р к а с н ы х а л ю м о с и л и к а т о в , но они из­ учены еще очень м а л о . К а л ы щ е в о - н а т р и е в ы е п о л е в ы е ш п а т ы . И м е ю т с я д в а крайних м и н е р а л ь н ы х вида (альбит Na(AlSIaOs) и анортит C a ( A l S i O s ) ) и п р о м е ж у т о ч н ы е по составу веще­ ства. Все вместе они н а з ы в а ю т с я п л а г и о к л а з а м и . Со времен Г. Ч е р м а к а их существо­ вание о б ъ я с н я ю т гетеровалентным и з о м о р ф и з м о м по схеме Na+ + S i <- C a + A l . Состав п л а г и о к л а з о в принято обозначать номером, который означает процентное со­ д е р ж а н и е а н о р т и т а в смеси. Всего, т а к и м образом, имеется 100 номеров п л а г и о к л а з о в , их условно р а з д е л я ю т на к и с л ы е (от 0 до 30-го номера), средние (30-70) и основные (70-100) п л а г и о к л а з ы по с о д е р ж а н и я ю в них S i O , которое у м е н ь ш а е т с я от нулевого номера к сотому. 2

2

4 +

2 +

3 +

2

Высокие Олигонлаз •10

-30-

вристврит\

П

температуры Лабрадор

Андезин

Фаза б

Фаза А

Низкие

битов пит •

•70-

SO-

L

Фазав\ ФазаП

температуры

Рис. 200. Ряды плагиоклазов при разных температурах.

Д л я п р о м е ж у т о ч н ы х разновидностей р я д а п л а г и о к л а з о в используются самостоя­ т е л ь н ы е н а з в а н и я (рис. 200, верхний р я д ) . Однако такой непрерывный р я д гомогенных твердых растворов в природе в о з м о ж е н т о л ь к о при высоких т е м п е р а т у р а х . П р и пони­ жении т е м п е р а т у р ы в п л а г и о к л а з а х происходят с т р у к т у р н ы е превращения с образова­ нием нескольких с т р у к т у р н ы х разновидностей (рис. 200, н и ж н и й р я д ) , причем плагио­ к л а з ы Л*«№ 5-25 р а с п а д а ю т с я на две полевошпатовые ф а з ы . Они образуют тончайшие п л а с т и н ч а т ы е срастания д р у г с другом (см. рис.228). Т а к и е с т р у к т у р ы н а з ы в а ю т с я перистеритами. Т а к ж е из двух ф а з состоят с т р у к т у р ы р а с п а д а л а б р а д о р о в . Сингония н и з к о т е м п е р а т у р н ы х альбита, анортита и всех с т р у к т у р н ы х разновидно­ стей п л а г и о к л а з а т р и к л и н н а я . М о р ф о л о г и я к р и с т а л л о в в принципе т а к а я ж е , к а к у 251

к а л и е в ы х полевых шпатов. Очень типично д л я п л а г и о к л а з о в образование многократно повторяющихся (полисинтетических) двойников, так что к а ж д ы й " м о н о к р и с т а л л " со­ стоит из м н о ж е с т в а п л а с т и н ч а т ы х индивидов толщиной в сотые-десятые доли мил­ л и м е т р а . Этим они о т л и ч а ю т с я от к а л и е в ы х полевых шпатов, у к о т о р ы х двойники простые. Наиболее обычны двойники по альбитовому закону (см. рис. 197, г), в них соседние к р и с т а л л и т ы с р а с т а ю т с я по плоскости второго пинакоида — она я в л я е т с я д л я них з е р к а л ь н о й плоскостью симметрии. Цвет п л а г и о к л а з о в белый, зеленый, серо-черный (от вростков других минералов), серо-сиреневый. У о л и г о к л а з а на плоскостях спайности о т м е ч а ю т с я голубые р а д у ж ­ ные переливы (иризация). Они в ы з в а н ы интерференцией света при прохождении его через перистеритовые срастания пластинок двух ф а з , из к о т о р ы х состоят эти олигок л а з ы . Т а к о е ж е внутреннее я р к о е р а д у ж н о е свечение х а р а к т е р н о д л я л а б р а д о р о в . Спайность совершенная в двух направлениях (по второму и третьему пинакоидам) под углом около 86°. Т в е р д о с т ь 6-6,5. Б л е с к с т е к л я н н ы й на спайности, в изломе ж и р н ы й , матовый. Н а плоскостях спай­ ности (на одной или р е ж е — на обеих) видна ш т р и х о в к а — с л е д полисинтетического двойникования к р и с т а л л о в . П л а г и о к л а з ы образуются к а к продукты магматической к р и с т а л л и з а ц и и , в гидро­ т е р м а л ь н ы х условиях, при м е т а м о р ф и з м е . В магматических породах они я в л я ю т с я главными породообразующими минералами кислых, средних, основных и щелочных горных пород (см. т а б л . 16, рис. 78) — гранитов (и их пегматитов), диоритов, габбро, си­ енитов, нефелиновых сиенитов, а т а к ж е их э ф ф у з и в н ы х и д а й к о в ы х аналогов. В этих горных породах встречаются все п л а г и о к л а з ы (кислые — в к и с л ы х горных породах, средние — в средних, основные — в основных, щелочные, т . е . а л ь б и т , — в щелочных горных породах), причем наиболее крупные гигантские в ы д е л е н и я п л а г и о к л а з а (оли­ гоклаза) н а б л ю д а ю т с я в гранитных пегматитах. В т и п и ч н ы х г и д р о т е р м а л ь н ы х усло­ в и я х (в грейзенах и других месторождениях) образуется л и ш ь альбит. Он р а з ъ е д а е т своими сахаровидными массами более ранние м и н е р а л ы гранитов, сиенитов, пегмати­ тов и нередко представлен агрегатами пластинчатых к р и с т а л л о в , замещающими эти минералы, и щетками, стебельчатыми агрегатами в о т к р ы т ы х трещинах и занорышах. Характерно, что альбиту сопутствует разнообразная р е д к о м е т а л ь н а я м и н е р а л и з а ц и я , в том числе рудные м и н е р а л ы Zr, Та, T R , Be и д р . В м е т а м о р ф и ч е с к и х горных породах п л а г и о к л а з ы присутствуют в гнейсах, амфиболитах и д р . В осадочных породах п л а г и о к л а з ы с о д е р ж а т с я в аркозовых песчаниках к а к обло­ мочный м а т е р и а л . Н а стадиях диагенетического преобразования первичного матери­ а л а осадков образуется альбит, он нарастает в виде тончайших прозрачных бесцвет­ ных каемок на обломочные зерна полевых шпатов, а т а к ж е метасоматически заме­ щает детритовый материал; известен случай замещения альбитом вещества раковин брахиопод. Альбит образуется вместе с анальцимом при подводных диагенетических преобразованиях т у ф о в . П р а к т и ч е с к о е применение из всех п л а г и о к л а з о в находит т о л ь к о Лабрадор. Он ис­ пользуется к а к облицовочный камень. Х а р а к т е р н ы м и продуктами гидротермального изменения п л а г и о к л а з о в я в л я ю т с я мусковит (серицит), скаполит, эпидот и д р . (табл. 41). При выветривании п л а г и о к л а з ы з а м е щ а ю т с я каолинитом. П л а г и о к л а з ы легко узнать по спайности и штриховке на ней, блеску, минеральной ассоциации, а о л и г о к л а з и Лабрадор — по р а д у ж н ы м переливам на плоскостях спайности. Д а н б у р и т C a ( B S i O s ) - По составу он я в л я е т с я аналогом анортита, в котором вместо а л ю м и н и я в т е т р а э д р а х размещен бор. В кристаллической с т р у к т у р е так ж е , к а к и в полевых шпатах, имеются четверки тетраэдров, из которых к а к бы собрана вся 2

2

252

Т а б л и ц а 41. П р о д у к т ы г и д р о т е р м а л ь н о г о и з м е н е н и я полевых шпатов Исходные минералы

Изменение

Конечные минералы

Типы процессов

Плагиоклазы,

Грейзенизация

Кварц, мусковит, топаз Флюорит Альбит Серицит Цеолиты Каолинит

Гидротермальный

К-полевые шпаты

Альбитизация Серицитизация Цеолитизация Каолинизация Бокситизация

Плагиоклазы

Скаполитизация Соссюритизация

Эпидотизация Гранатизация Пренитизация

Гидроксиды алюминия Скаполит Цоизит, кальцит, хлорит Эпидот Гранат Пренит

Гидротермальный, выветривания Выветривания Гидротермальный

с т р у к т у р а . Образует удлиненно-призматические к р и с т а л л ы ромбической сингоний с грубой штриховкой вдоль их удлинения. Бесцветный, иногда в и н н о - ж е л т ы й , прозрач­ ный. Т в е р д о с т ь 7 - 7 , 5 . Б л е с к с т е к л я н н ы й . Встречается редко в н е к о т о р ы х с к а р н а х и в составе ангидритовых осадочных толщ. Я в л я е т с я компонентом п р о м ы ш л е н н ы х руд бора. Л е й ц и т K ( A l S i O e ) - Образует к р и с т а л л ы (нередко и д е а л ь н о р а з в и т ы е ) в виде тетрагон-триоктаэдров. Они состоят из тончайших сдвойникованных пластинок т е т р а ­ гональной сингоний, возникших при распаде первичного к р и с т а л л а . Э т и к р и с т а л л ы встречаются в виде п о р ф и р о в ы х вкрапленников в некоторых э ф ф у з и в а х и д а й к о в ы х горных породах семейства б а з а л ь т о в и д р . Они полупрозрачные, бесцветные, со сте­ к л я н н ы м блеском. При остывании базальтового р а с п л а в а в особых условиях м о ж е т происходить реак­ ция взаимодействия лейцита с магмой, при этом его к р и с т а л л ы з а м е щ а ю т с я смесью двух ф а з — н е ф е л и н а и калиевого полевого шпата, такие псевдоморфозы н а з ы в а ю т псевдолейцитом. Под воздействием остаточных щелочных растворов на з а с т ы в ш у ю горную породу к р и с т а л л ы лейцита нередко з а м е щ а ю т с я агрегатом м и к р о к л и н а , му­ сковита, цеолитов и д р . Эти псевдоморфозы н а з ы в а ю т эпилейцитом. Наконец, при выветривании лейцит легко з а м е щ а е т с я анальцимом, з а т е м к а о л и н и т о м , о б л а г о р а ж и ­ в а я почвы у д а л я ю щ и м с я из него к а л и е м . Н а т а к и х почвах в ю ж н ы х с т р а н а х особо хорошо растет виноград. 2

Узнается по ф о р м е к р и с т а л л о в и приуроченности к э ф ф у з и в а м . З а п р е щ е н н а я ассо­ циация лейцит -f к в а р ц , т а к к а к при их реакции образуется м и к р о к л и н . Поллуцит Cs(AlSi Oe)- Это очень редкий специфический м и н е р а л сподуменовых гранитных пегматитов, к о т о р ы е легко у з н а ю т с я по присутствию в них розового т у р м а ­ л и н а (рубеллита) и розовых л и т и е в ы х с л ю д (лепидолита и д р . ) . С а м п о л л у ц и т м а л о приметен, очень похож н а к в а р ц , но несколько о т л и ч а е т с я от него окраской, белесосерой, к а к у разбавленного водой молока. Н у ж е н навык, чтобы н а у ч и т ь с я о п р е д е л я т ь этот минерал визуально. Я в л я е т с я рудой на цезий. 2

253

Н е ф е л и н N a ( A l S i O ) , точнее N a 3 K ( A l S i 0 ) . Специфический главный породообра­ зующий минерал щелочных горных пород (см. рис. 78, табл. 16). О п р е д е л я е т с я по трем п р и з н а к а м . Во-первых, на поверхностях в ы в е т р и в а н и я на месте н е ф е л и н а (он легко разрушается) образуются углубления, каверны по ф о р м е его зерен, сам нефе­ лин чуть п о к р ы т пленкой порошковатых масс вторичных минералов. Во-вторых, в с в е ж и х сколах он имеет особенный мясо-красный, гнилостно-красный, зеленый цвет и ж и р н ы й блеск (его так и н а з ы в а ю т — мясной, ж и р н ы й камень), и в нем нет спайности. В-третьих, вместе с нефелином часто (но не обязательно) в с т р е ч а ю т с я я р к и е , хорошо приметные м и н е р а л ы — сахаровидный апатит, розовый, малиново-красный эвдиалит, коричневые титанит и а с т р о ф и л л и т . З е р н а и выделения н е ф е л и н а бесформенные, но в некоторых щелочных э ф ф у з и в а х и в сиенитах м о ж н о о б н а р у ж и т ь его хорошие кри­ с т а л л ы четырех- и шестиугольного сечения. Н е ф е л и н — главный минерал нефелиновых сиенитов, ийолитов и их пегматитов, ис­ пользуется к а к руда на алюминий. Его легко поначалу спутать с к в а р ц е м . Последний т в е р ж е , не выветривается, не бывает вместе с эвдиалитом, а с т р о ф и л л и т о м . Н е ф е л и н и к в а р ц — м и н е р а л ы антагонисты, где есть один, другого б ы т ь не может. Это о б ъ я с н я ю т такой условной схемой реакции: нефелин + к в а р ц = альбит, или 4

4

4

Na(AlSiO ) + 2SiO = Na(AlSi O )4

2

3

8

Иногда нефелин путают с зеленым полевым шпатом, они о т л и ч а ю т с я по спайности. С к а п о л и т . С е р и я минералов сложного состава. У п р о щ а я , их м о ж н о т р а к т о в а т ь к а к минералы непрерывного изоморфного р я д а N a ( A l S i O e ) C l — C a ( A l S i O s ) ( C O ) . По составу они к а к бы аналоги п л а г и о к л а з о в с д о п о л н и т е л ь н ы м и анионами C l и ( S O ) , но к р и с т а л л и ч е с к а я с т р у к т у р а у них иная (см. рис. 192, 193). К р и с т а л л ы тетрагонально-призматические, шестоватые, столбчатые (отсюда происходит и назва­ ние " с к а п о л и т " — с т о л б ч а т ы й камень). Цвет белый, зеленоватый, с а л а т н ы й , розовый. Б л е с к с т е к л я н н ы й . П л о х а я спайность вдоль удлинения. Образуется в с к а р н а х , мета­ морфических горных породах, обогащенных к а л ь ц и е м . К а н к р и н и т N a C a ( A l S i 0 ) ( C 0 ) • 1 , 5 H O . Минерал щелочных (нефелиновых) горных пород и щелочных пегматитов, часто д а е т полные и ч а с т и ч н ы е псевдоморфозы по нефелину, но м о ж е т к р и с т а л л и з о в а т ь с я и независимо от него. Образует длиннопризматические выделения с явной спайностью по гексагональной призме. Цвет молочно-белый, розовато-белый, желто-коричневый. Б л е с к н а спайности с т е к л я н н ы й , в агрегатах ж и р н ы й . Н а поверхности легко выветривается, п о к р ы в а я с ь порошковат ы м и пленками вторичных минералов. От н е ф е л и н а о т л и ч а е т с я по своей отчетливой спайности, от полевого шпата — по углу спайности. С о д а л и т N a ( A l S i O ) S C l . Образует серо-синие, чернильно-синие п я т н а и ж и л к и в нефелиновых сиенитах. Я в л я е т с я в них вторичным минералом. Л а з у р и т N a C a ( A l S i 0 ) ( S 0 , S ) . Встречается в виде густо-синих, лазурно-синих пятен, гнезд, ж и л о к , вкраплений в м р а м о р а х . Образуется в м е т а м о р ф и ч е с к и х породах к а к реакционный м и н е р а л по контакту м р а м о р о в со сланцами, гнейсами и ж и л а м и гранитных пегматитов. Используется к а к декоративный к а м е н ь и д л я изготовления синей к р а с к и . Ц е о л и т ы . Это б о л ь ш а я группа к а р к а с н ы х а л ю м о с и л и к а т о в (около 40). К а р к а с н ы й остов их с т р у к т у р особо " р ы х л ы й " , д о 50% его объема з а н я т о большими полостями и " к а н а л а м и " . Они заселены крупными катионами (Ca, Na, К ) , способными к ионному обмену с о к р у ж а ю щ и м и растворами, и м о л е к у л а м и воды (рис. 201). Вода к р и с т а л л и ­ зационная, но в цеолитах, в отличие от к р и с т а л л о г и д р а т о в с плотной к р и с т а л л и ч е ­ ской структурой, она м о ж е т у д а л я т ь с я из полостей без нарушения каркасного остова с т р у к т у р ы цеолитов. Это происходит при медленном нагревании м и н е р а л о в или при 4

3

3

4

2

2

3

3

-

2 -

4

3

4

4

3

3

2

4

3

4

3

4

2

254

Рис. 201. Перспективная проекция структуры натролита (взгляд вдоль оси с) (Posse е. а., 1992). Атомы натрия и молекулы НгО располагаются колоннами вдоль каналов в структуре минерала.

их выветривании в ж а р к о м сухом к л и м а т е . П р и смене условий вода м о ж е т вновь поглотиться минералом. З а свои особые свойства эта разновидность к р и с т а л л и з а ­ ционной воды п о л у ч и л а название цеолитной. Обезвоженные ц е о л и т ы подобно губке обладают высокой сорбционной способностью. Они используются д л я очистки пи­ тьевой воды и п о н и ж е н и я ж е с т к о с т и технических вод, д л я р а з д е л е н и я органических молекул в химическом производстве к а к м о л е к у л я р н ы е сита, поглощающие м о л е к у л ы одного р а з м е р а и не пропускающие м о л е к у л ы другого р а з м е р а , большего, чем пустоты в м и н е р а л е (рис. 202). Обезвоженные цеолиты п р и м е н я ю т с я т а к ж е д л я отгонки а з о т а от кисло­ рода, д л я очистки природного г а з а перед его транспортировкой по газо­ проводам. Они я в л я ю т с я прекрас­ ными к а т а л и з а т о р а м и в р я д е химиче­ ских производств, используются к а к добавки к корму ж и в о т н ы х д л я луч­ шего усвоения и переваривания пищи. Ц е о л и т ы — низкотемпературные Рис. 202. Принцип действия цеолита как молеку­ м и н е р а л ы . Они образуются либо ги­ лярного сита. д р о т е р м а л ь н ы м путем (например, з а 255

счет переработки н е ф е л и н а в щелочных горных породах или о т л о ж е н и я из растворов в пустотах, м и н д а л и н а х б а з а л ь т о в ы х и других л а в ) , либо в ходе диагенеза в осадоч­ ных, туфогенно-осадочных горных породах и т у ф а х (как продукт р а з л о ж е н и я полевых шпатов, вулканического с т е к л а и к а к цемент), либо в почвах. Ц е о л и т ы легко у з н а ю т с я в щелоч­ ных горных породах, б а з а л ь т а х в пу­ стотах и трещинах, где они обычно образуют к р у п н ы е в ы д е л е н и я — оди­ ночные к р и с т а л л ы , их щетки, радиально-лучистые, п л а с т и н ч а т ы е агре­ гаты. Все они в чистом виде бе­ лые, со с т е к л я н н ы м блеском, легкие (плотность 2,1-2,2 г / с м ) , не очень твердые (3,5-5). И з них стильбит (десмин) (рис. 203) х а р а к т е р и з у е т с я п л а с т и н ч а т ы м и к р и с т а л л а м и с совер­ шенной спайностью по таблитчатости, их п л о т н ы м и щ е т к о в и д н ы м и аг­ регатами, п е р л а м у т р о в ы м блеском на плоскостях спайности. У н а т р о л и т а к р и с т а л л ы призматические (квадрат­ ного сечения) шестоватые, с совер3

~Рис~203. Сноповидные (расщепленные) кри-

ШвННОЙ СПайНОСТЬЮ ВДОЛЬ у д л и н е н и я

(по Двум ромбическим п р и з м а м , Т . е . в четырех н а п р а в л е н и я х под углом около 45°), обычны сноповидные, р а д и а л ь н о - л у ч и с т ы е сростки к р и с т а л л о в (рис. 204). Анальцим х а р а к т е р и з у е т с я идеально р а з в и т ы м и к р и с т а л л а м и в ф о р м е тетрагон-триоктаэдров. Ш а б а з и т легко запоминается по ф о р м е к р и с т а л л о в — это к а к бы ч у т ь сда­ вленные по одной из осей " к у б и к и " (ромбоэдры). сталлы стильбита.

Рис. 204- Радиально-лучистый агрегат натролита.

256

В осадочных горных породах, туфах, почвах цеолиты неузнаваемы, здесь из-за своей тонкозернистости они неотличимы от других составных частей этих горных пород и имеют окраску, общую с горной породой. Но для промышленных целей важны именно эти цеолиты, среди них особенно ценны скопления клиноптилолита. Разрабатывается и используется вся горная масса, обогащенная цеолитом. Также широко распростра­ нены в осадочных породах ломонтит и филлипсит, последний характерен д л я океани­ ческих осадков. Контрольные

вопросы

1. Чем определяется заряд каркаса в структуре алюмосиликатов? 2. На какие подгруппы можно разделить встречающиеся в природе полевые шпаты? 3. Каковы особенности изоморфизма и каковы структуры распада калиевых полевых шпатов; плагиоклазов? 4. Что такое простые и полисинтетические двойники полевых шпатов? 5. Какие процессы гидротермального изменения характерны для полевых шпатов? 6. Что такое цеолиты, каковы их свойства? Что такое цеолитная вода?

Г л а в а 18 СОЛИ КИСЛОРОДНЫХ

ОБЩИЕ

КИСЛОТ

СВЕДЕНИЯ

Д л я большей простоты изложения материала в этой главе мы объединили мине­ ралы, которые могут быть названы солями природных кислородных кислот. Ортосиликаты и метасиликаты, которые лишь условно можно считать солями гипотетических природных кремниевых кислот, описаны нами выше, так что здесь будут охарактери­ зованы карбонаты, бораты, фосфаты, арсенаты, сульфаты, вольфраматы, хроматы и ряд других солей, например СаСОз (кальцит и арагонит), MgHBOs (ашарит), СеРО.4 (монацит), Соз(Ав04)2 • 8 H O (эритрин), B a S 0 4 (барит), C a W 0 4 (шеелит), РЬСг04 (крокоит). Д л я всех этих соединений характерно наличие в их структуре комплекс­ ных анионов с ковалентной связью внутри аниона по донорно-акцепторному меха­ низму. Классическими примерами таких анионов являются группы ( С О 3 ) , ( Р О 4 ) , ( B O ) . Они участвуют в структурах минералов как самостоятельные компактные группировки атомов. 2

2 -

3 -

3 -

3

Среди типичных солей кислородных кислот, каковыми являются фосфаты и арсе­ наты, карбонаты, сульфаты, различают: а) кислые соли (с ионами водорода), напри­ мер С а Н Р 0 4 — м о н е т и т . Возможно иное написание формулы — Са(РОзОН); б) сред­ ние (нормальные) соли — кальцит СаСОз, ангидрит CaS04j в) основные соли (с ионами гидроксила)—малахит С и ( С 0 з ) ( 0 Н ) , апатит С а 5 ( Р 0 4 ) з ( О Н ) . В некоторых солях вместо гидроксильной группы может присутствовать анион F , C l , О . Например, известны апатиты составов C a 5 ( P 0 4 ) F и С а 5 ( Р 0 4 ) С 1 . Соли с анионами О Н , F , Cl , О в минералогии называются солями с дополнительными анионами. Кроме того, те ж е соли могут быть безводными и водными, т.е. без или с моле­ кулами конституционной (кристаллизационной) воды. Примеры водных солей: гипс C a S 0 4 • 2 H O , эритрин C o ( A s 0 4 ) • 8 H O . Такие соединения наиболее часто обра­ зуются, когда в минерал входят несоразмерные структурные частицы — маленькие атомы металла (радиус C o 0,082 нм, по В. М. Гольдшмидту) и крупные анионные группировки (условный радиус A s O составляет 0,295 нм). Молекулы кристал­ лизационной воды гидратируют кобальт, образуется крупный комплексный катион Co • 4 H O , соразмерный с анионом. Поэтому формулу минерала можно написать 2

2

-

-

2 -

-

3

-

-

3

2 -

3

2

2

2

2 +

3 -

2 +

2

так: ( C o

3

•8H O)(AsO )S. 4

2

Наконец, как и в общей химии, минералы могут быть простыми, двойными и сложными солями. Магнезит MgCOs и кальцит СаСОз — простые соли, а доломит C a M g ( C O s ) — д в о й н а я , в ней кальций и магний занимают в структуре вещества свои самостоятельные и неравнозначные позиции. Двойной (и основной в то ж е время) солью является, например, алунит K A 1 ( S 0 ) ( 0 H ) 6 - Сложной солью является полигалит K M g C a ( S 0 ) • 2 H O . 2

3

2

2

4

4

4

2

258

2

ФОСФАТЫ, А Р С Е Н А Т Ы ,

ВАНАДАТЫ

В к р и с т а л л и ч е с к и х с т р у к т у р а х минералов этого к л а с с а присутствуют т е т р а э д р ы — с л о ж н ы е анионы ( P O ) , ( A s O ) , ( V O ) . К р о м е того, у в а н а д а т о в известны ани­ оны ( V O 5 ) , (V0q) ~, (V Og) и более с л о ж н ы е . Во многих м и н е р а л а х присут­ ствуют дополнительно O H , F , C l " , а т а к ж е м о л е к у л ы кристаллизационной воды. И з катионов наиболее ч а с т ы Ca, Al, Fe, Cu, Со, Ni; в урановые с л ю д к и входит катион шестивалентного у р а н а ( U O ) . Ф о с ф а т ы и их аналоги п р и н а д л е ж а т к довольно редким м и н е р а л а м , г л а в н ы е из них приведены в табл. 42. 3 -

3 -

4

3 -

4

4

6 -

7

5 -

2

-

-

2 +

2

Т а б л и ц а 42. Г л а в н ы е м и н е р а л ы - ф о с ф а т ы и и х а н а л о г и Группа

Минерал

Монацита

Монацит Ce(PO ) Ксенотим Y ( P O ) Апатит C a ( P O ) (ОН, F Cl) Пироморфит P b ( P O ) Cl Ванадинит P b ( V O J C l Вивианит F e ( P O ) • 8H O Эритрин C o ( A s O ) • 8H O Аннабергит N i ( A s O J • 8H O Скородит Fe(AsO ) • 2H O Торбернит Cu(UO ) ( P O ) • 8 H O Отенит Ca(UO ) ( P O ) •8H O Туямунит Ca(UO ) ( V O ) • 8 H O Карнотит K (UO J ( V 0 ) •3H O Бирюза Cu(Al Fe) (PO J (OH) •4H O 4

4

Апатита

5

4

3

5

5

4

5

Вивианита

4

3

4

3

С ЛЮДОК

4

2

2

2

4

2

2

4

2

2

4

2

2

2

1

2

4

2

4

6

2

2

4

Твердость

Мон. Тетр. Геке. » » Мон. » » Ромб. Тетр.

5-5,5 4-5 5 3,5-4 3 1,5-2 1,5-2,5 2,5-3 3,5 2,5

» Ромб.

2-2,5 1

»

2-3,5

2

2

Бирюзы

3

2

3

Скородита Урановых

3

Сингония

2

4

2

2

2

2

4

2

8

2

Трикл.

5-6

2

М о н а ц и т C e ( P O ) . Помимо церия в м и н е р а л входят и другие редкоземельные э л е м е н т ы . Устанавливаются и з о м о р ф н ы е примеси т о р и я ( и з о м о р ф и з м по схемам Ce + Ce «- C a + T h и C e + P + <- T h + S i ) в количестве д о 32% T h O , у р а н а (до 7% U O ) и д р . Встречается в т о л с т о т а б л и т ч а т ы х и изометричных коричневых одиночных редких к р и с т а л л а х в гранитных пегматитах. Здесь они похожи на гранат, но о т л и ч а ю т с я наличием спайности и меньшей твердостью (5,5). Монацит в виде одиночных зерен и к р и с т а л л о в отмечен в грейзенах и гнейсах. Наибольшие концентрации образует в россыпях (речных и морских), где наблюдается в песке в виде м е л ь ч а й ш и х коричневых зерен. Отсюда он д о б ы в а е т с я к а к руда на торий и церий. А п а т и т C a ( P 0 ) ( O H , F , C l ) . О т м е ч а ю т с я примеси Sr (до 12% S r O ) , Ce (до 12% C e O ) и д р . Сингония гексагональная. Ч а с т о образует хорошо ограненные бесцвет­ ные, зеленые, голубые к р и с т а л л ы призматического облика с г р а н я м и пинакоида по концам к р и с т а л л о в (рис.205). Встречается в виде зеленоватых, бесцветных, голу­ бых, черных, п р о з р а ч н ы х и п о л у п р о з р а ч н ы х зерен. Б л е с к от стеклянного д о ж и р н о г о . Т в е р д о с т ь э т а л о н н а я — 5. 4

3 +

3 +

2 +

4 +

3 +

5

4 +

4 +

2

2

5

2

4

3

3

259

Широко распространенный минерал, об­ наруживается почти во всех типах горных пород и месторождений, но в виде одиноч­ ных кристаллов и зерен, обычно очень мел­ ких (1-2 мм). Наиболее крупные и совер­ шенные кристаллы наблюдаются в гранит­ ных пегматитах, в мраморах, но практиче­ ского значения они не имеют — их слишРис. 205. Кристаллы апатита в кальКОМ мало. 13 промышленных КОНЦентрацитовой массе. циях апатит встречается в щелочных (с не­ фелином), осадочных и метаморфических горных породах. В первых он образует ча­ стую вкрапленность зерен и их почти сплошные жилки, линзы, гнезда, мощные и протяженные залежи, где содержание апатита достигает 80%. В осадочных горных породах апатит слагает конкреции тонкоигольчатого строения, желваки, почки. Та­ кие горные породы называются фосфоритами, их генезис химический, биогенный или биохимический. Другой тип фосфоритов — осадочные породы с многочисленными об­ ломками ракушек, костей и другими органическими остатками, сложенными апатитом. Небезынтересно, что подобный апатиту фосфат кальция входит в качестве главной со­ ставной части в твердые ткани животных и человека. "Апатит" в них имеет состав, близкий к Саб((Р04)2(СОзОН))(ОН)2. В виде мельчайших кристаллов, обволакива­ емых белковым веществом, он слагает волокна твердых тканей костей. В ходе диагенетического и последующего преобразований перекристаллизовывается в зернистый агрегат, а органическая составляющая твердых тканей обычно исчезает, но бывают случаи, когда она надолго остается в составе фосфорита. Наконец, имеются карстовые фосфориты — это натечные, фарфоровидные массы, образующиеся химическим путем в поверхностных условиях (см. рис. 88). Во всех фосфоритах апатит представлен своей разновидностью с гидроксилом, с крайне незначительными другими примесями. Тре­ тий тип промышленных месторождений апатита — это пропласты доломитовых мра­ моров с апатитом среди гнейсов и кристаллических сланцев. Апатит используется для получения ортофосфорной кислоты для производства су­ перфосфата, фосфора и других химических веществ. П и р о м о р ф и т РЬб(Р04)зС1. Минерал зоны окисления галенитовых руд. Обра­ зует кристаллические корочки, мелкозернистые массы. Кристаллы апатитоподобные. Цвет зеленый разных оттенков, иногда желтый, фиолетово-бурый. Блеск алмазный. Г р у п п а в и в и а н и т а . Объединяет три гипергенных минерала — вивианит, эритрин и аннабергит. Вивианит обычно образуется в торфяниках, озерных органоминеральных отложениях (сапропелях), в болотных и озерных бурых железняках и формируется в ранние этапы диагенеза первичных осадков в восстановительной обстановке. Он также встречается в пустотах захороненных ракушек. Обычно это землистые порошковатые массы голубовато-синего цвета, реже — таблитчатые кристаллы с хорошей спайностью и перламутровым блеском, а также радиально-лучистые сростки таких кристаллов. В свежеизвлеченном состоянии он бесцветный, а в атмосферных условиях быстро, на глазах, изменяет окраску на голубую, синюю, бурую, коричневую, черную за счет постепенного окисления железа. Эритрин образуется в зоне окисления скуттерудита и других минералов кобальтмышьяковых руд в виде порошковатых налетов и масс ярко-розового цвета. Иногда от­ мечаются его лучистые кристаллы и их сноповидные сростки. Яркая окраска эритрина является хорошим поисковым признаком на месторождения кобальт-мышьяковых и урановых (тоже с кобальтом и мышьяком) руд. Аннабергит встречается в зоне окисления никелина и других минералов никельмышьяковых руд в виде ярко-зеленых налетов, пленок. Яркий зеленый цвет аннабер260

Рис. 206. Структура отенита.

гита я в л я е т с я хорошим поисковым признаком на арсениды н и к е л я . У р а н о в ы е с л ю д к и . Это м и н е р а л ы торбернит C u ( U 0 ) ( P 0 ) • 8 H O , отенит С а ( и 0 ) ( Р 0 ) • 8 H O (рис. 206), карнотит K ( U 0 ) ( V 0 ) • 3 H O и д р . Образуются в зоне окисления урановых месторождений в виде землистых, порошковатых масс или хороших п л а с т и н ч а т ы х слюдоподобных к р и с т а л л о в . Х а р а к т е р н ы я р к и е окраски (жел­ т а я , ж е л т о в а т о - з е л е н а я , з е л е н а я ) , слюдоподобная спайность и п е р л а м у т р о в ы й блеск на ней. Сильно р а д и о а к т и в н ы . 2

2

2

4

2

2

2

2

2

4

2

4

2

2

2

2

СУЛЬФАТЫ

М и н е р а л ы - с у л ь ф а т ы я в л я ю т с я природными солями серной к и с л о т ы , есть среди них кислые, основные, средние соли и к р и с т а л л о г и д р а т ы (табл. 43). Во всех этих ми­ нералах в их к р и с т а л л и ч е с к о й с т р у к т у р е имеются обособленные с л о ж н ы е анионы — тетраэдры ( S O ) (см. рис. 207). Вообще с у л ь ф а т о в в природе м а л о , больше всего с у л ь ф а т о в ж е л е з а , н а т р и я , к а л и я , а л ю м и н и я , к а л ь ц и я , бария. С а м ы м и распростра­ ненными я в л я ю т с я гипс, ангидрит, барит, алунит, тенардит, мирабилит. Почти все с у л ь ф а т ы — это экзогенные м и н е р а л ы , исключение составляют барит, алунит. Г р у п п а б а р и т а . В нее входят д в а изоструктурных м и н е р а л а — барит B a ( S O ) и целестин S r ( S O ) — и их п р о м е ж у т о ч н ы е по составу разновидности. Сингония ромби­ ч е с к а я . К р и с т а л л ы ромбо-призматического облика (см. рис. 207) или т а б л и т ч а т ы е , часто прозрачные. Цвет белый, ж е л т ы й , коричневый (от включений л и м о н и т а ) , го­ лубой. Б л е с к с т е к л я н н ы й , ж и р н ы й . Хорошо з а м е т н а (по т р е щ и н к а м и ступенчатым сколам) совершенная спайность в трех направлениях (по двум г р а н я м п р и з м ы и пинакоиду). Т в е р д о с т ь 3,5. В ы с о к а я плотность — около 4,5 г / с м . 2 -

4

4

4

3

261

Т а б л и ц а 43. Главные минералы-сульфаты Группа

Син­ гония

Минерал

Барита

Барит Ba(SO ) Целестин Sr(SO ) Ангидрит Ca(SO ) Англезит Pb(SO ) Гипс Ca(SO ) •2H O Эпсомит Mg(SO ) • 7H O Мелантерит Fe(SO ) • 7H O Халькантит Cu(SO ) • 5H O Тенардит N a ( S O ) Мирабилит N a ( S O ) • 10H O Астраханит N a M g ( S 0 ) • 4 H O Полигалит K C a M g ( S O J • 2H O Алунит K A l ( S O J ( O H ) Ярозит KFe (SO ) (OH) Брошантит C u ( S O ) ( O H ) 4

Ромб.

3-3,5 3-3,5 3-3,5

» Мон. Ромб. Мон. Трикл. Ромб. Мон. » Трикл. Триг. » Мон.

2,5-3 1,5

4

Ангидрита

4

4

Гипса Купоросов

4

2

4

2

4

2

4

Тенардита Мирабилита Астраханита Полигалита Алунита

2

2

4

2

4

2

2

4

2

2

3

4

4

3

2

2

4

4

6

2

4

2

6

4

6

2

Твердость

2-2,5

2 2,5 2 - 3

1,5-2 2,5-3 2,5 - 3 3,5-4 2,5-3,5 3,5-4

К р о м е одиночных к р и с т а л л о в эти м и н е р а л ы встречаются в их щетках, д р у з а х и в зернистых массах. Б а р и т образуется в г и д р о т е р м а л ь н ы х средне- и низкотемпера­ т у р н ы х м е с т о р о ж д е н и я х , целестин встречается в виде секреций в осадочных горных породах. Минералы группы б а р и т а у з н а ю т с я по вы­ сокой плотности, спайности. Д р у г от друга от­ л и ч а ю т с я по условиям их н а х о ж д е н и я в при­ роде. Б а р и т используется д л я изготовления кра­ сок, в химической, резиновой, б у м а ж н о й про­ мышленности, д л я у т я ж е л е н и я бурового рас­ твора с целью увеличения его д а в л е н и я на нефтегазоносные п л а с т ы и затруднения вы­ бросов н е ф т и и газа при бурении с к в а ж и н . Це­ лестин применяется при производстве сахара, Рис. 207. Форма кристаллов барита. пиротехнике, ХИМИЧеСКОЙ промышленности и фармацевтике. А н г и д р и т C a ( S O ) . Т и п и ч н ы й м и н е р а л хемогенных осадков (эвапоритов). С л а г а е т в толще осадочных горных пород зернистые сплошные мраморовидные (но не вскипа­ ющие от соляной кислоты) прослои разной мощности (иногда до 1000 м), ассоциирует в них с гипсом (см. рис. 92). О б н а р у ж е н во многих г и д р о т е р м а л ь н ы х среднетемпера­ т у р н ы х м е с т о р о ж д е н и я х с у л ь ф и д н ы х руд в виде крупных зерен и к р и с т а л л о в белого, серого, сиреневого цвета с хорошей спайностью по трем взаимно п е р п е н д и к у л я р н ы м пинакоидам. Т а к ж е обнаружен в некоторых м е т а м о р ф и ч е с к и х горных породах. Ис­ пользуется к а к сырье д л я изготовления цемента и к а к поделочный камень. А н г л е з и т P b ( S O ) . Распространенный продукт окисления галенита. Образует плотные зернистые и натечные агрегаты, д р у з ы , кристаллические корки. К р и с т а л л ы призматические т а б л и т ч а т ы е . Бесцветный, белый, серый. Г и п с C a ( S O ) • 2 H O . Сингония моноклинная. Образует уплощенные и призмати­ ческие к р и с т а л л ы с совершенной спайностью по пинакоиду. Х а р а к т е р н ы двойники, так н а з ы в а е м ы е л а с т о ч к и н ы хвосты (рис. 209). К р и с т а л л ы бесцветные, прозрачные. Б л е с к с т е к л я н н ы й и п е р л а м у т р о в ы й . В агрегатах белый, полупрозрачный, непрозрач­ ный. Твердость в к р и с т а л л а х 1,5-2, в зернистых массах до 3. В

4

4

4

2

262

Гипс образуется как низкотемпературный гидротермальный минерал, кристаллизу­ ется из подземных вод в песчаниках (см. рис. 49, 50) и глинах, но чаще всего выпадает в виде гидрохимических осадков на дне усыхающих водоемов (пластов, чередующихся со слоями ангидрита и каменной соли, см. рис. 92). По мере пересыщения раствора сначала осаждается гипс, затем ангидрит, потом галит (см. рис.91). Осадочные гипсы — это мелкозернистые массивные горные породы. В них в ходе перекристаллизации образуются жилы, гнезда, жеоды хороших кристаллов гипса и его жилки параллельно-волокнистого строения. Кристаллы легко подвергаются при­ родной пластической деформации (рис. 210). Гипс может вырастать и на поверхно­ сти усыхающих, растрескивающихся глин в виде хорошо оформленных кристаллов (их можно собирать как грибы), при своем росте они отталкиваются, приподнимают глину, а сами вырастают чистыми.

Рис. 210. Деформированный кристалл гипса из пустот в осадочной гипсовой толще.

Используется для производства цемента, в медицине, как скульптурный камень (алебастр). Легко узнается по форме кристаллов и их двойников, спайности, мягкости. М и р а б и л и т N a ( S O ) • 10H O. Типичный минерал в составе осадков, выпадаю­ щих зимой из усыхающих морских лагун и озер и вновь частично растворяющихся летом. Образует землистые, порошковатые массы, налеты слабого горько-соленого 2

4

2

263

3

вкуса, бесцветные, ж е л т о в а т ы е , зеленоватые. Л е г к и й — плотность около 1,5 г / с м . А л у н и т K A l ( S O i I ) ( О Н ) б . Встречается к а к продукт гидротермальной переработки к и с л ы х э ф ф у з и в о в . Его образование о б ъ я с н я ю т воздействием на э ф ф у з и в ы гидротер­ м а л ь н ы х с е р н о к и с л ы х растворов. П о л е в ы е шпаты, например, переходят в алунит по реакции 3

2

2

3K(AlSi O ) + 2 S O " + 6 H 3

8

+

+

= K A 1 ( S 0 ) ( 0 H ) + 9SiO + 2 K . 3

4

2

6

2

Алунит в с т р е ч а е т с я в виде сплошных п л о т н ы х халцедоновидных масс пестрой окраски ( ж е л т ы е , б е ж е в ы е п я т н а а л у н и т а в буро-красной массе других м и н е р а л о в ) , р ы х л ы х масс, з а м е щ а ю щ и х э ф ф у з и в ы . Т в е р д о с т ь этих агрегатов р а з н а я — от 7 д о 3. Разраба­ т ы в а е т с я к а к а л ю м и н и е в а я руда и д л я попутного получения поташа. Я р о з и т K F e ( S 0 ) ( O H ) 6 - Минерал зоны окисления с у л ь ф и д о в ж е л е з а . Встреча­ ется в сплошных, порошковатых, зернистых массах охристо-желтого цвета. Н а ощупь более ж и р н ы й , чем лимонит, в этом их отличие. 3

4

2

ВОЛЬФРАМАТЫ

К этому классу относится около 20 минералов (собственно в о л ь ф р а м а т о в и их аналогов — молибдатов). Среди в о л ь ф р а м а т о в есть типичные соли с т е т р а э д р а м и (WO ) в их с т р у к т у р е (рис. 211). Главные из них шеелит C a ( W O ) , в у л ь ф е н и т P b ( M o O ) , пов е л л и т C a ( M o O ) . Д р у г и е имеют цепочечную структуру. Ш е е л и т C a ( W O ) . Отмечается изоморфная примесь Mo. Сингония т е т р а г о н а л ь н а я , к р и с т а л л ы д и п и р а м и д а л ь н о г о облика, о к р у г л ы е зерна, не­ п р а в и л ь н ы е в ы д е л е н и я в кварце, к а л ь ц и т е , диопсиде. Цвет белый, к р е м о в о - ж е л т ы й , зеленова­ т ы й . Б л е с к ж и р н ы й . Т в е р д о с т ь 4 , 5 . Спайность есть, но обычно з а м е т н а плохо. Б о л ь ш а я плот­ н о с т ь — около б г / с м . Минерал образуется в высокотемпературных кварцевых жилах и скарнах. Разрабатывается к а к руда на в о л ь ф р а м . У з н а е т с я с т р у д о м . М о ж ­ но спутать с кварцем по ж и р н о м у блеску и цвету, но шеелит м я г ч е и имеет спайность. От к а л ь ц и т а о т л и ч а е т с я по ж и р н о м у блеску, худшей спайно­ сти и отсутствию реакции с соляной кислотой. Помогает диагностировать шеелит его свойство 1. Структура шеелита. светиться в ультрафиолетовых лучах. 2 -

4

4

4

4

4

3

ХРОМАТЫ

К классу хроматов относится около 10 минералов. Это соли хромовой к и с л о т ы с тетраэдром ( C r O ) в их структуре. К р о к о и т P b ( C r O ) . Это главный минерал этого класса. Он образуется в зоне оки­ сления свинцовых руд, и з в л е к а я хром из вмещающих руду горных пород, и в с т р е ч а е т с я в виде сверкающих а л м а з н ы м блеском я р к и х о р а н ж е в о - к р а с н ы х п р и з м а т и ч е с к и х кри­ с т а л л о в с продольной штриховкой, а т а к ж е в виде примазок по т р е щ и н к а м в рудах и о к р у ж а ю щ и х горных породах. 2 -

4

4

264

БОРАТЫ

К классу боратов относится более 100 минералов разнообразной структуры, но по­ чти всегда сходного состава. Это главным образом кальциевые и магниевые соли (кислые, средние; водные и безводные) борных кислот Н3ВО3, H B O , H B O ? . 2

2

4

Рис. 212. Некоторые типы анионных группировок в боратах. 3 -

В боратах известны треугольные анионные группы типа ( B O ) и тетраэдры типа ( B O ) . В них, во-первых, кислород может замещаться гидроксилом O H , во-вторых, они могут образовывать сложные группировки (рис. 212). Структуры боратов подобно структурам силикатов могут быть островными, цепочечными, ленточными, кольце­ выми, слоистыми в зависимости от степени полимеризации анионных групп. В природе наиболее распространены бораты кальция, магния, натрия — иньоит C a ( B B O ( O H ) ) • 4 H O , ашарит M g ( B O O H ) ( O H ) , колеманит C a ( B O ( O H ) ) • H O , пандермит C a ( B B O r ( O H ) ) • H O , гидроборацит C a M g ( B B 0 ( O H ) ) •3H O, улексит N a C a ( B 0 e ( 0 H ) e ) • 5H O- Они образуются как гидрохимические осадки в составе гипсоносных и ангидритовых толщ (см. рис. 91). При выветривании этих толщ сульфаты выносятся, а бораты остаются. Такие месторождения имеют промышленное значение как источник сырья для получения бора и его соединений. Известны, кроме того, эн­ догенные минералы бора, образующиеся в скарнах, — людвигит ( M g F e ) F e ( B O ) O и др., в вулканических возгонах — сассолин. H B O . Все перечисленные минералы бора, кроме людвигита, белого цвета или бесцветны. Колеманит образует шестоватые полупрозрачные кристаллы со спайностью вдоль удлинения и со стеклянным блеском, гидроборацит обычен в виде радиально-лучистых агрегатов, улексит образует игольчатые массы. Пандермит и ашарит встречаются в 3

5 -

-

4

2

3

5

2

5

2

2

4

5

2

4

3

2

2

4

3

4

3

2

2

2

2

1

3

265

3

2

3

2

виде б е л ы х т о н к о з е р н и с т ы х п л о т н ы х (пандермит) или п о р о ш к о в а т ы х (ашарит) агре­ гатов. И н ь о и т часто образует полупрозрачные ромбоэдрические к р и с т а л л ы , в изломе похожие на лимонную кислоту. Все эти м и н е р а л ы обычно в с т р е ч а ю т с я совместно. Л ю д в и г и т имеет ч е р н ы й цвет, образует р а д и а л ь н о - л у ч и с т ы е агрегаты, часто ч у т ь при­ порошенные б е л ы м порошком вторичного ашарита. КАРБОНАТЫ

К м и н е р а л а м к л а с с а карбонатов о т н о с я т с я соли угольной к и с л о т ы , чаще всего это соли к а л ь ц и я , м а г н и я , н а т р и я , меди (табл. 44). Всего в этом к л а с с е известно около 100 м и н е р а л о в . Н е к о т о р ы е из них очень широко распространены в природе, н а п р и м е р к а л ь ц и т и доломит. Т а б л и ц а 44. Г л а в н ы е м и н е р а л ы - к а р б о н а т ы Группа

Минерал

Кальцита

Доломита Арагонита

Сингония

Кальцит СаСОз Родохрозит МпСОз Магнезит MgCOe Сидерит РеСОз Смитсонит ZnCOs Д о л о м и т CaMg(CO ) Арагонит СаСОз Витерит ВаСОз Стронцианит SrCO Церуссит РЬСОз Малахит C u ( C O ) ( O H ) Азурит C u ( C O a ) ( O H ) Бастнезит Ce(CO )F Паризит C e C e ( C O ) F Натрит N a C O Нахколит NaHCO Натрон N a C O • 10H O Шортит N a C a ( С 0 ) Ниеререит N a C a ( C O ) 3

Твердость

3 3,5-4,5 4-4,5 3,5-4,5 5 3,5-4 3,5-4 3 - 3,5 3,5-4 3-3,5 3,5-4 3,5-4 4 - 4,5 4,5

Триг.

» » Ромб.

2

3

Малахита

2

3

3

Редкоземельных карбонатов Соды

2

2

3

2

2

3

2

3

3

2

Шортита Ниеререита

3

2

2

Мон. » Триг. » Мон. »

—

2,5 1 - 1,5 3 3

2

2

3

2

3

3

2

Ромб. »

кислород

а

^^^^

Рис. 213. Схема строения радикала ( C O ) в кальците (Kornelius, Harlut, 1993). 2 -

3

В с т р у к т у р а х всех карбонатов четко в ы д е л я е т с я обособленный т р е у г о л ь н ы й ради­ к а л ( С О з ) (рис. 213), известны т а к ж е м и н е р а л ы с добавочными анионами О Н " , F , C l , О . Особыми соединениями я в л я ю т с я м и н е р а л ы смешанного состава (карбонат о с у л ь ф а т ы , к а р б о н а т о ф о с ф а т ы ) , например тихит N a S M g ( S O ) ( C O s ) . Многие из широко распространенных карбонатов, в особенности ж е кальцит, маг­ незит, сидерит, доломит, имеют сходные ч е р т ы м о р ф о л о г и и к р и с т а л л о в , б л и з к и е ф и ­ зические свойства, в с т р е ч а ю т с я в одинаковых агрегатах и ч а с т о имеют переменный химический состав (см. рис. 99). Поэтому бывает трудно, а порой н е в о з м о ж н о р а з ­ л и ч и т ь их по внешним п р и з н а к а м , твердости, спайности. И з д а в н а используется про­ стой прием диагностики карбонатов по х а р а к т е р у их реакции с соляной кислотой. 2 -

-

-

2 -

2

266

4

4

Д л я этого наносят к а п л ю разбавленной (1 : 10) к и с л о т ы н а зерно карбоната. К а л ь ­ цит реагирует активно, и к а п л я р а с т в о р а вскипает от в ы д е л я ю щ и х с я п у з ы р ь к о в C O , доломит реагирует слабо, т о л ь к о в порошке, а магнезит — при нагревании. Б о л е е на­ д е ж н ы е р е з у л ь т а т ы д а ю т следующие лабораторные исследования: точное определение их показателей п р е л о м л е н и я ; проведение микрохимических реакций н а отполирован­ ных п л а с т и н к а х пород с р е а к т и в а м и , к р а с я щ и м и р а з н ы е м и н е р а л ы в р а з л и ч н ы е цвета; термический а н а л и з (определение т е м п е р а т у р ы р а з л о ж е н и я м и н е р а л а , у к а ж д о г о к а р ­ боната она своя); рентгеновские исследования. К а л ь ц и т С а С О з . И з о м о р ф н ы е примеси Mg, Fe, Mn. Поэтому более п о л н а я ф о р ­ м у л а ( C a M g M n ) C O , пределы изоморфной смесимости видны н а рис. 99. Синго­ ния м и н е р а л а т р и г о н а л ь н а я . Главные особенности к р и с т а л л и ч е с к о й с т р у к т у р ы м о ж н о изобразить на модели в виде ромбоэдра — к а к бы с ж а т о г о по оси L к у б а (рис. 214). 2

1

1

3

3

Рис. 2Ц. Схема структуры кальцита.

В вершинах и центрах граней р а з м е щ а е т с я к а л ь ц и й , посередине ребер и в центре ром­ б о э д р а — плоские р а д и к а л ы ( C O ) . Все анионные группировки о р и е н т и р о в а н ы па­ р а л л е л ь н о д р у г другу, обусловливая р е з к у ю анизотропию строения к р и с т а л л и ч е с к о й решетки м и н е р а л а и его оптических свойств. Проходя через т а к у ю с т р у к т у р у пер­ пендикулярно к оси L , свет м а к с и м а л ь н о п о л я р и з у е т с я и р а с п а д а е т с я на д в а л у ч а с разной скоростью их распространения в к р и с т а л л е и, значит, с р а з н ы м п о к а з а т е л е м преломления. По сравнению с другими м и н е р а л а м и это свойство в ы р а ж е н о в к а л ь ц и т е наиболее сильно, так что д а ж е его тонкие пластинки отчетливо р а з д в а и в а ю т изобра­ ж е н и е (см. рис. 62). Но есть одно направление в к р и с т а л л е к а л ь ц и т а — его о п т и ч е с к а я ось, вдоль которой не происходит двойного л у ч е п р е л о м л е н и я . Это ось X . 2 -

3

3

3

267

К а л ь ц и т в с т р е ч а е т с я в дру­ з а х и одиночных к р и с т а л л а х разной ф о р м ы — ромбоэдри­ ческих, п р и з м а т и ч е с к и х , пла­ с т и н ч а т ы х и более с л о ж н ы х (рис. 215, 216, см. т а к ж е рис.96, 97). Он обычен и в сплошных массивных з е р н и с т ы х массах, в виде з е р н и с т ы х п р о ж и л к о в , гнезд и о т д е л ь н ы х бесформен­ ных вкраплений. Кристаллы и зерна прозрачные, полупро­ з р а ч н ы е . Цвет белый, и з р е д к а розоватый (от изоморфных примесей марганца), голубова­ т ы й (от и з о м о р ф н ы х примесей стронция), а при з а г р я з н е н и и другими м и н е р а л а м и — с е р ы й , р ж а в ы й , черный и т . п . Совер­ шенная спайность в трех на­ правлениях (по ромбоэдру, рис. 217). Б л е с к с т е к л я н н ы й , матовый, иногда (на плоскос­ т я х спайности) п е р л а м у т р о в ы й . Т в е р д о с т ь э т а л о н н а я — 3. 215. Кристаллы кальцита.

Рис. 216. кальцита.

Агрегат скаленоэдрических

кристаллов

Рис. 217. Характер спайно­ сти в кальците.

Главные массы к а л ь ц и т а образуются в и з в е с т н я к а х хемогенным (рис. 218, см. т а к ж е рис. 91) или биогенным (рис.219) путем. Иногда хемогенный кальцит, выпавший в те-

268

Рис. 218. Карта распределения кальцита в донных осадках. 1, 2, 3— распределение CaCO в донных осадках (1 — 25%, 2 — 2 5 — 75%, 3—75%); 4 — срединно-океанические хребты. 3

плых морях, является магнезиаль­ ным. Нередко таким ж е высокомаг­ незиальным является вещество СаСОз в твердой ткани некоторых организмов; при диагенетическом преобразовании и эпигенезе оно пре­ вращается в магнезиальный кальцит. Как видно, кальцит в известняках может быть разным по составу. При региональном метаморфизме извест­ няк превращается в мрамор. Кроме того, кальцит образуется в скарнах, в средне- и низкотемпературных ги­ дротермальных месторождениях. Известняки и мраморы использу­ ются как строительный материал, для известкования почв, получения извести, как статуарный камень. Прозрачные кристаллы кальцита (исландский шпат) являются ценней­ шим оптическим сырьем. Р о д о х р о з и т МпСОз. Обычно встречается в зернистых массах и сферолитовых агрегатах, изредка — в ромбоэдрических кристаллах. Диа-

\

M

Рис. 219. Окаменелые остатки третичных водо­ рослей, целиком сложенные кальцитом.

269

гностируется по светло-розовому цвету, но нередко имеет белый, серый, зеленоватосерый цвет и тогда трудно о т л и ч и м от к а л ь ц и т а и д о л о м и т а . О б р а з у е т с я к а к м и н е р а л осадочных м е с т о р о ж д е н и й м а р г а н ц а и некоторых г и д р о т е р м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и й . М а г н е з и т M g C 0 3 . К р а й н и й член изоморфного р я д а магнезит — сидерит. Встреча­ ется в п е р е к р и с т а л л и з о в а н н ы х , переработанных г и д р о т е р м а л ь н ы м и р а с т в о р а м и доло­ митах в виде сплошных масс зернистого с л о ж е н и я с пятнистой бело-серой окраской. Т а к ж е о б р а з у е т с я в гнездах и п р о ж и л к а х в серпентинитах в виде б е л ы х п л о т н ы х ф а р ф о р о в и д н ы х масс. Т в е р д о с т ь 4. И с п о л ь з у е т с я к а к руда на магний и к а к огнеупорный м а т е р и а л . У з н а е т с я с т р у д о м . Н у ж е н н а в ы к д л я его верной диагностики. С и д е р и т РеСОз. К р а й н и й член изоморфного р я д а сидерит — магнезит. Встре­ ч а е т с я в виде коричнево-бурых ромбоэдрических (чечевицеобразных) к р и с т а л л о в с с и л ь н ы м с т е к л я н н ы м (металловидным) блеском и в виде з е р н и с т ы х масс в гидротер­ м а л ь н ы х среднетемпературных м е с т о р о ж д е н и я х . Основная м а с с а сидерита образуется хемогенным путем в осадочных породах, а на с т а д и я х позднего эпигенеза сидерит пер е к р и с т а л л и з о в ы в а е т с я с образованием конкреций. Я в л я е т с я рудой на ж е л е з о . Л е г к о у з н а е т с я по р ж а в о м у цвету (но неокисленные з е р н а и к р и с т а л л ы белые), плотности. С м и т с о н и т Z n C O . Вторичный минерал, продукт о к и с л е н и я с ф а л е р и т о в ы х руд (см. рис. 130). В с т р е ч а е т с я в натечных, почковидных з е м л и с т ы х массах, р е ж е в кри­ с т а л л а х белого, зеленоватого, бурого цвета. Д о л о м и т C a ( M g , F e ) ( C 0 ) 2 - Д в о й н а я соль к а л ь ц и я и м а г н и я с и з о м о р ф н о й приме­ сью ж е л е з а в позициях м а г н и я , в п л о т ь д о образования м и н е р а л а состава C a F e ( C O ^ . В с т р е ч а е т с я в виде ромбоэдрических, иногда и с к р и в л е н н ы х к р и с т а л л о в и сплошных зернистых масс. Цвет белый, коричневато-серый, р ж а в ы й . Т в е р д о с т ь 4. Спайность и блеск, к а к у к а л ь ц и т а . О б р а з у е т с я в средне- и н и з к о т е м п е р а т у р н ы х г и д р о т е р м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и я х , в осадочных т о л щ а х . В осадочных породах он я в л я е т с я п е р в и ч н ы м м и н е р а л о м л и ш ь в редких с л у ч а я х его к р и с т а л л и з а ц и и и з высокосоленых (более 15%) вод в л а г у н н ы х водоемах. Ч а щ е о б р а з у е т с я з а счет поздней эпигенетический п е р е к р и с т а л л и з а ц и и маг­ незиального к а л ь ц и т а с р а с п а д о м его н а две ф а з ы — д о л о м и т и кальцит, например, по такой схеме: 1 0 ( C a M g ) ( C O ) = 2CaMg(COg) + 6CaCO 3

3

3

0 1 8

0 2

3

2

3

Д о л о м и т о в ы е породы и с п о л ь з у ю т с я к а к ф л ю с , огнеупорный м а т е р и а л , с т р о и т е л ь ­ ный к а м е н ь и в с е л ь с к о м х о з я й с т в е д л я известкования к и с л ы х почв доломитовой му­ кой. У з н а е т с я с т р у д о м . Д а ж е при большом н а в ы к е часто его н е в о з м о ж н о в и з у а л ь н о от­ л и ч и т ь от к а л ь ц и т а , магнезита, сидерита. В э т и х с л у ч а я х в ы п о л н я ю т с я с п е ц и а л ь н ы е л а б о р а т о р н ы е исследования. Ц е р у с с и т Р Ь С О з - В т о р и ч н ы й м и н е р а л , продукт о к и с л е н и я свинцовых руд (см. рис. 130). О б р а з у е т тонкозернистые, плотные, т я ж е л ы е массы серого, полосчатосерого цвета, а т а к ж е в с т р е ч а е т с я в виде о т д е л ь н ы х к р и с т а л л о в и их д в о й н и к о в ы х сростков. К р и с т а л л ы п о л у п р о з р а ч н ы е , серовато-белые, с а л м а з н ы м блеском н а гра­ н я х и ж и р н ы м в и з л о м е . И з л о м обычно неровный или р а к о в и с т ы й . Р у д а н а свинец. А р а г о н и т С а С О з . Сингония м и н е р а л а р о м б и ч е с к а я . Одиночные к р и с т а л л ы та­ б л и т ч а т ы е или призматические, но они почти всегда образуют т р о й н и к о в ы е сростки п р а в и л ь н ы х шестиугольных очертаний с входящими углами и с в и л я м и по с т ы к а м кри­ с т а л л о в (рис. 220). В с т р е ч а е т с я т а к ж е в виде оолитов (гороховый, и к р я н о й к а м е н ь ) , стеблевидных агрегатов (рис. 221) ( ж е л е з н ы е ц в е т ы ) , н а т е ч н ы х масс. Ц в е т белый, ж е л т о в а т о - б е л ы й , серый. Б л е с к с т е к л я н н ы й , ж и р н ы й .

270

Образуется в о т л о ж е н и я х м и н е р а л ь н ы х источ­ ников, в зоне окисления с у л ь ф и д н ы х руд и к о р а х выветривания, в морских хемогенных осадках и карстовых пещерах (см. рис. 88). Наиболее ча­ сто связан с биогенными процессами и входит в состав раковин многих м о л л ю с к о в , костей р я д а ж и в о т н ы х . В п е р л а м у т р е слои арагонита череду­ ются со с л о я м и к а л ь ц и т а и органического веще­ с т в а — конхиалина.

. Рыс. SSO. Тройник арагонита.

Рис. 221. Арагонитовые цветы.

Малахит Cu (CO )(OH) . Минерал зоны окисления х а л ь к о ­ пирита и д р у г и х с у л ь ф и д о в меди вблизи с м р а м о р а м и (см.рис.130). Образует натечные (рис. 222), почковидные, ради ал ьно- лучис­ тые, гроздевидные агрегаты, плен­ ки, п р и м а з к и по трещинам и в пу­ стотах. Ч а с т о в с т р е ч а е т с я в псев­ д о м о р ф о з а х по самородной меди, куприту, азуриту. Цвет ярко-зе­ леный, в почковидных массах ха­ рактерно чередование более све­ т л ы х и более т е м н ы х зеленых и голубых зон (рис. 223). Б л е с к сте­ к л я н н ы й , матовый, шелковистый. Используется к а к к р а с к а и к а к ценный (и теперь очень редкий в России) д е к о р а т и в н ы й и поделоч­ ный камень. Входит в состав мед­ ных руд. 2

3

2

Рис. 222. Натечные агрегаты малахита.

271

Рис. 225. Полосчатый агрегат малахита. А з у р и т С и з ( С О з ) г ( О Н ) 2 . В с т р е ч а е т с я вместе с м а л а х и т о м в виде з е р н и с т ы х кри­ с т а л л и ч е с к и х агрегатов и потеков темно-синего и голубого цвета. И с п о л ь з у е т с я к а к синяя краска. Я в л я е т с я компонентом медных руд. Контрольные

вопросы

1. Какие сложные анионы минералов, относящихся к солям кислородных кислот, вы можете привести? Каковы кристаллические структуры э т и х минералов? 2. Какие минералы представляют собой кислые, средние, основные, водные и безводные соли? Приведите примеры таких минералов. 3. Каков химический состав апатита, где он образуется, как используется? 4. Какие арсенаты являются поисковыми признаками на кобальтовые и никелевые руды? 5. Какой сульфат является рудой на алюминий, как она образуется? 6 . Как отличить шеелит от кварца и кальцита? 7. Чем определяется сильное двупреломление кальцита? 8. Как образуется кальцит, в чем выражается его типоморфизм?

Глава

19

ГАЛОГЕННЫЕ И ПРОЧИЕ

СОЕДИНЕНИЯ

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГАЛОГЕННЫХ СОЕДИНЕНИЙ

К типу галогенных соединений относится около 100 м и н е р а л о в . Э т о соли кислот H F , HCl, НВг, HI. Н а п р и м е р , N a F (виллиомит), NaCl (галит), AgBr (бромаргирит), AgI (иодаргирит). Состав этих веществ очень разнообразен. И м е ю т с я двойные и т р о й н ы е соли т и п а K P b C l (псевдокотуннит) или K N a F e C I e (риннеит). Б ы в а ю т м и н е р а л ы к р и с т а л л о г и д р а т ы , например, такого состава: M g C b • 6 H O (бишофит), K M g C l • 6 H O ( к а р н а л л и т ) . Особый тип соединений — это оксигалогенные и гидроксигалогенные ве­ щества. Т а к о в ы м и н е р а л ы состава C u C l ( O H ) (атакамит), P b C l ( O H ) (лауриноит) и ДРВ с т р у к т у р н о м отношении все м и н е р а л ы этого типа я в л я ю т с я существенно ионными соединениями и чаще всего к р и с т а л л и з у ю т с я в кубической сингоний. Особо в ы д е л и м с т р у к т у р ы ф т о р и д о в к р е м н и я т и п а N a S i F e ( м а л л а д р и т ) — в них кремний з а н и м а е т позицию в центре октаэдров ( S i F e ) , т.е. имеет редкое д л я него координационное число 6. Т и п галогенных соединений разбит на п я т ь классов — ф т о р и д ы , х л о р и д ы , бромиды, иодиды, оксигалогенные соединения. К ф т о р и д а м относятся м и н е р а л ы групп в и л л и о мита NaF и др., флюорита C a F и др., криолита Na AlFe и др., селлаита M g F и др. Среди хлоридов в ы д е л я ю т группы н а ш а т ы р я N H C l , г а л и т а (NaCl — г а л и т и KCl — сильвин), х л о р а р г и р и т а AgCl и д р . , б и ш о ф и т а M g C l • 6 H O , а т а к а м и т а C u C l ( O H ) , карналлита KMgCl • 6H O и др. 2

4

3

2

2

3

2

3

2

2 -

2

3

2

4

2

3

2

2

3

2

КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О МИНЕРАЛАХ

Ф л ю о р и т C a F . Иногда с о д е р ж и т и з о м о р ф н ы е примеси редких з е м е л ь (Ce, Y и д р . ) , входящие в минерал по с л о ж н ы м схемам и з о м о р ф и з м а : C a ^ <— Y + F ( ф т о р р а з м е щ а е т с я в м е ж у з е л ь н о м пространстве, в пределе возможно%вещество Y F ) и 2Ca <— T R 4 - N a (в пределе в о з м о ж н о вещество TRo SNaO SF ). Ойнгония ф л ю ­ орита кубическая. К р и с т а л л ы в виде октаэдров, кубооктаэдров, кубов, ^T п р о з р а ч н ы х до непрозрачных. Ч а с т о ф л ю о р и т образует сростки, д р у з ы , радиальнСншестоватые, зернистые агрегаты, пленки по трещинам, в к р а п л е н и я отдельных зерен. Цвет бе­ л ы й или чернильно-синий, зеленый, ф и о л е т о в ы й (от примесей редких з е м е л ь , кото­ рые образуют в м и н е р а л е центры окраски. Б л е с к на г р а н я х с т е к л я н н ы й , в изломе и агрегатах ж и р н ы й . Т в е р д о с т ь э т а л о н н а я — 4. Спайность совершенная по октаэдру, по ч е т ы р е м плоскостям (рис. 224). Н а с к о л а х больших к р и с т а л л о в часто видны трещины спайности, пересекающиеся под углами 60°. 2

+

3 +

-

3

2 +

3 +

+

1

273

1

2

Минерал обычен в виде вкраплений и неболь­ ших к р и с т а л л о в в грейзенах и высокотемператур­ ных г и д р о т е р м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и я х . Особо большие скопления, сплошные зернистые и радиально-лучистые агрегаты образуются в неко­ т о р ы х средне- и н и з к о т е м п е р а т у р н ы х гидротер­ м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и я х , из к о т о р ы х ф л ю о р и т добывается в качестве ф л ю с а и с ы р ь я д л я хими­ ческой промышленности. И з в е с т н ы м е с т о р о ж д е ­ ния прозрачных к р у п н ы х однородных к р и с т а л л о в ф л ю о р и т а в виде скоплений и д р у з в пустотах гранитных пегматитов. Т а к и е к р и с т а л л ы я в л я ­ ются ценным оптическим сырьем. В с т р е ч а е т с я в Рис. 2 2 4 Спайный выколок из небольшом количестве в и з в е с т н я к а х и м р а м о р а х . кристалла флюорита. Л е г к о узнается по ф о р м е к р и с т а л л о в , их раз­ нообразной окраске, спайности. Иногда — в шестоватых агрегатах — поначалу сту­ д е н т ы принимают его з а кальцит, но у ф л ю о р и т а более ж и р н ы й блеск, более " м о к р ы й в и д " . Тонкозернистые ф а р ф о р о в и д н ы е (халцедоновидные) массы белого ф л ю о р и т а по блеску м о ж н о случайно спутать с кварцем, но они резко о т л и ч а ю т с я от к в а р ц а по твердости. Г а л и т NaCl. Сингония кубическая. С т р у к т у р а образована близкой к плотнейшей упаковкой х л о р а (с натрием в октаэдрических пустотах см. рис. 1). К р и с т а л л ы в виде кубов и кубооктаэдров (прозрачные до полупрозрачных) в с т р е ч а ю т с я на стенках про­ моин в с о л я н ы х о т л о ж е н и я х , на стенках и деревянной крепи с о л я н ы х шахт, на стенках кратеров вулканов, в о т л о ж е н и я х самосадочной соли. Обычно ж е образует зернистые массивные и слоистые агрегаты, слагающие п р о п л а с т ы в осадочных горных породах. Цвет белый, иногда п я т н а м и , чернильно-синий (за счет п о я в л е н и я в к р и с т а л л а х га­ л и т а центров окраски при вхождении в позиции N a атомов N a ) . Б л е с к с т е к л я н н ы й , ж и р н ы й . Т в е р д о с т ь 2. Совершенная спайность по кубу. Ч а щ е всего входит в состав эвапоритов, т . е . я в л я е т с я хемогенным осадком замкну­ т ы х з а л и в о в морей и озер (см. рис. 9 1 , 92). Т а к и е осадочные горные породы называ­ ются каменной солью. В незначительных количествах галит образуется к а к продукт вулканических возгонов. Значение соли в ж и з н и человека общеизвестно. В химической промышленности из нее получают соду, с о л я н у ю кислоту, металлический натрий, едкий натр, х л о р . Она широко применяется в металлургии, электротехнике. С и л ь в и н KCl. Сингония кубическая. К р и с т а л л ы в виде куба. В с т р е ч а е т с я в со­ ставе с о л я н ы х о т л о ж е н и й в сплошных зернистых скоплениях грязно-бурого, красного цвета (за счет механических примесей). От галита о т л и ч а е т с я по горько-соленому вкусу. Образуется в тех ж е условиях, что и галит (см. р и с . 9 1 , 92). П р и усыхании озер в ы п а д а е т в осадок последним. Используется как сырье д л я получения к а л и й н ы х удобрений и р а з л и ч н ы х к а л и й н ы х препаратов д л я медицины, в п а р ф ю м е р и и , ф о т о ­ графии. К а р н а л л и т K M g C l • 6 H O . Встречается в сплошных зернистых массах. Б е л ы й , бесцветный, иногда розовый. Очень гигроскопичен. Имеет особый горько-соленый вкус. Образуется в составе с о л я н ы х осадочных пород (см. р и с . 9 1 , 92). Я в л я е т с я в а ж н о й рудой на калий и магний и сырьем д л я производства к а л и й н ы х удобрений. +

3

0

2

ПРОЧИЕ СОЕДИНЕНИЯ

К р о м е о х а р а к т е р и з о в а н н ы х выше типов химических соединений в мире минералов встречаются т а к ж е редкие вещества, образующиеся в особых, экзотических геологи274

ческих условиях. Это к а р б и д ы (их четыре — например, когенит РезС), с и л и ц и д ы (их д в а — например, ф е р с и л и ц и д FeSi), нитриды (их семь — например, осборнит T i N ) , фос­ ф и д ы (их ч е т ы р е — например, шрейберзит F e N i P ) , твердые углеводороды (их т р и — например, к а р п а т и т C H i ) и органические соединения (их около 20). Природные органические Соединения кристаллической с т р у к т у р ы образуются по трещинам в углях, т о р ф а х , песках и битуминозных сланцах, в составе гуано и в дру­ гих гипергенных образованиях. По своей химической природе это, во-первых, соли щавелевой к и с л о т ы — о к с а л а т ы к а л ь ц и я , к а л и я , ж е л е з а , н а т р и я , м а г н и я , а л ю м и н и я , во-вторых, соли уксусной к и с л о т ы — ацетаты к а л ь ц и я , натрия, а л ю м и н и я , в-третьих, азотистые органические соединения — урикит и д р . 2

2 4

2

Контрольные

вопросы

1. Какие из галогенных соединений наиболее распространены в природе, какие — наименее? 2. В каком из минералов кремний занимает редкую для него позицию с координационным числом 6? 3. Каковы формы вхождения редкоземельных элементов в состав флюорита? 4. Какова причина чернильно-синей окраски некоторых кристаллов галита? 5. Что такое эвапориты (эвапоритовые осадки)?

Глава

20

МИНЕРАЛЫ В СТРОЕНИИ

ВСЕЛЕННОЙ

МИНЕРАЛЫ МЕТЕОРИТОВ

К настоящему времени изучен минеральный состав около 2800 метеоритов. Устано­ влено громадное разнообразие их состава, текстур, тонких структур и возраста. Все множество метеоритов разбито на 4 класса и далее — на подклассы. Примеры ми­ неральных ассоциаций в метеоритах разных классов даны ниже (цифры в скобках — процент находок от общего числа обнаруженных метеоритов). Поясним, что хондриты и ахондриты — это каменные (существенно силикатные) метеориты; первые состоят из агрегата хондр (глобул), вторые имеют равномерное зернистое сложение:

Хондриты (85,7)

Ахондриты (7,1)

Железистые (5,7)

Железокаменные (1,5)

Энстатит, тенит Оливин, гиперстен, тенит Оливин, моноклинный пироксен пижонит С е р п е н т и н , х л о р и т , у г л е р о д и с т о е вещество Энстатит Гиперстен Оливин Оливин, пижонит, тэнит Авгит Диопсид, оливин Камасит (феррит) Камасит, тэнит Тенит Оливин, тенит Энстатит, тэнит Гиперстен, оливин, тенит Пироксен, плагиоклаз, тенит

Полагают, что метеориты являются фрагментами каких-то разорвавшихся косми­ ческих тел. Разнообразие структур, особенностей минерального состава и возраста метеоритов соответствует различным явлениям (продуктам) прямой магматической кристаллизации и метасоматического изменения у ж е твердых пород в разные этапы развития первичных по отношению к метеоритам космических тел. Большая часть метеоритов приходит к Земле из пространства между орбитами Марса и Юпитера. Известны случаи образования метеоритов из вещества, отторгнутого с поверхностей Марса и Луны. В целом, около ста минералов обнаружено в составе метеоритов. Наиболее ча­ сто главными минералами в разных метеоритах являются оливин, пироксен, плагио276

к л а з , тэнит, к а м а с и т ( ф е р р и т ) , т р о и л и т FeS, шрейберзит F e N i P и г р а ф и т , а в некото­ р ы х специфических углеродистых м е т е о р и т а х — п е р в и ч н ы й оливин, в т о р и ч н ы е монт­ мориллонит, серпентин, хлорит, а т а к ж е углеродистое а м о р ф н о е вещество. И з редких специфических минералов р а з н ы х метеоритов, не известных н а З е м л е , наиболее ори­ гинальны по составу карлсбергит CrN, осборнит TiN, баррингерит (Fe, N i ) P , добрелит F e C r S , ольдгамит C a S , брецианит C r S , синоит S i N O , лавренсит ( F e N i ) C l , космохлор, или юриит N a C r ( S i O e ) . К а к с к а з а л известный исследователь метеоритов Р. Д о д д , " н а ш и з н а н и я о метеори­ тах все еще ограничены тем, что м ы имеем и с к а ж е н н у ю и неполную выборку проб из метеорито-формирующих объектов и родительских т е л " . Они я в л я ю т с я ч а с т и ц а м и многих, м о ж е т б ы т ь , 70-80 родительских т е л и все, з а м а л ы м исключением, образо­ вались д о более древних горных пород З е м л и и Л у н ы , известных сейчас. Н е к о т о р ы е хондриты с о д е р ж а т м а т е р и а л , в о з м о ж н о , более ранний, чем С о л н е ч н а я система, и (или?) поступивший из-за её пределов. 2

3

2

2

4

3

4

2

2

3

5

2

2

МИНЕРАЛЫ ВНУТРЕННИХ И ВНЕШНИХ ПЛАНЕТ

И н ф о р м а ц и я о м и н е р а л а х других, чем З е м л я , планет основана т о л ь к о н а косвенных д а н н ы х и н а п р е д п о л о ж е н и я х . В последнее в р е м я о природе м и н е р а л о в н а поверхно­ сти некоторых п л а н е т и их спутников удаётся судить по с п е к т р а м о т р а ж е н и я от их поверхности, к о т о р ы е б ы л и получены приборами на л е т а т е л ь н ы х а п п а р а т а х т и п а Ве­ нера, Викинг, Вега, В о й я д ж е р , Пионер. Н а поверхности п л а н е т земной группы (это Меркурий, Венера, З е м л я , Марс) установлены признаки существования о б ы ч н ы х зем­ ных минералов (см. рис. 100). Однако совсем другие м и н е р а л ы , с у д я по с п е к т р а м от­ р а ж е н и я , распространены на поверхности внешних планет и их спутников, а именно: S (крист.) и S O (крист.) — на поверхности Ио; H O (крист.) — на поверхности Европы, Ганимеда, К а л л и с т о (всё это спутники Ю п и т е р а ) ; H O (крист.) — в к о л ь ц а х Сатурна; H O (крист.) — на поверхности А р и э л я (спутник У р а н а ) ; C H (крист.) — на поверхно­ сти Плутона. Возможно, что планеты-гиганты состоят из небольшого каменного или м е т а л л о к а менного я д р а , окруженного громадными ф л ю и д н о й и газовой оболочками. Упомянем у ж здесь и о кометах. И х я д р а состоят из тончайшей " п ы л и " и из ч а с т и ц льда, диспергированных в газе. Этот л ё д ф о р м а л ь н о т а к ж е м о ж н о считать м и н е р а л о м . 3

2

2

2

4

МИНЕРАЛЫ ЛУНЫ

Д е с я т к и к и л о г р а м м о в горных пород с поверхности Л у н ы д о с т а в л е н ы у ж е н а З е м л ю . Около 90 минералов о б н а р у ж е н о в их составе. Большинство горных пород имеет маг­ матический генезис, но под в л и я н и е м ударов метеоритов они подверглись процессам импактного (ударного) м е т а м о р ф и з м а (брекчированию, термическому воздействию, спеканию). Н а Л у н е в ы я в л е н ы три группы м и н е р а л ь н ы х образований (горных пород): а) б а з а л ь т ы л у н н ы х морей (их в о з р а с т около 3,9-3,1 м л р д . л е т ) ; б) A N T - п о р о д ы (по на­ ч а л ь н ы м б у к в а м названий анортозит, норит, троктолит, их в о з р а с т о к о л о 4,6-3,6 м л р д . лет); в) K R E E P - п о р о д ы (несколько обогащенные к а л и е м , редкими элементами, фос­ ф о р о м породы того ж е состава). В районе полюсов имеется Лед. Главными из установленных минералов Л у н ы я в л я ю т с я п л а г и о к л а з ы , моноклин­ ные и ромбические пироксены, оливин и специфический м и н е р а л Л у н ы а р м о л к о л и т (Mg, F e ) T i O s - В т о р о с т е п е н н ы е — и л ь м е н и т , х р о м о в о - ж е л е з и с т а я шпинель. О к о л о 80 остальных м и н е р а л о в играют р о л ь акцессориев. Все о б н а р у ж е н н ы е м и н е р а л ы и сами горные породы, из них состоящие, я в л я ю т с я составной ч а с т ь ю реголита. Это тон­ кий поверхностный слой на Л у н е , он состоит из кластического и переплавленного 2

277

материала, который о б р а з о в а л с я в процессе бомбардировки поверхности Л у н ы метео­ ритами. Предполагается, что под реголитом залегают "морские" б а з а л ь т ы и н и ж е — андезитовое габбро. Но следует помнить, что все образцы л у н н ы х горных пород со­ браны всего л и ш ь в восьми у ч а с т к а х поверхности Л у н ы и на глубине очень незна­ чительной (5-30 см). Минеральный состав Л у н ы и в особенности её внутренних зон проблематичен. МИНЕРАЛЫ ОКОЛОЗЕМНОГО ПРОСТРАНСТВА И ГИДРОСФЕРЫ ЗЕМЛИ

Минералы существуют в атмосфере в тонкорассеянном состоянии и образуют аэро­ золи. Главным минералом я в л я е т с я л ё д H O (крист.). Мельчайшие частицы кварца, полевых шпатов, к а л ь ц и т а , хлоритов, монтмориллонита, циркона, а п а т и т а и некото­ рых других минералов, рассеивающихся в результате эолового в ы в е т р и в а н и я горных пород, я в л я ю т с я обычными компонентами аэрозолей. Кроме того, около 1-2 м л н . т космической пыли постоянно рассеяно в атмосфере. Её состав изучают в пробах глу­ боководных к р а с н ы х глин, в з я т ы х со д н а Океана, или в пробах л ь д а из высокогорных ледников. Законсервированная в ил ах и этих л ь д а х п ы л ь состоит из мельчайших космогенных частиц ("шариков"), в них о б н а р у ж е н ы магнетит, вюстит FeO, к а м а с и т ( ф е р р и т ) , шрейберзит F e N i P , треворит N i F e O , гематит и некоторые с и л и к а т ы . К о с м и ч е с к а я п ы л ь з а пределами а т м о с ф е р ы З е м л и , т . е . в космическом простран­ стве, представлена, судя по спектроскопическим д а н н ы м , ч а с т и ц а м и ромбического пи­ роксена и оливина, в ней в о з м о ж н ы графит, а л м а з , твердые ароматические углеводо­ роды. К о н ц е н т р а ц и я частиц в этой " п ы л и " составляет в среднем около единицы на 10 к м . Минералы в гидросфере З е м л и существуют в виде суспензий, гидрозолей и гелей. Это тот ж е набор минералов, что и в атмосфере, но, кроме того, они входят в состав организмов, обитающих в гидросфере. Это апатит и другие ф о с ф а т ы (в костях, зубах, раковинах и других твердых т к а н я х ) , арагонит и к а л ь ц и т (в раковинах моллюсков, твердых т к а н я х водорослей и ж и в о т н ы х ) , кристобалит и т р и д и м и т (в о п а л о в ы х ске­ летах и твердых т к а н я х водорослей и ж и в о т н ы х ) . 2

2

2

4

3

В А Л О В О Й М И Н Е Р А Л Ь Н Ы Й СОСТАВ З Е М Н О Й КОРЫ

Оценка валового минерального состава земной к о р ы произведена н а двух независи­ м ы х основах: первая — по распространенности горных пород в земной коре, в т о р а я — по их количественному минеральному составу. Расчеты очень трудоемки и требуют знания реального геологического строения земной коры. Они п о в т о р я л и с ь много р а з в 1900-1930 гг. д л я условно принятой тогда глубины земной к о р ы в 10 м и л ь (16 к м ) . Т а к полученные ц и ф р ы с тех пор и переходят из книги в книгу. В 1960-1980 гг. А. Б . Ронов, А. А. Ярошевский и А. А. Мигдисов планомерно система­ тизировали все п о я в л я ю щ и е с я ф а к т и ч е с к и е д а н н ы е о геологическом строении земной коры, её разрезе, мощностях в р а з н ы х геотектонических регионах З е м л и . К а к итог они п р е д л о ж и л и в 1989 г. обобщённую схему геологического строения земной к о р ы и д а л и ц и ф р ы по распространенности главных горных пород в в ы д е л е н н ы х ими в земной коре зонах. Пересчет этих ц и ф р А. Г. Б у л а х о м (1996) на валовой состав земной коры д а л р е з у л ь т а т ы (в об. % ) , приводимые на рис. 225. В целом, в земной коре обнаружено около 3500-4000 м и н е р а л о в (минеральных ви­ дов). Но всё это богатство и разнообразие к р и с т а л л и ч е с к и х веществ н и ч т о ж н о по отношению ко всему количеству твердого вещества внутри З е м л и и на других т е л а х Космоса. 278

рудные минералы - 1,5

Рис. 225. Распространенность минералов в земной коре (об. %) (Булах, 1996).

РАСПРЕДЕЛЕНИЕ М И Н Е Р А Л О В НА ЗЕМЛЕ В ПРОСТРАНСТВЕ И ВО ВРЕМЕНИ

К р а й н я я неравномерность распределения м и н е р а л о в н а поверхности З е м л и и их связь с определенными геологическими эпохами и о б ъ е к т а м и у ж е д а в н о известны. Это хорошо видно, например, из следующих ориентировочных д а н н ы х (они в з я т ы из американской "Минералогической энциклопедии" з а 1975 г. и и л л ю с т р и р у ю т неравно­ мерность распределения минерального с ы р ь я по с т р а н а м ; в скобках — % от м и р о в ы х запасов):

Бокситы

—

Железо

—

Кобальт

—

Марганец Медь

— —

Молибден Никель

— —

Платиноиды Ртуть

— —

Олово

—

Уран

—

Хромит Цинк Сера

— — —

Австралия (32), Гвинея (23), Ямайка (6), С Ш А (0,5), прочие (38,5) Бразилия (15), Канада (12), Австралия (10), С Ш А (2), прочие (61) Заир (28), Новая Каледония и Австралия (27), Замбия (14), прочие (31) Ю А Р (37), Австралия (6), Габон (4), прочие (53) С Ш А (21), Ч и л и (16), Канада (9), Перу (7), Замбия (7), прочие (40) С Ш А (73), Ч и л и (16), Канада (9), прочие (2) Новая Каледония (31), Канада (16), Куба (9), С Ш А (0,5), прочие (43,5) Ю А Р (65), С С С Р (32), С Ш А (0,5), прочие (2,5) Испания (38), Югославия (9), Италия (8), С Ш А (8), прочие (37) Индонезия (24), Таиланд (12), Боливия (10), Малайзия (8), С Ш А (0,5), прочие (45,5) С Ш А (28), Ю А Р (22), Канада (20), Австралия (12), прочие (18) Ю А Р (65), Зимбабве (32), прочие (3) Канада (26), С Ш А (23), Австралия (7), прочие (44) Б л и ж н и й Восток (30), Канада (20), С Ш А (12), прочие (38)

Н а ч и н а я с В. М. Севергина и А . В е р н е р а , распределение м и н е р а л о в по т е р р и т о р и и земного ш а р а изучает р а з д е л минералогии, н а з в а н н ы й ими экономической минера­ логией (он н а з ы в а л с я т а к ж е географической минералогией, региональной минерало279

гией). В.И.Вернадский в своем курсе "Описательной минералогии" четко указал на то, что причины закономерностей распределения минералов по регионам надо искать в геохимических законах, отражающих геологическую эволюцию Земли и земной коры. Решение этих проблем у ж е давно вышло за пределы собственно минералогии и геохи­ мии, так как требует учета процессов минералообразования в общем ходе геологиче­ ского, тектономагматического и геохимического развития отдельных участков земной коры в целом. Такой анализ геологического материала выполняется наукой, называ­ емой металлогенией. По определению Д . В. Рундквиста (1984), металлогения — это раздел геологии, из­ учающий закономерности формирования и размещения месторождений полезных ис­ копаемых в пространстве (в пределах геологических структур различных рангов) и во времени (в истории развития земной коры). Термин "металлогения" введен в 1892 г. Л. де Лоне, впоследствии содержание и направление развития этой науки определились трудами В.А.Обручева, Ю.А.Билибина, С.С.Смирнова, она активно развивается и сейчас. Так, Д . В. Рундквист одной из важнейших задач металлогении считает раз­ работку научных основ прогноза на открытие месторождений полезных ископаемых в изучаемой геологической обстановке, или, по-другому: где, в какой геологической обстановке могут быть обнаружены необходимые промышленные типы минеральных месторождений? Наряду с металлогенией продолжает развиваться особая отрасль минералогии, на­ зываемая топоминералогией. В 1982 г. Н. П. Юшкин отметил, что главной целью топоминералогии является установление пространственных закономерностей форми­ рования и распределения минералов и минеральных ассоциаций в геологических объ­ ектах разного масштаба (в минеральных телах, геологических регионах, земной коре; других планетосферах и космических объектах). Таким образом, в определенном смы­ сле топоминералогия является более широкой наукой по отношению к металлогении, так как последняя из всего круга объектов "вычленяет" только полезные ископаемые, только все утилитарное. Металлогенические задачи — это, в какой-то мере, частные топоминералогические задачи. Основным успехом металлогении и топоминералогии явилось создание представле­ ний о минералогических (в частности, металлогенических) эпохах и провинциях и представлений о том, как определенные типы минеральных (в частности, промышлен­ ных) месторождений проявляются в определенных типах тектонических структур. Важное значение имеют обнаруженные закономерности эволюции рудообразования во времени (табл. 45). По определению Н.П.Юшкина, минералогическая провинция — это участок земной коры, характеризующийся относительно однородным геологическим строением и раз­ витием одних и тех ж е минеральных комплексов. Границы минералогических провин­ ций, как правило, совпадают с границами крупных или средних тектоноструктурных элементов: мегаантиклинориев и мегасинклинориев, антиклиз и синеклиз, краевых зон складчатых поясов и т.п.; размеры таких провинций обычно находятся в пределах десяти-ста тыс. к м . Под минералогической (отчасти — металлогенической) эпохой будем понимать крупные отрезки геологического времени, в которых в сходной геоло­ гической ситуации происходит образование однотипных минеральных месторождений. Прекрасной иллюстрацией этих двух понятий являются ртутные (киноварные) ме­ сторождения, протянувшиеся в зонах альпийской складчатости в виде провинции, тер­ риториально совпадающей с этими зонами (рис. 226). 2

280

Таблица

45. Э в о л ю ц и я некоторых т и п о в м и н е р а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и й С С С Р во в р е м е н и ( Р у н д к в и с т , 1980)

281 Примечание.

Чем больше утолщение вертикальных линий, тем интенсивнее минерализация.

1-27 — разные типы месторождений.

Нью-Идрия Нью-Альмаден

Хуанкааелика

Рис. 226. Месторождения киновари (заштрихованные области), законо­ мерно приуроченные к областям наиболее активного проявления альпий­ ской складчатости. М И Н Е Р А Л Ы МАНТИИ И СОСТАВ Я Д Р А З Е М Л И

М и н е р а л ь н ы й состав верхней мантии определяют, во-первых, по составу ксенолитов глубинных пород, выносимых кимберлитами, щелочными б а з а л ь т о и д а м и и д р . , вовторых, по косвенным петрологическим и геофизическим д а н н ы м . С глубин, по-видимому, около 80 км на поверхность поступают обломки в составе ще­ л о ч н ы х б а з а л ь т о и д о в — это ксенолиты г л а в н ы м образом шпинелевых перидотитов (до 80%) и других ультраосновных горных пород, в небольшом количестве (2-5%) встре­ чаются ксенолиты эклогитов гранат-пироксен-плагиоклазового состава. Приведем пе­ речень м и н е р а л о в всех этих пород: оливин, ромбический пироксен (энстатит и д р . ) , моноклинный пироксен (хром-диопсид и авгит), шпинель, а м ф и б о л , т и т а н о в ы й ф л о г о ­ пит, п л а г и о к л а з , апатит. С несколько больших глубин (до 130 к м и более) в ы н о с я т с я ксенолиты в составе кимберлитов. Среди них наиболее распространены шпинелевые и гранатовые перидотиты и э к л о г и т ы ; в их составе установлены оливин, ромбический пироксен (энстатит-гиперстен), моноклинный пироксен (диопсид о м ф а ц и т о в о г о типа), пироп, хромит, флогопит, а л м а з ы . Особенно интересны м и к р о в к л ю ч е н и я в самих ал­ м а з а х — это оливин, хромовый пироп, пироп-альмандин, хромит, энстатит, диопсид, омфацит, р у т и л , ильменит, магнетит, корунд, пирротин, циркон, санидин, флогопит, биотит. Физико-химические расчеты показывают, что с глубиной происходит ф а з о в о е пре­ вращение оливина M g ( S i O ) в вещество шпинелевой с т р у к т у р ы S i M g O , а пироксен превращается в " г р а н а т " по схеме 2 M g ( S i O e ) —> M g ( M g S i ) ( S i 0 ) 3 . Н а глубине около 650 км шпинелевая ф а з а S i M g O , вероятно, р а с п а д а е т с я на смесь ( M g F e ) O (струк­ т у р а NaCl) и M g S i O ( с т р у к т у р а перовскита). Согласно четвертому началу термодинамики, по А. Ф. Капустинскому, м а н т и я к а к геосфера отвечает зоне в ы р о ж д е н и я обычных химических свойств веществ, т а к к а к в ней под действием д а в л е н и я начинается д е с т р у к ц и я внешних э л е к т р о н н ы х оболо­ чек атомов. Д а л е е , с глубин около 2900-3000 км и до центра, п р о т я г и в а е т с я зона 2

4

2

2

2

2

4

3

4

4

1

3

282

нулевого р а з л и ч и я в химических свойствах веществ, так к а к здесь з а счет деструкции э л е к т р о н н ы х оболочек полностью снивелированы индивидуальные химические свой­ ства элементов и существует единый " м е т а л л " , или, иными словами, независимое от природы химических элементов единое и общее по своим м е т а л л и ч е с к и м свойствам состояние материи. Если этот постулат термодинамики и выводы из него верны, то в глубоких горизонтах н и ж н е й мантии и в ядре нет веществ, к о т о р ы е соответствовали бы по своей природе химическим соединениям т и п а привычных д л я нас минералов. Говоря ж е о " ж е л е з о никелевом" составе я д р а З е м л и , м ы д о л ж н ы у т о ч н я т ь , что оно, вероятно, с л о ж е н о не этими м е т а л л а м и , а т а к и м по плотности и упругости веществом, которое аналогично по э т и м своим свойствам ж е л е з у и никелю на поверхности земного шара. Контрольные

вопросы

1. Каковы пять главных групп минералов в составе земной коры? 2. В чем главное различие минерального состава внешних и внутренних планет Солнечной системы? 3. Чему среди планет и геосфер ближе всего отвечает минеральный состав метеоритов? 4. В чем разница между содержанием топоминералогии и металлогении?

Глава МИКРОМИР

21

МИНЕРАЛОВ

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ И ГРАНИЦЫ

МИКРОМИРА

В предыдущих главах учебника и на всех практических занятиях по минералогии студенту давались сведения о непосредственно осязаемых им минералах. Однако, пользуясь д а ж е простыми или бинокулярными минералогическими лупами разного увеличения, удается полнее познать минералы и обнаружить их невидимые простым глазом детали. Более доступными для наблюдения становятся рельеф и микрорельеф граней, включения, блочность, зональность, секториальность строения зерен, яснее проявляются генетические взаимосвязи минералов друг с другом. Исследователь по­ лучает новую информацию. В то ж е время это особый мир, по-своему красивый и притягательный. Есть д а ж е коллекционеры, собирающие мельчайшие друзы и сростки кристаллов. Петрографический микроскоп легко дает увеличения до 600 крат, что еще более расширяет возможности познания морфологии, строения, свойств, условий роста кри­ сталлов и разных включений в них. Следующая ступень — это использование элек­ тронных микроскопов. Они бывают двух типов. В микроскопах одного типа электроны отражаются от поверхности частиц, и на экране появляется изображение. Такие элек­ тронные микроскопы дают увеличения до 10000 крат и более, в них можно различать объекты диаметром до 0,1 мкм, а химический состав обнаруженных ф а з можно сразу ж е определить с помощью электронного или ионного микрозонда, который, как пра­ вило, вмонтирован в электронный микроскоп. Так становятся познаваемыми мельчай­ шие объекты мира минералов (рис. 227). Электронные микроскопы второго типа дают изображение в просвечивающих электронах с увеличением до 2 миллионов крат и бо­ лее. Становятся доступными для визуального изучения детали внутреннего строения вещества (рис. 228). В 1965 г. Ф. Г. Фекличев определил верхнюю границу микромира минералов по раз­ меру частиц в 1 мм, отметив, что многие редкие и акцессорные минералы встречаются именно в таких и более мелких зернах. Так ж е малы частицы глинистых минера­ лов. Проблема границ макро- и микрочастиц детально рассматривается в коллоидной химии. Системы с размерами частиц 1 — 1 0 0 нм ( Ю — Ю м) считаются истинно коллоидными, так как эти частицы настолько малы, что вещество, из которого они состоят, практически содержит только поверхностные атомы и молекулы. Такие си­ стемы еще называют золями. Д л я минералога важно знать, что принципиально нового может дать ему все воз­ растающая разрешающая способность микроскопов и существует ли какая-либо есте­ ственная граница м е ж д у макро- и микромиром минералов. Попробуем разграничить эти два мира минералов по некоторым закономерностям изменения свойств вещества в мелких частицах и по истории открытия новых минералов. - 9

284

- 7

Рис. 227. Растровые электронно-микроскопические изображения минералов (масштаб 1 см = 50 мкм). а — волосовидные агрегаты криптомелана на друзе манганита (Нестеров, 1989); 6— шестиугольные кристаллы эвальдита B a ( C a Y N a ) ( C O s ) в срастаниях с дендритом кухаренкоита Ва Се(СОз)зР (Zaitsev е. а., 1996); в — фрамбоидальный агрегат пирита в озер­ ных придонных илах (Жолнерович, 1988); г — кристаллы Ca^Al (SO-J) (OH)I • 2 6 H O и других техногенных веществ в отвалах отработанных руд (Bambauer, 1991). 1

5

2

2

2

3

2

2

К а ж д о е свойство имеет свои пределы обнаружения, или, по-другому, для форми­ рования каждого свойства и его проявления нужны свои размеры тел. Например, минералы легко разделяются механически по плотности. Можно определить плот­ ность магнетита F e F e O простыми физическими методами — она равна 5,2 г / с м ; ее большим значением объясняют осаждение и сегрегацию магнетитовых руд в придон­ ных частях магматических камер. Но бессмысленно относить измеренное таким спо3

2

4

285

собом значение плотности к группи­ ровке из атомов ж е л е з а и кислоро­ д а — з а р о д ы ш у будущего к р и с т а л л а магнетита, т а к к а к взаимодействие этого з а р о д ы ш а с т е м ж е р а с п л а в о м (всплывание или п о г р у ж е н и е в нем) еще не п о д ч и н я е т с я п р о с т ы м зако­ н а м механики. К р о м е того, одни свойства соотносятся с конечным объемом вещества, к р и с т а л л а , зерна, другие — с поверхностью частиц. По­ этому при некотором к р и т и ч е с к о м отношении о б ъ е м а м и к р о к р и с т а л л а к Рис. 228. Гетерофазное микростроение плагио площади его поверхности к а ж д ы й клаза. м и к р о к р и с т а л л д о л ж е н и м е т ь иной набор свойств, чем м а к р о к р и с т а л л . Т а к и м образом, ч а с т и ц ы разного р а з м е р а п р о я в л я ю т р а з н ы е свойства в одних и тех ж е процессах и я в л е н и я х .

Ю-.

84

О с

6Н

8 5

I 24

0,1

0.2

~Т~ 0.3

T

-

0.4

0.5

0,6

размер зерна, мм Рис. 229. Изменение удельной поверхности ми­ нералов в зависимости от размера зерен (Куз­ нецов, 1985).

К а к известно, у д е л ь н а я поверх­ ность л ю б ы х ч а с т и ц р а с т е т с умень­ шением их р а з м е р о в . В 1985 г. В . П . К у з н е ц о в п р о а н а л и з и р о в а л ха­ р а к т е р изменения удельной поверх­ ности к р и с т а л л о в разного габитуса и р а з н ы х веществ (молибденита, ко­ лумбита, ф л ю о р и т а , к в а р ц а ) в зави­ симости от р а з м е р а зерен. Во всех с л у ч а я х зависимости в ы р а ж а ю т с я г р а ф и ч е с к и в виде гипербол с изги­ бами линий в и н т е р в а л е р а з м е р о в зе­ рен 150-20 м к м (рис. 229). Н а этот р а з м е р — в среднем 0,1 мм — Р. И. Koнеев (1994) п р е д л о ж и л ориентиро­ в а т ь с я при определении верхней гра­ ницы м и к р о м и р а м и н е р а л о в . Т а к ж е оценила в 1987 г. м и н и м а л ь н ы й раз­ м е р м а к р о ч а с т и ц Л . В . Никишова.

О т к р ы т и е новых м и н е р а л о в п р я м о с в я з а н о со степенью распространен­ ности того или иного минерала, практическими потребностями в познании и использовании новых м а т е р и а л о в , р а з м е р а м и выделений м и н е р а л а и существующими методами его изучения. М о ж н о в ы д е л и т ь че­ тыре этапа открытий. 1. С древних времен до конца XVIII века. Известно около 100 с а м ы х распростра­ ненных м и н е р а л о в (полевые ш п а т ы , к в а р ц , с л ю д ы и пр.), драгоценных и поделочных камней ( а л м а з , гранат, малахит, рубин и д р . ) , руд (медь, касситерит, галенит и д р . ) . 2. К о н е ц XVIII — 20-е годы XX века. Известно около 1000 м и н е р а л о в . Они иденти­ ф и ц и р о в а н ы методами аналитической химии. 3. 1920-е—1960-е годы. Известно у ж е около 2000 м и н е р а л о в — это р е з у л ь т а т пер­ вого интересного д л я нас в этой главе качественного с к а ч к а в исследованиях. Он 286

связан с внедрением в минералогию методов рентгенофазового а н а л и з а , что позво­ л и л о уверенно р а з л и ч а т ь химически подобные д р у г другу вещества и диагностировать минеральные ф а з ы в глинистых и других тонкодисперсных горных породах. 4. После 1960-х годов. Известно у ж е более 3500 минералов, к а ж д ы й год их приба­ в л я е т с я около тридцати-сорока. Все эти годы идет бурное развитие электронной ми­ кроскопии и микрозондового (микрорентгеноспектрального) а н а л и з а . С т а л о в о з м о ж ­ ным уверенно р а з л и ч а т ь , диагностировать и и з у ч а т ь м и н е р а л ы в зернах р а з м е р о м 0 , 1 0,3 мм и в ы я в л я т ь микронеоднородности и с а м о с т о я т е л ь н ы е м и н е р а л ь н ы е ф а з ы ни­ ч т о ж н о м а л ы х размеров. Это второй скачок в исследованиях. Он привел к о т к р ы т и ю минералов неожиданного химического состава, например с у л ь ф и д о в щелочных и ще­ лочноземельных м е т а л л о в — д ж е р ф и ш е р и т а K 6 C U 2 5 S 2 6 C I (Fuchs, 1966), т а л ф е н а с и т а Tb3Fe25S26Cl (Рудашевский и др., 1979), овсенита B a C u 5 S 2 6 S (Laflamme е. а., 1995), а т а к ж е к в ы я в л е н и ю необычных м и н е р а л ь н ы х ассоциаций. Назовем л и ш ь две наибо­ лее богатые новыми о т к р ы т и я м и — в у л ь т р а щ е л о ч н ы х породах Хибинского и Л о в о з е р ского массивов н а К о л ь с к о м полуострове и в вулканических возгонах н а К а м ч а т к е . Н а К о л ь с к о м полуострове И. В. Буссен, А. П. Х о м я к о в , М. Н. Соколова и д р . впервые уста­ новили новые вещества — разнообразные особо богатые натрием с и л и к а т ы , ф о с ф а т ы , карбонаты. Н а К а м ч а т к е Л . П . В е р г а с о в а , С . К . Ф и л а т о в , Т . Ф . С е м е н о в а , Г. Л . С т а р о ва, С . В . К р и в о в и ч е в , Р . Р . Ш у в а л о в , В . А . и В . И . П о п о в ы , Н . С . Р у д а ш е в с к и й о т к р ы л и богатый мир новых природных химических соединений — оксиселенитов, т е л л у р и т о в , с у л ь ф а т о в меди и к а л и я и других минералов с неординарными химическим составом и кристаллической с т р у к т у р о й . Т а к о в ы , например, набокоит KCUrTeO (SO )SCl, георгбокиит C U s O ( S e O a ) C b , ильинскит N a C u s 0 ( S e 0 ) C l 3 , л е с ю к и т A l ( O H ) s C l • 2 H O . Итак, явно существуют особые объекты, специфические я в л е н и я и особые свойства в микромире минералов, но границы его р а з м ы т ы . В этом учебнике м ы условно примем з а его верхнюю границу р а з м е р зерен в пределах 0,3-0,1 мм. Н и ж н ю ю границу обсудим в конце этой г л а в ы . 2

4

2

2

2

3

2

ПРИЧИНЫ ПРИНАДЛЕЖНОСТИ К МИКРОМИРУ

2

4

2

МИНЕРАЛОВ

В любых по зернистости агрегатах, горных породах и рудах всегда имеются микро­ выделения тех или иных минералов — главных, второстепенных, акцессорных. Л ю б о й минерал м о ж е т в с т р е ч а т ь с я в природе в микровыделениях. Вместе с т е м м о ж н о при­ вести много примеров природных тонкодисперсных сред, и часто они имеют свой спе­ цифический регулярно повторяющийся м и н е р а л ь н ы й состав. П р е ж д е всего это почвы, к о р ы выветривания, придонные илистые осадки, глины, некоторые карбонатные по­ роды, т у ф ы , ж е л е з о м а р г а н ц е в ы е конкреции и другие продукты океанического и на­ земного седиментогенеза. Тонкодисперсное состояние бывает х а р а к т е р н о д л я минера­ лов окисленных руд, вулканических возгонов и пеплов, аэрозолей земной а т м о с ф е р ы , космогенных минералов (пылевидные частицы м е ж п л а н е т н о г о пространства, лунного риголита, поверхности М а р с а ) . П р о д у к т ы р а с п а д а твердых растворов и м е т а м и к т н ы х минералов, у ч а с т к и р а с к р и с т а л л и з а ц и и вулканических стекол и к о л л о и д а л ь н ы х вы­ делений в современных приповерхностых г и д р о т е р м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и я х , к а к пра­ вило, я в л я ю т с я в н а ч а л е с к р ы т о к р и с т а л л и ч е с к и м и . Разнообразие и число минералов в таких тонкодисперсных средах велики. К а ж д ы й м и н е р а л начинает свою ж и з н ь в природе с зародышей и м и к р о к р и с т а л л о в . Это естественное и обычное явление. Но все ж е , почему у некоторых веществ р а з м е р ы их к р и с т а л л о в так и не в ы х о д я т з а верхнюю границу м и к р о м и р а ? Наиболее часто та­ кими м и н е р а л а м и о к а з ы в а ю т с я каолиниты, смектиты, гидрослюды, серпентины. Все они имеют слоистую к р и с т а л л и ч е с к у ю структуру крайне неоднородного строения, со­ стоящую из э л е к т р о н е й т р а л ь н ы х пакетов (см. рис. 185). Все с и л ы химических связей 287

взаимно скомпенсированы внутри пакетов, так что активность и с и л а присоединения пакетов д р у г к другу н и ч т о ж н о м а л ы по сравнению с т а к о в ы м и в м и н е р а л а х другого состава и строения. В с л ю д а х к а ж д ы й пакет несет свой з а р я д (см. рис. 185), поэтому к р и с т а л л активно достраивает себя з а счет присоединения атомов к а л и я и следующего пакета, снова атомов к а л и я и п а к е т а и т . д . и т . п . Все в р е м я есть ненасыщенные химические связи, а отсюда — в о з м о ж н о с т ь роста больших к р и с т а л л о в с л ю д ы . К р и с т а л л и ч е с к а я ж е по­ с т р о й к а каолинитов, смектитов, гидрослюд, серпентинов с т о л ь м а л о а к т и в н а в своем собственном воспроизводстве и с т о л ь непрочна по сравнению со с л ю д а м и , ч т о всегда образуются т о л ь к о м и к р о к р и с т а л л ы . Правда, эта закономерность не абсолютна. На­ пример, т а л ь к нередко в с т р е ч а е т с я в больших к р и с т а л л а х , хотя он имеет т а к у ю ж е по типу структуру, что и каолинит. В о з м о ж н о , свою р о л ь играет здесь число цен­ т р о в к р и с т а л л и з а ц и и . Вероятно, оно разное д л я сред образования к а о л и н о в ы х глин и д л я г и д р о т е р м а л ь н о - м е т а м о р ф и ч е с к и х месторождений т а л ь к а . Д о п у с т и м а т а к ж е р а з н и ц а в доминирующих кинетических ф а к т о р а х кристаллогенезиса. Д р у г о й при­ м е р — вермикулит. Эта гидрослюда известна в очень больших п л а с т и н а х в составе кор в ы в е т р и в а н и я н а ультраосновных горных породах, но они не росли к а к гидро­ слюда, а я в л я ю т с я р е з у л ь т а т о м глубокого химического преобразования попавших в кору в ы в е т р и в а н и я пластин ф л о г о п и т а . Помимо каолинитов, смектитов, гидрослюд, серпентинов такие ж е неоднородные по своему строению с т р у к т у р ы с контрастно гетеродесмическими с в я з я м и имеют мно­ гие из тех минералов, к о т о р ы е т и п и ч н ы д л я состава почв, к о р в ы в е т р и в а н и я , глин, окисленных руд. Назовем гидроксиды ж е л е з а и а л ю м и н и я с л о ж н о й слоистой струк­ т у р ы — гётит, лепидокрокит, гиббсит, бёмит и гидроксиды и оксиды м а р г а н ц а слоистых и тоннельных с т р у к т у р — бузериты, вернадиты, асболаны, псиломеланы, тодорокит и д р . В этом перечне надо сразу ж е в ы д е л и т ь и с к л ю ч е н и я . Гётит и л е п и д о к р о к и т спо­ собны в особых с л у ч а я х о б р а з о в ы в а т ь к р и с т а л л ы р а з м е р о м около 2 - 3 м м , а иногда — до 2 - 3 см (см. рис. 157). Среди природных гидроксидов а л ю м и н и я помимо гиббсита и бёмита надо н а з в а т ь еще диаспор. Он т а к ж е имеет с л о ж н у ю слоистую структуру, но м е ж д у с л о я м и в нем п р о я в л е н а с и л ь н а я водородная с в я з ь (см. рис. 155). В р е з у л ь т а т е диаспор в с т р е ч а е т с я в больших к р и с т а л л а х . Гиббсит и бёмит входят в состав бокситов, диаспор образуется в гидротермально-метасоматических м е с т о р о ж д е н и я х . Итак, одна из причин п р и н а д л е ж н о с т и минералов к м и к р о м и р у к р о е т с я в особен­ ностях их к р и с т а л л и ч е с к и х с т р у к т у р . Иначе говоря, к р и с т а л л а м некоторых веществ с у ж д е н о оставаться к а р л и к а м и . К числу других по своей природе ф а к т о р о в о т н о с я т с я геолого-генетические я в л е н и я , но они к а с а ю т с я у ж е л ю б ы х веществ независимо от их к р и с т а л л и з а ц и о н н о й способ­ ности. М о ж н о н а з в а т ь , например, некоторые особые природные обстановки, не благо­ приятствующие собирательной п е р е к р и с т а л л и з а ц и и первоначально образовавшегося минерального вещества. Т а к о в ы условия существования р ы х л о г о лунного риголита и марсианской п ы л и . О п а л ы и к р и с т а л л и ч е с к и е ф а з ы в продуктах р а с п а д а метам и к т н ы х м и н е р а л о в остаются к р и п т о к р и с т а л л и ч е с к и м и (от греч. kryptos — с к р ы т ы й ) , в о з м о ж н о , из-за о т с у т с т в и я перепадов т е м п е р а т у р ы к а к ф а к т о р а , к о т о р ы й мог бы вы­ з в а т ь их п е р е к р и с т а л л и з а ц и ю и укрупнение частиц. Наконец, основная м а с с а излив­ шихся в у л к а н и ч е с к и х пород т о ж е я в л я е т с я к р и п т о к р и с т а л л и ч е с к о й . О т м е т и м ф а к т присутствия м и к р о л и т о в к р и с т о б а л и т а и т р и д и м и т а в вулканическом с т е к л е к и с л ы х э ф ф у з и в н ы х пород. И х п е р е к р и с т а л л и з а ц и я с укрупнением зерна и переход в низко­ т е м п е р а т у р н ы й к в а р ц о к а з ы в а ю т с я н е в о з м о ж н ы м и в близповерхностных у с л о в и я х з а доступное д л я человеческого наблюдения в р е м я . З н а ч и т е л ь н о р а с ш и р я ю т м и к р о м и р м и н е р а л о в некоторые экзотические д л я земной 288

к о р ы я в л е н и я и процессы. О х а р а к т е р и з у е м л и ш ь те из них, к о т о р ы е сейчас наиболее известны и п р и в л е к а ю т к себе внимание, хотя и они изучены д а л е к о не полно. Зна­ ч и т е л ь н а я ч а с т ь новых о т к р ы т и й удивительных минералов и их ассоциаций с д е л а н а в породах мантийного п р о и с х о ж д е н и я , переместившихся в земную кору. Э т о либо глубинные ксенолиты, вынесенные и з м а н т и и при образовании д и а т р е м и д а е к экспло­ зивного п р о и с х о ж д е н и я (их классическим примером я в л я ю т с я к и м б е р л и т ы Я к у т и и ) , либо т е л а у л ь т р а м а ф и т о в (перидотитов, дунитов, оливинитов), к а к бы в ы д а в л е н н ы е из мантии в земную кору в периоды с к л а д к о о б р а з о в а т е л ь н ы х д в и ж е н и й в геосинкли­ н а л я х (классический пример — альпинотипные у л ь т р а м а ф и т о в ы е массивы ОхотскоЧукотского пояса). В к и м б е р л и т а х Я к у т и и в ы я в л е н ы , во-первых, м и к р о в к л ю ч е н и я минералов-узников в а л м а з а х , во-вторых, микрообособления минералов неожиданного состава в ксено­ л и т а х мантийного п р о и с х о ж д е н и я , в-третьих, м и к р о в ы д е л е н и я э к з о т и ч е с к и х минера­ лов в вулканическом м а т е р и а л е к и м б е р л и т о в ы х д и а т р е м . М и н е р а л ы - у з н и к и в а л м а ­ з а х представлены с и л и к а т а м и (гранат, оливин, омфацит, санидин и д р . ) , с у л ь ф и д а м и (пирротин, халькопирит, пентландит, с ф а л е р и т и д р . ) , самородными э л е м е н т а м и (Fe) и т . д . (по Г . П . Б у л а н о в о й , Э . С . Е ф и м о в о й , Н . В . С о б о л е в у и д р . ) . В к л ю ч е н и я в а л м а ­ зах обычно имеют р а з м е р ы не более 100 нм, м о р ф о л о г и я их р а з л и ч н а (идиоморфные и полуограненные к р и с т а л л ы , округлые зерна), большей ч а с т ь ю эти в к л ю ч е н и я либо з а х в а ч е н ы к р и с т а л л а м и а л м а з а во в р е м я их роста, либо одновременны с а л м а з а м и . В ксенолитах мантийного происхождения Г. П. Булановой, Э. С. Е ф и м о в о й , В. В. Ко­ в а л ь с к и м , В. К. Маршинцевым, М. И. Новгородовой, Б . В . О л е й н и к о в ы м , О . Б . О л е й н и ­ ковым, А . В . О к р у г и н ы м , Н . В . С о б о л е в ы м и д р . о б н а р у ж е н ы самородные э л е м е н т ы (Fe, Ni, Cu, Au, Zn, Al, Sn, P b , Cr, Sb и д р . ) , и н т е р м е т а л л и д ы состава (Cu, Fe, Мп)А1б, С и А Ь , CuZn и т.д., станниды типа C u S n 5 , CuSn, C u S n , стибниды C u S b , SnSb и т . п . Р а з м е р ы их выделений н и ч т о ж н ы и л и ш ь к а к исключение достигают 0,3 м м . Объек­ тивной предпосылкой образования этих м и н е р а л о в в мантии с л у ж а т особенности со­ става газов в ней, а именно — з н а ч и т е л ь н ы е с о д е р ж а н и я в них H , C H , С О , п о д а в л я в ­ ших окисляющее действие O на м и н е р а л ы . Перечисленные экзотические м и н е р а л ы часто я в л я ю т с я в к л ю ч е н и я м и (узниками) в породообразующих оливине, пироксене и других м и н е р а л а х м а н т и й н ы х ксенолитов. Исследования и радиогеохронологические определения показывают, что они образовались в мантии з а 1,5-2 м л р д . л е т д о вне­ д р е н и я к и м б е р л и т о в в земную кору. 6

5

2

2

4

2

В собственно вулканогенном м а т е р и а л е (цементе) м е ж д у м а н т и й н ы м и ксенолитами о б н а р у ж е н ы самородные Ni и Fe (они образуют м и к р о в к л ю ч е н и я во в к р а п л е н н и к а х оливина в кимберлите), самородные Ni, P b , Sn, Sb, Cu (в карбонатизированной и серпентинизированной связующей массе кимберлитов). И х появление с в я з ы в а ю т с уча­ стием металлоорганических соединений ( ( C H e ) Z n и р я д а других) в переносе вещества во ф л ю и д а х и с л о к а л ь н ы м и очагами восстановительной обстановки при о т л о ж е н и и вещества из таких ф л ю и д о в . 2

В альпинотипных у л ь т р а м а ф и т о в ы х (пироксенитовых) массивах Охотско-Чукот­ ского пояса Н. С. Рудашевским, А. Г. М о ч а л о в ы м , Г. Г. Д м и т р и е н к о и д р . методами электронной микроскопии и микрозондового а н а л и з а в рудных м и н е р а л а х о б н а р у ж е н ы м и к р о в к л ю ч е н и я ф о р с т е р и т а р а з м е р а м и 20-100 м к м . Этими ж е методами в ы я в л е н о д в а т и п а ассоциаций. В первой ассоциации рудные м и н е р а л ы представлены самород­ ной платиной с л о ж н о г о состава, например (PtO SSIlUo I FeCOsIrO OrOSo OaRhO Oa), само­ родным осмием и д р у г и м и платиноидами, а ф о р с т е р и т в м и к р о в к л ю ч е н и я х с в е ж и й , без изменений. Во второй первичные рудные м и н е р а л ы р а с п а д а ю т с я , они замещены и з о ф е р р о п л а т и н о й P t F e , л а у р и т о м R u S , куперитом P t S , сперрилитом P t A s , и р а р ситом (Ir, Ru, Rh)AsS и д р . , а ф о р с т е р и т м и к р о в к л ю ч е н и й псевдоморфно з а м е щ а е т с я 1

3

2

1

4

1

1

1

2

289

разными силикатами. Это амфиболы, альбит, калиевый полевой шпат, кварц. Первая ассоциация является первичной и формировалась при мантийном зарождении гипербазитов, вторая возникла в условиях земной коры под воздействием метаморфизующих метасоматических процессов на перемещенные из мантии тела гипербазитов. Итогом является богатство микромира минералов в этих горных породах. Важной причиной принадлежности минералов к микромиру являются "затормо­ женные" химические реакции. Они приводят к тому, что стабильно существуют "за­ прещенные" ассоциации минералов. Таковы, например, описанные Н. С. Рудашевским разрозненные микровключения (30-100 нм) кварца и форстерита. Они установлены внутри крупных зерен рудных минералов платины, осмия, иридия, рутения в одном из дунитовых массивов Корякского нагорья. Кварц и форстерит разделены рудными минералами, поэтому обычная в природе реакция S i O + M g S i O = M g S i O e в этом случае не осуществилась, а "запрещенная" ассоциация минералов оказалась стабиль­ ной. В этих ж е рудных зернах имеются микровключения форстерита, окруженные каймой гиперстена. В этом случае реакция имела место, но она не прошла до конца из-за нехватки вещества. На специфический путь образования микроминералов указали Р. И. Конеев, О. К. Kyшмурадов, А. Х.Туресебеков — это эпигенетические диффузионные процессы. Такой характер имеет, например, перераспределение химических примесей в само­ родном золоте. Оно приводит к тому, что в одной золотине образуются вторичные участки разной пробности. С. Т. Бадаловым описан вторичный микропарагенезис зо­ лото + арсенопирит, возникший за счет распада тех участков первичного кристалла пирита, которые были изначально обогащены мышьяком и золотом. Распад твердых растворов является одним из обычных факторов микроминералообразования. Назовем и другие явления. Это самородное минералообразование в некоторых ги­ дротермальных рудных жилах (по М. И. Новгородовой) или рудообразование на тон­ кодисперсных частицах в тектонических зонах (по Н.В.Петровской). В последнем случае пылевидные обломочные зерна являлись центрами активного рудоотложения в гидротермальных месторождениях золота. Интересные явления раскристаллиза­ ции гелей в современных гидротермальных отложениях в кальдере вулкана Узон на Камчатке описаны Л . М . Лебедевым. Выпадающие из геля метастабильные фазы (макинавит FeS и грейгит F e F e S ) являются тонкодисперсными, затем они переходят в стабильный яснокристаллический пирит. Образование тонкодисперсных ф а з харак­ терно для биологических процессов минералогенезиса. Оно типично также для пер­ вичных продуктов в зонах разгрузки глубинных горячих минерализованных вод (на полуострове Челекен (Туркмения)), в районе Ахалцихе (Грузия), Дарыдага (Азербай­ джан)) и близповерхностых минеральных вод. 2

2

2

4

2

2

4

ОСОБЫЕ СВОЙСТВА МИКРОЧАСТИЦ И МЕЖЗЁРЕННОГО ВЕЩЕСТВА

Внешняя часть любого кристалла является, как известно, дефектом, т.е. наруше­ нием регулярности в строении кристаллической решетки минерала. Это нарушение всегда имеет место. Оно выражается в ненасыщенности химических связей атомов на поверхности кристалла и в искажении (уменьшении или увеличении) по этой причине межплоскостных расстояний в его внешней зоне. Иначе говоря, вся поверхностная обо­ лочка кристалла является дефектом в его строении. К этому добавляются точечные дефекты разного рода и выходы дислокаций. В результате, чем меньше частица (чем больше ее удельная поверхность), тем сильнее проявляются особые свойства самих частиц и межзёренного вещества горных пород и руд. Пороговым, как у ж е было ука­ зано, является размер частиц порядка 150-50 мкм. Высокая удельная концентрация микродефектов приводит, по мнению М.Г.Абрамовича, Б. М.Шмакина, В. Л . Т а у с о 290

на, В. В. Акимова, к проявлению необычных химических реакций и возникновению в м е ж з ё р е н н о м веществе концентраций, н е в о з м о ж н ы х в классической химии. М о ж н о привести много примеров особого поведения минералов в м и к р о к р и с т а л л а х и микрозернах. М е н я ю т с я (возрастают или убывают) п а р а м е т р ы ао, &о, со элементар­ ной я ч е й к и веществ в м и к р о ч а с т и ц а х . В. Н. К в а с н и ц а п о к а з а л , ч т о к р и с т а л л ы а л м а з о в меняют свою огранку при р а з м е р а х менее 0,5-0,4 м м . Установлено, что р а з м е р зерен и к р и с т а л л о в к в а р ц а в л и я е т на температуру его п о л и м о р ф н ы х превращений. Микроча­ стицы ( м и к р о ф р а к ц и и ) пирита, золота, серебра значительно обогащены элементамипримесями по сравнению с более к р у п н ы м и ф р а к ц и я м и этих ж е минералов, В. С. Уру­ сов, М . Г . А б р а м о в и ч и Б . М . Ш м а к и н в ы я в и л и и теоретически обосновали скачок в растворимости химических микропримесей в д е ф е к т н ы х м и к р о к р и с т а л л а х блочного строения, причем в л и я н и е блочности на валовую концентрацию микропримеси умень­ шается с повышением т е м п е р а т у р ы . П р о с т р а н с т в о м е ж д у соприкасающимися микрозернами к р и с т а л л и з у ю щ и х с я мине­ р а л о в и м е ж д у з е р н а м и в горных породах и рудах образно названо В . Л . Т а у с о н о м к а п и л л я р н о й геохимической системой. Из-за большой удельной роли д е ф е к т о в в объ­ еме и н а поверхности м а л ы х частиц стенки таких к а п и л л я р н ы х полостей и вещество м е ж д у ними имеют особую, еще м а л о изученную химическую активность. Р. И. Конеев обратил внимание н а такой любопытный ф а к т . В м е с т о р о ж д е н и я х Узбекистана само­ родное з о л о т о существует т о л ь к о в двух одинаковых микропарагенезисах во всех руд­ н ы х ф о р м а ц и я х . Первый—-это ассоциация высокопробного з о л о т а с A u A g , A u A g , A u A g и т е л л у р и д а м и р а з н ы х м е т а л л о в , второй — ассоциация низкопробного з о л о т а с A u A g , AuAg, A u A g и селенидами. Р. И. Конеев отмечает, ч т о , скорее всего, т а к а я повторяемость д в у х парагенезисов есть результат действия нескольких ф а к т о р о в , но одной из причин, видимо, м о ж е т я в л я т ь с я существование т о л ь к о д в у х к а п и л л я р н ы х геохимических систем образования золота, эволюция к о т о р ы х в л и я е т н а парагенезисы существеннее, чем п р и н а д л е ж н о с т ь м е с т о р о ж д е н и я к той или иной рудной ф о р м а ц и и . 2

3

8

3

2

3

Т а б л и ц а 46. С о д е р ж а н и е х и м и ч е с к и х к о м п о н е н т о в ( м а с с . %) в ш п и н е л е в о м п и р о к с е н и т е в целом и в межзёренном веществе Компонент SiO Al O FeO MgO CaO Na O K O 2

2

2

2

3

Порода 43,89 2,75 9,47 41,80 2,01 0,40 0,05

Межзёренное вещество 55,80 22,40 0,80 1,01 6,94 5,93 1,10

Межзёренное вещество впервые изучено Т. Г. Петровым, И. Г. Л я п и ч е в ы м , Г. И. Сус­ л о в ы м , А. А. К н и з е л е м в одной пробе из ксенолита шпинелевого перидотита в б а з а л ь т е . Исследования с помощью электронного микроскопа и рентгеновского м и к р о а н а л и з а ­ т о р а п о к а з а л и , ч т о межзёренное вещество располагается в зонах к о н т а к т а и полостях толщиной д о д е с я т к о в — с о т е н м к м , а его общее количество составляет 1-2% от массы всей пробы. Это вещество приурочено к границам м е ж д у зернами т о л ь к о р а з н ы х ми­ нералов (по с т ы к а м одних и тех ж е минералов межзёренное вещество отсутствует). Химический состав вещества м е ж д у п а р а м и р а з н ы х минералов р а з л и ч н ы й , а средний состав межзёренного вещества по пробе в целом значительно и статистически досто­ верно о т л и ч а е т с я к а к от общего валового состава пробы (табл. 46), т а к и от состава 291

родоначального расплава. Состав вещества меняется по сечению полостей (рис. 230, в нашем исполнении). Пироксен

Межзёренное вещество

Межзёренное вещество обогащено H O и является остатком от кристалли­ зации петрогенных компонентов. Оно представляет собой как бы концентрат малых и примесных компонентов, не вошедших в породообразующие мине­ ралы. Как отмечают Т. Г. Петров и соавт. (1993), "Межзёренное вещество, будучи последним при становлении по­ роды, будет первым при ее изменениях под действием любых растворов — метасоматизирующих, рудособирающих и рудообразующих." Необычность его со­ става и физико-химического состояния непременно сказывается на характере начальных стадий процессов, когда ми­ кроявления оказываются ведущими. Еще предстоит изучить межзёренное вещество и протекающие в нем явле­ ния. Остается фактом и то, что ми­ крорассеянная руда часто богаче мине­ 200 100 50 10 0 102010 50 100м км ралами широко меняющегося и подчас Рис. 230. Содержание химических компо­ необычного состава по сравнению с бо­ нентов в контактирующих зернах пироксена, лее простым минеральным составом тех оливина и в межзёренном веществе. ж е крупнозернистых руд. Переход через границу микромира сопровождается " победой" тривиальных д л я макромира веществ, его термодинамическая сущность состоит в уменьшении суммарной энтропии веществ в результате такого перехода. Q

2

ОБЛОМОЧНЫЕ МАЛЫЕ ЧАСТИЦЫ

В тектонических зонах при образовании милонитов минералы превращаются в тон­ кодисперсный агрегат обломочных частиц. Такое ж е измельчение минералов явля­ ется обязательным процессом при рудоподготовке, обогащении руд, извлечении из них полезных компонентов. При последовательном все возрастающем измельчении нарастает отклонение свойств и поведения частиц минералов от таковых в исходной недробленой пробе и руде. При размерах зерен менее 10 мкм возникает особая разно­ видность агрегатного состояния минералов. В. И. Ревнивцев, Г. И. Доливо-Доброволь­ ская, П.С.Владимиров (1982) показали, что такие мелкие частицы обладают особым набором свойств. Это обусловлено высокой концентрацией в них дефектов (поверх­ ностных и объемных), введенных в структуру минералов при механическом воздей­ ствии, а также остроугольной неравновесной формой частиц и их большой удельной поверхностью. Обломочные малые частицы могут иметь иную механическую прочность (твердость, хрупкость, пластичность), иные магнитные и электромагнитные свойства, другой ха­ рактер термолюминесценции. Меняются способность химического взаимодействия ми­ нералов с разными техническими реагентами, сорбционные свойства зерен, их сма­ чиваемость и растворимость; Могут изменяться температуры полного и частичного 292

плавления и спекания вещества. Минералоги изучают эти меняющиеся свойства об­ ломочных мелких частиц для управления процессами измельчения и переработки руд и с целью более полного извлечения из руды полезных компонентов. Малый объем сильно измельченных частиц минералов обеспечивает низкую ft 120 60 работу выхода дефектов из частиц. От­ hЬ ? сюда следует, что время жизни объем­ ( \ I A ных дефектов невелико, быстро проис­ 100 .1 40 ходит их релаксация и соответственно — I потеря частицами их особых свойств. Через определенное время после измель­ 80 4i Кварц чения минерала свойства получившихся 20 Jq OJ. из него обломочных малых частиц про­ ходят точку инверсии, их реакционная 60 способность и другие свойства меняются 30 60 90 10 24 от крайне активных д о пассивных. Вре­ м и н у т ы часы мя потери свойств различно — от минут Рис. 231. Падение интенсивности термолюми­ д о суток (рис. 231) и более. Частицы несценции (TJl) нефелина и кварца во времени (Ревнивцев и др., 1992). крупнее 50 мкм не претерпевают инвер­ сии свойств. В частицах размером менее 10 мкм объемные дефекты исчезают крайне быстро. В процессах дробления и перера­ ботки руд важно уловить момент перехода через точку инверсии с тем, чтобы успеть провести до инверсии свойств максимально возможное число операций по переработке руды. Показателен и тот факт, что сразу после взрыва руды в карьере, пока дефекты еще не релаксировали, она дробится легче, этим достигается существенная экономия электроэнергии на работу дробильных устройств. Насыщенность дефектами и большая их концентрация на поверхности приводят к тому, что обломочные малые частицы в их активном состоянии (до перехода через точку инверсии свойств) не существуют изолированно, они взаимодействуют между собой и с частицами других веществ. Происходит агрегация обломочных малых частиц или их адсорбция поверхностью более крупных зерен. Эти явления сильно влияют на поведение минералов при обработке руд, и минералоги и технологи ищут способы управления ими. ТОПОХИМИЧЕСКИЕ

РЕАКЦИИ

К топохимическим отнесем реакции, протекающие непосредственно на самой по­ верхности кристалла или зерна и в тончайшем приповерхностном слое внутри кри­ сталла, в котором ещё сказывается характер строения поверхности. В геологических явлениях с таких процессов начинается любое химическое взаимодействие минерала с окружающей его средой — соседними кристаллами в горной породе, магмой, жидким раствором, смесью вулканических газов и т.д. Диапазон скоростей топохимических реакций очень широк. Это могут быть мгно­ венно происходящие явления, вызванные импульсными воздействиями, но могут быть и продолжающиеся десятки лет процессы изменения технических свойств веществ или еще более долгие превращения в мире минералов. Различают следующие предельные варианты локализации топохимических реакций: сплошная локализация на поверх­ ности кристаллов, очаговая локализация реакции на поверхности всех или некоторых граней, протекание реакций внутри кристаллов, комбинированные формы локализа­ ции топохимических реакций. Их описание мы даем по Б. М.Продану (1994). С п л о ш н а я л о к а л и з а ц и я р е а к ц и и на поверхности всего к р и с т а л л а . Это условное понятие, так как, во-первых, реакция всегда избирательно начинается в 293

каких-то т о ч к а х поверхности, а во-вторых, всегда з а х в а т ы в а е т к р и с т а л л на глубину. В любом случае н а ч а л о реакции в ы р а ж а е т с я в сплошном роевидном расположении очагов к р и с т а л л и з а ц и и по всей площади, которые, р а з р а с т а я с ь , с л и в а ю т с я и по­ к р ы в а ю т сплошь всю поверхность. Первоначально очаги з а р о ж д а ю т с я на а к т и в н ы х центрах поверхности, вероятнее всего, ими я в л я ю т с я вершины и ребра к р и с т а л л о в и зерен, д е ф е к т ы и другие с т р у к т у р н ы е неоднородности к р и с т а л л и ч е с к о й решетки. При распространении реакции по поверхности ф о р м и р у е т с я плоский ф р о н т реакции. Фронты с б л и ж а ю т с я , и в реакцию вовлекается вся поверхность. П р и м е р распростра­ нения ф р о н т а реакции по поверхности к р и с т а л л о в в лабораторном эксперименте д а е т табл. 47. Т а б л и ц а 47. Л и н е й н а я скорость ( м м / м и н ) д в и ж е н и я ф р о н т а р е а к ц и и п р и д е г и д р а т а ц и и ЫазРзОд • 6 ¾ О t, C

Грань а

Грань 6

72 68/66 63/60

0,00084/0,00120 0,00070/0,00061 0,00026/0,00016

0,0017/0,0012 0,0012/нет наблюдений 0,00044/0,00014

0

П р и м е ч а н и е : первые цифры относятся к крупному монокристаллу размером 20 X 5 мм, вторые — к мелким (0,4 X 0,8 мм).

Отчетливо п р о я в л я е т с я р а з н и ц а в скоростях захвата реакцией р а з н ы х граней и раз­ ных по размеру к р и с т а л л о в одного и того ж е вещества. С п л о ш н а я л о к а л и з а ц и я реакции на поверхности к р и с т а л л а м о ж е т о с у щ е с т в л я т ь с я на всех гранях одинаково или избирательно. Ясно, что грани к а ж д о й из простых к р и с т а л л о г р а ф и ч е с к и х ф о р м имеют (если к р и с т а л л рос в изотропной среде) свою активность вступления в химическую реакцию. В топохимии к р и с т а л л о в в ы д е л я ю т пассивные и активные грани — такое разделение граней определяется строением кри­ сталлической решетки к р и с т а л л о в . Тонко выполненные наблюдения п о к а з а л и , что активность вступления вещества в реакцию нарастает дискретно (рис. 232).

Рис. 232. Ступенчатое изменение скорости диссоциации Сс1СОз при повышении температуры (Продан, 1994).

И з сказанного следует, что "мгновенную" сплошную л о к а л и з а ц и ю реакции на по­ верхности всего к р и с т а л л а следует понимать не буквально, а л и ш ь в том смысле, что р е а к ц и я очень быстро з а х в а т ы в а е т всю поверхность. К р о м е того, в зависимости от 294

характера активных центров поверхности будет разным соотношение скоростей дви­ жения фронта реакции по поверхности и на глубину кристалла. Микрорельеф гра­ ницы раздела "поверхностной пленки" и ее "заглублений" зависит от типа дефектов, их размера и узора распределения в кристалле. О ч а г о в а я л о к а л и з а ц и я р е а к ц и и н а п о в е р х н о с т и к а ж д о й г р а н и . Этот вари­ ант описан еще в 1889 г. О. Леманном. Форма очагов локализации, их частота и узор распределения на грани определяются расположением и формой активных центров. Активными центрами могут быть границы разных структурных блоков кристаллов (слоев, лент, каналов и т.п.), места скопления дефектов, зоны и секторы различаю­ щегося состава, участки блочности, расщепления и других внутренних напряжений в кристаллах. Наблюдения в лабораторных условиях показывают, что последователь­ ность вступления в реакцию разных по своей природе активных центров подчиняется определенным закономерностям, но они сложны и изучены мало. П р о т е к а н и е р е а к ц и й в н у т р и к р и с т а л л о в . Могут иметь место очаговая локали­ зация внутри кристалла и однородное вступление в реакцию всего объема кристалла. В лабораторных экспериментах локализация реакций внутри кристалла обнаружива­ ется в виде непрозрачных точек, распределенных в нем равномерно или неравномерно. Очаги наблюдаются также в виде линий и сеток линий, непрозрачных или цветовых пластин, одиночных, параллельных, пересекающихся. Отмечается образование пятен другого вещества, известны случаи роста внутри кристаллов газово-жидких включе­ ний. Наблюдалось образование ячеистых (как губка) зон внутри кристаллов. В чистом виде все перечисленные формы топохимических реакций проявляются ред­ ко, да и сама классификация этих реакций является условной. В реальных условиях одновременно протекают разные виды ре­ акций, и соотношение между ними может быть любым. Это нередко четко проявля­ ется в морфологических особенностях всту­ пивших в топохимическую реакцию зёрен (рис. 233). Таким образом, реакционная способность одного и того ж е кристалличе­ ского вещества меняется в зависимости от характера его кристаллов — их размеров, развитых на них простых кристаллографи­ ческих форм, дефектов и их распределения по поверхности и в теле кристаллов, участ­ ков сброса внутренних напряжений в кри­ сталлах, наличия или отсутствия зон и пирамид

Рис. 233. Примеры разной морфологии зерен как отражение разного характера топохимических реакций на гранях — термическое разложение HgO в вакууме (Продан, 1994).

различающегося химического состава

ФРАГМЕНТАРНОСТЬ СТРОЕНИЯ КРИСТАЛЛИЧЕСКИХ РЕШЕТОК

Кристаллические решетки многих минералов как бы собраны природой из одинако­ вых, но по-разному чередующихся фрагментов — цепочек, лент, пакетов, блоков и бо­ лее сложных модулей. Впервые это явление было описано во фторкарбонатах редкозе­ мельных элементов — паризите, бастнезите, синхизите. Супруги Г. Донней и Д ж . Донней в 1950-х годах выявили, что кристаллические решетки этих минералов состоят из по-разному чередующихся двух одинаковых блоков (рис. 234). Они назвали это явле­ ние синтаксией. Валовой состав одного блока отвечает формуле СаСОз, другого — СеСОзР. Комбинируя их в разной пропорции, можно получить брутто-формулы паризита, синхизита и других карбонатов этого типа. Позднее Д ж . Томпсон показал, 295

что модель с т р у к т у р ы т р е м о л и т а м о ж н о мысленно собрать из лент диопсида и паке­ тов т а л ь к а , что хорошо у в я з ы в а е т с я с тем, что ф о р м у л а т р е м о л и т а к а к бы я в л я е т с я итогом суммирования, а именно: 2CaMg(Si O ) + Mg (Si Oi )(OH) = C a M g ( S i O ) ( O H ) . 2

6

3

4

0

2

2

5

8

2 2

2

Бастнезит + Синхизит = CaCe (C0 ) F 2

3

3

2

Рис. 234- Сопоставление кристаллических структур некото­ рых редкоземельных фторкарбонатов группы бастнезита (По­ варенных, 1966).

В дальнейшем было установлено несколько таких композитных ленточно-слоистых силикатов (рис. 235). Их н а з ы в а ю т биопириболами, а само явление их образования — полисоматизмом (буквально — "многотельность", рис. 236). Н а д о понимать, что та­ кой подход к т р а к т о в к е с т р у к т у р биопириболов — это т о л ь к о условность, т а к к а к ка­ ж д а я " л е н т а " ограничена теми ж е атомами, ч т о и контактирующий с ней " с л о й " , т . е .

-*Ь а

MQ (Si O ) 2

И И

2

6

14

Энстатит

Mg (Si O )(OH) 7

2

8

I

22

2

I

2

Антофиллит

2

Mg (Si O )(OH) 5

3

6

I

16

3

I

Mg (Si O )(OH)

2

17

3

Джимтомпсонит

3

20

I 2

54

I

Местеpит

6

3

Рис. 235. Сопоставление структур ленточно-слоистых силикатов, состоящих из одина­ ковых фрагментов (Buseck, Burnham, 1977).

296

эти ленточные и слоевые блоки не могут б ы т ь " и з в л е ч е н ы " из с т р у к т у р ы м и н е р а л а и существовать с а м о с т о я т е л ь н о вне её пределов. Поэтому при переводе на русский я з ы к и издании у нас американской "Минералогической энциклопедии" в 1985 г. А. Г. Бу­ л а х и В. Г. Кривовичев з а м е н и л и термин "полисоматизм" (многотельность) термином " ф р а г м е н т а р н о с т ь " . Он сразу ж е б ы л использован Б . Б . З в я г и н ы м и вошёл в отече­ ственную литературу.

(Mg AI)(OH), 1

(Cu Fe) S 1

2

2

(Mg AJ)(OH), 1

ТУ, Рис. 236. Чередование разных лент и цепочек в едином кристалле как результат замещения пироксена д р у г и м и минералами (Veblen, Buseck, 1980).

Рис. 237. Схема структуры валерита (Evans, Allman, 1967).

Фрагментарность строения к р и с т а л л и ч е с к и х с т р у к т у р п р о я в л я е т с я не т о л ь к о в ми­ н е р а л а х т и п а биопириболов, но и во многих других веществах, особенно в слоистых силикатах. У ж е давно среди них о б н а р у ж е н ы смешанослойные м и н е р а л ы . Они к а к бы состоят из послойно чередующихся пакетов — м о н т м о р и л л о н и т а и хлорита, монтмо­ р и л л о н и т а и с л ю д ы , с л ю д ы и х л о р и т а и т . д . Чередование м о ж е т б ы т ь беспорядочным или упорядоченным; п а к е т ы могут переслаиваться в любой пропорции или в строгих и притом целочисленных соотношениях — в первом случае валовой химический состав переменный, во втором он подчиняется закону стехиометрии. Многочисленные п р и м е р ы фрагментарного строения к р и с т а л л и ч е с к и х решеток с у л ь ф и д о в д а н ы в работах Э. Маковецкого, Н . Н . Мозговой и д р . (1980-е—1990-е годы). Т а к и е с т р у к т у р ы особенно х а р а к т е р н ы д л я сульфосолей, они-то и я в л я ­ ются причиной частой нестехиометричности состава многих м и н е р а л о в этого под­ класса. К числу м и н е р а л о в с ф р а г м е н т а р н ы м строением о т н о с я т с я т а к ж е своеобраз­ ные г и д р о к с и д ы - с у л ь ф и д ы и гидроксиды-карбонаты. П р и м е р о м первых с л у ж и т валерит, его с т р у к т у р а с л о ж е н а п а к е т а м и брусита и т р о и л и т а (рис. 237), а в а л о в а я ф о р м у л а непостоянна и имеет вид (Mg, Al, F e ) ( O H ) • FeS. П р и м е р о м второго я в л я ю т с я гидрот а л ь к и т и пироаурит, в их с т р у к т у р е чередуются п а к е т ы бруситового и карбонатного состава. С . М е р д и н о в 1996 г. п о к а з а л , что при их произвольном количественном соотношении возникают м и н е р а л ы переменного состава. Сходное по своей природе явление нестехиометрии составов было описано в 1973 г. А. Г. Б у л а х о м и М. Д . Евдоки­ мовым, а з а т е м в 1976 г. Н. И. Органовой, 3 . В. Ш л ю к о в о й и д р . на примере с л о ж н ы х по составу калиево-бариевых гидроксилсиликатов т и т а н а и ниобия (лабунцовит, ненадкевичит д р . ) . А. Г. Б у л а х и М. Д . Евдокимов п р е д л о ж и л и тогда модель "блочного" строения к р и с т а л л о в этих веществ с м е н я ю щ и м с я соотношением " б л о к о в " (фрагмен­ тов) в к р и с т а л л и ч е с к и х постройках этих минералов. Позднее А. Г. Б у л а х , В. Г. К р и ­ вовичев, А . А . З о л о т а р е в (1995) п о п ы т а л и с ь р а з г р а н и ч и т ь п о н я т и я " ф р а г м е н т а р н о с т ь строения к р и с т а л л и ч е с к и х решеток минералов" и " б л о ч н ы й и з о м о р ф и з м " . Границы оказались размытыми. 2

В 80-е — 90-е годы п о л о ж е н о н а ч а л о в ы я в л е н и ю и изучению серий ф р а г м е н т а р н ы х с т р у к т у р . В м и н е р а л а х и искусственных веществах к а ж д о й такой серии к р и с т а л л и 297

ческие с т р у к т у р ы построены из общих модулей, или ф р а г м е н т о в , одних и тех ж е исходных (базисных) с т р у к т у р . Еще раньше, в 70-е годы, Н. В. К о т о в , Э. А . Г о й л о и В. А . Ф р а н к - К а м е н е ц к и й д о к а з а л и принципиальную в а ж н о с т ь учета т а к и х модулей в к р и с т а л л и ч е с к и х постройках слоистых силикатов при изучении природных процес­ сов их превращения д р у г в друга. Несомненно, такое ж е подобие элементов с т р у к т у р облегчает процессы псевдоморфного и другого замещения многих минералов друг дру­ гом. Ф а к т существования ф р а г м е н т а р н ы х с т р у к т у р р о ж д а е т еще одну проб­ лему — проблему того минимального объема кристаллического вещества, которое со­ ответствует минералу к а к индивидуальному химическому соединению. Минерал к а к с а м о с т о я т е л ь н а я ф а з а в настоящее в р е м я м о ж е т б ы т ь установлен в к р и с т а л л а х , объем которых превышает объем его д е с я т и элементарных ячеек, так к а к т о л ь к о такое (или большее) количество вещества способно д а т ь при рентгеновском иссле­ довании ч е т к у ю д и ф р а к ц и о н н у ю картину. Но методы исследования все совершен­ ствуются, их чувствительность все растет. Несомненно будет изменена и э т а со­ вершенно условная оценка минимального объема минерала. Фрагментарность стро­ ения к р и с т а л л и ч е с к и х решеток м о ж е т тогда выступить к а к ф а к т сосуществования в одной с т р у к т у р е и к р и с т а л л е р а з н ы х " ф а з " , дело т о л ь к о в тех условностях тер­ минов " м и н е р а л " и " м и н е р а л ь н ы й вид", которые могут з а м е н и т ь в будущем при­ н я т ы е сейчас условные п о н я т и я . Условность ж е нынешнего п о н я т и я " м и н е р а л ь н ы й вид" проиллюстрируем выявленным в 90-е годы венгерским минералогом Й. Додони 30-секториальным строением изучавше­ гося им серпентина (рис. 238). И н д и в и д ы минерала имеют ф о р м у волокон секториального строения, сетки кристаллической решетки располагаются с п и р а л я м и , все к о л ь ц а спиралей имеют разное строение. Р и т м повторяемости т е т р а э д р о в , ионов маг­ ния, молекул H O м е н я е т с я от спирали к спирали, он р а з н ы й в р а з н ы х секторах кри­ с т а л л а . Это один минерал, но к к а к о м у ми­ неральному виду его отнести или с к о л ь к о здесь р а з н ы х м и н е р а л ь н ы х видов? З а к а н ч и в а я эту главу, еще р а з обратим внимание на то, что любой минералогиче­ ский процесс начинается с явлений, про­ текающих в микромире минералов. Эти я в л е н и я изучены слабо, и м ы попытались обобщить и систематизировать еще разроз­ ненные наблюдения и частные т о л к о в а н и я их природы. Л ю б о з н а т е л ь н ы й студент мо­ ж е т попробовать освоить и использовать в своей работе методы электронной микро­ скопии и м и к р о д и ф р а к ц и и , методы рентге­ новского микрозондового а н а л и з а состава минералов. Они хорошо описаны в учебных пособиях В. Ф. Б а р а б а н о в а и соавт. "Физи­ ческие методы исследования минералов в Рис. 238. Схема структуры серпентина геохимии" ( Л . , 1991), В . К . Г а р а н и н а и со­ спирально-секториального строения (Dodony, 1996). авт. " Электронно-зондовые методы изуче2

298

ния минералов. Руководство к л а б о р а т о р н ы м з а н я т и я м " (M., 1987). К р а т к и е сведе­ ния д а н ы в "Минералогической энциклопедии" (JI., 1985, сс. 42, 312-313, 334-340). Есть и другие интересные книги, и хотя их довольно трудно найти, все ж е назовем их: " М и к р о м и н е р а л о г и я — предмет, методы, применение" Р . И . К о н е е в а , О . К . К у ш м у радова, А. X . Т у р е с е б е к о в а (Ташкент, 1994); " Ф и з и к а м а л ы х частиц" Ю . И . П е т р о в а (M., 1982); " Т е х н о л о г и ч е с к а я минералогия обломочных м а л ы х частиц" В . И . Р е в н и в цева, Г . И . Д о л и в о - Д о б р о в о л ь с к о й , П . С . В л а д и м и р о в а (СПб., 1992); " Т о п о х и м и я кри­ с т а л л о в " Б . М. П р о д а н а (Минск, 1994). Контрольные 1. 2. 3. 4. 5. 6.

вопросы

Каковы границы микромира минералов и как обоснован их выбор? Как меняются свойства минералов в микрочастицах? Назовите примеры минералов из микромира. Каковы причины принадлежности минералов к микромиру? Что такое инверсия свойств обломочных мелких частиц? Что такое фрагментарность строения кристаллических решеток минералов?

Глава

22

ЭЛЕМЕНТЫ ПРИКЛАДНОЙ МИНЕРАЛОГИИ

ПОИСКОВАЯ

МИНЕРАЛОГИЯ

Прикладная минералогия решает задачи практического использования минерало­ гических знаний. Ее главными направлениями являются поисковая, технологическая, техническая минералогия, минералогическое материаловедение. Наука и практика постоянно рождают иные направления прикладной минералогии. Значительна роль минералов и минералогических методов в геммологии и в некоторых областях меди­ цины. Поисковой минералогией назовем комплекс исследований, направленных на разра­ ботку минералогических критериев поиска минеральных месторождений и практиче­ ское использование этих методов. Минералогические признаки руд издревле были главными при их поисках, совершенство знания этих признаков рудознатцами до сих пор удивляет нас. Историческим фактом является то, что разрабатываемые сейчас многие месторождения киновари, золота, меди, слюды были вновь открыты в наше время на местах давно заброшенных и поэтому забытых древних горных выработок. В настоящее время поисковые работы обязательно включают комплексное исполь­ зование геологических, геофизических, геохимических и минералогических методов. В 1939 г. А. Е.Ферсман опубликовал основополагающую монографию "Геохимические и минералогические методы поиска месторождений полезных ископаемых", показав в ней необходимость и формы умелого сочетания этих методов. Однако минерало­ гические поисковые признаки постепенно отступили на второй план в методических руководствах и инструкциях для геологов-практиков разного профиля. Им у ж е не учат или считают их частью геохимических признаков. Мы акцентируем здесь внима­ ние студентов на чисто минералогических признаках. Выделяют следующие минералогические поисковые признаки: а) устойчивые ассо­ циации минералов; б) "запрещенные" сочетания минералов; в) обнаружение минералаиндикатора руды или какого-либо определенного процесса; г) индикаторные черты конституции минерала — его состава, структуры; д) морфологические особенности ми­ нерала. Очень важно выявить не просто индикаторные минералы, а те из них, которые обладают градиентом свойств (закономерным изменением каких-либо свойств мине­ рала по мере приближения к рудному телу и т.п.). Е с т е с т в е н н ы е ( у с т о й ч и в ы е ) а с с о ц и а ц и и м и н е р а л о в . Такие ассоциации, кото­ рые могут быть использованы как поисковые признаки, должны быть прежде всего простыми, легко и быстро узнаваемыми. Главные такие ассоциации перечислены в та­ блицах Приложения — студенту их надо твердо знать и уметь определять визуально. 300

Выработка у себя этого знания и умения должна являться одним из итогов прохожде­ ния курса минералогии. Другой метод выявления характерных ассоциаций минералов и поиска по ним ми­ неральных месторождений называется шлиховым анализом. Шлих— это концентрат зерен тяжелых минералов, извлеченных из песка, конгломерата и других рыхлых от­ ложений на отмелях, в руслах рек, полосе пляжа, эоловых наносах пустынь. Легкие минералы в этих условиях под действием волн, водных потоков, ветра отсеиваются, а более тяжелые накапливаются. Тяжелые минералы (обычно они зеленые, красные и черные) слагают участки, прослои, линзы темных или д а ж е черных песков. Известно, что в них среди других минералов встречаются промышленные концентрации золота, платины, циркона, ильменита. Шлих получают искусственным путем, отмывая тяже­ лые минералы от легких в специальном ковше или лотке. По минеральному составу шлиха можно оценивать распространенность различных горных пород в питающей провинции и вести поиск полезных ископаемых. При об­ следовании речной системы для этого берут серию шлиховых проб в русле реки и ее притоках снизу вверх по течению. Определяя минеральный состав шлихов, посте­ пенно выявляют области (участки), откуда в русло реки и ее притоков могли посту­ пать те или иные минералы. Широко известен успех предложенного Н. Н. Сарсадских и А. А. Кухаренко метода поиска коренных месторождений алмазов в Якутии по на­ личию в составе шлихов красных, хорошо заметных зерен пиропа — частого спутника алмаза в кимберлитовых трубках Африки. Этим методом Н. Н. Сарсадских и Л. А. Попугаева, изучая шлихи в реке и ее притоках, выявили по пиропам водораздельный участок, откуда должны были поступать в русло пиропы, и на нем Л. А. Попугаева действительно обнаружила первое в СССР коренное месторождение алмазов. " З а п р е щ е н н ы е " с о ч е т а н и я м и н е р а л о в . Это косвенный признак (действие пра­ вила "Не ищи здесь — бесполезно"). Приведем лишь два примера таких "запретов": с кварцем не встречаются нефелин, лейцит, корунд, шпинель; с пиритом обычно не ассоциирует пентландит. О б н а р у ж е н и е м и н е р а л а - и н д и к а т о р а . Такие минералы своим присутствием ука­ зывают на определенный генетический или промышленный тип минерального место­ рождения. Минералы-индикаторы должны быть хорошо заметными и легко узнава­ емыми. Так, кристаллы шпинели в мраморе в докембрийской толще переслаивания мраморов и кристаллических сланцев свидетельствуют о возможности обнаружения флогопитового месторождения. Рядом с эритрином должна быть первичная руда с арсенидами кобальта, здесь же могут быть урановые руды. Примеры минераловиндикаторов приведены в таблицах Приложения. И н д и к а т о р н ы е ч е р т ы к о н с т и т у ц и и м и н е р а л а . Это особые черты его состава и структуры. Их можно выявить прямыми методами, а можно опираться на физиче­ ские свойства, отражающие первопричину — состав и структуру минерала. Вот про­ стые примеры. По составу граната можно точно или почти точно оценить, в каких горных породах он образовался. Таким ж е чувствительным индикатором характера рудоносности является химический состав блеклых руд. Известен ярко проявленный типохимизм турмалинов: полихромные и розовые (марганецсодержащие) турмалины почти безошибочно указывают на некоторые редкометалльные руды. Прогноз про­ дуктивности пегматитов может быть дан по количеству в полевом шпате изоморфных примесей рубидия, цезия, бария. Использование структурных особенностей минерала как поискового признака можно показать на примере блеклых руд в золоторудном Березовском месторождении на Урале. Золото здесь добывают из гидротермальных сульфидно-кварцевых жил мощ­ ностью обычно не более 10 см. Жилы эти залегают в дайках гранодиоритов, рассекая 301

Рис. 239. Схема строения Березовского месторождения. Слева — сеть даек гранодиоритов (черные линии), к которым приуро­ чены золотоносные кварцевые прожилки (заштрихована площадь руд­ ника); справа — кварцевые золотоносные жилы (черные линии на ри­ сунке). Они преимущественно расположены в дайке гранодиорита ( 2 ) , во вмещающих э т и дайки зеленокаменных горных породах (2) золотоносных жил мало.

их поперек, с л о в н о с т у п е н ь к и переносной л е с т н и ц ы (рис. 239), они т а к и н а з ы в а ю т с я — л е с т н и ч н ы е . Д а й к и п р я м о л и н е й н ы е , д о с т и г а ю т в д л и н у н е с к о л ь к и х к и л о м е т р о в и про­ с т и р а ю т с я м е р и д и о н а л ь н о . Н о не по всей д л и н е и глубине э т и х д а е к сосредоточенные в них к в а р ц е в ы е ж и л ы з о л о т о н о с н ы . И х надо с п е ц и а л ь н о в ы я в л я т ь .

W200 О

Рис. 240. Зависимость геометрической кон­ станты пространственной решетки (ао) в блеклой руде Березовского месторождения от содержания в ней мышьяка. в IZ 16 Ae Массовая доля; %

302

Рис. 241. И З О Л И Н И И значений ао и мышьяковистость (в масс. %) блеклой руды (точки) на площади старого рудника (прямоуголь­ ник) и окружающей территории (Чесноков, 1973).

З о л о т о в к в а р ц е в ы х ж и л а х находится в с у л ь ф и д а х (пирите, б л е к л ы х рудах, х а л ь ­ копирите, галените) в виде частичек ми­ кроскопического р а з м е р а — золотин, имею­ щих в поперечнике менее 0,1 м м . Н а д о уметь в ы я в и т ь у ч а с т к и сульфидно-кварце­ вых ж и л , где с у л ь ф и д ы обогащены в к л ю ­ чениями золотин. Б . В. Чесноков в 70-х го­ дах установил, ч т о чем б л е к л ы е руды бо­ лее м ы ш ь я к о в и с т ы е , т е м больше вростков золотин с о д е р ж и т с я в с у л ь ф и д а х . А содер­ ж а н и е м ы ш ь я к а в л и я е т на геометрическую постоянную пространственной решетки ао с т р у к т у р ы б л е к л ы х руд (рис. 240). Оцени­ в а я величину ао экспресс-методами рентгеноструктурного а н а л и з а , Б . В. Чесноков по­ к а з а л , что в районе Березовского месторо­ ж д е н и я в о з м о ж н ы у ч а с т к и ранее неизвест­ ных и поэтому еще не р а з р а б о т а н н ы х з о л о т ы х руд к северу от с т а р ы х ш а х т (рис. 241). М о р ф о л о г и ч е с к и е о с о б е н н о с т и м и н е р а л а . Нередко они могут играть р о л ь по­ искового п р и з н а к а . Известны работы, д о к а з ы в а ю щ и е , что в облике к р и с т а л л о в кино­ вари, пирита, к в а р ц а , корунда, касситерита, шпинели, ф о р с т е р и т а , циркона, к а л ь ц и т а , ф л ю о р и т а и других м и н е р а л о в чутко о т р а ж а ю т с я условия их образования (отсюда и родился термин " т и п о м о р ф и з м " — т и п и ч н а я ф о р м а ) . П о к а ж е м сущность такой взаи­ мосвязи на примере изучения Н. 3 . Евзиковой морфологии к р и с т а л л о в к а с с и т е р и т а в оловорудных г и д р о т е р м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и я х Д а л ь н е г о Востока. На основе изучения зональности к р и с т а л л о в и их габитуса Н . З . Е в з и к о в а устано­ вила, что во времени облик к р и с т а л л о в касситерита м е н я е т с я от изометричного через бочонковидный до копьевидного, затем столбчатого и, наконец, игольчатого. Она пи­ шет: " З н а н и е эволюции облика к р и с т а л л о в д л я определения значительности минера­ лизации в том месте, где к р и с т а л л ы найдены. Ведь при д в и ж е н и и рудного вещества из недр до поверхности земли к р и с т а л л ы оседают из него при разной температуре, раз­ ном составе и т . д . , что з а с т а в л я е т их б ы т ь р а з н ы м и по облику в к о р н я х ж и л ы , центре или в верхах. П р и этом п о д т в е р ж д а е т с я старинное горняцкое наблюдение, что ран­ ние продукты к р и с т а л л и з а ц и и доминируют внизу ж и л ы , а поздние — з а л е г а ю т выше. К о л ь скоро изометрические к р и с т а л л ы касситерита с а м ы е ранние, то они чаще встре­ чаются в корнях, а игольчатые к р и с т а л л ы касситерита, к а к с а м ы е поздние, напротив, чаще в с т р е ч а ю т с я в верхах. Ц е н т р а л ь н ы е ж е части ж и л ы богаты п р о м е ж у т о ч н ы м и по возрасту к р и с т а л л а м и столбчатого габитуса (рис. 242). И з такой связи времени и места к р и с т а л л и з а ц и и м и н е р а л а и облика его к р и с т а л л о в м о ж н о найти ответ на сугубо производственные вопросы: 303

оловянных руд

Рис. 242. Принципиальное соответствие зонального строе­ ния кристалла касситерита (а) и распределения разных по габитусу кристаллов в пределах месторождения (6). Жирной линией ограничен блок промышленных оловян­ ных руд (Евзикова, 1984); I—V — зоны роста кристаллов.

1. Сильно ли р а з м ы т а ж и л а ? ( Ж и л а тем сильнее р а з м ы т а , чем больше в ее составе к р и с т а л л о в ранних стадий образования.) 2. Д а л е к о ли протягивается ж и л а ? ( Ж и л а тем протяженнее, чем незаметнее меня­ ется в ней к р и с т а л л и ч е с к и й облик минерала.) 3. К а к близко находится геолог к наиболее продуктивному горизонту ж и л ы ? (Гео­ лог тем б л и ж е к наиболее продуктивному горизонту ж и л ы , чем больше ему попадается к р и с т а л л о в " п р о м е ж у т о ч н о г о " облика.)" Мы привели конкретные примеры минералогических поисковых признаков, однако не смогли д а т ь каких-либо общих правил и критериев. Это не случайно: явление т и п о м о р ф и з м а минералов с л о ж н о , многообразно и в р а з н ы х с л у ч а я х м о ж е т иметь разные в ы р а ж е н и я . ТЕХНОЛОГИЧЕСКАЯ

МИНЕРАЛОГИЯ

Р о л ь минералогических исследований в разработке технологических схем обогаще­ ния минерального с ы р ь я и извлечения из него полезных компонентов велика. По В. М. И з о и т к о и Б . И.Пирогову, технологическая минералогия объединяет все минера­ логические исследования, связанные с изучением технологических свойств минералов, разработкой рациональных схем их обогащения, к о м п л е к с н ы м использованием мине­ рального с ы р ь я . Исследования начинаются с установления количественного минерального состава разведуемого с ы р ь я . Затем вместе с геологами-разведчиками и технологами-обогати304

т е л я м и р а з р а б а т ы в а е т с я к л а с с и ф и к а ц и я природных технологических разновидностей этого с ы р ь я . В ы я в л я ю т с я все м и н е р а л ы - к о н ц е н т р а т о р ы полезного компонента и их спутники (рис. 243). И з у ч а ю т с я особенности морфологии, конституции, ф и з и ч е с к и х свойств минерала, сказывающиеся на измельчаемости и обогащаемости минералов (табл. 48). Н а о п ы т н ы х пробах исследуется м и н е р а л ь н ы й состав всех п р о м е ж у т о ч н ы х продуктов обогащения с ы р ь я и окончательного концентрата. И з у ч а е т с я м и н е р а л ь н ы й состав отходов производства д л я р а з р а б о т к и безотходной технологии.

Рис. 24З. Распределение и состав минерального сырья в раз­ резе месторождения алунита по результатам его детальной разведки.

Т а б л и ц а 48. С в о й с т в а м и н е р а л о в , и с п о л ь з у е м ы е в р а з л и ч н ы х процессах и методах обогащения Процесс или метод обогащения Дробление и измельчение Флотация

Магнитное обогащение Электростатическая сепарация

Гравитационное разделение

Свойства минералов Твердость, прочность межатомных связей, энергия разрушения Взаимодействие с водой (смачиваемость) и реагентами, окисляемость под действием воды и реагентов Магнитная восприимчивость, магнитная проницаемость Электрические и полупроводниковые свойства (удельное сопротивление, тип проводимости, диэлектрическая проницаемость) Плотность

Место технологической минералогии в освоении м и н е р а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и й по­ к а ж е м на примере геологической разведки Селигдарского м е с т о р о ж д е н и я апатита и работы Ковдорского горно-обогатительного комбината. Селигдарское месторождение апатита расположено на Алданском к р и с т а л л и ч е с к о м щите ( Ю ж н а я Я к у т и я ) . Оно приурочено к докембрийской толще переслаивания апатитоносных карбонатных пород (это переработанные г и д р о т е р м а л ь н ы м и р а с т в о р а м и 305

б

Рис. 2 4 4 - Геологическое строение Селигдарского месторождения апатита в Яку­ тии (Булах и д р . , 1990). а — ландшафт местности в районе месторождения (вид с востока). 1 — сиениты и монцониты Томмотского массива (гора "Голец Батько"); 2—доломиты юдомской свиты; 3—кристаллические сланцы, гнейсы, мраморы, кальцифиры; 4 — те же породы, относительно обогащенные апатитом; 5—условные контуры Селигдарскогр месторождения апатита, э т о изолиния содержания Р2О5 3,12%. 6— геологичеЪкий разрез и контуры месторождения, проведенные по бортовому со­ д е р ж а н и ю Р 2 О 5 3,12%.

к а л ь ц и т о в ы е и доломитовые мраморы) и р а з л и ч н ы х гнейсов и сланцев. Все эти породы п е р е м я т ы в с л о ж н ы е с к л а д к и , а затем после с т р а т и г р а ф и ч е с к о г о п е р е р ы в а и р а з м ы в а они б ы л и горизонтально п е р е к р ы т ы п л а т ф о р м е н н ы м и о т л о ж е н и я м и (рис. 244, а). По системам р а з л о м о в к л и н ь я п л а т ф о р м е н н ы х о т л о ж е н и й вдвинуты вниз в докембрийскую с к л а д ч а т у ю толщу. Месторождение было о т к р ы т о при геолого-съемочных работах по нескольким вы­ в а л а м м р а м о р о в н а склонах гор. М р а м о р ы с о д е р ж а л и крупные (3-10 см) к р и с т а л л ы апатита в ассоциации с магнетитом и флогопитом. Здесь ж е т р и больших с к а л ь н ы х выхода коренных горных пород б ы л о с л о ж е н о среднезернистыми к в а р ц с о д е р ж а щ и м и 306

м р а м о р а м и с равномерно распределенными в них призматическими в ы д е л е н и я м и (3-5 мм длиной) апатита. Д р у г и х обнажений не было. Первых три года предварительной геологической разведки м е с т о р о ж д е н и я ушло на выяснение его геологической с т р у к т у р ы , выявление всех горных пород, р а з в и т ы х в его пределах, и всех минералов-концентраторов ф о с ф о р а , поиск других потенциально цен­ ных минералов и предварительные технологические испытания процессов дробления и обогащения болыпеобъемных (1 т и более) проб апатитового с ы р ь я . Эти работы за­ вершились оконтуриванием м е с т о р о ж д е н и я по изолинии бортового с о д е р ж а н и я P О 5 в породе (в итоге этих трехлетних работ з а экономически рациональное б ы л о при­ н я т о число 3,12%, рис. 244, б), вычленением из объема м е с т о р о ж д е н и я непродуктив­ ных на ф о с ф о р блоков, подсчетом запасов P O s в месторождении. В последующие т р и года в ы п о л н я л а с ь д е т а л ь н а я геологическая разведка, з а в е р ш и в ш а я с я полупро­ м ы ш л е н н ы м и испытаниями процессов добычи с ы р ь я , его дробления, обогащения и получения промышленного концентрата апатита. В ходе геолого-разведочных работ на Селигдарском месторождении минералоги гео­ логической с л у ж б ы , проектных институтов и предприятий в ы я с н и л и , ч т о единствен­ ным концентратором ф о с ф о р а в м р а м о р а х и о к р у ж а ю щ и х горных породах я в л я е т с я апатит. Б ы л и изучены его химический состав, м о р ф о л о г и я и р а з м е р зерен, харак­ тер срастаний с другими минералами во всех природных разновидностях мраморов, сланцев и гнейсов, проведены лабораторные испытания процессов обогащения всех разновидностей м р а м о р о в и установлен х а р а к т е р в л и я н и я примесей ангидрита, гипса, т а л ь к а , серпентина, хлорита на извлекаемость апатита из горно-рудного с ы р ь я . Д л я этого и з у ч а л о с ь поведение минералов на всех ступенях процесса. По итогам этих работ геологи, технологи и минералоги отнесли все руды к единому технологическому типу, но в ы д е л и л и в объеме м е с т о р о ж д е н и я шесть природных разновидностей руд с раз­ ным средним с о д е р ж а н и е м P O s и по-разному ведущих себя в процессе их обработки и обогащения: 2

2

2

Содержание P О 5 , % 5,38 5,23 7,01 5,79 6,79 10,26 2

Апатито-доломитовая Апатито-кальцитовая Апатито-мартито-кварцево-карбонатная Апатито-сульфатно-карбонатная Апатито-силикатно-карбонатная Лезинтегрированная приповерхностная руда Руда среднего состава

6,74

И т а к , д л я эксплуатации м е с т о р о ж д е н и я б ы л а п р е д л о ж е н а единая схема обработки (рудоподготовки) и обогащения, р а с с ч и т а н н а я н а руду среднего состава. И с п ы т а н и я б ы л и выполнены н а 30-тонноЙ пробе такой р у д ы . Ее дробили, подвергали магнит­ ной сепарации, з а т е м н а с т у п а л процесс ф л о т а ц и и : в пене с п е ц и а л ь н ы х веществ апа­ тит в с п л ы в а л , а все остальные примеси о к а з ы в а л и с ь в осадке. О т ф л о т и р о в а н н у ю массу п р о м ы в а л и , высушивали и так получали апатитовый концентрат. Однако в п р о м ы ш л е н н ы х испытаниях к а ж д а я природная разновидность с ы р ь я вела себя посвоему. Минералогические исследования п о к а з а л и , что особенно с н и ж а ю т выход апа­ титового концентрата т а л ь к и ангидрит, так к а к они т о ж е в с п л ы в а ю т под действием ф л о т о р е а г е н т о в , причем на степень ф л о т и р у е м о с т и ангидрита в л и я ю т степень его дро­ бления и х а р а к т е р спайных в ы к о л к о в . Пришлось в ы п о л н и т ь д е т а л ь н о е минералого307

технологическое к а р т и р о в а н и е м е с т о р о ж д е н и я , чтобы установить х а р а к т е р распреде­ л е н и я в объеме м е с т о р о ж д е н и я по-разному обогащающихся руд. П р и р а з р а б о т к е ме­ с т о р о ж д е н и я предстояло смешивать их в определенной пропорции, чтобы продукт до­ бычи был все в р е м я эквивалентен среднему составу руды. Н а этом примере видно, что судьба любого м е с т о р о ж д е н и я зависит не с т о л ь к о от геологов, с к о л ь к о от их со­ вместной работы с минералогами и технологами. N

Рис. 245. Схема геологического строения Ковдорского массива. / — оливиниты, пироксениты и другие щелочно-ультраосновные горные породы; 2 — мельтейгиты; 3—форстерит-кальцитовые породы; 4 — кальцитовые породы.

Ковдорский горно-обогатительный комбинат ( М у р м а н с к а я обл.) з а н я т разработ­ кой к о м п л е к с н ы х железо-фосфорно-циркониевых руд. М е с т о р о ж д е н и е приурочено к палеозойскому интрузиву оливинитов, пироксенитов, м е л и л и т о в ы х пород и мельтейгитов. Оно п р е д с т а в л я е т собой в е р т и к а л ь н о уходящее без изменений н а глубину более 2 к м т е л о эллипсовидного-сечения, которое с л о ж е н о рудоносными форстеритк а л ь ц и т о в ы м и и к а л ь ц и т о в ы м и породами (рис. 245). Главными к о н ц е н т р а т о р а м и ж е 308

л е з а в них я в л я е т с я магнетит, пятиокиси ф о с ф о р а — апатит, циркония — бадделеит Z r O . Рентабельные д л я освоения разновидности руд д о б ы в а ю т с я в о т к р ы т о м ка­ рьере. Среднее содержание Fe в них составляет 27,20%, P O s - 7 , 0 5 % , Z r O — о к о л о 0,14%. 2

2

2

Вермикулитовый карьер и обогатительная

Железорудный карьер (16 млн.т ежегодно)

и

Флогопитовый рудник г а т и т е л ь н а я фабрика -

о б 0

Хранилище неиспользованных ру,

Строительные материалы Известкование почв Mgt—магнетит

Ар—апатит Bd-бадделеит

Рис. 246. Схема разработки и обогащения руд Ковдорского месторождения. В скобках-—максимальное (теоретическое) содержание F e P j O s Z K ^ в минералах (масс. %). 1

1

К а к и во многих других месторождениях, общий м и н е р а л ь н ы й состав и х а р а к т е р с л о ж е н и я ковдорских руд очень непостоянны, а м о р ф о л о г и я , р а з м е р ы зерен и кри­ с т а л л о в рудных минералов, их свойства, химический состав, внутреннее строение, ха­ р а к т е р срастаний с другими компонентами руд весьма разнообразны. Около 15 лет р а з р а б а т ы в а л а с ь схема обогащения руд этого м е с т о р о ж д е н и я (рис. 246). Но у ж е в первые годы его эксплуатации были з а ф и к с и р о в а н ы случаи заниженного по сравне­ нию с проектным извлечения ж е л е з а из руд. Т щ а т е л ь н о выполненные минералогом О. М. Римской-Корсаковой исследования в ы я в и л и неоднородность состава магнетита в р а з н ы х природных разновидностях руд и показали, что в о т р а б а т ы в а в ш и х с я тогда бло­ ках руды магнетит был изоморфно обогащен магнием, алюминием и титаном, а з а счет этого соответственно обеднен ж е л е з о м . В технологию отработки месторождения б ы л о включено усреднение состава руд перед их дроблением и последующим обогащением. Д е л а е т с я это в принципе просто, если у ж е имеются д е т а л ь н ы е к а р т ы к а р ь е р о в и подземных горных выработок с границами распространения р а з н ы х минералогических сортов руды. Н а к а р т а х у к а з ы в а ю т с я , во-первых, общее с о д е р ж а н и е ж е л е з а в пре­ д е л а х всех разграниченных на к а р т е участков и, во-вторых, содержание ж е л е з а и других химических компонентов в магнетите. Т а к и е к а р т ы н а з ы в а ю т с я минералого309

технологическими к а р т а м и м е с т о р о ж д е н и я . По этим к а р т а м п л а н и р у ю т с я объемы до­ бычи руды на р а з н ы х у ч а с т к а х с тем, чтобы всё в р е м я усреднять состав добываемой горной массы. В м е л к и х м е с т о р о ж д е н и я х д л я этого всю руду ссыпают н а громадных площадках, механически перемешивают бульдозерами и затем подают на дробление. При обработке таких крупных месторождений, как Ковдорское, заранее подсчитывают ежесменное (ежечасное) количество руды (проще — число самосвалов или вагонеток), которое предстоит д о б ы т ь из к а ж д о г о блока к а р ь е р а или подземной горной выработки и з а т е м смешать перед дроблением и обогащением. 1.40,75% P O 2

11.37,16% P O

5

2

1.29,96% P O 2

5

5

Рис. 2 4 7 . Т И П Ы апатита в рудах и содержание тах их обогащения (Пирогов и др., 1988).

P О5 2

в продук­

Д а л ь н е й ш и е работы Б . И. Пирогова, В. И. Т а р а с е н к о , И. В. Холошина и других ис­ следователей на Ковдорском железорудном м е с т о р о ж д е н и и п о к а з а л и , ч т о д а ж е при сходном с о д е р ж а н и и ж е л е з а м а г н е т и т ы в процессах измельчения имеют р а з н ы е техно­ логические свойства, а значит, обогащаются т о ж е по-разному и поэтому д а ю т магнетитовые концентраты с существенно неоднородным с о д е р ж а н и е м ж е л е з а . П р и ч и н а т а к и х р а з л и ч и й в технологических свойствах з а к л ю ч а е т с я в том, что м а г н е т и т ы одного и того ж е химического состава р а з л и ч а ю т с я по морфологии и р а з м е р у к р и с т а л л о в , степени д е ф е к т н о с т и их внутреннего строения, х а р а к т е р у (форме, размеру) вростков других минералов. Б ы л и в ы я в л е н ы т р и технологические разновидности магнетита в рудах (табл. 49), и составлена к а р т а их распределения в пределах м е с т о р о ж д е н и я . Р а з н ы м о к а з а л с я т а к ж е и апатит: он представлен по крайней мере т р е м я м о р ф о л о г и ч е с к и м и разновидностями (рис. 247). К а ж д а я из них при извлечении из руды д а е т концентрат 310

с р а з н ы м с о д е р ж а н и е м Р2О5. Х у ж е всего и з в л е к а е т с я из руды а п а т и т третьего типа, но именно руд с т а к и м апатитом больше всего в м е с т о р о ж д е н и и (рис. 248). Выпол­ ненные исследования и составленные минералого-технологические к а р т ы позволяют ориентироваться и более рационально о т р а б а т ы в а т ь м е с т о р о ж д е н и е и обогащать руду.

Типы апатита

Рис. 248. Минералого-технологическая карта распределения апатита в Ковдорском комплексном месторождении (Пирогов и д р . , 1988).

В ходе механической переработки и обогащения руд м и н е р а л ы не о с т а ю т с я неизме­ ненными. В э т и х технических процессах в ы р а с т а е т д е ф е к т н о с т ь к р и с т а л л о в , совер­ ш а ю т с я п о л и м о р ф н ы е превращения, повышается у д е л ь н а я поверхность зерен и, к а к следствие, м е н я ю т с я их ф л о т а ц и о н н а я активность, электрические, м а г н и т н ы е и другие технологические свойства. Приведем т а к и е примеры преобразований м и н е р а л о в при обработке и обогащении минерального с ы р ь я по д а н н ы м Б . И. Пирогова: 1) изменение п а р а м а г н и т н ы х центров; 2) преобразование минералов в п л о т ь д о а м о р ф и з а ц и и , по­ я в л е н и я новых ф а з , новых п о л и м о р ф н ы х и политипных м о д и ф и к а ц и й ; 3) перестройка доменных с т р у к т у р м и н е р а л о в при измельчении и магнитной сепарации; 4) избира311

Т а б л и ц а 49. С в о й с т в а м а г н е т и т а р а з н ы х т е х н о л о г и ч е с к и х в Ковдорском месторождении Техноло­ гическая разновид­ ность маг­ нетита

Точка Кюри, C 0

Твер­ дость, МПа

Магнитные характеристики* I

II

III

IV

разновидностей Содер­ жание железа в концен­ трате, %

1-я

556

7050

1,3

2-я

564

6400

0,8

3-я

566

5820

0,6

0,3140,039 0,2130,040 0,1820,033

59

1866

63,2

68

3613

64,3

74

3900

65,4

3

* I — магнитная вязкость; II — удельная магнитная восприимчивость, м / к г ; III — коэрцитивная сила, А / м ; IV — плотность энергии намагничивания, Д ж / м . 3

тельное измельчение минералов и возрастание неоднородности дробленого материала; 5) изменение поверхностных свойств частиц; 6) появление пленок окисления и дру­ гих изменений на частицах. В результате на разных стадиях дробления и обогащения у минералов проявляются разные свойства. Их надо знать, чтобы контролировать процессы обработки руды. Большие перспективы открывают возможности направленного изменения свойств минералов путем "генерирования" или "залечивания" дефектов кристаллической ре­ шетки. Это может быть осуществлено разными способами: механическим (особые режимы и приемы измельчения руд), акустическим (ультразвуковая обработка), тер­ мическим (нагревание и последующее быстрое или медленное охлаждение), химиче­ ским (протравливание, обработка реагентами, способными "легировать" поверхность минералов примесными ионами), радиационным (облучение рентгеновскими и гаммалучами, потоками быстрых частиц и т. п.). ТЕХНИЧЕСКАЯ МИНЕРАЛОГИЯ И МИНЕРАЛОГИЧЕСКОЕ

МАТЕРИАЛОВЕДЕНИЕ

Техническая минералогия — это обширная, не имеющая определенных границ об­ ласть прикладной минералогии. К ней можно отнести исследования разнообразных техногенных веществ —аналогов минералов: во-первых, это вещества, образующиеся в шлаках, золах, осадках, на стенках разных труб и резервуаров; во-вторых, продукты раскристаллизации оптических и специальных стекол; в-третьих, продукты преобразо­ вания захороненных отходов промышленного производства и отвалов пустой породы; в-четвертых, вещества ("минералы"), образующиеся в агломератах и шлаках в ходе различных металлургических процессов. Опыт и знания минералога и владение мине­ ралогическими методами исследования кристаллических веществ дают возможность уверенно диагностировать различные техногенные аналоги минералов, что важно для решения разных технических задач. В свою очередь, выяснение условий образования таких техногенных веществ нередко значительно дополняет представления о природ­ ном генезисе минералов. Вот некоторые характерные примеры техногенных веществ — аналогов минералов и мест их нахождения (по X. Рёслеру, 1981): Авгит — шлаки металлургических заводов Ангидрит — шлак бурого угля 312

Апатит — томасовские ш л а к и Борнит — свинцовые ш л а к и Волластонит — ж е л е з н ы е доменные ш л а к и , частицы р а с к р и с т а л л и з а ц и и в к а л и й ­ ных и натровых с т е к л а х Галит — осадок в трубопроводах электростанций Геденбергит — свинцовые и медные ш л а к и Гематит — медные и свинцовые шлаки; з о л а бурого угля, ш л а к о в ы е в к л ю ч е н и я в стали, осадок в трубах Гидроксилапатит — в ы д е л е н и я из водяных паров на э л е к т р о с т а н ц и я х Гиперстен — медные ш л а к и Гипс — осадок в трубопроводах электростанций Д и о п с и д — ж е л е з н ы е и медные доменные ш л а к и , у ч а с т к и р а с к р и с т а л л и з а ц и и в сте­ клах И л ь м е н и т — ш л а к о в ы е в к л ю ч е н и я в стали Касситерит —медные шлаки К в а р ц — о с а д о к в трубопроводах электростанций К о р у н д — к о р у н д о в ы е и бокситовые кирпичи, з о л а каменного у г л я , р а с к р и с т а л л и з а ц и я стекол; ш л а к о в ы е в к л ю ч е н и я в стали К р и с т о б а л и т — гончарные изделия, силикатные кирпичи, шамот, с т р о и т е л ь н а я ке­ р а м и к а , ш л а к о в ы е в к л ю ч е н и я в стали, осадки в трубах К у п р и т — медные ш л а к и Л е й ц и т — ж е л е з н ы е ш л а к и доменных печей, частицы р а с к р и с т а л л и з а ц и и к а л и й н ы х стекол Магнетит — ж е л е з н ы е , медные ш л а к и доменных печей, з о л а б у р ы х углей, ш л а к о в ы е в к л ю ч е н и я в стали, осадки в трубопроводах Н е ф е л и н — осадок в трубопроводах <-т Нозеан — продукты реакций в с т е к л а х Полевые шпаты — к е р а м и к а , р а с к р и с т а л л и з а ц и и стекол, р а з н ы е ш л а к и Р у т и л — ш л а к о в ы е в к л ю ч е н и я в стали Серпентин — осадок в трубопроводах электростанций Спессартин — ш л а к о в ы е в к л ю ч е н и я в стали Т р и д и м и т — с и л и к а т н ы е кирпичи, частицы р а с к р и с т а л л и з а ц и и , ш л а к о в ы е включе­ ния в стали, осадок в трубах Ф а я л и т — свинцовые и медные ш л а к и , " к а м е ш к и " в стекле, в к р а п л е н и е ш л а к о в в стали Флюорит — к р и с т а л л и к и в мутном с т е к л е Форстерит — форстеритовые, магнезитовые и хромомагнезитовые кирпичи, частицы р а с к р и с т а л л и з а ц и и в особых с т е к л а х Х а л ь к о п и р и т — медные ш л а к и Хромит — хромовые и хромомагнезитовые кирпичи, ш л а к о в ы е в к л ю ч е н и я в стали Ш п и н е л ь — каменноугольные ш л а к и , ш л а к о в ы е в к л ю ч е н и я в стали Эгирин — осадок в трубопроводах электростанций Энстатит — осадок в трубопроводах электростанций Минералогическое материаловедение так ж е , к а к и технологическая минералогия, не имеет ч е т к и х границ. Это исследование р а з н ы х веществ методами минералогии, а т а к ж е процессов спекания, преобразования и ф а з о в ы х превращений с ы р ь я при произ­ водстве абразивов, цементов, керамики, огнеупоров, м и н е р а л ь н ы х пигментов и других м а т е р и а л о в . С ю д а ж е м о ж н о отнести изучение минералогическими методами продук­ тов в ы в е т р и в а н и я строительного к а м н я в з д а н и я х и сооружениях, в с к у л ь п т у р е . 313

ГЕММОЛОГИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ

Геммология — н а у к а о драгоценных и поделочных к а м н я х . Она изучает их худо­ жественную ценность и духовный смысл в истории к у л ь т у р ы , минеральное сырье и заменители драгоценных камней в прошлом и сейчас, способы и приемы производства изделий, з а к о н ы маркетинга и мировой рынок самоцветов. Гемма (от лат. gemma) — резной камень, в ы п у к л ы й (камея) или углубленный (инталия). Искусство резьбы по к а м н ю (глиптика) зародилось в Древней Греции в VII в. д о Р.Х. Геммы с л у ж и л и печа­ т я м и , з н а к а м и собственности, амулетами, украшениями, т а л и с м а н а м и . От этого корня происходит термин " геммология". Самоцвет в понимании геммологов — это обработан­ ный или "сырой" камень, внешний вид и прочность которого позволяют использовать его в ювелирных изделиях, украшениях и других поделках; он м о ж е т б ы т ь к а к орга­ нического, так и неорганического происхождения. " Д р а г о ц е н н ы й к а м е н ь " — термин в общем-то т о ж е р а с п л ы в ч а т ы й . Все истинно драгоценные к а м н и я в л я ю т с я м и н е р а л а м и (табл. 50), но к категории драгоценного м а т е р и а л а традиционно относят я н т а р ь , гагат (вид углеродистого аморфного вещества), ж е м ч у г и р а з л и ч н ы е искусственные замени­ тели природных минералов. Специалист-геммолог имеет д е л о к а к с " с ы р ы м " , так и с обработанным м а т е р и а л о м , к а к с минералами, так и с их з а м е н и т е л я м и и имитациями. Существует несколько очень общих критериев отнесения м и н е р а л а или его заме­ н и т е л я к ювелирным к а м н я м . Это красота (великолепие) м а т е р и а л а , его прочность, редкость, спрос (мода), совершенство (качество), р а з м е р , с т и л ь и искусность огранки и полировки к а м н я , в некоторых с л у ч а я х — миниатюрность. Очевидны изменчивость этих критериев, их временность и ситуационность. С другой стороны, имеются устой­ чивые, исторически с л о ж и в ш и е с я , причем разные у р а з н ы х народов представления о красоте и ценности некоторых издревле известных камней, их духовном смысле и на­ значении. Вместе с тем, и любое новое изделие из к а м н я быстро н а п о л н я е т с я д л я его о б л а д а т е л я своим особым содержанием. Т а к и м образом, в геммологии, к а к в учении о самоцветах, драгоценных и поделочных к а м н я х , органически сосуществуют разные н а п р а в л е н и я знаний, к а к чисто прагматических, т а к и духовных, а именно — о ме­ стах добычи и приемах обработки с ы р ь я , о методах синтеза и п о л у ч е н и я имитаций, об экономике и рынке, о способах диагностики каменного м а т е р и а л а в сыром виде и изделиях, о роли и месте самоцветов и драгоценных камней в истории и к у л ь т у р е человеческого общества, об истории камнерезного и ювелирного искусства, о художе­ ственных т р а д и ц и я х обработки к а м н я у р а з н ы х народов, о символике камней в р а з н ы е эпохи. К а к ни материалистичен мир, без "магии" камней некоторые из них не стали бы дра­ гоценными в понимании человека. Слова о магии к а м н я очень часто и справедливо звучат иронично. Т е м , кому посчастливится найти, могут прочитать это в замеча­ тельной книге В . Н . Д а в а "Аметист лихие д у м ы отгоняет" (Мурманск, 1981; 1988) и его статье " З а к о н александрита" ("Химия и ж и з н ь " . 1979. № 6 ) . К а к видно, геммология и минералогия — р а з н ы е области знаний и деятельности че­ ловека, они л и ш ь частично с м ы к а ю т с я и обогащают д р у г друга. Минералогия д а е т геммологу методы диагностики камней, знания об их м е с т о р о ж д е н и я х и видах при­ родного с ы р ь я , представления о химическом составе, кристаллической с т р у к т у р е ми­ нерала, природе его окраски и других физических свойств, о технических способах синтеза заменителей природных драгоценных м а т е р и а л о в . Хороший обзор содержа­ ния геммологии д а н в "Минералогической энциклопедии" ( Л . , 1985. С. 55-68), работах Г. С м и т а " Д р а г о ц е н н ы е к а м н и " (M., 1980) и В. Ш у м а н а " М и р к а м н я " (M., 1986. Т. 1 — " Г о р н ы е породы и м и н е р а л ы " ; Т. 2 — "Драгоценные и поделочные к а м н и " ) . Б о л ь ­ шую и н ф о р м а ц и ю с о д е р ж а т книги Н . И . К о р н и л о в а и Ю . П . С о л о д о в о й " Ю в е л и р н ы е камни" (M., 1987), Я . П. Самсонова и А . П . Т у р и н г е " С а м о ц в е т ы С С С Р " (M., 1984), 314

Т а б л и ц а 50. М и н е р а л ы — ю в е л и р н ы е к а м н и ( З о л о т а р е в , 1998) Минерал Корунд

Шпинель

Ювелирная разновидность

Цвет

Место нахождения

Рубин

Красный, малиновокрасный, пурпурный

Сапфир Падпараджа Лейкосапфир Благородная шпинель

Васильково-синий Оранжево-желтый Бесцветный Розовый, красный, синий, пурпурный, фиолетовый, желтый, зеленый, бесцветный Желтый, зеленоватожелтый Зеленый Бесцветный, молочнобелый, опалесцирующий Бесцветный

Мьянма (Бирма), Таиланд, Вьетнам, Танзания, Австралия, Шри Ланка Те же Шри Ланка » Мьянма, Таиланд, Шри Ланка, Танзания, Австралия, Бразилия, Таджикистан

Хризоберилл

Хризоберилл

Опал

Александрит Благородный опал

Кварц

Оливин

Горный хрусталь Аметист Цитрин Хризолит

Гранат

Пироп Родолит Тцаворит Лемантоид Гессонит

Циркон

Циркон

Топаз

Гиацинт Топаз

Берилл

Аквамарин Гелиодор Воробьевит (морганит) Изумруд

Турмалин

Жадеит

Индиголит Верделит Рубеллит Империал-жад

Сподумен

Кунцит

Скаполит

Гидденит Скаполит

Бирюза Цоизит Лиопсид

Бирюза Танзанит Хром-диопсид

Фиолетовый, пурпурнокрасный Светло-желтый, желтый Желто-зеленый, зеленый Темно-красный Розовый, пурпурный Зеленый Зеленый, желто-зеленый Медово-желтый, оранжево-красный Желтый, бесцветный, зеленый Желто-красный Бесцветный, винножелтый, синий, оранжевый, розовый Голубой Желтый, желто-зеленый Розовый Зеленый, голубоватозеленый Темно-синий Зеленый Розовый, темно-красный Зеленый, голубоватозеленый Розовый Зеленый Винно-желтый, фиолетовый Зеленовато-синий Синий Зеленый

315

Бразилия, Шри Ланка, Мадагас­ кар, Танзания, Индия Россия, Шри Ланка, Бразилия Австралия, Мексика, Чехия

Бразилия, Россия Бразилия, Уругвай, Россия, Мадагаскар, С Ш А Бразилия Мьянма, С Ш А , Пакистан, о . З е биргет (Красное море), Бразилия Южная Африка, Чехия С Ш А , Танзания, Мадагаскар Кения, Танзания Россия, Намибия, Италия Шри Ланка, Танзания Таиланд, Шри Ланка, Камбоджа Те же Украина, Б р а з и л и я , Пакистан, Шри Ланка Бразилия, Мадагаскар, Танзания, Мозамбик Бразилия, Пакистан Бразилия Россия, Колумбия, Замбия, Мадагаскар Бразилия, С Ш А Бразилия С Ш А , Мадагаскар, Россия Мьянма С Ш А , Афганистан, Б р а з и л и я , Мадагаскар Бразилия, Пакистан Бразилия, Танзания, Мадагас­ кар ,Таджи кистан Египет, Иран Танзания Россия

Е. Я . К и е в л е н к о , В..И. Ч у п р о в а , Е. Е . Д р а м ш е в а " Д е к о р а т и в н ы е и к о л л е к ц и о н н ы е ми­ н е р а л ы " (M., 1987), "Геммологический словарь" П . Д ж . Р и д а ( Л . , 1986) и " С л о в а р ь камней-самоцветов" Б . Ф . К у л и к о в а и В. В. Б у к а н о в а ( Л . , 1989). МИНЕРАЛОГИЯ В МЕДИЦИНЕ

М и н е р а л о г и я и используемые ею методы исследования вещества п о л у ч а ю т все боль­ шее р а з в и т и е при изучении анатомии и физиологии человека и в медицине. Это одно­ временно и п р и к л а д н а я минералогия, и часть теоретических и п р а к т и ч е с к и х изыска­ ний биологов, медиков и ф а р м а ц е в т о в . Б ы т у ю т т е р м и н ы " б и о л о г и ч е с к а я минерало­ гия" , " м е д и ц и н с к а я м и н е р а л о г и я " , они образно п о к а з ы в а ю т р а з в и в а ю щ и е с я связи ме­ ж д у п р о ф е с с и о н а л ь н ы м и интересами биологов, медиков и минералогов. Сознательно остерегаясь д а т ь в этом учебнике излишнюю и н ф о р м а ц и ю о том, что к а с а е т с я з д о р о в ь я человека, о с т о р о ж н о наметим т о л ь к о основные н а п р а в л е н и я и д а д и м л и ш ь некоторые примеры* р е з у л ь т а т о в т а к и х исследований. М и н е р а л о п о д о б н ы е в е щ е с т в а в о р г а н и з м е ч е л о в е к а . Г л а в н ы м и из этих ве­ ществ я в л я ю т с я ф о с ф а т ы (табл. 51). К о с т и человека среднего возраста состоят приблизительно на 70% из ф о с ф а т а к а л ь ­ ция, на 30% — из органического вещества. Фосфат к а л ь ц и я либо а м о р ф е н , либо обра­ зует мельчайшие призматические к р и с т а л л ы длиной до 100 нм. Органическое ве­ щество костной т к а н и — это р а з л и ч н ы е к о л л а г е н ы , ж и р ы , м у к о п р о т е и н ы и другие соединения. Вместе с органическим веществом такие к р и с т а л л ы слагают, выстраи­ в а я с ь цепочкой, в о л о к н а костной т к а н и . У новорожденных и детей ч а с т ь ф о с ф а т ­ ного вещества а м о р ф н а я , с возрастом оно постепенно все более р а с к р и с т а л л и з о в ы вается, р а з м е р к р и с т а л л о в растет, а д о л я органического вещества в составе воло­ кон костной т к а н и уменьшается, волокна т е р я ю т э л а с т и ч н о с т ь , кость становится более хрупкой. Состав кристаллического ф о с ф а т а к а л ь ц и я костной т к а н и точно не установлен. Он м о ж е т б ы т ь в ы р а ж е н ф о р м у л о й С а ю ( Р 0 4 ) 4 ( С О з О Н ) 2 ( О Н ) 2 или C a i o - o , 5 n ( P 0 4 ) 6 - n ( C 0 3 ) ( O H ) 2 • U H O . По составу и свойствам он я в л я е т с я к а к бы биогенным аналогом апатита, но в его к р и с т а л л и ч е с к о й с т р у к т у р е ч а с т ь т е т р а э д р о в ( Р 0 4 ) ~ з а м е щ а е т с я группами ( С О з О Н ) ~ или ( С О з ) при росте к р и с т а л л о в в био­ логической среде — организме человека. Главной к р и с т а л л и ч е с к о й ф а з о й в веществе хрящей о п я т ь - т а к и я в л я е т с я биогенный ф о с ф а т — аналог апатита, он слагает до 5% о б ъ е м а хрящей. Э м а л ь зубов состоит на 96%, а дентин — н а 70% из биогенного аналога апатита, остальной объем т к а н и с л о ж е н белковыми веществами — амиогенином и энамелином. Э м а л ь к а к бы собрана из призм, скрепленных этими б е л к о в ы м и соединениями. В свою очередь, к а ж д а я п р и з м а п р е д с т а в л я е т собой с у б п а р а л л е л ь н ы й агрегат шестоват ы х к р и с т а л л и к о в биогенного " а п а т и т а " , п о г р у ж е н н ы х в белковое вещество (рис. 249). И м е ю т с я сведения о тонких особенностях химического состава ф о с ф а т а к а л ь ц и я в зубах. Т а к , в зубах э м а л и людей, ж и в у щ и х в районе Н е а п о л я , с о д е р ж и т с я примесь ф т о р а (видимо, происходит и з о м о р ф и з м по схеме О Н <— F ) . У пациентов ж е из районов к северу от Н е а п о л я ф т о р а в зубах не о б н а р у ж е н о . Их зубы б ы л и более п о д в е р ж е н ы кариесу. О т о л и т ы - " песчинки" (ушные камни) в вестибулярном а п п а р а т е ч е л о в е к а я в л я ю т с я м е л ь ч а й ш и м и к р и с т а л л и к а м и биогенного карбоната к а л ь ц и я . Е с т ь у к а з а н и я на то, что в шишковидной ж е л е з е имеется " мозговой песок" — это м е л ь ч а й ш и е в к л ю ч е н и я биогенного а н а л о г а апатита. n

3

2

3

2 -

*В их отборе автору оказали большую помощь Н . Б . О д е н о в а и Д . Ю . П а в л о в .

316

Т а б л и ц а 51. К р и с т а л л и ч е с к и е фосфаты в т к а н я х ч е л о в е к а ( n o Le G e r o s , 1984) Вещество

Химическая формула

Аналог апатита

(Ca, Na, Sr, Pb, K )

Аналог витлокита

Ca (PO J

Октафосфат кальция Аналог брушита

Ca H (PO )

Пирофосфат кальция — дигидрат (монокл., трикл.) Аналог струвита Аналог ньюберита Аморфный фосфат кальция

C a P O • 2H O

Местонахождение

1 0

(PO ,CO OHCO ) (OH ) •TiH O 4

3

3

8

4

2

3

6

2

2

4

•5H O

6

2

CaHPO • 2 H O 4

2

2

2

7

2

2

Эмаль, дентин, кости, слюнные камни, зубной камень, мочевые камни, обизвествление мягких тканей (в опухолях, суставах) Слюнные камни, зубной камень, обизвествление легких и д р у г и х тканей при туберкулезе, хрящей в межпозвон­ ковых дисках и трахее Зубной камень, мочевые камни Зубной камень, затвердения в старых костях, окостенелых хрящах Больные суставы при подагре

Mg(NH )(PO ) •6H O

Мочевые камни

MgHPO • 3H O

Мочевые камни

Переменный состав

Невнутренние обизвесткования, клапаны в аорте

4

4

4

2

2

21

Рис. 249. Схематическое строение эмалевой призмы (Travis, 1970). 1 — неминерализованное межпризменное пространство; 2— кристаллики гидроксилапатита. К р и с т а л л и ч е с к и е ф а з ы в п а т о л о г и ч е с к и и з м е н е н н ы х о р г а н а х . П р и иссле­ д о в а н и и костей б о л ь н ы х , с т р а д а в ш и х уровской б о л е з н ь ю ( б о л ь ш а я г о л о в а и к о р о т к и е конечности у ч а с т и ж и т е л е й н е к о т о р ы х районов с особым м и к р о э л е м е н т н ы м соста­ вом почв и в о д ы ) , в них о б н а р у ж е н о относительно повышенное (до 0 , 1 % в м е с т о обыч317

ных 0,02%) содержание стронция. При D-авитаминозе оно увеличивается в 40 раз. В костях детей, больных рахитом, отлагаются в качестве микроэлементов бериллий, магний, марганец. И эти м е т а л л ы и стронций входят к а к и з о м о р ф н ы е компоненты в состав биогенного ф о с ф а т а костей, возможно, тем с а м ы м в ы з ы в а я отклонения в росте к р и с т а л л и т о в этого вещества в волокнах костной т к а н и . В некоторых злокачественных опухолях паци­ ентов о б н а р у ж е н ы агрегаты к р и с т а л л и т о в био­ генного " а п а т и т а " р а з м е р о м до 2 см. В обизвесткованных легких больных туберкулезом главны­ ми к р и с т а л л и ч е с к и м и ф а з а м и я в л я ю т с я биоген­ ные аналоги апатита и витлокита /?-Саз ( P O ^ . Известен случай к р у с т и ф и к а ц и и (обрастания) тканей сердца апатитоподобным ф о с ф а т о м к а л ь ­ ция (рис. 250). Мочевые камни, к а м н и в почках, печени, ж е л ч ­ ном пузыре, трахее, наросты в аортах образова­ ны р а з л и ч н ы м и а м о р ф н ы м и и к р и с т а л л и ч е с к и м и ф а з а м и , в р а з н ы х органах это ф о с ф а т ы , карбо­ наты, о к с а л а т ы либо у р а т ы . И х много. Среди них есть п р я м ы е аналоги м и н е р а л о в , т о ж д е с т в е н н ы е с ними по химическому составу, с т р у к т у р е , мор­ фологии к р и с т а л л о в . П р и росте камней устана­ в л и в а ю т с я те ж е п р и з н а к и образования конкре­ Рис. 250. Рентгеновский сни­ ций, ритмично-зональных агрегатов, геометриче­ мок сердца человека, ткани ко­ ского отбора, расщепления к р и с т а л л о в , друзоторого покрыты апатитоподоб­ вого роста, которые обычны д л я минералов в при­ ным веществом (Le Geros, 1984). роде. Минералы внешнего происхождения (экзогенные) в организме человека. Эти м и н е р а л ы попадают в д ы х а т е л ь н ы е органы человека из воздуха. Среди них наибо­ лее опасны т а л ь к , каолинит, кварц, волокнистые (асбестовидные) а м ф и б о л ы и серпен­ тин, поскольку они в ы з ы в а ю т силикоз и другие болезненные я в л е н и я в д ы х а т е л ь н ы х путях и легких. Т о н ч а й ш а я п ы л ь к в а р ц а забивает альвеолы, а волоконца асбестов рвут и п р о т ы к а ю т их, к а к иголки. Особо опасен а м ф и б о л о в ы й асбест, так к а к его волокна очень остры и упруги. Использование минералов в пище, в гигиенических и лечебных целях. Безусловно, первым, но не единственным примером минералов, используемых в пище, я в л я е т с я галит NaCl. Д р у г о й пример — это барит BaS04. А. Е . Ф е р с м а н н а з в а л барит " с а м ы м съедобным минералом" — о н входит к а к инертный н а п о л н и т е л ь в рецептуру ш о к о л а д н ы х масс д л я изготовления к о н ф е т и кондитерских изделий. Общеизвестно применение тонкоперетертого т а л ь к а в качестве детских присыпок. Он входит т а к ж е в рецептуру р а з н ы х косметических средств и п а р ф ю м е р н ы х изделий. Ч и с т а я м о н т м о р и л л о н и т о в а я глина я в л я е т с я хорошим природным моющим средством, а ее сухой порошок очищает ж е л у д о к от бактерий. П р и лечении артрозов и других болезней суставов используется бишофит. Есть достаточно много л е к а р с т в от внутренних и н а р у ж н ы х болезней, в рецептуру к о т о р ы х входят м и н е р а л ы . Особо большой опыт использования минералов в лечебных ц е л я х н а к о п и л а т р а д и ц и о н н а я медицина в Тибете и Внутренней Монголии. В древ­ них китайских источниках 100-180 гг. у к а з а н о около 365 л е к а р с т в , из них 46 (т.е. 12%) н а з в а н ы м и н е р а л а м и . И з 424 л е к а р с т в , рецептура к о т о р ы х приведена в учеб­ нике " Т р а д и ц и о н н а я к и т а й с к а я ф а р м а к о л о г и я " , 23 л е к а р с т в а (т.е. 5,4%) готовятся 2

318

на основе минералов. В а ж н о , однако, понимать, что врачи нередко п о л ь з у ю т с я воль­ ным толкованием п о н я т и я " м и н е р а л " , часто д а л е к и м от его современного значения в минералогии. Подчас л ю б а я природная соль или твердое вещество неорганического п р о и с х о ж д е н и я н а з ы в а е т с я минералом в соответствии с т р а д и ц и я м и д а л е к о й старины, когда в 1820-х годах Й . Б е р ц е л и у с р а з д е л и л всю химию на органическую и минераль­ ную. Непрофессионально с точки зрения минералога используется и пришедшая из древних книг диагностика целебных минералов. Н а п р и м е р , к а к одно из наиболее упо­ требимых л е к а р с т в традиционной медицины Внутренней Монголии современная ки­ т а й с к а я п у б л и к а ц и я на эту тему называет к а л а м и н . К а к известно, к а л а м и н — это старое название гидросиликата цинка (гемиморфита) Z n ^ S i O y ) ( O H ) • H O . Но в описании л е к а р с т в а сказано, что " к а л а м и н — это вид смитсонита из семейства при­ родных карбонатов группы к а л ь ц и т а " , т. е. имеется в виду Zn(COa). Очень трудно, но в а ж н о в ы я в л я т ь такие двойственные т р а к т о в к и наименований целебных минералов, не совпадающие с толкованием этих ж е терминов в современной минералогии. Т р а д и ц и о н н а я медицина Т и б е т а и Внутренней Монголии использует и сейчас много л е к а р с т в и целебных средств из минералов. Л е к а р с т в а из одних и тех ж е минералов готовятся в р а з н ы х местностях по-разному и индивидуально д л я к а ж д о г о больного. М е т о д ы и с с л е д о в а н и я . Изучение минералоподобных веществ, извлеченных из организма человека, ведется р а з н ы м и методами. Д и а г н о с т и к а в ы п о л н я е т с я по опти­ ческим свойствам (исследования ведутся в ш л и ф а х и иммерсионных препаратах с по­ мощью петрографического микроскопа), методом рентгенофазового а н а л и з а и по хи­ мическому составу (выполняются р а з н ы е виды химических и с п е к т р а л ь н ы х анализов). Д е л а ю т с я термовесовые а н а л и з ы , изучаются люминесцентные свойства, и н ф р а к р а с ­ ные с п е к т р ы , о п р е д е л я ю т с я плотность и другие ф и з и ч е с к и е свойства. Д л я студента, заинтересовавшегося рассмотренными здесь проблемами, будет по­ лезен к р а т к и й обзор Д . М а к - К о н е л л а "Биогенные м и н е р а л ы (минералы в организме человека и ж и в о т н ы х ) " в "Минералогической энциклопедии" ( Л . , 1985). Очень инфор­ мативна м о н о г р а ф и я А. А. К о р а г о "Введение в биоминералогию" (СПб., 1992), просты по с о д е р ж а н и ю , но интересны книги Б . И. Сребродольского " Б и о л о г и ч е с к а я минерало­ гия" (Киев, 1983) и В . И . К а т к о в о й " М о ч е в ы е камни: м и н е р а л о г и я и генезис" (Сык­ т ы в к а р , 1997). 2

2

2

М И Н Е Р А Л Ы КАК П Р О М Ы Ш Л Е Н Н О Е СЫРЬЕ

Области практического использования минералов разнообразны. Минеральное сырьё я в л я е т с я одним из видов природного с ы р ь я . И с п о л ь з у ю т с я к а к природные м о н о к р и с т а л л ы (в оптике, радиоэлектронике), т а к и м и н е р а л ь н ы е агрегаты разного состава, т . е . горные породы и руды. Основными о т р а с л я м и применения минераль­ ного с ы р ь я я в л я ю т с я радиоэлектроника, о п т и ч е с к а я промышленность, м е т а л л у р г и я , химическая, с т е к о л ь н а я , цементная промышленность. М и н е р а л ы используются к а к естественные к р а с к и (табл. 52), находят применение в ювелирном деле и в других о т р а с л я х народного хозяйства. Р а з л и ч а ю т простое и с л о ж н о е (или комплексное) минеральное сырье. И з простого с ы р ь я и з в л е к а ю т один полезный компонент — т о л ь к о ж е л е з о , т о л ь к о хром, т о л ь к о марганец, алюминий, асбест, графит, серу или а л м а з . И з сложного, или комплекс­ ного, с ы р ь я и з в л е к а ю т несколько полезных компонентов одновременно, например из с у л ь ф и д н ы х медно-никелевых руд ликвационного т и п а д о б ы в а ю т никель, медь, пла­ тиноиды, кобальт; из пегматитов — мусковит, полевые шпаты, к в а р ц и т . д . Форма н а х о ж д е н и я полезных компонентов в минеральном сырье т а к ж е р а з л и ч н а . Это могут б ы т ь к р и с т а л л ы (мусковита, ф л ю о р и т а , к а л ь ц и т а , драгоценных камней и т . д . ) , цен­ ные из-за своих технических качеств, или минерал к а к соединение, в котором ценным я в л я е т с я либо главный минералообразующий элемент (медь в х а л ь к о п и р и т е , ж е л е з о в 319

Т а б л и ц а 52. М и н е р а л ь н ы е к р а с к и и п и г м е н т ы (по Р ё с л ё р у , 1981) Минерал Азурит Барит Вивианит Гарниерит Гематит Глауконит Графит Киноварь Лазурит Лимонит Магнетит Малахит Синт. вещество Синт. вещество Хризоколла Ярозит

Формула

Краска или пигмент

Cu (COa) (OH) Ba(SO ) Fe ( P O ) • 8 H O (Mg Ni) (Si O )(OH) Fe O KFe Fe (Si O )(OH) С HgS Na Ca(AlSiO ) (SO ,S ) Гидроксиды F e Fe O Cu (CO )(OH) TiO ZnS C u ( S i O ) ( O H ) •4H O KFe (SO ) (OH) 3

2

2

4

3

4

2

1

2

2

6

4

10

8

3

2 +

3 +

4

3

1 0

4

2

3

4

2

3 +

3

4

2

3

2

2

4

4

3

10

4

4

2

6

2

Синяя краска Белая краска Синяя краска Зеленая краска Красная и бурая краски Зеленая краска Черный пигмент Красная и бурая краски Синяя краска Пигмент Черный пигмент Зеленая краска Титановые белила Цинковые пигменты Зеленая краска Красно-желтая краска

магнетите, к а л и й в сильвине и т . д . ) , либо и з о м о р ф н а я примесь (кадмий в с ф а л е р и т е , рений в молибдените, г а ф н и й в цирконе и т . д . ) . Минимально выгодное (как говорят, кондиционное) с о д е р ж а н и е полезного компо­ нента в минеральном сырье зависит от многих причин. Оно к о л е б л е т с я д л я р а з н ы х видов с ы р ь я от н и ч т о ж н ы х долей процента до д е с я т к о в процентов. Кондиции (в %) в С Ш А в н а ч а л е 80-х годов (в расчете на содержание чистого м е т а л л а в руде) со­ с т а в л я л и : 0,000015 д л я к а д м и я ; 0,0005 д л я платины; 0,001 д л я золота; 0,002 д л я ко­ бальта; 0,05 д л я серебра; 0,4 д л я урана; 0,5 д л я ртути; 0,7 д л я меди; 1 д л я титана, олова, в о л ь ф р а м а ; 1,5 д л я молибдена, никеля; 3 д л я сурьмы; 4 д л я свинца, цинка; 30 д л я а л ю м и н и я , хрома, ж е л е з а ; 35 д л я марганца. Значение кондиционного с о д е р ж а н и я меняется со временем. Это к о н ъ ю н к т у р н а я величина. Она зависит от ценности извле­ каемого компонента, масштабов п р о я в л е н и я полезной м и н е р а л и з а ц и и , способности сы­ р ь я к его обогащению в процессах промышленной обработки, географо-экономического положения месторождения. Очень часто сырье р а з р а б а т ы в а е т с я в одном месте, а подвергается промышленной переработке в другом. Мир о к а з ы в а е т с я переплетенным п у т я м и д а л ь н е й транспорти­ ровки минерального с ы р ь я , в качестве одного из примеров т а к и х путей мы приводим рис. 2 5 1 . В пределах России сеть связей т а к ж е с л о ж н а и д л и н н а . Н а п р и м е р , ж е л е з н у ю руду, добываемую на К о л ь с к о м полуострове в Ковдорском и Оленегорском месторо­ ж д е н и я х , везут в Вологодскую область на Череповецкий м е т а л л у р г и ч е с к и й комбинат, где её смешивают с м е т а л л о л о м о м и перерабатывают, используя в качестве т о п л и в а д л я м е т а л л у р г и ч е с к и х печей уголь, доставленный из Подмосковного угольного бас­ сейна и с р . Печора. М е т а л л о л о м т о ж е везут из р а з н ы х мест. Развитие производительных сил общества требует постоянного увеличения промы­ шленного использования минералов и непрерывного роста их добычи. П р и б л и з и т е л ь ­ ную оценку обеспеченности м и р а м и н е р а л ь н ы м сырьём на будущее д а е т рис. 252. Но с к а ж д ы м изменением технологии, с к а ж д ы м новым о т к р ы т и е м э т а схема будет мгно­ венно м е н я т ь с я , она не о т р а ж а е т т а к ж е внутренних проблем к а ж д о й с т р а н ы , особенно подобных бывшему С С С Р , строившему свою экономику по з а м к н у т о м у внутри своей с т р а н ы циклу. 320

Месторождения

Рис. 251. Крупнейшие месторождения алюминия и мировые экономические связи (Kesler, 1994).

Редкие земли ШШШШШШШШШ Иттрий • • • • • • • Магний • • • • • Литий • • • • Калий Ниобий •••Боксит • • I Рутил • • Платиноиды • Железные руды I Ванадий 1

^ P 0

На 100 лет +

Хлор

••Кобальт I H Вермикулит I B Фосфор • Рений • Сурьма На 50-100 • Тантал • Ильменит I Вольфрам I Циркон Никель

ШШк Молибден ШШ Селен • Флюорит • Медь • Уран • Висмут I Марганец I Графит I Барит I Стронций Кадмий

лет

На 25-50

лет

'Tb

ото ш

О

ь

я

к

10 лет

На 10-25

100

лет

1000

Рис. 252. Мировые запасы минерального сырья на 1991 г. (Kesler, 1992).

322

10000 годы

Использование природных ресурсов все возрастает, и одновременно наносится не­ поправимый урон окружающей среде (рис. 253). Ежегодно при промышленной разра­ ботке минерального сырья из недр Земли извлекается около 1,3 млрд. т горной массы, углубляются и расширяются карьеры, растут отвалы пустой породы, увеличиваются хранилища отходов обогатительных фабрик, загазовывается атмосфера, загрязняются природные воды.

Рис. 253. Атомные электростанции и хранилища ядерных от­ ходов по данным М А Г А Т Э на 1992 г. (Kesler, 1994).

Большим резервом для сохранения недр служит использование металлолома и дру­ гих отходов производства. Видимо, скоро придет время, когда геолого-поисковые и разведочные работы будут проводиться на старых хранилищах отходов обогатитель­ ных фабрик. Любопытны цифры ввоза минерального сырья в С Ш А (табл. 53). Они говорят об еще одном способе сохранения (консервации) своих внутренних минераль­ ных ресурсов и охране природы в стране. 323

Т а б л и ц а 53. У д е л ь н ы й в е с и м п о р т и р у е м о г о в С Ш А минерального сырья по отношению к его общему в н у т р е н н е м у п о т р е б л е н и ю п р о м ы ш л е н н о с т ь ю н а 1976 г. (по а м е р и к а н с к о й " М и н е р а л о г и ч е с к о й э н ц и к л о п е д и и " ( 1 9 8 5 ) ) Минералы и металлы

Импорт от все­ го потребления внутри С Ш А , %

Ниобий Слюда Стронций Кобальт

100 100 100 98

Марганец

98

Тантал

94

Титан (рутил) Металлы платиновой группы Бокситы и глинозем

93 92

Хром

89

Олово Асбест Фтор Никель

85 83 79 71

Золото Ртуть

70 65

Кадмий

64

Калий Сурьма

62 61

Селен Вольфрам

59 59

Цинк

59

Теллур Серебро Барий Гипс Титан (ильменит) Железная руда Ванадий Алюминий Медь Свинец

57 47 38 38 37 35 31 22 15 15

Страны-импортеры

Бразилия, Таиланд, Нигерия Индия, Бразилия, Мадагаскар Мексика, Бразилия, Мадагаскар Заир, Бельгия, Люксембург, Финляндия, Норвегия Бразилия, Габон, Австралия, Ю А Р Таиланд, Канада, Австралия, Бразилия Австралия, Индия Великобритания, СССР, ЮАР Ямайка, Суринам, Гвинея, Австралия СССР, ЮАР, Филиппины, Турция Малайзия, Таиланд, Боливия Канада, Ю А Р Мексика, Испания, Италия Канада, Норвегия, Новая Каледония Канада, Швейцария, С С С Р Канада, Мексика , А л ж и р , Испания Канада, Мексика, Австралия, Бельгия, Люксембург Канада Ю А Р , КНР, Боливия, Мексика Канада, Япония, Мексика Канада, Боливия, Перу, Таиланд Канада, Мексика, Австралия, Перу, Гондурас Перу, Канада Канада, Мексика, Перу Ирландия, Мексика, Перу Канада, Мексика, Ямайка Канада, Австралия Канада, Венесуэла, Бразилия ЮАР, Чили, СССР Канада Канада, Перу, Ч и л и , Ю А Р Канада, Перу, Австралия, Мексика

90

4

324

Контрольные

вопросы

1. Назовите пять главных групп минералогических поисковых признаков. Лайте их при­ меры. 2. Ч т о такое минералого-технологические карты? 3. Как изменяются свойства минералов в ходе механической переработки и обогащения руд? 4. В чем различие содержания и целей геммологии и минералогии? 5. Какие минералоподобные вещества обнаружены в организме человека? 6 . Что такое простое и сложное минеральное сырье? 7. Каковы приблизительно кондиционные содержания платины, золота, свинца, меди, олова, железа, марганца в их рудах? 8. Назовите главные районы мировой добычи и переработки алюминиевых руд? 9. Какими пятью видами минерального сырья наиболее обеспечена мировая промышлен­ ность, какими пятью — наименее?

Глава

23

ПРИЕМЫ И МЕТОДЫ МИНЕРАЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

ЗАДАЧИ МИНЕРАЛОГИЧЕСКИХ

ИССЛЕДОВАНИЙ

З а д а ч и и цели, приемы и методы минералогических исследований о п р е д е л я ю т с я направлением и масштабом в ы п о л н я е м ы х геологических и других работ. В ходе геологической с ъ е м к и и поиска месторождений полезных ископа­ е м ы х главными ц е л я м и минералогических исследований я в л я ю т с я д и а г н о с т и к а ми­ нералов, нахождение и использование минералогических критериев поиска и предва­ рительной оценки практической значимости месторождений. П р и р а з в е д к е у ж е о б н а р у ж е н н ы х м е с т о р о ж д е н и й , оценке их запасов и опре­ делении сортов и качества рудного и нерудного с ы р ь я главными з а д а ч а м и оказыва­ ются: 1) установление полного минерального состава с ы р ь я по его геологическим и технологическим разновидностям; 2) в ы я в л е н и е и детальное изучение полезных и вредных особенностей состава и свойств минералов; 3) установление закономерностей распространения в объеме м е с т о р о ж д е н и я разновидностей минералов, р а з л и ч а ю щ и х с я по этим их особенностям; 4) составление к а р т распределения с ы р ь я разного минераль­ ного состава и качества в к о н т у р а х м е с т о р о ж д е н и я . П р и р а з р а б о т к е т е х н о л о г и и о б о г а щ е н и я м и н е р а л ь н о г о с ы р ь я и заводских схем извлечения из него промышленно ценных компонентов минералог исследует за­ висимость поведения м и н е р а л а в техническом процессе от его свойств и состава. Он определяет м и н е р а л ь н ы й состав п р о м е ж у т о ч н ы х и конечных продуктов обогащения с ы р ь я , в ы я в л я е т закономерности изменения свойств минералов в ходе обработки сы­ р ь я с целью у п р а в л е н и я этими изменениями д л я лучшего извлечения полезных ком­ понентов из первичной горной массы. П р и и з у ч е н и и у с л о в и й о б р а з о в а н и я м и н е р а л о в минералог проводит иссле­ дования на н а д е ж н о й геологической основе и начинает их с составления геологоминералогических д е т а л ь н ы х к а р т и схем, подробных минералогических зарисовок и фотодокументации объектов изучения; затем осуществляются л а б о р а т о р н ы е иссле­ дования специально собранного минералогического м а т е р и а л а . В р а б о т а х п о т е х н и ч е с к о й м и н е р а л о г и и и м а т е р и а л о в е д е н и ю минералог вы­ ступает в первую очередь к а к специалист по диагностике минералов, изучению их состава и ф и з и ч е с к и х свойств. ПОЛЕВЫЕ МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ

Полевые минералогические исследования в ы п о л н я ю т с я к а к ч а с т ь общих геологи­ ческих работ и т о л ь к о на основе овладения всем геологическим м а т е р и а л о м , х а р а к т е ­ ризующим интересующий объект. Среди собственно минералогических приемов сбора 326

ф а к т о в у к а ж е м п р е ж д е всего н а выполнение м а к с и м а л ь н о достоверной д о к у м е н т а ­ ц и и закономерностей распределения в пространстве и во времени (т. е. среди других геологических объектов) изучаемых м и н е р а л ь н ы х тел. Главным методом, к а к и в гео­ логии, я в л я е т с я к а р т и р о в а н и е , а результат работы — это д е т а л ь н ы е геологические к а р т ы и схемы минералогического объекта. И з этих к а р т и схем д о л ж н ы б ы т ь ясны геологическая позиция и возраст объекта, его м о р ф о л о г и я и р а з м е р ы , пространствен­ ная ориентировка, х а р а к т е р его взаимоотношений с о к р у ж а ю щ и м и породами. Следующий этап д е т а л и з а ц и и минералогических наблюдений — м а к с и м а л ь н о досто­ верная документация закономерностей внутреннего строения м и н е р а л ь н ы х т е л . Она в ы п о л н я е т с я обычными приемами детальной з а р и с о в к и объекта или методом ф о т о ­ д о к у м е н т а ц и и (объект с н а ч а л а детально ф о т о г р а ф и р у ю т , д е л а ю т ф о т о м о н т а ж , за­ тем его дорисовывают п р я м о на месте работ). В ходе подобных работ неизбежно возни­ к а ю т и решаются многие вопросы генетической минералогии — о числе м и н е р а л ь н ы х ассоциаций в месторождении и их возрастных соотношениях, о последовательности и геологических условиях образования минерального м е с т о р о ж д е н и я , о закономерно­ стях внутреннего строения отдельных м и н е р а л ь н ы х т е л ( ж и л , гнезд, линз, пропластов и т.п.) и роста в них одиночных к р и с т а л л о в и их агрегатов. Рисуя, всегда д у м а е ш ь . Д л я полевых исследований обязателен о т б о р п р о б д л я лабораторного изучения материала. Следует ясно понимать необходимость выполнения такого изучения на вероятностно-статистической основе. Т о л ь к о он позволит достоверно определить за­ кономерности изменения морфологии, состава, свойств м и н е р а л а , вариации его коли­ чества на р а з н ы х у ч а с т к а х и в р а з н ы х минеральных ассоциациях. К полевым исследованиям относятся т а к ж е м и н е р а л о г и ч е с к и е м е т о д ы п о и с к а м е с т о р о ж д е н и й п о л е з н ы х и с к о п а е м ы х по п р я м ы м и косвенным п р и з н а к а м . Но эти методы я в л я ю т с я л и ш ь ч а с т ь ю общего к о м п л е к с а полевых поисковых работ, ко­ торый в к л ю ч а е т общегеологические, геохимические и геофизические м е т о д ы поиска месторо ждений. К п р я м ы м минералогическим поисковым п р и з н а к а м относятся, во-первых, выходы полезных ископаемых (минералог вовремя и верно диагностирует м и н е р а л ы и оцени­ вает их количество), а во-вторых, ореолы и потоки рассеивания п о л е з н ы х минералов. Ореолы рассеивания минералов образуются в процессе ф о р м и р о в а н и я м е с т о р о ж д е н и я , его м е т а м о р ф и з м а , метасоматического преобразования, в р е з у л ь т а т е в ы в е т р и в а н и я и эрозии м е с т о р о ж д е н и я . К косвенным минералогическим поисковым п р и з н а к а м относятся: а) х а р а к т е р н ы е минеральные ассоциации (скарновая, грейзеновая или др.) и м и н е р а л ы (серицит, ка­ олинит, хлорит, серпентин, цеолиты и т . д . ) , генетически связанные с определенными типами м и н е р а л ь н ы х месторождений (см. табл. П р и л о ж е н и я ) ; б) м и н е р а л ь н ы е охры, выцветы, я р к и е м и н е р а л ь н ы е пленки в разрушенных горных породах и рудах, у к а з ы ­ вающие на в о з м о ж н ы й первичный состав пород и руд; в) градиент свойств, состава, к р и с т а л л о м о р ф о л о г и я минералов по мере у д а л е н и я от м е с т о р о ж д е н и я . Минералог использует простые методы визуальной диагностики минералов и отбирает пробы д л я лабораторных исследований. ЛАБОРАТОРНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ

Л а б о р а т о р н ы е минералогические исследования проводятся с целью объективной и точной диагностики минералов, детального изучения их м о р ф о л о г и и , состава, струк­ т у р ы и свойств. Особая область лабораторных исследований — это изучение остатков сред минералообразования, захваченных растущим к р и с т а л л о м . Т о ч н а я и о б ъ е к т и в н а я д и а г н о с т и к а м и н е р а л о в в ы п о л н я е т с я путем определения их оптических свойств, плотности, твердости, констант их к р и с т а л л и ч е с к о й решетки 327

и т . д . Есть много определителей минералов и справочников их свойств и состава, помогающих диагностировать м и н е р а л ы на основе т а к и х л а б о р а т о р н ы х исследований. Изучение м о р ф о л о г и и к р и с т а л л о в в ы п о л н я е т с я при помощи с п е ц и а л ь н ы х опти­ ческих п р и б о р о в — гониометров, которые используют д л я измерения углов м е ж д у гра­ нями. З а т е м с помощью особой системы расчетов и геометрических построений опреде­ л я ю т сингонию и вид симметрии к р и с т а л л а , простые к р и с т а л л о г р а ф и ч е с к и е ф о р м ы , р а з в и т ы е на нем. В срезах к р и с т а л л о в , н а б л ю д а я их визуально или под микроско­ пом, исследуют зональность, секториальность, блочность и другие э л е м е н т ы внутрен­ него строения к р и с т а л л о в с тем, чтобы по э т и м п р и з н а к а м реставрировать эволюцию ф о р м ы к р и с т а л л о в во времени. Визуально, в оптических и э л е к т р о н н ы х микроскопах изучают м о р ф о л о г и ю поверхности граней к р и с т а л л а к а к о т р а ж е н и е условий, в кото­ р ы х остановился его рост или к р и с т а л л п р е к р а т и л р а с т в о р я т ь с я и л и резорбироваться. Х и м и ч е с к и й с о с т а в м и н е р а л о в и з у ч а е т с я в л а б о р а т о р и я х р а з н ы м и методами аналитической химии и ф и з и к и (спектральный а н а л и з , атомно-абсорбционный, пла­ менно-фотометрический, колориметрический, объемный, гравиметрический, радиоме­ трический, люминесцентный, масс-спектрометрический и др.) в пробах измельченного м а т е р и а л а разной массы (от нескольких граммов до м и л л и г р а м м о в ) . Все более со­ вершенствуются л о к а л ь н ы е ф и з и ч е с к и е (рентгеноспектральный и др.) методы опре­ д е л е н и я состава минералов в точке д и а м е т р о м от 1 д о 10 м к м . П р а в д а , здесь все явственнее п р о я в л я е т с я противоречие: состав м и н е р а л а в точке никогда не отвечает среднему составу его з е р н а или к р и с т а л л а и т е м более среднему составу м и н е р а л а в месторождении. Исследование к р и с т а л л и ч е с к о й с т р у к т у р ы м и н е р а л а — это особая о б л а с т ь кри­ с т а л л о г р а ф и и , ф и з и к и и химии. Минерал м о ж н о и з у ч а т ь в небольшом (1-2 мм) мо­ нокристалле или порошке. Известны и плодотворно используются р а з н ы е методы ис­ следования минералов в рентгеновских л у ч а х (рентгенография) и потоке э л е к т р о н о в ( э л е к т р о н о г р а ф и я ) . Д е т а л и с т р у к т у р в ы я в л я ю т с я и у т о ч н я ю т с я методами и н ф р а к р а с ­ ной спектроскопии, электронного парамагнитного и ядерного магнитного резонанса и т.д. Методы определения ф и з и ч е с к и х с в о й с т в м и н е р а л о в т р и в и а л ь н ы — это р а з л и ч ­ ные приемы измерения плотности м и н е р а л а (пикнометрия, гидростатическое взвеши­ вание, термоградиентные определения), установление его твердости на с к л е р о м е т р а х разной конструкции, с ъ е м к а на с п е к т р о ф о т о м е т р а х спектров поглощения и о т р а ж е ­ ния минералов, измерение магнитной восприимчивости, электропроводности и других свойств минералов. Лабораторное исследование о с т а т к о в с р е д м и н е р а л о о б р а з о в а н и я , з а к л ю ч е н н ы х в к р и с т а л л а х и з е р н а х минералов, основано на том, что в м и н е р а л а х нередко имеются мельчайшие (доли м и л л и м е т р а ) вакуоли, округлые или ограненные. Они б ы в а ю т од­ н о ф а з н ы м и , д в у х ф а з н ы м и , м н о г о ф а з н ы м и . П р и н я т о считать, что они з а х в а ч е н ы ра­ стущим к р и с т а л л о м . Вот несколько примеров р а з н ы х по составу включений: водный раствор; водный раствор + ж и д к а я углекислота + C O (газ); к р и с т а л л и к и твердых ф а з + H O . Ясно, что и з у ч а я состав т а к и х включений и их поведение при нагревании, м о ж н о сделать выводы, в а ж н ы е д л я реставрации общих химической и ф и з и ч е с к о й обстановок при росте к р и с т а л л а . Физические и химические методы год от года совершенствуются и предоставляют все большие в о з м о ж н о с т и д л я изучения состава, с т р у к т у р ы и свойств м и н е р а л о в . Они становятся более л о к а л ь н ы м и , д а ю т все больше информации, в а ж н о й , но постепенно отходящей от м а к р о о б ъ е к т о в минералогии и геологии и требующей все большего углу­ бления исследователя в ф и з и к у и химию твердого т е л а . Прогресс такого р а з в и т и я ми­ нералогических исследований несомненен, но почти всегда минералоги, работающие 2

2

328

на таких сложных установках в лабораториях, быстро переступают ту границу, кото­ рая очерчивает их науку и отделяет ее от кристаллографии, физики и химии. Часто физик или химик, ведущий такие исследования, считает себя минералогом, забывая, что минералог должен быть геологом. ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЙ

ЭКСПЕРИМЕНТ

КАК М Е Т О Д М И Н Е Р А Л О Г И Ч Е С К И Х

ИССЛЕДОВАНИЙ

Физико-химический эксперимент в минералогии заключается, во-первых, в попыт­ ках моделирования тех условий, в которых происходит минералообразование, и, вовторых, в выработке рациональных приемов технического синтеза кристаллов как за­ менителей природного кристаллосырья. Моделирование процессов формирования минералов развивается в разных напра­ влениях. Много работ выполняется с целью познания химической обстановки, оценки температуры и давления, при которых образуются минералы. Техника и аппаратура для выполнения таких экспериментов и методика их подготовки и анализа результа­ тов различны. Перед опытом исходные вещества (минералы, соли, вода и др.) по­ мещают в толстостенную металлическую камеру с небольшим рабочим объемом. Ее герметизируют и нагревают; за счет расширения веществ и их фазовых переходов раз­ вивается внутреннее давление. После завершения эксперимента камеру охлаждают, вскрывают, диагностируют конечные вещества и определяют их количественные соот­ ношения. Очевидны большие возможности таких исследований, но необходима осто­ рожность перенесения их результатов на толкование сущности природных процессов. Другое направление в моделировании природных процессов — эксперименты по вы­ ращиванию монокристаллов и их агрегатов с целью выявления механизма и кинетики их роста в разных условиях. Контрольные

вопросы

1. Какие цели и методы минералогических исследований преследуют геологическая съемка и поиск месторождений; разведка месторождений; разработка технологии обогащения мине­ рального сырья? 2. Каковы цели и методы минералогических исследований в работах по генетической мине­ ралогии? 3. Что д а ю т картирование и фотодокументация в минералогических исследованиях?

З А К Л Ю Ч Е Н И Е

И т а к , позади трудный курс минералогии, долгие тренировки с эталонными и рабо­ чими к о л л е к ц и я м и , посещение музеев, т я ж е л ы е к о л л о к в и у м ы , заучивание с л о ж н ы х и непривычных ф о р м у л минералов, запоминание их ассоциаций. М е ж д у тем, опи­ санию минералов посвящена т о л ь к о т р е т ь объема этого учебника. Д е л о в том, что умение диагностировать минерал — это л и ш ь одно из профессиональных качеств ми­ нералога, а предмет минералогии дан в этом учебнике в полном объеме. Мне хотелось бы н а д е я т ь с я , что еще не р а з Вы обратитесь к этой книге, ж е л а я получить первую ориентировку и н а ч а л ь н ы е сведения по р а з н ы м р а з д е л а м науки. Если ж е Вы хотите целиком посвятить себя минералогии, то знайте, что б а к а л а в р о в и магистров по этой специальности готовят на к а ф е д р а х минералогии Московского и Санкт-Петербургского университетов. Н а этих ж е к а ф е д р а х , а т а к ж е в Московской геолого-разведочной академии готовят геммологов. Хорошую минералогическую под­ готовку м о ж н о получить в Санкт-Петербургском горном институте, в университетах Новосибирска, С ы к т ы в к а р а , Т о м с к а и Горной академии в Екатеринбурге.

РЕКОМЕНДУЕМАЯ

ЛИТЕРАТУРА

Основная Барабанов В. Ф. и др. Физические методы изучения минералов в геохимии. Л . : Изд-во ЛГУ, 1982. Бетехтин А. Г. К у р с минералогии. M.: Госгеолтехиздат, 1961. Булах А. Г., Кривовинев В. Г., Золотарев А. А. Формулы минералов. Термодина­ мический а н а л и з в минералогии и геохимии. СПб.: Изд-во СПб ГУ, 1995. Дементьева Г. И., Гордиенко В. В. Технология минерального с ы р ь я . С П б . : Изд-во СПбГУ, 1998. Егоров-Тисменко Ю. К., Литвинская Г. П., Загалъская Ю. Г. К р и с т а л л о г р а ф и я . M.: Изд-во МГУ, 1992. Золотарев А. А., Крылова Л. Я. Определитель минералов ( д л я студентов).- С П б . : Изд-во СПбГУ, 1996. Ильинский Г. А. Физические свойства минералов. С П б . : Изд-во СПбГУ, 1992. Лазаренко Е.К. К у р с минералогии. M.: Высшая школа, 1971. Миловский А. В., Кононов О. В. Минералогия. M.: Изд-во МГУ, 1982. Перепелицын В. А. Основы технической минералогии и п е т р о г р а ф и и . M.: Недра, 1987. Попов Г. M., Шафрановский И. И. К р и с т а л л о г р а ф и я . M.: В ы с ш а я школа, 1972. Пущаровский Д. Ю. С т р у к т у р а и свойства к р и с т а л л о в . M.: Изд-во МГУ, 1982. Урусов В. С. Т е о р е т и ч е с к а я кристаллохимия. M.: Изд-во МГУ, 1987. Шафрановский И. И., Алявдин В. Ф. К р а т к и й курс к р и с т а л л о г р а ф и и . M.: В ы с ш а я школа, 1984. Эшкин В. Ю. Поисковая минералогия и минералогическое картирование. Л . : И з д во Л Г И , 1989. Дополнительная Белов И. В. Очерки по структурной минералогии. M.: Недра, 1976. Берри Л., Мейсон Б., Дитрих Р. Минералогия. Теоретические основы. Описание минералов. Диагностические таблицы. M.: Мир, 1987. Брэгг У. Л., Кларингбулл Г. Д. К р и с т а л л и ч е с к и е с т р у к т у р ы минералов. M.: Мир, 1967. Гинзбург А. И., Кузьмин В. И., Сидоренко Г. А. Минералогические исследования в п р а к т и к е геолого-разведочных работ. M.: Недра, 1981. Джонс М.П. П р и к л а д н а я минералогия. M.: Недра, 1991. Евзикова Н. 3. Поисковая к р и с т а л л о г р а ф и я . M.: Недра, 1984. Жабин А. Г., Самсонова Н. С, Исакович И. 3. Минералогические исследования око­ лорудных ореолов. M.: Недра, 1987. Изоитко В. М. Технологическая минералогия и обогащение руд. С П б . : Недра, 1997. Конеев Р. И., Кушмурадов О. К., Туресебеков А. X. Микроминералогия — предмет, методы, применение. Т а ш к е н т : Университет, 1994. 331

Кораго А. А. Введение в биоминералогию. СПб.: Недра, 1992. Корнилов К. И., Солодова Ю. П. Ювелирные камни. M.: Недра, 1987. Краснова Н.И., Петров Т. Г. Генезис минеральных индивидов и агрегатов. СПб.: Невский курьер, 1997. Минералогическая энциклопедия / Под ред. К Ф р е я . Л.: Недра, 1985. Пущаровский Д. Ю. Структурная минералогия силикатов и их синтетических ана­ логов. M.: Недра, 1986. Херлбат К., Клейн К. Минералогия по системе Дэна. M.: Недра, 1982. Юшкин Н.П. Топоминералогия. M.: Недра, 1982.

П Р И Л О Ж Е Н И Я

Приложение 1

МИНЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ

Т а б л и ц а I. М и н е р а л ы у л ь т р а о с н о в н ы х ( о л и в и н и т о в , перидотитов, пироксенитов) и основных (габбро) горных пород с титаномагнетитовыми рудами Индикаторные признаки и минералы Роговая обманка (вкрапления и жилы), титаномагнетит*, (вкрапленность и жилы), эпидот (жилки в роговой обманке)

Главные минералы

Второстепенные и редкие минералы

Оливин, диопсид-геденбергит, роговая обманка, биотит,анортит

Эпидот, альбит, титаномагнетит,* титанит, серицит, кальцит

П р и м е ч а н и е : здесь и даьлее звездочкой обознач ены добываемые минералы.

Т а б л и ц а II. М и н е залы п л а т и н о - и х р о м и т о н о с н ы х у л ь т р а о с н о в н ы х г о р н ы х по р о д ( о л и в и н и т о в , д у н и т о в , п е р и д о т и т о в ) Индикаторные признаки и минералы Изумрудно-зеленый уваровит, хромсодерж. хлориты (розовые, фиолетовые чешуй­ чатые кристаллы и примазки) зеленые, желтые клееподобные массы серпентина, изумрудно-желтые шестоватые кристаллы хромсодерж. диопсида

Главные минералы

Второстепенные и редкие минералы

Оливин, энстатит-гиперстен, диопсид-геденбергит, серпентин,тальк

Хромит, уваровит, хромсодерж. диопсид, хромсодерж. хлориты, платина*, иридистая платина*, осмирид*, тетраферроплатина*, изоферроплатина*

Т а б л и ц а III. М и н е р а л ы м е д н о - н и к е л е в ы х р у д в ультраосновных (перидотитах, пироксенитах) и основных (габбро, норитах, габбродолеритах) горных породах Индикаторные признаки и минералы Халькопирит и пирро­ тин в виде вкрапле­ ний, гнезд и прожил­ ков, магнетит в виде зерен в сульфидах

Главные минералы

Второстепенные и редкие минералы

Энстатит-гиперстен, диопсид-геденбергит, битовнит-анортит

Антофиллит,хлорит, тальк, магнетит, пирротин, халько­ пирит*, борнит*,пентландит*, тетраферроплатина*, сперрил и т ' , куперит*, атокит*

334

Т а б л и ц а IV. М и н е р а л ы к и с л ы х п о р о д ( г р а н и т о в ) Минералыиндикаторы

Главные минералы

Второстепенные и редкие минералы

Калиевый полевой шпат, кварц, с л ю д а

Микроклин* или ортоклаз*, кислый плагиоклаз, биотит, мусковит, роговая обманка

Турмалин, хлорит, спессартин-альмандин, рутил, анатаз, флюорит, топаз, берилл*

Т а б л и ц а V. М и н е р а л ы н е ф е л и н о в ы х с и е н и т о в , уртитов, ийолитов, мельтейгитов Минералыиндикаторы

Главные минералы

Второстепенные и редкие минералы

Нефелин, эвдиалит, циркон

Нефелин*, ортоклаз или микроклин, альбит, эгирин,лепидомелан

Канкринит, цеолиты, эвдиалит, апатит*, астрофиллит, лампрофиллит, циркон, ильменит, титанит

Т а б л и ц а VI. М и н е р а л ы г р а н и т н ы х п е г м а т и т о в Специфические минералы пегматитов Общие минералы

Микроклин или ортоклаз*, олигоклаз, кварц*, турмалин (шерл), мусковит*, биотит, спессартин-альман­ дин, апатит

керамических и слюдяных

хрусталеносных

с поду меновых

Алланит, монацит, уранинит, циркон (циртолит)

Топаз*, берилл*, фенакит*, флюорит*

Альбит гребен­ чатый, сподумен*, лепидолит, много­ цветные турмалины*, колумбит-танталит*, поллуцит*, кассите­ рит*, микролит*

Т а б л и ц а VII. М и н е р а л ы м а г н е з и а л ь н ы х скарнов Минералы-индикаторы Форстерит, диопсид, апатит (большие хо­ рошие кристаллы, голубые, зеленые, кирпично-бурые), шпинель (черная и розовая), хондродит

Главные минералы

Второстепенные и редкие минералы

Форстерит, диопсид, флогопит*, скаполит, кальцит

Шпинель*, магнетит, апатит, актинолит, хондродит (норбергит), лазурит*, людвигит

335

Т а б л и ц а VIII. М и н е р а л ы к а л ь ц и е в ы х скарнов Минералыиндикаторы

Главные минералы

Второстепенные и редкие минералы

Гроссулярандрадит, диопсидгеденбергит, скаполит, везувиан, эпидот, кальцит

Гроссу ляр-андрадит, диопсид-геденбергит, скаполит, везувиан, эпидот, актинолит, волластонит,хлорит, кальцит,кварц

Касситерит*, магнетит*, шеелит*, молибденит*, пирит, кобальтин*, халькопирит*, галенит*,сфалерит*, пирротин, датолит*, данбурит*, флюорит

Т а б л и ц а IX. М и н е р а л ы в ы с о к о т е м п е р а т у р н ы х гидротермальных жил Индикаторные признаки и минералы

Жильные минералы

Рудные минералы

Околожильные изменения: грейзенизация. Вольфрамит, висмутин, кварц, мусковит

Кварц, флюорит, кальцит, мусковит, циннвальдит, Калиевый полевой шпат, берилл

Вольфрамит*, шеелит*, висмутин*, пирит, арсенопирит, халькопирит*, молибденит*, сфалерит

Т а б л и ц а X. М и н е р а л ы г р е й з е н о в Минералыиндикаторы

Главные минералы

Второстепенные и редкие минералы

Мусковит, кварц, топаз, берилл

Микроклин или ортоклаз, альбит, мусковит, биотит, циннвальдит, лепидолит,кварц

Топаз*, берилл*, турмалин, флюорит, шеелит, вольфрамит*, касситерит*, молибденит*, висмутин*, халькопирит*, пирит, арсенопирит

Т а б л и ц а XI. М и н е р а л ы с р е д н е т е м п е р а т у р н ы х п о л и м е т а л л и ч е с к и х (с з о л о т о м ) г и д р о т е р м а л ь н ы х ж и л Индикаторные признаки и минералы Околожильные изменения: беризитизация, лиственитизация. Пирит, арсенопирит, блеклые руды, кварц

Жильные минералы

Рудные минералы

Кварц, кальцит, доломит (анкерит)

Пирит, арсенопирит, халькопирит*, пирротин, блеклые руды*, сфалерит*, галенит*, золото*

336

Т а б л и ц а XII. М и н е р а л ы с р е д н е т е м п е р а т у р н ы х ураноносных гидротермальных ж и л Минералыиндикаторы

Жильные минералы

Рудные минералы

Никелин, скуттерудит, кальцит, эритрин, аннабергит

Кварц, кальцит

Скуттерудит*, никелин*, теннантит*, висмутин, аргентит*, прустит*, уранинит*, халькопирит, галенит*, висмут, серебро*, мышьяк

Т а б л и ц а XIII. М и н е р а л ы н и з к о т е м п е р а т у р н ы х мышьяково-сурьмяно-ртутных гидротермальных месторождении Минералы-индикаторы Киноварь, антимонит, флюорит, аурипигмент

Жильные минералы

Рудные минералы

Кварц, кальцит, флюорит, барит, каолин

Антимонит*, киноварь*, реальгар*, аурипигмент*, марказит

Т а б л и ц а XIV. М и н е р а л ы к о л ч е д а н н ы х м е с т о р о ж д е н и й Индикаторные признаки и минералы

Главные минералы

Медно-рудные

Околорудные изменения: серицитизация, хлоритизация. Пирит и халькопирит в виде мелко­ тонкозернистых агрегатов массивного и слоистого сложения

Aiecmop о

ведения

Халькопирит*, пирит*, сфалерит*

Медно-свинцово-цинко

вые

Пирит*

Второстепенные и редкие минералы

Борнит*, блеклые руды, галенит, пир­ ротин, кварц,барит, флюорит, карбонаты

месторождения

Сфалерит*, галенит*, халькопирит*, блек­ лые руды, пирротин, марказит, кварц, каль­ цит, доломит

337

Т а б л и ц а XV. М и н е р а л ы с в и н ц о в о - ц и н к о в ы х стратиформных месторождений Индикаторные минералы и признаки Галенит, сфалерит, доломит, кальцит в виде пластовых залежей, полосчатослоистых агрегатов, "бурундучных" руд

Главные минералы

Второстепенные и редкие минералы

Доломит, кальцит, барит, галенит*, сфалерит*

Пирит, марказит, халькопирит*, борнит*, сульфосоли свинца*, блеклые руды*, флюорит, кварц

Т а б л и ц а XVI. М и н е р а л ы м е д н о - р у д н ы х с т р а т и ф о р м н ы х месторождений (медистых песчаников и сланцев) Индикаторные минералы и признаки Халькозин, борнит, халько­ пирит как цементирующая масса сланцев, песчаников и гравийных отложений, линзы и прожилки в них

Главные минералы

Второстепенные и редкие минералы

Халькозин*, борнит*, халькопирит*

Пирит, ковеллин*, блеклые руды, сфалерит*, галенит*, гематит, кварц, кальцит,барит

Т а б л и ц а XVII. М и н е р а л ы в у л к а н и ч е с к и х возгонов и эксгаляций Минералы-индикаторы Сера в виде хрупких кавернозных мелко­ зернистых агрегатов, д р у з , щеток

Главные минералы

Второстепенные и редкие минералы

Сера*

Сассолин*, нашатырь, аурипигмент, реальгар, гематит, киноварь, галит, сильвин, оксихлориды меди

338

Т а б л и ц а XVIII. М и н е р а л ы г л а в н ы х регионально-метаморфических пород Типы пород

Главные минералы

Второстепен н ые минералы

Зеленые сланцы, серицитовые филлиты

Хлорит, эпидот-цоизит, актинолит, серпентин, альбит,серицит,кварц

Гнейсы

Плагиоклаз, микроклин, кварц Биотит, амфибол, гиперстен Кордиерит, дистен, силлиманит, ставролит

Амфиболит

Роговая обманка,плагиоклаз

Мраморы, кальцифиры

Кальцит, доломит

Тальк*, биотит, гранат (спессартинового ряда), гематит, магнетит, графит и д р . Гранат* (пиропал ьманди нового ряда), магнетит, графит, апатит, сфен и д р . Кварц, микроклин, гранат (пиропал ьманди нового ряда), биотит Диопсид, форстерит, гумит, хондродит, шпинель*, флогопит* и д р .

Т а б л и ц а XIX. М и н е р а л ы кор в ы в е т р и в а н и я Породы, на которых сфор­ мирована кора выветривания

Новообразованные минералы главные

второстепенные

Ультра­ основные породы

Кварц, халцедон, опал, гидроксиды железа*, кальцит, арагонит, доломит, магнезит*, гарниерит*, нонтронит*

Базальты

Граниты, диориты

Монтмориллонит, нонтронит,галлуазит, гидроксиды железа, кварц, халцедон, опал, кальцит,хлорит, палыгорскит Каолин*, гидроксиды алюминия*

Гидроксиды марганца, брусит, гипс, сепиолит, тальк, палыгорскит, гидрохлорит, вермикулит*, гидрослюды, каолин, галлуазит, монтмориллонит, бейделлит, хризопраз*, асболан Гидроксиды марганца

Гипсоносные породы

Гипс, целестин, барит, сера, арагонит, кальцит

339

Галлуазит,гётит, опал*, пирит, марказит, сидерит, гематит, магнетит, гидроксиды марганца, нонтронит Палыгорскит, гидроборацит*, иньоит*, пандермит*, колеманит*, ашарит*

Т а б л и ц а XX. Г л а в н ы е м и н е р а л ы з о н ы окисления сульфидных месторождений Месторождения Медные

Цинковые Свинцовые Молибденовые

Минералы Самородная медь*, куприт*, малахит*, азурит*, хризоколла*, ковеллин, гидроксиды железа Смитсонит*, каламин* Церуссит*, англезит*, пироморфит, вульфенит, крокоит Повеллит, молибдит, вульфенит

Т а б л и ц а XXI. М и н е р а л ы з о н ы в т о р и ч н о г о сульфидного обогащения Месторождения Медные

Главные минералы

Второстепенные минералы

Халькозин*, ковеллин*, борнит*

Самородная медь, хризоколла, куприт

Т а б л и ц а XXII. М и н е р а л ы х е м о г е н н ы х осадочных горных пород Эвапориты (из истинных растворов) Д о л о м и т , кальцит*, гипс*, ангидрит*, галит*, сильвин*, карналлит*, гидро­ борацит, иньоит, мирабилит*, сода

Коллоидно-химические осадочные породы железистые

кремнистые

марганцовистые

Лимонит*, шамозит*, сидерит*

Опал*, халцедон, кварц, каолин, глауконит, пиролюзит, лимонит

Вад*, пиролюзит*, родохрозит, опал

L

340

Т а б л и ц а XXIII. Т я ж е л ы е м и н е р а л ы р о с с ы п е й Промышленная группа Золота Платины

Алмаза

Монацита

Циркона Танталитаколумбита

Главные минералы

Второстепенные минералы

Золото*, гидроксиды железа Ферроплатина*, поликсен

Турмалин, магнетит, гематит Оливин, хромит, пироксены, магнетит, ильменит, алмаз Магнетит, альмандин, гроссуляр, циркон

Алмаз*, пироп*, ильменит, титаномагнетит, диопсид, оливин, перовскит Монацит*, циркон, ильменит*, торит, рутил Циркон*, рутил Колумбит*, танталит*, касситерит

Колумбит, эшинит, ксенотим,берилл, гранат, турмалин, алланит Монацит, касситерит, гранат, магнетит

Приложение 2 МИНЕРАЛЫ — ГЛАВНЫЕ ИСТОЧНИКИ ДЛЯ ПРОМЫШЛЕННОГО

1

3

Сподумен Li с л ю д ы Амбпигонит Петалит

Берилл Бертрандит Фенакит

К

Ca Сильвин Карналлит

Al Sc

Rb

Sr

Y

Поллуцит

6

7

Барит Витерит

Hg

P

Tj

V

Рутил Ильменит Титаномагнетит

Сфалерит |р Галенит Халькопирит Касситерит

Ge Сфалерит

Zr

Nb Циркон

Sn Касситерит Станнин

Tl

Колумбит Пирохлор Фергусонит

Sb

Стибнит Тетраэдрит

Hf

Монацит Бастнезит Апатит

Та Циркон

Золото Электрум Калаверит

Б л . руда Киноварь

Сфалерит Сульф. руды

Галенит р Церуссит Англезит Сульфосоли

Fr

Ra

Ac

Ku

342

Карнотит Энаргит Дз Арсенопирит Аурипигмент Скуттерудит

Ксенотим

REE

Ba

Cs

Si Апатит

Ga

Сфалерит 2fl Виллемит Смитсонит Сфалерит Геммиморфит Бокситы

Cd

N

Кварц

Кальцит

Борнит Qy Халькозин Халькопирит Медь Энаргит

Серебро Aq Аргентит " Галенит Гринокрит Блеклые руды Сфалерит

С Графит

Бокситы Магнезит Нефелин Доломит Алунит

Целестин Стронцианит

5

V

В Бораты Датолит

Mg

Na Галит

4

IV

H U

2

ill

Il

I

Танталит Микролит Попарит

Bi

^

Висмут Висмутин

Ns

ПОЛУЧЕНИЯ ХИМИЧЕСКИХ ЭЛЕМЕНТОВ

Vl

VII

VIII

Не о

S

Флюорит Криолит Апатит

Сера

Галит

Cr

МП Хромит

F

Ne

Cl

Ar

C p Магнетит Браунит ' Гематит Пиролюзит Гётит Псиломелан Сидерит Fe-хлориты Ролохгюзит

Со

Br

Se

Гарниерит Петландит Никелин

Линнеит Кобальтин Пирротин

Kr

Медные руды Лёллингит

Tc

Mo

I

Те

W

Вольфрамит Шеелит

Re

Xe Os

Осмирид Иридосмин

Молибденит

Po

и

Pd

Лаурит

Молибденит

Калаверит Сульфиды меди

Rh

Ru

At

Th Уранинит Коффинит Карнотит

Монацит Торит

Ir

Осмирид Иридосмин Лаурит

Pt

Спёррилит Платина

Rn

Приложение

3 ПЕРИОДИЧЕСКАЯ СИСТЕМА

Ia

(H) 1 1 3

2

Li

3

22,98977 3s' натрий

6

к

39,098 4s' калий 37

5

Rb

12

Mg

24,305 3s магний 2

20

Ca

38

39

2

g

r

55

56

132,9054 6s цезий 1

Yr

[223] 7s' франций

21

44,9559 3d'4s скандий

87,62 5s стронций

Cs

Шб Sc

40,08 4s кальций

85,4678 5s' рубидий

87

7

2

Na

19

4

9,01218 2s бериллий

6,941 2s' литий 11

Па Be

4

2

Ba

137,34 6s барий 2

88

Ra

[226] 7s радий 2

2

у

88,9059 4d'5s иттрий 2

57

La

138,9055 5d'6s лантан 2

** 89

Ac

[227] 6d 7s иридий 1

2

IV6

V6

22 rpj^ 47,90 3d 4s титан 2

40

3

r

91,22 4d 5s цирконий 2

72

2

Hf

178,49 5d 6s гафний 2

104

у

24

50,9414 3d 4s ванадий

2

Z

23

2

Ku

41

Cr

51,996 3d 4s' хром

2

5

Nb

42

95,94 4d 5s' молибден

73

74

5

T

a

W

180,9479 183,85 5d 6s 5d*6s тантал вольфрам 3

105

N

2

2

g

106

*ЛАНТАНОИДЫ

54,9380 3d 4s марганец 2

T

F

27

e

55,847 3d 4s железо 6

4 4

c

Co

58,9332 3d 4s кобальт

2

7

45

Ru

2

Rh

[97] 4d 5s технеций

101.07 4d 5s' рутений

102,9055 4d 5s< родий

75

76

77

5

2

Re

186,207 5d 6s рений 5

[263]

7

8

Os

190,2 5d 6s осмий

2

6

107

I

r

192,22 5d 6s иридий

2

7

108

2

109

[265]

[262]

Ce

p

59

r

140,12 14,9077 4f'5d'6s 4f 6s церий празеодим 2

90

344

26

[266]

2

58

**АКТИНОИДЫ

VIII6

Mn

43

92,9064 4d 5s' ниобий 4

25

5

Mo

[261] [261] 6d 7s курчатовий нильсборий 2

VII6

VI6

Th

[231] 6d 7s торий 2

2

3

91

2

Pa

[231] 5f 6d'7s протактиний 2

2

60

61

Nd

144,24 4f'6s неодим

5

XJ

238.029 5f 6d'7s уран 3

62

Sm

150,4 [145] 4f 6s 4f 6s прометий самарий

2

92

Pm

2

93

6

2

N

p

9 4

2

Pu

[237] [244] 5f 6d'7s 5f 7s нептуний плутоний 4

2

6

2

ХИМИЧЕСКИХ ЭЛЕМЕНТОВ

Vila 1

Villa 2

H

1,0079 1s водород 1

Ilia 5

IVa 6

B 10,81 2s 2p' бор

1 3

28

29

№

28,70 3d 4s никель 8

p

46

63,546 3d 4s медь

2

10

d

106,4 4d 5s° палладий ,0

78

p

t

195,09 5d 6s' платина 9

63

Eu

47

A

10

g

48

79

196,9665 5d 6s' золото ,0

Gd

80

10

6 5

4 9

1

In

114,82 5s 5p индий 2

g

200,59 5d 6s ртуть

Ga 2

2

H

1

69,72 4s 4p галлий

2

Cd ,0

Au

64

31

112,40 4d 5s кадмий

1

14

26,98154 3s Зр алюминий

Пб Zn

65,38 3d 4s цинк

1

107,868 4d 5s серебро ,0

3 0

2

Al 2

16 Cu

— i

1

Tl

81

204,37 6s 6p таллий 2

2

66

Tb

7

C

30,97376 3s Зр фосфор

32

3 3

2

2

Ge

72,59 4s 4p германий 2

50

Sn

82

b

67

2

Ho

164,9304 158,9254 162,50 157,25 4f 6s 5d'6s 4f 6s 4f 5d'6s гадолиний тербий диспрозий гольмий

95

96

2

Am

[243] 5f 7s америций 7

2

7

Cm

[247] 5f 6d'7s кюрий 7

2

2

2

97

,0

Bk

98

11

2

Cf

51

9 9

Sb 2

83 2

68

3

1

2

10

2

11

2

345

4

2

78,96 4s 4p селен 2

52

2

e

4

p

0

[209] 6s 6p полоний 2

69

r

4

8 5

2

Tm 70 2

5

K

r

Xe

131,30 5s 5p ксенон 2

86

6

Rn

[222] 6s 6p радон

5

2

у ъ 14

36

54

At

[210] 6s 6p астат

6

6

126,9045 5s 5p иод 2

Ar

83,38 4S^p криптон

5

J

53

6

2

79,904 4s 4p бром

4

T

B

2

39,948 3s Зр аргон

5

35

Ne

20,179 2s 2p неон 1 8

Cl

35,453 3s Зр хлор

Se

3

2

2

71

6

Lu

174,97 4f 5d 6s лютеций ,4

1

2

Fm Md (No) (Lr) 101

[247] [254] [257] [251] 5f 7s 5f 7s 5f 6d 7s 5f 7s берклий калифорний эйнштейний фермий 8

17

5

168,9342 173,04 4f' 6s 4f 6s тулий иттербий

167,26 4f 6s эрбий

ioo

2

34

2

s

32,06 3s Зр сера

84

i

Er ,2

4

2

3

B

2

2

10

15,9994 18,99840 2s 2p 2s 2p кислород фтор

127,60 5s 5p теллур

208,9804 6s 6p висмут

2

Es

3

121,75 5s 5p сурьма

2

p

As 2

118,69 5s 5p олово 2

3

74,9216 4s 4p мышьяк

2

151,96 4f 6s европий 7

2

p

9

O

i6

28,086 3s 3p кремний

2

Dy

3

p

15

207,2 6s 6p свинец

1

2

2

Si

8

N 14,0067 2s 2p азот

12,011 2s 2p углерод

2

Via

Va

He

4,00260 1s гелий

12

2

103

102

[260] [258] [259] 5f 7s 5^6^78 5f' 7s менделеевий (нобелий) (лоуренсий) 13

2

4

2

2

УКАЗАТЕЛЬ

МИНЕРАЛОВ

Аваруит FeNi2-3 142

Авгит—пироксен смешанного состава 224, 227, 276 Азурит C u (CO J ( O H ) 169, 266, 272 Аквамарин — разн. берилла 81, 83, 219 Актинолит—амфибол 230 Алабандин MnS 155 Алланит (Ca, Th, C e ) ( A l F e ) ( S i O ) ( S i O ) О(ОН) 208, 215 Алмаз С 143, 149, 278 Алтаит PbTe 154 Алунит K A l ( S O J ( O H ) 262, 263 Альбит N a ( A l S i O ) 245, 251 Альмандин Fe A l (SiO ) 81, 208, 212 Алюминий Al 143 Амазанит 248 Амблигонит LiAl(PO )F 342 Аметист — см. кварц 81, 179 Амфибол— гр. назв. 222 Анальцим N a ( A l S i O ) • H O 245, 254 Анатаз T i O 172, 182 Ангидрит Ca(SO ) 124, 169, 262 Англезит P b ( S O ) 262, 340 Андалузит AlAl(SiO )O 208, 213 Андезин — средн. плагиоклаз 251 Андрадит C a F e ( S i O ) 81, 208, 212 Аннабергит N i ( A s O ) • 8 H O 259, 260 Аннит K F e ^ ( A l S i O ) ( O H F ) 239 Анортит C a ( A l S i O ) 245, 251 Антигорит — см. серпентин 238 Антимонит—син. стибнита 155,164 Антофиллит M g ( S i O ) ( O H ) 224 Апатит С а ( Р О ) (F,C1, ОН) 259 Арагонит CaCO 266, 270 Аргентит A g S 155 Армолколит ( M g F e ) T i O 277 Арсенопирит Fe(AsS) 155, 167 Арфведсонит N a F e ^ F e ( S i O ) ( O H ) 226 Асболан — гидроксид Mn 199 3

3

2

2

2

3

4

1

2

3

3

4

2

7

6

8

3

2

4

3

4

2

6

2

2

4

4

4

3

2

4

3

4

3

2

2

+

3

2

2

7

5

4

10

1

2

8

8

22

2

3

3

2

1

2

+

3

5

Астраханит — син. блёдита 262 Астрофиллит K N a F e M n T i ( S i О i ) O ( O H F ) 215 Атакамит C u C l ( O H ) 273 Атласовит K C u F e B i ( S O ) О C l 57 Атокит P d S n 142, 339 Аурипигмент A s S 155, 164 Афтиталит ( K , N a ) N a ( S O ) 115 Ашарит (ссайбелиит) M g ( B O ( O H ) ) ( O H ) 265, 338 2

1

5

2

2

4

2

2

4

3

2

3

6

4

5

4

3

2

3

3

4

2

2

2

4

Вадделеит ZrO 309 Барит Ba(SO ) 261, 262 Баррингерит ( F e N i ) P 277 Бассанит Ca(SO ) • 0 , 5 H O 115 Бастнезит Ce(CO )F 266, 296 Бейделлит A l ( S i O ) ( O H ) • пН О 238 Бёмит 7-AlO(OH) 193, 195 Берилл B e A l ( S i O ) 81, 83, 217, 218 Бернессит — гидроксид Mn 200 Бертрандит B e ( S i O ) ( O H ) 341 Бетафит CaNaTiNbO 188, 189 Биотит K(Mg,Fe, A l ) - S ( A l S i O ) ( O H ) 81, 239 Бирюза Cu(Al Fe) (PO J (OH) • 4 H O 81, 259 Битовнит—осн. плагиоклаз 251 Бишофит MgCl • 6H O 123, 273 Блёдит N a M g ( S O J • 4 H O 262 Блеклые руды — гр. назв. 166 Борнит C u F e S 155, 165, 169 Браннерит U T i O 172, 188 Брецианит C r S 277 Бромаргирит AgBr 273 Бронзит — см. энстатит 229 Брошантит C u ( S O ) ( O H ) 262 Брусит Mg(OH) 193 Бузерит — гидроксид Mn 199 Буланжерит P b ( S b S - J ) S 155, 166 Бунзенит NiO 81, 199 2

4

1

2

4

2

3

2

3

4

2

10

6

4

2

1 8

2

7

2

6

2

1

2

4

1 0

2

8

2

2

2

4

5

3

4

6

2

2

4

2

3

6

4

4

4

6

2

5

2

2

3

3 +

8

2 2

2

Валерит 4(Fe, Cu)S • 3(Mg, Al)(OH) 192, 297

346

2

Ванадинит P b (VO )з Cl 81, 259 Везувиан C a I A l M g ( S i O J ( S i O T ) ( O H ) 208, 215 Вермикулит—гидрослюда 240 Вернадит — гидроксид Mn 200 Вивианит Fe ( P O ) • 8 H O 81, 259, 260 Виллемит Z n ( S i O ) 208, 342 Виллиомит NaF 273 Висмут Bi 143 Висмутин B i S 155, 164 Витерит BaCO 266 Волластонит Ca (Si Og) 222 Вольфрамит (Mn Fe)WO 190 Воробьевит—разн. берилла 219 Вульфенит Pb(MoO ) 264, 340 Вюстит FeO 278

Джерфишерит K C u S C l 287 Джимтомпсонит M g ( S i O i ) ( O H ) 296 Диаллаг — см. диопсид 230 Диаспор а-АЮ(ОН) 193, 195 Диккит A l ( S i O ) ( O H ) 238 Диопсид CaMg(Si O ) 81, 224 Дистен — син. кианита 81, 208, 213 Добрелит F e C r S 277 Долерофанит C u ( S O ) O 115 Доломит CaMg(CO ) 266, 270

Галенит PbS 155,161 Галит NaCl 273, 274 Галлуазит A l ( S i O ) ( O H ) • 2 H O 238 Гарниерит — см. серпентин 238 Гастингсит N a C a M g A l ( A l S i O ) ( O H ) 227 Гатчеттолит—разн. пирохлора 189 Гаусманит M n M n O 172 Геденбергит CaFe(Si O ) 224 Гейландит C a ( A l S i O i ) • 6 H O 245, 254 Гелиодор — разн. берилла 81, 83, 219 Гематит F e O 172, 173, 278 Гемиморфит Z n ( S i O ) ( O H ) H O 208, 215 Георгбокиит C u O (SeO ) Cl 287 Гётит FeO(OH) 193, 196 Гиббсит Al(OH) 193, 195 Гидроборацит C a M g ( B B O ( О Н ) ) • 3 H O 265, 339 Гидромусковит—гидрослюда 240 Гидрослюды — гр. назв. 235, 240 Гидроталькит M g A l ( C O ) ( O H ) I • 4 H O 192 Гиперстен ( F e M g ) ( S i O ) 229, 276 Гипс Ca(SO ) • 2 H O 262, 263 Глаукодот Co(AsS) 155 Глауконит—гидрослюда 240 Глаукофан N a M g A l ( S i O ) ( O H ) 224, 226 Голдманит C a V (SiO ) 208 Голландит— оксид Mn 189 Горсейксит B a A l ( P O ) ( P O O H ) ( O H ) 57 Гояцит SrAl ( P O ) (OH) • H O 57 Гранат — гр. назв. 212 Графит С 143, 149, 277, 278 Грейгит F e F e S 290 Гринокит CdS 342 Гроссуляр C a A l ( S i 0 ) 81, 208, 212 Грюнерит F e ( S i O ) ( O H ) 224 Гунтит CaMg (COs) . 134 Гюбнерит MnWO 172, 190

Идокраз—син. везувиана 208, 215 Изоферроплатина P t F e 142, 289 Изумруд—см. берилл 81, 219 Иллит — гидрослюда 240 Ильинскит N a C u O ( S e O J C l 287 Ильменит FeTiO 172, 183 Иньоит C a ( B B O ( O H ) ) • 4 H O 265, 339 Иодаргирит AgI 273 Ирарсит (Ir Ru Ph)AsS 289 Иридий Ir 143

5

4

0

4

3

2

4

4

2

2

5

2

2

6

4

2

2

2

2 6

6

5

2

2

6

4

2

3

6

4

2

4

2

2 5

5

4

3

2

3

3

Ж а д е и т N a A l ( S i O ) 224, 226 Жедрит M g A l ( A l S i O ) ( O H ) Железо Fe 148

3

1

2

4

5

6

2

2

6

2 2

224, 226

2

4

2

2

5

4

2

4

2

2

6

22

2

4

2

2

2

2

6

7

8

2

3

4

2

5

7

2

2

3

2

2

2

3

2

6

2

1

3

2

2

2

6

3

2

4

4

2

6

2

2

3

3

2

2

4

3

3

2 2

2

3

4

4

2

8

3

2

5

6

2

4

3

2

7

4

8

3

22

3

2

4

4

Золото Au 143, 147

3

5

2

2

8

4

4

2

7

2

2

3

1

5

2

1

Каинит KMg(SO )Cl • 3 H O 123, 124 Калаверит AuTe 154, 342, 343 Каламин—син. гемиморфита 208, 215 Кальсилит K(AlSiO ) 245 Кальцит CaCO 266, 267 Камасит — син. железа, феррита 276, 278 Канкринит N a C a ( A l S i O J ( C O , S O J • 3 H O 245,254 Каолинит A l ( S i O ) ( O H ) 235, 238 Карлсбергит CrN 277 Карналлит KMgCl • 6 H O 123, 124, 273, 274 Карнотит K ( U O ) (VO ) • 3 H O 254, 261, 343 Карпатит C H i 275 Касситерит SnO 172, 182 Кварц SiO 81, 82, 172, 176 Кеммеририт 241 Кестерит C u Z n S n S 155 Кианит A l ( S i O ) O 81, 208, 213 Кизерит MgSO • H O 124 Киноварь HgS 155, 163 Клаусталит PbSe 154 Клиноптилолит N a ( A l S i O i ) • 6 H O 245, 254 Клинохлор M g A l ( A l S i O i ) ( O H ) 240 Клинохолмквистит L i M g A l ( S i O ) ( O H ) 224 Клиноцоизит C a A l ( S i O ) ( S i O ) O ( O H ) 208, 215 Клиноэнстатит M g ( S i O ) 224 Ключевскит K C u F e ( S 0 ) 0 115 Кноррингит M g C r ( S i O J 208 Кобальтин Co(AsS) 155, 166 Ковеллин CuS или C u C u S ( S ) 155, 165, 169 Когенит F e C 274 Колеманит C a ( B O ( O H ) ) • H O 265, 339 Колумбит ( F e M n ) N b O 172, 188 4

2

2

4

3

6

2

2

2

4

5

2

2 4

6

3

2

2

2

2

4

2

2

2

2

2

4

2

2

2

8

4

4

2

8

5

8

3

2

2

8

3

3

2

4

2

2

7

6

4

4

1

8

2

7

2

2

0

9

3

3

2

2

3

3

1

347

4

4

3

2

3

2

3

3

7

Данбурит C a ( B S i O ) 245, 252 Датолит CaB(SiO )(OH) 235, 236 Демантоид—см. андрадит 81 Десмин — син. стильбита 245, 254 Джемсонит P b F e ( S b S J 155

2

3

4

3

2

6

2

2 2

2

Мирабилит N a ( S O ) • 10H O 119, 262, 263, 340 Молибдит MoO 340 Молибденит MoS 155, 164 Молизит FeCl 115 Монацит Ce(PO ) 259 Монетит Ca(HPO ) 258 Монтмориллонит—гр. назв. 235, 238 Морганит — разн. берилла 81, 219 Мусковит K A l ( A l S i O i ) ( O H F ) 235, 239 Мышьяк As 143, 149

Кордиерит ( M g F e ) A l ( A l S i O i ) • n H 0 81, 217, 220 Корунд A l O 81, 172 Космохлор NaCr(Si O ) (пироксен) 277 Коусит SiO 174 Коффинит U(SiO ) 208, 211 Кочубеит — Cr-хлорит 241 Красная серебряная руда — гр. назв. 165 Криолит N a A l F 273 Кристобалит SiO 172, 181 Крокидолит—разн. рибекита 228 Крокоит Pb(CrO ) 81, 264 Ксенотим Y ( P O ) 259, 341, 342 KyMMHHrTOHHTMg (Si O )(OH) 224 Куперит PtS 149, 289, 334 Куприт C u O 171, 172 Купроаурит C u A u 142 Кутногорит CaMn(CO ) 134 Кухаренкоит B a C e ( C O J F 285 1

2

2

3

5

8

2

2

3

2

2

4

4

4

2

6

2

8

22

3

2

3

0

3

3

3

2

3

4

(5

2

0>5

2

7

6

2

5

2

2

6

4

2 +

0

8

+

4

5

2

2

7

1

4

1

1

2

3

2

2

3

2

Магнезиорибекит N a M g F e ^ ( S i O ) ( O H ) 226 Магнезит MgCO 266, 270 Магнетит F e F e O 172, 184, 278 Макинавит FeS 290 Малакон — радиоактивный циркон 211 Малахит C u ( C O ) ( O H ) 169, 266, 271 Малладрит N a S i F 273 Манганит MnMnO (OH) 193 Мариалит N a ( A l S i O s ) C l 245, 254 Марказит Fe(S ) 155, 167 Медь Cu 143, 146 Мейонит C a ( A l S i O e ) ( C O S O ) 245, 254 Меланит C a (Fe, T i ) (SiO ) 212 Меланоталит C u O C l 115 Мелантерит Fe(SO ) • 7H O 262 Мельниковит—син. грейгита 290 Менделеевит—разн. пирохлора 189 Микроклин K ( A l S i O ) 245, 246 Микролит N a C a T a O ( F O H ) 172, 188, 189 2

3

8

2

4

2

3

2

2

6

2

4

2

3

3

2

4

2

2

3

3

3 1

2

2

4

2

4

2

3

8

2

6

1

3

4

2 2

4

2

4

2

4

4

0

3

2

2

Обручевит — разн. пирохлора 189 Овсенит B a C u S S 287 Оливий ( M g F e ) ( S i O ) 81, 276 Олигоклаз—кисл. плагиоклаз 251 Ольдгамит CaS 277 Омфацит—разн. диопсида 229 Опал—см. тридимит, кристобалит 181 Ортит — син. алланита 208, 215 Ортоклаз K ( A l S i O ) 245, 246 Осборнит TiN 275, 277 Осмий Os 143 Осмирид (Ir, Os) 143 Отенит Ca(UO J ( P O ) • 8 H O 259, 261 2 5

2 6

1

2

4

3

2

8

2

4

2

2

2

Палладий Pd 143 Палыгорскит M g ( S i O i ) ( O H ) • 8 H O 235, 236 Пандаит — минерал из гр. пирохлора 189 Пандермит (прайсеит) C a ( B O ( O H ) ) H O 265, 339 Паоловит P d S n 142 Парагонит N a A l ( A l S i O i ) ( O H ) 240 Паризит CaCe (CO ) F 266, 296 Пеннин—син. клинохлора 240 Пентландит F e N i S 155, 165 Перовскит CaTiO 172, 186 Петалит Li(AlSi Oi 342 Пижонит ( M g F e C a ) ( S i O ) 276 Пийпит K C u ( S 0 ) 0 115 Пираргирит A g ( A s S ) 155, 166 Пирит Fe(S ) 155, 166 Пироксен — гр. назв. 222 Пиролюзит MnO 172, 182 Пироморфит P b ( P O ) C l 259, 260 Пироп M g A l ( S i O J 208, 212 Пирофиллит A l ( S i O i ) ( O H ) 235, 238 Пирохлор N a C a N b O ( F , О Н ) 172, 188, 189 5

+

3

4

3

2

2

2

2

2

3

4

5

4

4

Лабрадор — средн. плагиоклаз 251 Лавренсит (Fe, Ni)Cl 277 Лазурит N a С а ( A l S i O ) ( S O , S ) 245, 254 Лампрофиллит N a S r ( T i i F e ) ( S i O ) O F 208, 215 Лауриноит PbCl(OH) 273 Лаурит RuS 289, 343 Лейцит K ( A l S i O ) 245, 253 Лепидокрокит FeO(OH) 193, 196 Лепидолит—гр. назв. 240 Лепидомелан—Fe-биотит 239 Лесюкит A l ( O H ) C l • 2 H O 287 Лёллингит Fe(As) 154, 155, 343 Лизардит M g ( S i O i ) ( O H ) 238 Лимонит—смесь гидроксидов Fe 196 Линнеит C o C o | S 342 Ломоносовит N a T i ( S i O ) ( P O ) O 207 Лонсдейлит С 143 Лопарит (Ce Na, Ca)(Ti, N b T a ) O (разн.) 342 Людвигит ( M g F e ) F e ( B O ) O 265, 266 3

2

3

2

2

2

1

4

5

2

2

3

4

2

2

2

0

Набокоит K C u T e O ( S 0 ) C 1 57, 287 Накрит A l ( S i O ) ( O H ) 238 Натрит N a C O 266 Натролит N a ( A l S i O i ) • 2 H O 245, 254 Натрон N a C O • 10H O 266 Нахколит NaHCO 266 Нашатырь NH Cl 115, 273 Непуит — Ni-серпентин 238 Нефелин N a K ( A l S i O J 245, 254 Ниеререит N a C a ( C O J 266 Никелин NiAs 155, 163 Никельскуттерудит N i ( A s J 58, 155, 167 Нонтронит Fe ( S i О I J (OH) пН О 339 2

2

3

3

7

4

4

7

2

3

8

2

3

4

3

348

4

0

2

2

5

2

7

5

2

2

3

2

3

5

4

0

3

2

2

8

3

4

0

1

2

1

2

2

4

2

6

2

3

3

2

2

5

3

2

4

4

2

4

2

3

3

0

6

2

2

Пирохроит Mn(OH) 193 Пирротин F e ! _ S 155, 163 Плагиоклаз — гр. назв. 251, 276 Платина Pt 143, 149 Повеллит Ca(MoO ) 264, 340 Полигалит K C a M g ( S O J • 2H O 123, 262 Полилитионит K L i A l ( S i O ) 240 Поллуцит Cs(AlSi O ) 245, 253, 341 Прайсеит — син. пандермита 265 Прустит A g ( S b S ) 155, 166 Псевдокотуннит K P b C l 273 Псиломелан-—см. гидроксиды Mn 190

Спёррит C a (SiO J ( C O ) 207 Спессартин M n A l ( S i O J 81, 208, 212 Сподумен LiAl(Si O ) 224, 226 Ссайбелиит MgHBO (ашарит) 265 Ставролит Al Fe(SiO JaO (OH) 208, 213 Станнин Cu FeSnS 154, 155, 342 Стибнит S b S 155, 164 Стильбит Ca SNa(Al SiTOi ) • 7 H O 245, 254 Стишовит SiO 172, 176 Стронцианит SrCO 266 Сфалерит (Zn Fe)S 155, 162 С фен — син. титанита 208, 215

Ральстонит N a ( M g A l ) ( F O H ) • TiH O 115 Раммельсбергит Ni(As ) 155 Рамсделлит MnO 189 Раухтопаз — см. кварц 179 Реальгар AsS 155, 164 Ревдинскит— Ni-серпентин 238 Рибекит—щелочной амфибол 224 Риннеит K NaFeCl 273 Роговая обманка NaCa (Mg Fe Al)S(AlSiYO ) (OH) 224, 227 Родий Rh 143 Родонит C a M n ( S i O ) 222 Родохрозит MnCO 266, 269 Романешит B a M n M n I O • 3 H O 172, 190 Рубеллит—разн. эльбаита 217, 220 Рубин ( A l C r ) O 81 Рустенбургит P t S n 142 Рутил T i O 172, 181

TaAMbIpHT Pd Sn 142 Тайниолит K L i M g ( S i O i ) ( O H F ) 240 Талфенасит T l F e S C l 287 Тальк M g ( S i O ) ( O H ) 235, 238 Танталит ( F e M n ) T a O 172, 188 Тенардит N a ( S O ) 119, 262 Теннантит C u i ( A s S ) S 155, 156 Тенорит CuO 172 Тетраферрифлогопит KMg (FeSi O O ) (ОН, F ) 239 Тетраферроплатина PtFe 142 Тетраэдрит C u ( S b S J S 155, 166 Титанавгит—разн. пироксена 229 Титанит CaTi(SiO )O 208, 215 Титаномагнетит—разн. магнетита 184 Тихит N a M g ( S O ) ( C O J 266 Тодорокит M n M n O • H О 189 Толбачит CuCl 115 Топаз A I ( S i O ) F 83, 208, 214 Торбернит Ca(UO ) ( P O J • 8 H O 259, 261 Торит Th(SiO ) 208 Тортвейтит Sc (Si O ) 207 Треворит N i F e O 278 Тремолит C a M g ( S i O ) ( O H ) 224 Тридимит SiO 172, 181 Трилитионит KLi Al (AlSi O ) F 240 Троилит FeS 155, 277 Туламинит Pt FeCu 142 Турмалин — гр. назв. 217, 220 Туямунит Ca(UO ) ( V O J • 8 H O 259 Тэнит 7-Fe 143, 276 Тюрингит 241

2

5

x

2

4

2

4

2

3

4

6

5

4

2

1

2

3

1

2

4

2 5

4

10

3

12

6

3

2

3

4

8

8

2

3

2

2

3

1

6

2

4

2

3

5

2

2

3

3

2

4

2

4

2

4

4

3

4

4

2

3

2

3

1

3

2

2

2

3

7

2

CaMapcKHTYFeNb O 172 Санидин ( K N a ) ( A l S i O ) 245, 246 Сапонит M g ( S i O ) ( O H ) • пН О 238 Сапфир—см. корунд 81 Сассолин H ( B O ) 265, 338 Саффлорит Co(As ) 155 Свинец Pb 143 Селлаит M g F 115, 273 CeHWmHTMg (Si O Ji) (OH) •12H O 236 Сера S 143, 149 Сердолик — см. кварц 179 Серебро Ag 143, 147 Серицит—см. мусковит 239 Серпентин—гр. назв. 235, 237 Сидерит FeCO 266, 270 Силлиманит Al(AlSiO ) 208, 213 Сильвин KCl 123, 124, 273, 274 CnHOHTSi N O 277 Синхизит CaCe(CO ) F 296 Скаполит (Na, C a ) ( ( A l , S i ) S i O e ) ( C l C O , S O ) 245, 254 Скородит Fe(AsO ) • 2 H O 259 Скуттерудит C o (As )з 58, 155, 167 Смектит—син. монтмориллонита 235, 238 Смитсонит ZnCO 169, 266, 270, 340 Соболевскит PdBi 142 Содалит N a ( A l S i O ) C l 245, 254 Спёррилит P t ( A s ) 149, 154, 155, 289, 343 2

4

1 +

3

2

3

1

3

4

4

2 +

3

10

4

4

2

2

4

6

3

3

3

2

4

2

+

1

1

2

2

2

15

2

0

2 6

1

22

2 0

3

6

3

2 +

2

3

2

4

8

1

6

1

2

2

2

2

2

3

01

2

3

2

4

2

10

1

4

2

2

4

2

3

6

3

3

1

3

4

4

6

2

2

2

2

4

2

4

3

4

2

2

2

4

2

2

2

7

4

2

5

8

22

2

2

1) 5

1>5

3

1 0

2

2

2

2

4

2

2

Уайрауит FeCo 142 Уваровит C a C r ( S i O J 208, 212 Улексит N a C a ( B O ( O H ) ) • 5H O 265 Ульвит T i F e O 185 Уранинит U O (приб.) 172, 174 Урикит C H N O 275 3

2

4

5

2

3

6

6

2

4

2

5

4

4

3

4

Фаялит F e ( S i O ) 208, 210 Федотовит K C u ( S O J O 115 Фенакит B e ( S i O ) 208, 211, 342 Фенгит — разн. мусковита 239 Ферберит FeWO 172, 190 Фергусонит ( C e L a N d Y ) N b O 342 Феррит a-Fe 143, 276, 278 Ферроактинолит C a F e ( S i O ) ( O H )

349

2

4

2

3

2

4

3

4

4

1

1

1

2

4

5

8

22

2

224

2

Ферроникельплатина Pt NiFe 142 Ферросилит F e ( S i O ) 224 Ферсилицид FeSi 275 Филлипсит C a N a ( A l S i I o O ) • 12H O 245, 254 Флогопит K M g ( A l S i O i ) ( O H F ) 235, 239 Флюорит CaF 273 Форстерит M g ( S i O ) 208, 210 Фулерен — мод. углерода 145 2

2

2

6

4

6

3

32

3

2

0

1

2

Чаоит С 143 Чароит — предп. K C a ( S i O i S ) ( S i O ) ( S i O ) (ОН, F) • пН О 235 Чермакит C a M g A l ( A l S i O ) ( O H ) 226, 227 Честерит M g ( S i O ) ( O H ) 296 5

8

6

2

2

7

4

9

2

2

3

1 7

2

2 0

2

6

2 2

5 4

2

6

2

2

4

Халцедон — см. кварц 178, 179 Халькантит Cu(SO ) • 5H O 262 Халькозин C u S 155, 161, 169 Халькокианит Cu(SO ) 115 Халькопирит CuFeS 155, 165 Хлоантит—разн. никельскуттерудита 155, 167 Хлораргирит AgCl 273 Хлорит — гр. назв. 235, 240 Холлингуортит RhAsS 154 4

2

2

4

2

XOnMKBHCTHTLi Mg Al (Si O )(OH) 2

3

2

8

2 2

2

224, 226

Хонгшит PtCu 142 Хондродит M g ( S i O ) F 208, 213 Хризоберилл B e A l O 81, 83, 172 Хризоколла C u ( S i O i ) ( O H ) • 4 H O 340 Хризолит — см. оливин 211 Хризопраз — см. кварц 179 Хризотил 238 Хромит FeCr O 172, 186 5

4

2

4

2

2

2

4

4

0

4

2

4

Шабазит С а , ( A l S i O ) • 3H O 245, U J a M o H T F e A l ( A l S i O i ) ( O H ) 340 Шахнерит AgHg 142 Шеелит Ca(WO ) 264 Шерл N a F e A l ( S i O i ) ( B O ) ( O H ) Шерломит (шорломит) C a (Fe, T i ) 212 Шмальтин—син. скуттерудита 155, Шортит N a C a ( C O s ) 266 Шпинель M g A l O 81, 172, 183 Шрейберзит Fe NiP 275, 277, 278 0

3

5

2

5

4

3

2+

3

1

2

10

8

6

6

8

3

3

4

3

2

2

2

4

2

7

217, 220 ((Si, T i ) O ) 4

3

167

3

2

4

2

Эвальдит Ba(Ca, Y N a ) ( C O J 285 Эвдиалит N a Ca (Fe, M n ) Z r (Si O ) (Si O ( О Н ) ) 217, 221 Эгирин NaFe(Si O ) 224, 226 Эгирин-авгит—разн. пироксена 229 Эденит N a C a M g ( A l S i O ) ( O H ) 226, 227 Экерманит N a N a M g A l ( S i O ) ( O H ) 226 Эльбаит Na(Li , A l , ) Al (Si O ) ( В О ) (OH) 220 Эльпазолит K N a A l F 115 Энаргит C u ( A s S ) 155, 342 Энстатит M g ( S i O ) 224 Эпидот C a ( A l F e ) ( S i O ) ( S i O ) O ( O H ) 208, 215 Эпсомит Mg(SO ) • 7 H O 119, 123, 262 Эритрин C o ( A s O ) • 8 H O 259, 260 Эшинит CeTiNbO 172, 341 1

1 2

3

3

6

3

2

3

3

2

2

9

2 4

6

2

5

7

2

1

22

4

5

2

8

1

2

5

22

6

6

2

1 8

6

4

2

2

2

6

2

4

4

2

7

2

3

4

2

2

6

2

Юриит—син. космохлора 277 Ярозит K F e ( S O ) ( O H ) 3

350

9

2

4

3

254

2

0

4

3

3

Целестин Sr(SO ) 261, 262 Цеолиты—гр. назв. 245, 254 Церуссит P b C O 169, 266, 270, 340, 342 Цинк Zn 143 Циннвальдит K L i A l F e ( A l S i O ) F 240 Циркон (Zr Hf)(SiO ) 208, 211 Циртолит—радиоактивный циркон 208, 211 Цитрин — см. кварц 179 Цоизит C a A l ( S i O ) ( S i O ) O ( O H ) 81

6

3

4

2

6

262, 264

3

3

4

ОГЛАВЛЕНИЕ

К студентам

3

Предисловие

4

Глава

5

1. П р е д м е т и и с т о р и я м и н е р а л о г и и

О б ъ е к т ы и содержание минералогии (5). Минералы в обыденной ж и з н и (6). И с т о р и я становления минералогии к а к самостоятельной науки (7). Тен­ денции р а з в и т и я минералогии в XX веке (13). Место минералогии среди других наук и ее практическое значение (15). Основные н а п р а в л е н и я исследований (16). Глава

2. К р и с т а л л и ч е с к а я с т р у к т у р а и х и м и ч е с к и й с о с т а в м и н е р а л о в

18

Вводные понятия (18). Х а р а к т е р н ы е свойства к р и с т а л л и ч е с к и х веществ (19). Х и м и ч е с к а я с в я з ь в минералах. Т е о р и я кристаллического п о л я (20). Принцип плотнейшей упаковки атомов и ионов (24). Координационные числа (27). Радиусы атомов и ионов в к р и с т а л л а х (28). Способы изобра­ ж е н и я к р и с т а л л и ч е с к и х с т р у к т у р минералов (30). П о л и м о р ф и з м (31). Химический состав минералов и и з о м о р ф и з м (32). Т и п ы и з о м о р ф и з м а (33). Генетические ф а к т о р ы и з о м о р ф и з м а (36). Г л ава

3. С и м м е т р и я и п р о с т ы е ф о р м ы к р и с т а л л о в

39

Ограненные и неограненные к р и с т а л л ы (39). Модели роста к р и с т а л л о в (40). Э л е м е н т ы огранения к р и с т а л л о в (42). Э л е м е н т ы симметрии к р и с т а л л о в (42). Формулы симметрии и тридцать д в а вида симметрии к р и с т а л л о в (45). Простые к р и с т а л л о г р а ф и ч е с к и е ф о р м ы (46). Установка к р и с т а л ­ лов (49). Символы граней (50). Глава

4. К р и с т а л л ы и и х а г р е г а т ы в п р и р о д е

Т и п ы з а р о ж д е н и я к р и с т а л л о в в природе (54). Закон постоянства гранных углов (55). Д в о й н и к о в ы е сростки к р и с т а л л о в (56). П и р а м и д ы и зоны роста к р и с т а л л о в (57). Расщепленные к р и с т а л л ы (59). С к е л е т н ы е кри­ с т а л л ы и д е н д р и т ы (61). Метасомы и п о й к и л о к р и с т а л л ы (62). Микро­ р е л ь е ф поверхностей к р и с т а л л о в (63). Включения в к р и с т а л л а х (65). Л о ж н ы е к р и с т а л л ы — псевдоморфозы (67). Облик ( ф о р м а ) и габитус к р и с т а л л о в (67). Некоторые агрегаты к р и с т а л л о в (68).

351

54

Глава

5. Ф и з и ч е с к и е с в о й с т в а м и н е р а л о в

72

Общие сведения (72). Анизотропия свойств кристаллов (72). Изменчивость свойств изоморфных смесей (73). Поляризация и двойное лучепрело­ мление (74). Окраска (цвет)—общие сведения (75). Окраска за счет из­ бирательного светопоглощения (78). Игра и переливы цвета минералов (84). Чужеродные окраски минералов (85). Блеск (85). Люминесценция (86). Плотность (87). Механические свойства (88). Магнитные свойства (91). Электрические свойства (94). Глава

б. Г е н е з и с м и н е р а л о в

96

Понятие о генезисе минералов и генетической минералогии (96). Среды мине­ ралообразования (97). Причины и способы минералообразования (100). Типы минеральных месторождений (102). Магматические минераль­ ные месторождения (103). Пегматиты (105). Скарновые месторожде­ ния (109). Гидротермальные месторождения (ПО). Грейзены (113). Эксгаляционные месторождения (114). Метаморфогенные месторожде­ ния (115). Вадозные месторождения (117). Криогенные месторождения (120). Сублимационные месторождения (120). Месторождения зон вы­ ветривания и окисления (120). Механические седиментогенные место­ рождения (122). Хемогенные осадочные месторождения (123). Биоген­ ные месторождения (124). Диагенетическое минералообразование (125). Гидротермально-осадочные месторождения (126). Стадийность процес­ сов образования минералов. Генерации и парагенезисы (126). Скорость роста кристаллов (127). Минералогические индикаторные признаки. Типоморфизм минералов (129). Методические указания (131). Глава

7. Э л е м е н т н ы й х и м и ч е с к и й с о с т а в , к л а с с и ф и к а ц и я и н а з в а н и я минералов

133

Минерал, минеральный вид, разновидность (133). Число, состав и симметрия минералов (135). Классификация минералов (138). Названия минера­ лов (139). Методические рекомендации для самостоятельной работы с минералами (140). Глава

8. П р о с т ы е в е щ е с т в а

142

Общие сведения о минералах (142). Кристаллохимические особенности (143). Морфология кристаллов и физические свойства (145). Особенности условий образования (145). Краткие сведения о минералах (146). Глава

9. С е р н и с т ы е с о е д и н е н и я и и х а н а л о г и

154

Общие сведения о минералах (154). Кристаллохимические особенности (154). Морфология кристаллов и физические свойства (158). Особенности условий образования (159). Краткие сведения о минералах (161). Про­ цессы окисления сульфидов в приповерхностных условиях (167). Глава

10. О к с и д ы

171

Общие сведения (171). Краткие сведения о минералах (171). Глава

11. Г и д р о к с и д ы

192

Общие сведения (192). Кристаллохимические особенности (192). Морфология кристаллов и физические свойства (193). Краткие сведения о минералах (193).

352

Глава

12. С и л и к а т ы и и х а н а л о г и

201

Общие особенности состава и структур (201). Структурные типы анионных радикалов (202). Классификация (205). Глава

13. О с т р о в н ы е с и л и к а т ы

207

Общие сведения (207). Кристаллохимические особенности (207). Морфология кристаллов и физические свойства (209). Особенности условий образо­ вания (210). Краткие сведения о минералах (210). Глава

14. К о л ь ц е в ы е с и л и к а т ы

217

Общие сведения (217). Краткие сведения о минералах (218). Глава

15. Ц е п о ч е ч н ы е и л е н т о ч н ы е с и л и к а т ы

222

Общие сведения (222). Волластонит и родонит (222). Кристаллохимические особенности пироксенов и амфиболов (222). Морфология кристаллов и физические свойства пироксенов и амфиболов (227). Особенности усло­ вий образования пироксенов и амфиболов (229). Глава

16. С л о и с т ы е ( л и с т о в ы е ) с и л и к а т ы и а л ю м о с и л и к а т ы

231

Общие сведения (231). Кристаллохимические особенности (231). Морфология кристаллов и физические свойства слоистых силикатов (алюмосилика­ тов) с простыми сетками тетраэдров (237). Индивидуальные особенно­ сти состава и свойств минералов (237). Условия образования и исполь­ зование (241). Глава

17. К а р к а с н ы е а л ю м о с и л и к а т ы

243

Общие сведения (243). Кристаллохимические особенности (243). Морфология кристаллов и физические свойства (243). Краткие сведения о минералах (246). Глава

18. С о л и к и с л о р о д н ы х к и с л о т

258

Общие сведения (258). Фосфаты, арсенаты, ванадаты (259). Сульфаты (261). Вольфраматы (264). Хроматы (264). Бораты (265). Карбонаты (266). Глава

19. Г а л о г е н н ы е и п р о ч и е с о е д и н е н и я

Общая характеристика галогенных соединений (273). минералах (273). Прочие соединения (274). Глава

273 Краткие сведения о

20. М и н е р а л ы в с т р о е н и и В с е л е н н о й

276

Минералы метеоритов (276). Минералы внутренних и внешних планет (277). Минералы Луны (277). Минералы околоземного пространства и гидро­ сферы Земли (278). Валовой минеральный состав земной коры (278). Распределение минералов на Земле в пространстве и во времени (279). Минералы мантии и состав ядра Земли (282). Глава

21. М и к р о м и р м и н е р а л о в

284

Методы исследования и границы микромира (284). Причины принадлеж­ ности минералов к микромиру (287). Особые свойства микрочастиц и межзёренного вещества (290). Обломочные малые частицы (292). Топохимические реакции (293). Фрагментарность строения кристаллических решеток (295).

353

Глава

22. Э л е м е н т ы п р и к л а д н о й м и н е р а л о г и и

300

Поисковая м и н е р а л о г и я (300). Технологическая минералогия (304). Техниче­ с к а я минералогия и минералогическое материаловедение (312). Геммо­ л о г и я и минералогия (314). Минералогия в медицине (316).' М и н е р а л ы к а к промышленное сырье (319). Глава

23. П р и е м ы и м е т о д ы м и н е р а л о г и ч е с к и х и с с л е д о в а н и й

326

З а д а ч и минералогических исследований (326). П о л е в ы е минералогические исследования (326). Л а б о р а т о р н ы е исследования (327). Физико-хими­ ческий эксперимент к а к метод минералогических исследований (329). Заключение

330

Рекомендуемая л и т е р а т у р а

331

П р и л о ж е н и е 1. М и н е р а л ь н ы е ассоциации П р и л о ж е н и е 2. М и н е р а л ы — главные источники д л я промышленного получе­ ния химических элементов П р и л о ж е н и е 3. Периодическая система химических элементов

334

У к а з а т е л ь минералов

346

342 344

Лицензия JlP №040050 от 15.08.96. Подписано в печать 12.05.99. Формат 70x100 1/16. Печать офсетная. Усл. печ. л. 28,70. Уч.-изд. л. 28,38. Т и р а ж 1000 экз. Заказ 167. Центр оперативной полиграфии С.-Петербургского университета. 199034, С.-Петербург, наб. Макарова, 6.

Учебное

издание

Булах Андрей Глебович О Б Щ А Я

М И Н Е Р А Л О Г И Я

Зав. редакцией Г, Н. Пескова Редактор Л. П. Макаренкоеа Художественный редактор Е. И, Егорова