/
Author: Булах А.Г. Кривовичев В.Г. Золотарёв А.А.
Tags: описательная минералогия специальное минераловедение геологические науки минералы горные породы полезные ископаемые горное дело минералогия минеральные ресурсы
ISBN: 978-5-7695-4681-5
Year: 2008
Text
Высшее профессиональное образование
А. Г. Булах
В. Г. Кривовичев
А. А. Золотарёв
ОБЩАЯ
МИНЕРАЛОГИЯ
4-е издание
ВЫСШЕЕ ПРОФЕССИОНАЛЬНОЕ ОБРАЗОВАНИЕ
А. Г. БУЛАХ, В.Г.КРИВОВИЧЕВ, А. А. ЗОЛОТАРЁВ
ОБЩАЯ
МИНЕРАЛОГИЯ
Учебник
Рекомендовано
Учебно-методическим объединением по классическому
университетскому образованию в качестве учебника
для студентов высших учебных заведений, обучающихся
по специальности «Геология»
4-е издание, переработанное и дополненное
sSj
ACADEMA
Москва
Издательский центр «Академия»
2008
УДК 549(075.8)
ББК 26.31я73
Б907
Рецензенты:
академик РАН Н.П.Юшкин (Сыктывкарский государственный университет);
доктор геолого-минералогических наук А. А. Ульянов
(Московский государственный университет им. М. В.Ломоносова)
Булах А. Г.
Б907 Общая минералогия : учебник для студ. высш. учеб, заведений /
А. Г. Булах, В. Г. Кривовичев, А. А. Золотарёв. — 4-е изд., перераб. и
доп. — М. : Издательский центр «Академия», 2008. — 416 с., [32] с. цв.
ил. : ил.
ISEN 978-5-7695-4681-5
В учебнике (3-е издание вышло в 2002 г.) изложены современные теоретические и
прикладные аспекты минералогии. Приведены характеристика и внешние диагностиче-
ские признаки главных породообразующих и рудных минералов. В настоящем издании
номенклатура минералов дана в строгом соответствии с рекомендациями Международной
минералогической ассоциации. С новейших позиций теории изоморфизма охарактеризо-
ваны закономерности вариаций химического состава минералов и взаимосвязи их крис-
таллохимических особенностей и свойств. Рассмотрены главнейшие типы минеральных
месторождений, начала прикладной и поисковой минералогии и главные области про-
мышленного использования минералов. Дан обзор методов минералогических исследова-
ний, используемых при поисках, разведке и разработке месторождений полезных ископа-
емых.
Для студентов теолого-разведочных, нефтегазовых институтов, геологических факуль-
тетов университетов.
УДК 549(075.8)
ББК 26.31я73
Оригинал-макет данного издания является собственностью
Издательского центра «Академия», и его воспроизведение любым способом
без согласия правообладателя запрещается
ISBN 978-5-7695-4681-5
© Булах А.Г., Кривовичев В Г., Золотарёв А. А., 2008
© Образовательно-издательский центр «Академия», 2008
© Оформление. Издательский центр «Академия», 2008
Посвящается нашему учителю профессо-
ру Александру Александровичу Кухаренко
(1914—1996)
ПРЕДИСЛОВИЕ
За основу настоящей книги взяты учебники А. Г. Булаха «Минералогия с
основами кристаллографии» (1989) и «Общая минералогия» (1999, 2002). Уч-
тен опыт многолетнего использования этих учебников в высших учебных за-
ведениях страны, а также советы и замечания по методике изложения матери-
ала и теоретическим аспектам науки, поступившие от преподавателей инсти-
тутов, классических и технических университетов разных городов и регионов
России.
Книга рассчитана на студентов начальных семестров (2—3 или 3—4-го),
поэтому изложение материала базируется на знаниях и терминах, которые
студенты освоили в учебных курсах общей химии, физики, геологии и крис-
таллографии. Учтено, что главнейшие проблемы теории генезиса минералов
преподаются, согласно учебным планам, в учебных курсах петрографии и
петрологии, геологии и генезиса месторождений полезных ископаемых, ме-
таморфизма, литологии, геохимии. В связи с этим в настоящем учебнике
теория генетической минералогии представлена в краткой форме, которая
минимально достаточна для описания минералов.
Вся номенклатура минералов дана в учебнике в строгом соответствии с
рекомендациями Международной минералогической ассоциации. С новей-
ших позиций теории изоморфизма охарактеризованы закономерности вариа-
ций химического состава минералов и взаимосвязи их кристаллохимических
особенностей и свойств, дана специальная характеристика объектов и явле-
ний микро- и наномира минералов. В заключительном разделе рассмотрены
важнейшие тенденции развития минералогии XXI века.
Главы учебника соотносятся с разделами учебной программы курса минера-
логии следующим образом: общая часть — это гл. 1, 2, 3, 4, 6, 8; генетическая
часть — гл. 5, 7; описательная часть — гл. 8—20; заключительная часть — гл.
21, 22, 23. Авторы понимают, что методика преподавания минералогии не-
одинакова в разных вузах. Всеобщий учебник написать невозможно, так как
творческий преподаватель всегда ведет свой предмет по-своему, поэтому
текст учебника подан так, чтобы каждый профессор, доцент, ассистент всег-
да мог бы легко дополнить его своим оригинальным материалом, не ломая
построение и содержание книги. В то же время авторы стремились изложить
материал просто, без игры в латинизированную терминологию.
При подготовке учебника ценные замечания, советы и большую помощь
авторы получили от своих коллег по кафедре минералогии Санкт-Петербург-
ского государственного университета, а также от профессоров В. И. Павли-
нина, Е. Н. Котельниковой, С. В. Кривовичева, А. Р. Шахмурадяна. Цветные
4
ПРЕДИСЛОВИЕ
фотографиипредоставленыС. Ю. Янсон, Г. Ф. Анастасснко,А. И. Брусницыным,
А. Г. Булахом, Д.В.Доливо-Добровольским, Н. И. Фришманом. Рисунки крис-
таллов и их агрегатов выполнены Д.В.Доливо-Добровольским и Г. Ю. Ива-
нюком. Многие чертежи структур оригинальны, они даны по книге А. Г. Була-
ха, А.А.Золатарёва, В. Г. Кривовичева «Классификация, структуры, формулы
минералов» (2003).
Замечания и пожелания просим направлять по адресу: 199034, Санкт-Пе-
тербург, Университетская набережная, д. 7/9. Университет, геологический фа-
культет, кафедра минералогии.
ГЛАВА 1
ОБЪЕКТ, ПРЕДМЕТ И ИСТОРИЯ
МИНЕРАЛОГИИ
Из курса общей геологии известно, что горные породы и руды состоят из
минералов. Например, минералы микроклин, альбит, кварц и биотит являют-
ся главными составными частями гранитов, гематит, магнетит — главными
минералами некоторых железных руд.
Что же такое минерал и что изучает минералогия?
Любая наука находится в постоянном развитии, меняются ее цели, объек-
ты, методы. Понятие «минерал» и содержание науки минералогии также ме-
няются во времени. Поэтому одновременно существуют различные определе-
ния понятия «минерал», отвечающие разным подходам и тенденциям разви-
тия науки. К. минералам относятся природные химические соединения крис-
таллической структуры, образовавшиеся в ходе геологических и геохимических
процессов. Это, например, кварц SiO2, микроклин K(AlSi3O8), гематит Fe2O3,
магнетит FeFe2O4. Их более 4000.
В учебнике мы дадим характеристику только главнейших породообразу-
ющих и рудных минералов.
Предметом исследования является минерал как природное химическое со-
единение. Физический объект непосредственного исследования — это его
зерна, кристаллы, их агрегаты — т.е. те материальные тела, в виде которых
минерал как химическое вещество кристаллической структуры существует в
природе. Цель исследования — познать химическую и физическую обста-
новку образования данного по химическому составу вещества, выяснить
физические условия зарождения и кинетику роста этих материальных тел,
познать их внутреннее строение (например, дефекты, зоны и секторы раз-
ного состава), определить и понять их физические свойства (в том числе
технические и другие ценные или вредные качества). Только исследование
Физических объектов природы — зерен, кристаллов и их агрегатов — даст
минералогу возможность оценить качество руды или нерудного минераль-
ного сырья, понять и предсказать его поведение при добыче и последующей
обработке.
Минералог должен знать минералы, уметь их искать и изучать.
В 1Г^Ирокое содержание современной минералогии как науки показано
’ ’ ВеРнадским еще на рубеже XIX и XX вв. Минералогия как одна из глав-
гл Ц1ИХ В Никле геолого-минералогических наук предстает в учебниках П. Ниг-
АГг^’ 1927), FLM. Федоровского (1930), А. К. Болдырева и др. (1936),
•Бетехтина (1956), Е.К.Лазаренко (1971). В России и бывшем СССР ми-
6
ГЛАВА 1. ОБЪЕКТ, ПРЕДМЕТ И ИСТОРИЯ МИНЕРАЛОГИИ
нералогия во всем своем объеме продемонстрирована в научных монографи-
ях В. Ф. Барабанова, Г. П. Барсанова, А. Г. Бетехтина, К. А, Власова, В. И. Гера-
симовского, А. И. Гинзбурга, М.Н. Годлевского, Д. П. Григорьева, А.А.Куха-
ренко, Е. К. Лазаренко, А. С. Марфунина, В. И. Павлишина, Д. В. Рундквиста,
С. С. Смирнова, В. С. Соболева, А.С.Уклонского, Н. М. Федоровского,
А.Е.Ферсмана, Н.П.Юшкина.
Практическое значение минералогии как науки о минералах, умение их
искать и использовать несомненно. Оно было велико всегда и являлось одной
из основ материального развития общества.
Предыстория минералогии
Знания о минералах, условиях их нахождения и представления об их про-
исхождении накапливались человеком с древних времен. Орудия труда, стро-
ительные материалы, гончарное дело, рождение металлургии, соляной про-
мысел, краски, скульптурный камень, украшения, врачевание — все это свя-
зано с использованием минералов и минеральных агрегатов — горных по-
род и руд. Постепенно накапливались те знания, которые много позже
вошли в современную минералогию. Этот долгий этап предыстории мине-
ралогии Д.П. Григорьев образно назвал камневедением и рудоведением*.
Человек каменного века познал самородную медь как прочный ковкий ма-
териал, затем обратил внимание на малахит и стал извлекать из него этот же
металл, потом в ход пошли медные сульфидные руды, возникла первобытная
металлургия. В каких-то из руд оказался касситерит — началось получение
нового металлического материала, известного нам как бронза. Наступила но-
вая эпоха в развитии цивилизации.
В числе камней святого Иерусалима в Библии названы берилл, хризопраз,
халцедон, сапфир, изумруд, рубин, топаз — так мы сейчас трактуем старые
термины Священного писания. А. К. Болдырев привел в 1944 г. список 77 кам-
ней, известных людям каменного века, жителям районов древней Месопота-
мии, Индии, Египта, Персии, Греции, Китая. Некоторые из этих камней,
видимо, близко соответствуют минералам в нынешнем их понимании. Напри-
мер, таковы указания на кварц и горный хрусталь, кальцит, галенит, магнетит,
аметист, халькопирит, касситерит, малахит, азурит, топаз, хризолит, сапфир,
молибденит, гипс, шпинель.
В трудах Аристотеля (384—322 гг. до н.э.) и Теофраста (ок. 372 — ок. 287 гг.
до н.э.) сделано разделение между камнями и рудами. Позднее римский нату-
ралист и историк Плиний Старший (23 или 24—79 гг.) написал четыре трак-
тата о камнях, но в них верные наблюдения переплетаются с вымыслом и
фантазией. В этих описаниях фигурируют термины, которые мы можем счи-
тать в какой-то мере правильными указаниями на минералы в современной
их трактовке.
Хорезмский ученый-энциклопедист Абу Рейхан Мухаммед ибн Ахмед аль-
Бируни (973 —1048) в «Книге сводок для познания драгоценностей» привел
Д. П. Григорьев. Рассуждения о минералогии. — Сыктывкар: Геоприн, 1998. — 88 с.
ГЛАВА 1. ОБЪЕКТ, ПРЕДМЕТ И ИСТОРИЯ МИНЕРАЛОГИИ
7
одробные сведения (значения твердости, первые измерения удельного веса,
П стонахождения в Средней Азии, поисковые признаки) более чем о 50 ми-
Меоалах (в современном прочтении и толковании его терминов), рудах, метал-
лах сплавах. Таджикский естествоиспытатель, врач, математик, поэт и мыс-
литель Ибн-Сина, или Авиценна, (980—1037) дал их первую после Теофраста
классификацию. Он разделил их на четыре группы — камни, горючие тела,
соли, и металлы.
Начало формирования собственно минералогии
Первым свидетельством формирования минералогии как самостоятельной
науки являются работы немецкого врача, металлурга и естествоиспытателя
Георга Бауэра, или Агриколы, (1494—1555) «О природе ископаемых», «О гор-
ном деле и металлургии», «О происхождении минералов». В трудах Агриколы
впервые четко разделены минералы и горные породы. Среди первых выделе-
ны земли (старинное название оксидов), соли, драгоценные камни, металлы
и «прочие» минералы, особое внимание при характеристике минералов уделе-
но их формам и диагностическим признакам — цвету, блеску, спайности,
твердости и др. Хорошее описание свойств минералов было опубликовано в
ту же пору, в 1502 г., Леонардо да Винчи. В лапидарии (книге о камнях) вене-
цианского физика Камилла Леонарда «Зеркало камней» (1502) содержится
описание 279 минералов и минеральных веществ. Однако эти сведения все
еще являются лишь частью общей науки о горах, рудах, камнях и металлах.
Термин «минерал» происходит от латинского слова tninera — рудный штуф,
кусок руды. В ХШ в. его использует, например, немецкий философ Альберт
Великий в своем научном трактате «О металлах и минералах» («De Rebus Ме-
tallicis Et Mineralibus»). Термин «минералогия» впервые был употреблен в
1636 г. итальянским ученым Бернардом Цезием (Цезиусом) применительно к
науке о полезных ископаемых. Минералом назывались камни, фоссилии древ-
них животных, нефти, смолы. Среди камней, естественно, были и минералы
в нашем понимании этого слова. Оформление представлений о минералах в
самостоятельную отрасль знания произошло значительно позднее.
Постепенное накопление знаний о фактических минералах было тесно свя-
зано с развитием методов аналитической химии. В 1735 г. шведский химик
е°рг Брандт при исследовании загадки обычной на вид руды, из которой по-
чему-то не выплавляется металл, выделил в чистом виде новый элемент — ко-
Ш|Ьт (раньше были известны только его соединения). В 1751 г. шведский хи-
их*К Аксель Кронстедт (1722—1765) впервые открыл в рудах, считавшихся по
Цвету медными, никель (в составе минерала-арсенида никеля, как оказа-
в°г77ЯЛаВН°[О В ЭТИХ РУдах)- Другой шведский химик Карл Шееле (1742— 1786)
о г. при изучении минерала молибденита MoS2 получил триоксид молиб-
с и °ткРЫл этот химический элемент, а в 1781 г. в минерале тунгстите (ок-
Во ,ВольФРама) он же обнаружил еще один новый химический элемент —
ФРам. Ясно, что эти открытия были не только успехами химии, ими вскры-
3011 и химическая природа самих минералов.
8
ГЛАВА 1. ОБЪЕКТ, ПРЕДМЕТ И ИСТОРИЯ МИНЕРАЛОГИИ
Минералогия в XIX веке
Оформление минералогии как самостоятельной науки с современным ее
содержанием и с современной трактовкой понятия минерал было обусловлено
развитием горнорудной промышленности. Глубокий след оставили на рубеже
XVIII и XIX вв. работы А. Вернера и В.М.Севергина.
А.Вернер (1750—1817) учился во Фрейбергской горной академии, только
что созданной в центре горнорудной промышленности Средней Европы. За-
тем он работал в этой академии и обобщал и систематизировал громадный
материал, накопленный горняками и натуралистами. А. Вернер составил
сводку внешних признаков минералов — их окраски, общего вида (облика,
поверхности, блеска), внутреннего вида (излома, формы обломков), прозрач-
ности, цвета черты, побежалости, твердости, запаха, вкуса и т.д. А. Вернер
стремился связать свойства минералов с их генезисом и ростом кристаллов.
Он выделил химическую, географическую и экономическую минералогию.
Выполненные им подробные описания минералов продолжительное время
считались классическими.
Русский химик и минералог В.М.Севергин (1765—1826) в своих минера-
логических работах и, прежде всего, в капитальном двухтомном труде «Пер-
вые основания минералогии» особое внимание уделял условиям образования
минералов. Он писал: «Минералогия есть часть естественной истории, кото-
рая научает нас познавать ископаемые тела, т.е. отличать оные от всех других
тел по существенным их признакам, знать их свойства, месторождения, поль-
зу и отношение их как между собой, так и к другим телам».
Минералы, по мнению В.М.Севергина, образуются в природе не изоли-
рованно, не случайно, а определенными сообществами; совместное нахож-
дение минералов в таких сообществах в месторождениях он называл «смеж-
ностью». В. М. Севергин продолжает здесь научные традиции М. В. Ломоносова,
видя в изучении минеральных сообществ не только путь к выяснению усло-
вий образования минералов, но и основу для научных поисковых прогнозов.
В качестве одной из задач минералогии В. М. Севергин, как и А. Вернер,
выдвинул изучение практической ценности минералов, выделив «економи-
ческую» минералогию.
В минералогической классификации он выступает сторонником химиче-
ского направления. Ему же принадлежит первая попытка осуществления
идей М. В. Ломоносова о создании региональной минералогии — в виде двух-
томной сводки «Опыт минералогического землеописания Российского госу-
дарства». Значение ее, по мнению В.М.Севергина, заключается в том, что
«познав, какие в каждой стране находятся минералы, побуждаться будем упо-
треблять их в настоящую пользу; сверх того не будем заимствовать из отде-
льных мест и притом с издержками и затруднениями то, что вблизи нас в
недрах земли скрывается».
Работы А. Вернера и В. М. Севергина легли в основу всех направлений даль-
нейшего развития минералогии в XIX в. Шло упрочение представлений о
минерале как химическом соединении (Р.Гаюи, И. Берцелиус, Э.Митчерлих,
Д. И. Соколов, Г. Розе, П. Грот, Г.Чермак и др.), изучались кристаллы мине-
ГЛАВА 1. ОБЪЕКТ, ПРЕДМЕТ И ИСТОРИЯ МИНЕРАЛОГИИ
9
ов (работы Н. И. Кокшарова, П. В. Еремеева, П. Грота), формировались
раЛпСтавления о их внутреннем дискретном строении (работы О.Бравэ,
Федорова, А. Шенфлиса и др.). Обширны и результативны были в XIX в.
кже исследования физических свойств минералов — оптических (Г.Сорби,
ф Циркель, Г.Розенбуш, А.А. Иностранцев, А. П. Карпинский), плотности
f (Л И. Ланснер, А. Брейтгаупт), твердости (Ф.Мосс) и др.
‘ ' в xix в. шло интенсивное накопление фактического материала по ми-
нералогии месторождений в пределах отдельных стран и географических
„айонов. В России это направление минералогии, названное А. Вернером и
В М Севергиным географической минералогией, нашло свое отражение пре-
жде всего в работе самого В.М.Севергина «Опыт минералогического земле-
описания Российского государства» (1809) и в 11-томном труде Н. И. Кокшарова
(1818—1893) «Материалы для минералогии России» (1852—1892).
К числу таких же работ относятся книги разных лет по минералогии Вели-
кобритании и Ирландии, США, Нового Уэльса, Перу, Японии, Франции, Ис-
пании и других стран.
В XIX в. свыше 150 ученых работало в области синтеза минералов и мо-
. делирования природных процессов их образования. До настоящего времени
сохранили свою ценность опыты Я. Вант-Гоффа, выполненные им в 1897—
1904 гг., по кристаллизации хлоридов и сульфатов из водных растворов и по
порядку выделения этих минералов при усыхании морских лагун. Также
ценны результаты изучения металлургических шлаков И. Фогтом в 1888 —
1903 гг., показавшего, как порядок кристаллизации минералов из расплава
зависит от его состава.
Развитие минералогии в XX веке
В целом успехи химии и ее роль в развитии минералогии к концу XIX в.
•настолько возросли, что вступление минералогии на рубеж XIX—XX в. в ее
новый, современный этап развития ознаменовалось зарождением в ней но-
вой науки — геохимии, а сама минералогия нередко стала толковаться как
химия земных процессов. В этом большую роль сыграла деятельность выда-
ющихся русских минералогов В. И. Вернадского (1863 —1945) и А. Е. Ферсмана
Ц 883—1945)
че Лкалсмик В. И. Вернадский широко известен как реформатор минералоги-
°и науки, основоположник современной генетической минералогии и
ист И3 создатеЛей геохимии. В. И. Вернадский определял минералогию как
ДавалИЮ МИнеРалов земной коры и как химию земных процессов. Он при-
и их Важне®шее значение исследованию процессов образования минералов
nPoi 3акономеРНЬ1х ассоциаций (парагенезисов), изучению зависимости этих
уДе ссов от геологической обстановки. Большое внимание В.И. Вернадский
естест ВопР°сам химической конституции минералов, видя в ней основу
зем венной классификации природных соединений. Для важнейшего в
скоГо И КоРе класса соединений силикатов он создал общую теорию химиче-
СтРоения, убедительно доказав одинаковую химическую роль кремния
10 ГЛАВА 1. ОБЪЕКТ, ПРЕДМЕТ И ИСТОРИЯ МИНЕРАЛОГИИ
и алюминия в этой категории минералов. Эта теория, появившаяся в резуль-
тате обобщения огромного фактического материала, была в свое время три-
умфом научной мысли, победившей ложные представления о том, что все
силикаты, якобы, являются солями разных кремниевых кислот. Еще одним
вкладом в минералогию явилось дальнейшее развитие представлений об
изоморфизме — вывод схем вхождения химических примесей в минералы в
разных геологических условиях.
Немецкий ученый В. Гольдшмидт (1853 — 1933) внес громадный вклад в
изучение морфологии кристаллов, он не только создал девятитомную сводку
по всем минералам — «Атлас кристаллических форм», но выдвинул и развил
идею о том, что по форме кристалла, скульптуре граней, деталям строения
поверхности можно судить о его прошлом. Норвежец В. М. Гольдшмидт
(1888—1947) развил химическую минералогию. Он использовал правило
фаз для объяснения закономерностей некоторых физико-химических про-
цессов контактного метаморфизма и образования роговиков разного мине-
рального состава, разработал существующую до сих пор систему размеров
атомов и ионов в кристаллических структурах минералов. После В. М. Гольд-
шмидта сочетание физико-химического и геологического подхода к исследо-
ванию генезиса минералов и их месторождений стало типичным для работ
XX в.
А. Е.Ферсман положил начало учению о типоморфизме минералов — за-
висимости морфологии, состава, свойств минерала и набора его минералов-
спутников от условий образования. Это направление исследований плодотвор-
но развито плеядой московских минералогов — А. И. Гинзбурга, Ф. В. Чухрова,
Н.В.Петровской. А.Е.Ферсман развил идею о том, что последовательность
образования минералов в месторождениях связана с энергетикой процесса,
предложил метод приближенного расчета энергий кристаллических решеток
минералов, изложил одну из первых теорий о природе окраски минералов,
углубил учение об изоморфизме. Велики заслуги А. Е. Ферсмана в развитии
регионально-минералогических исследований и в освоении природных ресур-
сов страны.
Д.П. Григорьев (1909—2003) развил особое направление исследований —
познание закономерностей зарождения, роста и последующего преобразова-
ния минералов и их агрегатов. Он объединил эти явления и само учение о них
под названием «онтогения минералов». Оно развито в работах Н.П.Юшкина,
В.И.Павлишина, А.Г.Жабина, Ю.М.Дымкова и др.
Плеяда физиков, химиков, кристаллографов (В. Брэгг — отец, В. Брэгг —
сын, Л. Полинг, Ф.Махачки, В. Тэйлор, Н. В. Белов, Х.Ритвельд и др.) создала
мощное направление в минералогии — расшифровку кристаллических струк-
тур минералов. В России центрами структурной минералогии стали Институт
кристаллографии РАН, Московский государственный университет, позднее
Санкт-Петербургский государственный университет.
В XX в. получили большое развитие исследования в области физики мине-
ралов, природы их свойств и в особенности физических явлений, обуславли-
ваюших окраску минералов (основополагающие работы отечественных иссле-
дователей Г. П. Барсанова, Л. В. Бершова, С.М. Грумм-Гржимайло, А. С. Мар-
ГЛАВА 1. ОБЪЕКТ, ПРЕДМЕТ И ИСТОРИЯ МИНЕРАЛОГИИ Ц
ина В. М. Винокурова, Г. И. Россмана, А. Н. Платонова и др.). Экспери-
ментальная минералогия активно развивается во многих научных центрах
М а в России формировались специальные лаборатории и институты в Мос-
М е Черноголовке, Александрове и Новосибирске.
Понятие «минерал» в других науках
В 1675 г. французский химик и врач, член Парижской академии наук
Н Лемери в своем курсе «Общей химии» разделил все вещества на раститель-
ные животные и минеральные. Минералами им были названы неорганиче-
ские вещества. Н. Лемери отнес к ним, во-первых, собственно минералы (по-
современному их смыслу в минералогии), а также камни, руды и т. п. природ-
ные образования. Во-вторых, он назвал минералами химические элементы в
любой форме их нахождения в тканях растений и животных, в любых других
веществах и материалах.
В 1820—1830-х гг. Й. Берцелиус, подобно Н. Лемери, противопоставил друг
другу химию органическую и минеральную. Именно как отражение такого
деления химических веществ сложился разный смысл термина «минерал» в
современных науках. В геологических науках, физике, химии, географии, ас-
трономии и в таких прикладных областях деятельности человека, как добыча
и обработка полезных ископаемых, металлургия, синтез драгоценных камней,
минерал трактуется так же, как в минералогии.
Термин «минерал» имеет иной смысл и неоправданно используется сейчас
в своем старом значении в биологии, физиологии, ботанике, медицине, фар-
макологии. В них к минералам относят металлы, например Са или Zn, в ка-
кой-либо форме находящиеся в крови человека или в его мягких тканях. Ми-
нералами называют «фтор» и другие «микроэлементы» в составе различных
лекарств или даже зубной пасты. Также минералами называют в фармаколо-
гии неорганические вещества — компоненты лекарств. В «Перечне жизненно
необходимых и важнейших лекарственных средств» в распоряжении Прави-
тельства РФ от 29 марта 2007 г. имеется раздел XX — «Витамины и минера-
лы». в нем минералами названы аскорбиновая кислота, аспарагинат калия и
магния, йодид калия, эргокальциферол.
Равноправное сосуществование старого и современного толкования терми-
на «минерал» косвенно провоцирует появление громадной литературы об уди-
тельных и эффективных лечебных свойствах минералов. Несведущие чита-
ли попадают в капкан разночтения термина «минерал» в медицине и мине-
еос°ГИИ ^ишь малая доля из числа фактических минералов реально входит в
тав медицинских лекарств и препаратов.
ку ЙКЖе Двусмыслен термин «минеральные» удобрения. Они состоят из ис-
п —о полученных химических веществ, и таким их наименованием они
Пии ИВОПоставляются органическим удобрениям. К такой же старой тради-
водьгеЛеНИЯ хнмических веществ восходит понятие «минеральные лечебные
Ми в ~ в их составе нет минералов, но они содержат в себе компоненты
еРального происхождения. Точно так же термин «минеральные краски»
12 ГЛАВА 1. ОБЪЕКТ, ПРЕДМЕТ И ИСТОРИЯ МИНЕРАЛОГИИ
вовсе не означает, что они обязательно приготовлены на основе природных
минералов. Его смысл, пришедший к нам из прошлого, заключается в том,
что в отличие от растительных и животных красок минеральные краски со-
стоят из пигментов неорганического происхождения. Ими могут быть в рав-
ной мере как собственно минералы, так и искусственные химические веще-
ства. В этом смысле название для краски «киноварная красная» вовсе не
означает, что в наши дни она обязательно изготовлена на основе природной
киновари.
ГЛАВА 2
КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ
Каждый минерал характеризуется своей конституцией — только ему при-
f сушим определенным единством кристаллической структуры и химического
состава. Конституция минерала, по определению Д.П. Григорьева, это его
сущность как природного химического соединения. Вещества одного и того
же состава, но разной структуры имеют свою конституцию. В физике и химии
мы относим их к разным полиморфным модификациям, в минералогии счи-
таем разными минералами. Так, например, алмаз и графит состоят из углеро-
да, но имеют разную структуру. Это два различных минерала. Другие минера-
лы могут иметь одинаковую кристаллическую структуру, но разный химиче-
ский состав, например гематит Fe2O3 и корунд А12О3, касситерит SnO2 и рутил
ТЮ2. Такие соединения называются изоструктурными.
Принцип плотнейшей упаковки
Для объяснения природы кристаллических структур веществ в кристал-
лографии используется принцип плотнейшей упаковки атомов и ионов в
кристаллах. Согласно ему принимается, что, во-первых, форма всех атомов
и ионов сферическая и, во-вторых, весь объем кристалла или отдельных его
структурных блоков заполнен плотно соприкасающимися атомами и иона-
ми. На основе этого принципа удалось просто и геометрически образно
охарактеризовать первые расшифрованные структуры самородных метал-
лов, некоторых относительно простых по составу оксидов, сульфидов, си-
ликатов.
• ассмотрим для начала возможные способы плотнейшей укладки шаров
Ш НОго Диаметра. Положим друг на друга два слоя плотно соприкасающихся
РОВ’ обозначив нижний слой буквой А, верхний — буквой В. Третий слой
тОчнН° ПОложить на слой В по-разному: в одном случае шары третьего слоя
Зай ПовтоРяют положение шаров в слое Л, а в другом — шары третьего слоя
См У1 неповт°РяемУю позицию С, их затем можно перекрыть четвертым сло-
Тер ров’ который повторит положение слоя А. Упаковка первого типа харак-
теру повторяемостью АВ АВ АВ.., ее называют двухслойной (а по харак-
терн СимметРИи — гексагональной) (рис. 1). Для упаковок второго типа харак-
(Рис 9?ОвтоРяемоСть ЛЯС АВС АВС.., ее называют трехслойной (кубической)
Их сравнение дано на рис. 3.
14 ГЛАВА 2. КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ
Рис. 1. Сопоставление модели гексагональной (двухслойной) плотнейшей упаковки и
кристаллической решеткой той же симметрии
Рис. 2. Сопоставление модели кубической (трехслойной) плотнейшей упаковки и
кристаллической решеткой той же симметрии
ГЛАВА 2. КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ 15
Рис. 3. Элементарные ячейки в структурах с кубической (а) и гексагональной (б) плот-
нейшей упаковкой
Плотно уложенные шары занимают лишь 74,05 % заполняемого ими объ-
ема, а 25,95 % приходится на пустоты между шарами. Их два типа. Если свер-
I ху пустота прикрывается шаром следующего слоя, она оказывается окружен-
Д ной четырьмя шарами. При соединении центров шаров получится тетраэдр,
а а саму пустоту называют поэтому тетраэдрической. Когда пустота прикрыва-
Д ется сверху не одним, а тремя шарами, повернутыми относительно шаров
первого слоя на 60°, она находится между шестью шарами, и ее называют
< октаэдрической.
В корунде А12О3 основу его структуры составляет плотнейшая гексаго-
i нальная упаковка ионов кислорода. Катионы алюминия А13+ занимают окта-
W эдрические пустоты. Они заполняют только 2/3 от общего числа этих пози-
’ ций.
Можно подсчитать, что если общее число шаров, образующих плотней-
1 Шую упаковку, принять за п, то число октаэдрических пустот будет равно
W T0JKe п, а тетраэдрических — 2л. Такому соотношению соответствует, напри-
меР, состав шпинели MgAl2O4, структура которой описывается по модели
кубической плотнейшей упаковки ионов кислорода. Катионы Mg и А1 рас-
полагаются в ее пустотах.
Координационное число
Iz
Чис °°РДинационнь1м числом данного атома в структуре минерала называется
Ке ° ближайших от него соседних атомов. Любой шар в плотнейшей упаков-
том ССТ КооРДинационное число 12: шесть соседних шаров располагаются в
Риче*е уР°Вне’ т₽и — наверху, три — внизу. Атомы, находящиеся в тетраэд-
атомСКИх пУстотах, имеют четверную координацию, координационное число
в в октаэдрических пустотах — 6.
16 ГЛАВА 2. КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ
Координационное Лк/Аа
число
0,15
0,22
0,41
0,73
Рис. 4. Координационные числа и полиэдры, от-
ношения радиусов катионов (Ю и анионов (/^
В модели идеальной плотнейшей упаков-
ки фактические размеры пустот зависят сд
размера атомов (шаров), формирующих упа-
ковку. Также тетраэдрическая и октаэдри-
ческая пустоты будут иметь разные размеры.
Но соотношение размеров (радиусов) ато-
мов будет одинаковым. Для координаци-
онного числа 4 это 0,22, для 6 — 0,41, для
8 — 0,73 (рис. 4). Итак, для атомов в иде-
альных упаковках возможны координаци-
онные числа 3, 4, 6, 8, 12.
Идеальные плотнейшие упаковки атомов
возможны только в структурах минералов с
ненаправленными, т.е. полностью ионными
или металлическими химическими связями
между атомами. В минералах с ковалентны-
ми и смешанными связями максимально
возможное число атомов-соседей определя-
ется соотношением их размеров, а реальное
число может оказаться иным в зависимости
от числа и положения валентных орбиталей.
В целом оказываются допустимыми разные координационные числа — 2, 3,4,
5, 6, 7, 8, 9, 10, 11, 12.
Координационное число является очень важной характеристикой при опи-
О
сании структур минералов.
Химическая связь в минералах
Типы химической связи. Химическое взаимодействие атомов в кристалли-
ческих структурах минералов может быть сведено к взаимодействию их вне-
шних электронных оболочек. При соединении друг с другом электронные
оболочки элементов стремятся приобрести устойчивые конфигурации, кото-
рые энергетически более выгодны, чем конфигурации одиночных атомов.
Можно выделить различные способы такого перераспределения электронов,
т.е. различные типы химической связи элементов в минералах. В курсе обшей
химии рассматриваются четыре основных типа химической связи: ионная,
ковалентная, металлическая и межмолекулярная (вандерваальсова). Связи
также могут быть смешанными.
Ионная связь. Этот тип связи реализуется в результате электростатических
сил, существующих между зарядами противоположного знака. Ионы образу*
ГЛАВА 2. КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ JJ
тсЯ из атомов при
скольких электронов
v Молекулы с ион!
переносе одного или не-
от одного атома к друго-
ным типом связи обычно
6оазук>тся ПРИ соединении металлов, расто-
рженных в крайней левой части периодиче-
ской таблицы, с неметаллами, расположенны-
ми в конце каждого периода (исключая благо-
родные газы).
Классическим примером минералов с ион-
,ным типом связи является галит, в котором
ионы Na+ и СК образуют правильную трехмер-
ную структуру (рис. 5). При образовании ио-
нов Na+ из Na° и ионов СТ из С1° атом натрия
Рис. 5. Структура галита NaCl
теряет электрон, а атом хлора его присоединя-
ет. Благоприятные условия для такого переноса электрона и образования про-
тивоположно заряженных ионов создаются тогда, когда участвующие в этом
процессе атомы сильно отличаются по своей способности притягивать элект-
роны.
' Приведенный пример с NaCl типичен для соединений с ионной связью.
"Эти соединения образованы атомами металлов с низкой энергией ионизации
(т.е. энергией, затрачиваемой на отрыв электрона от нейтрального атома и
превращении его в катион) и атомами неметаллов с высоким сродством к
электрону (т.е. энергией, выделяемой при приобретении нейтральным ато-
мом чужого электрона и превращении его в анион). Изображая валентные
электроны в виде точек, процесс образования NaCl можно записать следу-
ющим образом:
Na^Hci: = [:cig_
Образовавшиеся ионы во внешней оболочке имеют по восемь электронов,
причем Na+ приобретает электронную конфигурацию инертного газа неона
(Ь 2s22p6), а С1~ — конфигурацию аргона (1л22л22//’3л?3р6).
При образовании молекулы с ионной связью всегда выделяется энергия
(это экзотермический процесс), поскольку образующееся соединение энерге-
тически более устойчиво (имеет более низкую энергию), чем исходные веще-
ства. Мера устойчивости ионного кристалла определяется энергией кристалли-
?СК()и Решетки — энергией, необходимой для полного разделения 1 моля
ерлого вещества на 1 моль положительно заряженных ионов и 1 моль отри-
Da ,СЛьно заРяженных ионов, удаленных друг от друга на бесконечно большое
тояние. Такой процесс для галита описывается уравнением
NaCl (кр.) = Na+ (газ) + СГ (газ)
рИсЧтобы пРеДставить себе этот процесс, вообразим, что изображенная на
нИя кРисталлическая структура галита постепенно расширяется и расстоя-
Кои ^С>КДУ ионами увеличиваются до тех пор, пока ионы не окажутся на бес-
еч,,° большом расстоянии друг от друга. Энергия кристаллической решет-
18
I/LABA 2. КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ
ки галита составляет 785 кДж/моль. Это высокая энергия, и потому хлорид
натрия представляет собой устойчивое вещество с высокой температурой
плавления. Как видно из рис. 5, в структуре кристалла галита каждый ион
натрия окружен шестью ближайшими соседями с зарядом противоположного
знака — ионами хлора, а каждый ион хлора окружен шестью ионами натрия.
Силы притяжения между каждым ионом и его ближайшими соседями с заря-
дом противоположного знака обусловливают большую часть энергии, прида-
ющей устойчивость кристаллической решетке. Но помимо этих сил в крис-
таллической решетке действуют силы отталкивания между ионами одного
знака, а также силы притяжения между далеко расположенными друг от друга
ионами с разноименными зарядами. Энергия кристаллической решетки пред-
ставляет собой результат суммирования всех электростатических взаимодейс-
твий между ионами кристалла. Ионы в кристаллическом веществе расположе-
ны таким образом, чтобы силы притяжения между ионами с зарядами проти-
воположного знака были максимальными, а силы отталкивания между ионами
одинакового знака — минимальными. Поэтому общая структура ионного
кристалла зависит от зарядов ионов, из которых он образован, а также от от-
носительных размеров этих ионов. Силы взаимодействия между ионами в
ионных кристаллах обычно значительны, что обусловливает такие характер-
ные свойства этих веществ, как хрупкость, высокая температура плавления.
Ковалентная связь. Этот тип связи возникает в результате обобществления
электронов двумя атомами. Ковалентная связь типична для минералов, обра-
зованных при соединении элементов-неметаллов друг с другом.
Простейшим примером соединения с ковалентной связью является моле-
кула газообразного хлора (С12), образование которой можно представить сле-
дующим образом:
:cr + -ci: =?SO
В молекуле С12 каждый атом хлора, обобществляя с другим атомом связы-
вающую пару электронов, дополняет свою валентную оболочку до восьми
электронов (октет) и таким образом приобретает электронную конфигурацию
благородного газа аргона. Принято каждую обобществляемую пару электро-
нов изображать одной черточкой (валентным штрихом), неподеленную (не-
обобществляемую) пару электронов — парой точек. Так, валентная структура
молекулы хлора имеет вид
:с1 - ci:
• • • •
Как известно, валентность элемента в соединении определяется числом
электронных пар, которые его атом образует с другим атомом для того, чтобы
в своей валентной оболочке иметь восемь электронов.
Поскольку ковалентная связь возникает в результате обобществления ато-
мами электронов, электронная плотность между ядрами возрастает. Увеличе-
ние электронной плотности происходит в результате того, что валентная атом-
ная орбиталь одного атома проникает в валентную орбиталь другого атома,
ГАЛВА Z КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ (9
ИДИ, как говорят, перекрывается с ней. Под перекрыванием орбиталей пони-
мают то, что они частично занимают некий общий объем пространства.
Типичным примером минерала с ковалентным типом связи является ал-
маз. В этом минерале каждый атом углерода окружен четырьмя другими ато-
мами углерода. Для образования связей атом углерода может использовать
свои валентные 2s- и 2р-орбитали. Три 2р-орбитали свободного атома углеро-
да направлены вдоль осей х, у и z (рис. 6), а 25-орбиталь обладает сферической
симметрией. Поэтому электроны на этих четырех орбиталях не могут участво-
вать в построении четырех эквивалентных (равных по энергии) связей между
четырьмя атомами углерода. у
Изобразим сначала орбитальную диаграмму, соответствующую электрон-
ной конфигурации основного состояния атома углерода:
2s 2р
Отметим, что в основном состоянии атом углерода может образовывать не
больше двух связей с другими атомами, поскольку располагает всего двумя
неспаренными электронами. Чтобы объяснить его способность образовывать
четыре связи, следует предположить, что один из двух 5-электронов переходит
(«промотируется») на вакантную 2р-орбиталь:
Образование четырех
ДР3 - гибридных орбиталей
Рис. 6. жр’-гибридизация связей атомов углерода в алмазе
20 ГЛАВА 2. КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ
Поскольку электроны на 2р-орбитали имеют более высокую энергию, чем
на 25-орбитали, переход электрона требует затраты энергии. В результате пе-
рехода происходит усреднение энергий электронов всех четырех орбиталей
причем их суммарная энергия равна энергии исходного набора орбиталей'
Образуются четыре эквивалентные по энергии орбитали, называемые гибрид-
ными. Они направлены к вершинам правильного тетраэдра (см. рис. 6). Так
как они образованы одной 2s- и тремя 2р-орбиталями, их обозначают как хр3-
гибридные орбитали (верхний индекс 3 указывает относительные вклады 5- и
р-орбиталей, а не число находящихся на них электронов). Схематически они
изображаются орбитальной диаграммой:
2sp3
На рис. 7 показаны наиболее важные комбинации гибридных орбиталей в
разных атомах и их геометрическое расположение в пространстве.
Применим представления о гибридизации к графиту — другой полиморф-
ной модификации углерода. Плоское расположение трех связей вокруг каждо-
го атома углерода в графите заставляет предположить, что атом С использует
для связывания с другими атомами углерода набор 5р2-гибридных орбиталей
(см. рис. 7). Результирующая электронная плотность сконцентрирована сим-
метрично между ядрами атомов углерода вдоль соединяющей их прямой. Свя-
зи такого типа называются о(сигма)-связями.
Три электронные пары вокруг каждого атома углерода, расположенные на
5р2-гибридных орбиталях, образуют три g-связи в одной плоскости. Кроме
них у каждого атома углерода имеется еще электрон на 2р-орбитали, перпен-
дикулярной плоскости. Эти р-орбитали, показанные около каждого атома уг-
Рис. 7. Пространственное положение гибридных орбиталей различного типа
ГЛАВА 2. КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ 21
Рис. 8. Ориентация G- (пунктир) и тс-связей (гантели) в графите
лерода на рис. 8, имеют боковое перекрывание друг с другом, в результате
которого образуется еще одна ковалентная связь С—С. Таким образом, каж-
дый атом углерода в графите окружен октетом электронов. Эта связь С—С
отличается от о-связей тем, что она появляется в результате концентрации
электронной плотности ниже и выше плоскости с-связей. Связь подобного
типа называется л(пи)-связью.
Таким образом, основной особенностью соединений с ковалентным типом
связи является объединение атома с другими атомами в кристаллической
структуре только через неспаренные электроны и лишь в некоторых опреде-
ленных направлениях, т.е. связи являются направленными. Атомы, связанные
ковалентно, имеют сложную электронную конфигурацию, которая зависит от
числа и расположения валентных связей. Отсюда следует, что число ближай-
ших соседей в гомополярных решетках с ковалентным типом связи определя-
ется числом и расположением валентных орбиталей.
Надо отметить, что оба рассмотренных предельных типа связей — чисто
ионная и чисто ковалентная (гомополярная) — в кристаллах осуществляются
Достаточно редко. Чаще всего связь носит промежуточный характер между
ионной и атомной.
Металлическая связь. Этот тип связи характерен для минералов — само-
ДНых металлов (например, меди, железа, золота). Каждый атом в кристал-
fleftCCKO^ Решетке металла обычно имеет от восьми до 12 ближайших eoce-
ne ' ЧТ° хаРактеРно Для плотноупакованных структур. У атомов металлов
зей СТает Валентных электронов для образования обычных ковалентных свя-
м Ме>кДУ всеми атомами. Можно предположить, что валентные электроны в
CTnv 1ЛЭХ МОгУт относительно свободно перемещаться по всей электронной
в м ТУРЕ кРисталла- Такая модель строения металлов позволяет считать, что
Дре аллах атомы удерживаются вместе как единое целое электронами, рас-
ЧТоДеленными в пространстве между атомами. Отметим, что несмотря на то
Электроны могут свободно перемещаться по орбиталям, которые прости-
22 ГЛАВА 2. КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ
раются по всему металлу, в среднем они распределены равномерно по всей
решетке.
Однако металлы значительно отличаются друг от друга по прочности метал-
лической связи, что проявляется в таких их физических свойствах, как темпе-
ратуры плавления и кипения. Например, в платине (температура плавления
1770 °C, температура кипения 3824 °C) металлическая связь очень прочная, а в
цезии (температура плавления 29 °C, температура кипения 678 °C) — сравни-
тельно слабая. Связь этого типа обусловливает такие типично металлические
свойства, как высокая электропроводность, теплопроводимость, блеск, плас-
тичность, непрозрачность.
Межмолекулярная (вандерваальсова) связь. Как известно, межмолекуляр-
ные связи образуются в основном за счет остаточных электростатических сил,
возникающих из-за неравномерного (дипольного) распределения зарядов в
молекуле. Такие связи являются слабыми и обычно имеют направленный ха-
рактер. Существование их объясняет возникновение в кристаллических ре-
шетках минералов ослабленных зон, по которым легче всего происходит рас-
калывание кристаллов; они обусловливают низкую твердость таких соедине-
ний, плохую электропроводность, низкую твердость и температуру плавления,
высокую летучесть, горючесть и ряд других свойств.
Так, в реальгаре AsS и сере S в кристаллической структуре первого минера-
ла имеются нейтральные молекулярные группировки (As4S4)°, во втором —
(Sg)°. Связи атомов внутри группировок можно трактовать как молекулярно-
ковалентные. Сами же группировки связаны между собой межмолекулярными
(вандерваальсовыми остаточными) связями.
В приведенных примерах реальгара и самородной серы химическая связь
имеет, фактически, смешанный ковалентно-вандерваальсовый характер. Ван-
дерваальсовы связи являются решающими в природе свойств этих двух мине-
ралов.
Радиусы атомов и ионов в кристаллах
В курсах химии и физики уже говорилось о радиусах атомов и ионов,
размерах и закономерностях изменения в группах и в периодах периоди-
ческой системы элементов. Все эти значения относятся к гипотетическому
атомарному или ионному газу. Для минералогии важны радиусы ионов
в реальных кристаллических структурах. Однако их измерить пока не
представляется возможным. Экспериментально (рентгеновским и други-
ми методами) определяются межузельные расстояния в пространственных
решетках. Например, можно найти расстояние между центрами ближай-
ших атомов кремния и кислорода в оксиде кремния — кварце. Оно равно
0,161 нм. Но как определить размеры отдельных атомов и ионов в структу-
ре минерала?
Первая система радиусов была предложена А. Ланде. В 1920 г. он измерил
межъядерные расстояния (в нм) в некоторых веществах со структурой типа
NaCI: Mg-Se (0,273), Mn-Se (0,273), Mg-S (0,260), Mn-S (0,261), Mg-O (0,210),
ГЛАВА 2. КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ 23
Заряд иона
Рис. 9. Относительные размеры ионов в кристаллических решетках в системе радиусов
В. М. Гольдшмидта
Мп-0 (0,210). Приняв идею о плотнейшей упаковке атомов в кристаллах
)4(«шары» анионов и катионов касаются друг друга и сжаты плотнеиши
1зом), он на основе простейших расчетов дал такие значения радиусов (
1для S2 0,183; для Se2’ 0,193; Mg2+ 0,076.
| В 1923 г. Вазашерна теоретически рассчитал значения радиусов фтор
кислорода — соответственно 0,133 и 0,132 нм. На основе этих ни
В. М. Гольдшмидт вычислил в 1926 г. радиусы ионов всех химических эле-
*итов. Например: S’- 0,174; Sc1 0,191; О’- 0,132; F‘ 1,33; К.* 0,133. Na
0,098; Са2+ 0,106; Mg2+ 0,078; Zn2+ 0,83 нм (все значения даны для коорд
«ационного числа 6) Относительные размеры радиусов ионов показаны на
рис. 9.
Ч Л. Полинг положил в основу своей системы радиусов расстояние F-F, оп
Раделеннос им в веществе NaF как 0,231 нм. Отсюда он рассчитал радиус F
нм> и Na+ (0,095 нм). Примеры других радиусов в системе Л. Полин
$ °’>84; Se2- 0,198; О2- 0,140; К+ 0,133; Са2+ 0,099; Mg2 0,065; Zn 0,074 нм
BcS значения даны для координационного числа 6).
В 1п£Инципиально иная система радиусов была разработана . Р '
ян. 920 г‘ на основе экспериментального определения межъядерного рассто-
,1Я S-S в пирите (0,205 нм) он принял для радиуса S2' значение 0,103 нм.
ГЛАВА 2. КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ 25
24 ГЛАВА 2. КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ
Далее он измерил расстояние Zn-S в сфалерите (оно оказалось равным
0,235 нм) и Zn-O в цинките (0,197 нм). Отсюда В. Брэгг получил для радиуса
Zn2+ значение 0,132 нм и для радиуса О2' значение 0,065 нм (т.е. в два раза
меньше приписанного ему Вазашерной и Гольдшмидтом, a Zn2+ у Брэгга, На.
оборот, крупнее).
Известно, что радиусы зависят от валентности и координационного числа
иона. В 1956 г. А. С. Поваренных показал, что радиус одного и того же иОца
будет разным в соединениях разного химического типа и с разной химической
связью (например, радиус Mg2+ в оксидах 0,072 нм, в сульфидах — 0,126 нм).
: Он вычислил свои радиусы для всех химических элементов.
Существует много систем радиусов: в одних, как в цифрах Гольдшмидта,
кислород «большой», в других — «маленький».
В учебнике авторы будут использовать значения радиусов по Р. Шеннону и
К.Прюиту (1966). Эта система является модифицированной системой В.Голь-
дшмидта.
Способы изображения кристаллических структур
Кристаллические структуры веществ изображают по-разному. Наиболее
простыми являются пространственные модели, в которых атомы в узлах ре-
шетки изображаются в виде шаров. Иногда они имеют одинаковый диа
метр и отличаются лишь разной окраской, иногда их размеры пропорцио-
нальны принятым радиусам атомов или ионов. После работ Ф.Либау 1970—
1980-х годов в обиход все более входят модели, в узлах кристаллической ре-
шетки которых помешают эллипсоиды теплового колебания центра атома
вокруг узла решетки.
Простейший пример изображения кристаллической структуры был дан на
рис. 5, где ионы Na+ и СГ представляют собой шарики близкого диаметра,
хотя на самом деле анионы СГ почти вдвое больше катионов Na+. Если изоб-
0,564 нм
।----------1
Рис. 10. Структура галита в шариковом изображении (а), в виде сфер (б) и полиэдров
Рис. 11. Сопоставление разных изображений структуры сфалерита
разить ионы Na+ и СГ в одинаковом масштабе (рис. 10, а), то в модели и на
чертеже видны будут крупные ионы СГ, а ионы Ма+, занимающие октаэдри-
ческие пустоты в ней, видны не все. Очевидно, что при таком изображении
труднее понять особенности строения кристаллической решетки NaCl.
Л. Полинг ввел в практику полиэдрическое изображение структур. Выше
отмечалось, что большинство структур можно свести с той или иной мерой
приближения к плотнейшим упаковкам атомов. Возьмем структуру с двумя
типами пустот плотнейшей упаковки и «вырежем» в ней полиэдры так, чтобы
ся ВСрши,1Ь| отвечали центрам атомов, окружающих данный катион. Получит-
Из ПРавильнь|й октаэдр или правильный тетраэдр в зависимости от того, какая
Не пУстот заселена катионом. В дальнейшем структуру можно изображать уже
в ьи ШаРИковом> а в полиэдрическом виде, например для галита (рис. 10, б, в)
I трия ° Сочетания октаэдров, каждый из которых содержит в центре атом Ha-
ll Лее о'к ПО веР1иинам шесть атомов хлора. Кроме тетраэдра и октаэдра наибо-
Ры кЫЧНЫми полиэдрами являются куб и кубооктаэдр. Существуют полиэд-
°лее сложной формы.
Ход11лЛИЭдРЬ1 можно «нарезать» и по-иному — так, чтобы в их вершинах на-
Так бу\СЬ катионы, а в центре — кислород, сера, хлор, т. е. анионы. Именно
Кой сп а ВпеРВЬ1е изображена структура сфалерита (рис. 11) и флюорита. Та-
Раб0Та°в°б изображения структур стал широко использоваться в 1990-х гг. в
Ho3Boj|X К-Филатова, С. В. Кривовичева, Т.Ф. Семеновой, Р. Р. Шувалова. Он
им более образно вскрыть характер координации анионов и дать
26 ГЛАВА 2. КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ
Рис. 12. Структура кухаренкоита Ba2Ce(CO3)3F (С.В.Кривовичсв, 1998).
Выделены цепочки фторцентированных тетраэдров с атомами Се и Ва в их вершинах. Анионы
СО3 показаны кружками
Минералогический портал www.rgineral.su
Рис. 13. Изображение структуры диопсида с помощью изолиний электронной плот-
ности (о) и в виде шариков (б). Проекция на (010)
простое и ясное описание кристаллической структуры некоторых минералов.
Так, в кухаренкоите Ba2Ce(CO3)3F «дополнительные» анионы F" координиру-
ются четырьмя катионами, образуя фторцентрированные тетраэдры [FCeBaJ-
Эти тетраэдры объединяются в двойные цепочки вдоль оси b (рис. 12).
Иногда удобно сочетать шариковый и полиэдрический способы изобра-
жения.
Довольно часто для описания пространственных структур используют и*
проекции на определенную плоскость (чаще всего на наиболее развитую
грань). Среди них особо показательны картины распределения электронной
плотности (рис. 13), которые наиболее реалистично отражают характер коор-
динации, форму и размеры атомов в структуре минералов.
Изоморфизм (твердые растворы)
Среди минералов нет химически чистых веществ, отвечающих идеальны^
формулам. Лишь условно можно разделить их на минералы постоянного
переменного состава. В химических формулах минералов постоянного состав
(SiO2, Fe2O3 и т.п.) коэффициенты атомов являются простыми целыми чисЛа
ГЛАВА 2. КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ 27
Так например, соотношение чисел атомов кремния и кислорода в кварце
) всегда равно 1:2 (содержание Al, Fe, Na и других элементов в кварце
(S* Превышает 0,1 масс. %). Постоянный химический состав имеют гипс
SO 2Н2О) и некоторые другие минералы.
( Изоморфизмом называется свойство атомов (ионов или их группировок)
ешать другие атомы (ионы или их группировки) в химических соедине-
ЗЭ ях переменного состава. Отметим особо, что вхождение изоморфных при-
Н гей в минерал происходит без коренного изменения его кристаллической
решетки.
1 Согласно В. А. Франк-Каменецкому, выделяются явления межатомного
I (замещаются ионы на ионы, атомы на атомы) и блочного (замещаются груп-
пировки, комплексы атомов) изоморфизма. В учебнике мы рассмотрим толь-
ко явления первого типа.
Условия изоморфизма. Должны соблюдаться следующие условия.
1. Близость радиусов участвующих в изоморфных замещениях ионов и ато-
мов. По правилу Гримма—Гольдшмидта разность радиусов в простых ионных
кристаллах обычно не превышает 15 % от размера меньшего атома. Примера-
ми таких пар ионов являются Zr4* (0,072) «-> Hf'H (0,071), Mg2+ (0,072) <-ч Fe2+
(0,078), Nb5+ (0,064) <-> Та5+ (0,064). В скобках приведены радиусы катионов в
нм, по Р. Шэннону и К.Прюиту (для единообразия они даны для координаци-
j онного числа 6).
Г 2. Определенное сходство химических свойств заменяющих друг друга эле-
ментов, и лучше всего, если они принадлежат одной подгруппе периодиче-
ской системы. Для того чтобы изоморфизм между ионами имел место, необ-
ходимо и определенное подобие в строении их внешних электронных оболо-
. чек. Так, в парах равных по размерам ионов Zr4f—Hf^ и Fe2+— Ni2+ имеется
полная или почти полная аналогия в конфигурации внешних электронных
оболочек атомов. У Zr: 4x24p64t/25s2, а у Hf: 5s25p65J26x2. Во второй паре у Fe:
а у Ni: Зх2Зр6Зб/Ч$2. Пары Zr4, и Hf'\ Fe2+ и Ni2+ являются клас-
сическим примером химических элементов, легко участвующих в явлениях
изоморфизма. В то же время, несмотря на одинаковую валентность Na+ и
_и ’ строение внешних электронных оболочек их атомов различно: Na
2р 35) и си (Зх2Зрбз^1('4Л) Химически они сильно различаются и потому
-Неизоморфны.
’ 3. Сохранение электронейтральности кристаллической структуры минерала,
лен а₽акте₽ компенсации валентностей. Выделяют изовалентный и гетерова-
тный изоморфизм (табл. 1):
• пРим ИЗОВДлентнЬ1й изоморфизм, когда валентности ионов одинаковые. На-
запис^’ В ОлИвинах (Mg,Fe2+)2(SiO4) ионы Mg2+ замешаются ионами Fe2+. Это
К1п2цл^ается в виде такой схемы: Mg2+ <- Fe2+. В колумбитах (Fe2+,
0дцо '^в’Та)2О6 ионы Fe2+ замещаются ионами Мп2+ по схеме Fe2+<- Мп2+,
^вРеменно и независимо идет изоморфизм по схеме Nb5+<-Tas+;
‘ с°бу кГеГеР°валентный изоморфизм, когда валентность ионов разная. По спо-
Пп Мпедсации зарядов выделяют три его разновидности.
‘^Ичес МеР°м проявления первой разновидности является сфалерит ZnS с хи-
°й примесью (п3+. Ионы Zn2+ (радиус 0,060 нм при координационном
28 ГАЛВА 2. КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ
Таблица 1. Примеры изоморфизма и твердых растворов
Минерал, исходная формула Схема изомофизма (замещае- мые<— «-входящие атомы) Тип изоморфизма Тип твер- дого раст- вора
ПО вален- тности ПО числу атомов ПО степени совершен- ства Минерал, конечна, формула
Магнезит Mg(CO3) Mg2+«->Fe2* Изовалент- ный Двухатомный Совер- шенный Замещения Сидерит Fe(CO3)
Корунд А12О( АР*<—Сг3* Несовершенный Рубин (Ali,8Cr0i2)£=2O3
Сфалерит ZnS 3Zn <— 2In + + □ Г етеровалентный Вычи- тания - Сфалерит (Zne94ln0(|(l2)i_-|S
Кварц SiO2 Si4*+O«- «- Fe3* + R+ Многоатомный Внед- рения Кварц (аметист) (Sic.99Fe0 0|)&iRa м02
Альбит Na(AlSi3Og) Na4 +Si4+ нСа2* + АР' Совер- шенный Заме- щения Анортит Ca(Al2Si2O8)
числе 4) в трех узлах кристаллической решетки «уступают» место двум ионам
1п3+ (0,062 нм) и одной вакансии по схеме 3Zn2+ <- 2In3+ + □. Структура мине-
рала становится дефектной. Это явление мы будем называть гетеровалентным
изоморфизмом с появлением дырочных вакансий.
Примером проявления второй разновидности гетеровалснтного изомор-
физма может служить фиолетовый кварц (аметист), окраска которого обус-
ловлена ничтожной (0,01 масс. %) примесью железа и щелочных металлов.
Считается, что железо входит в кристаллическую решетку кварца на место
кремния по схеме Si4* <— Fe3+ (радиус Si4* 0,026 нм, радиус Fe3+ 0,049 нм при
координационном числе 4). Для компенсации валентностей в межузельные
пространства внедряются катионы щелочных металлов R+ (структура кварпэ
неплотная, в ней имеются «полости» сложной конфигурации). Общая схе
изоморфизма такова: Si4* <- Fe3+ + R+. Изоморфизм происходит в ограничен
ных пределах из-за большой разницы в размерах радиусов кремния и желе
их явно разных свойств и нарушений структуры.
Примером проявления третьей разновидности гетеровалентного изомер
физма могут служить высокотемпературные плагиоклазы (кальциево-натр
вые полевые шпаты), для которых установлены все промежуточные разно!’1
пости между альбитом Na(AlSi3Og) и анортитом Ca(Al2Si2Og). ИзоморФ1'
происходит по схеме Na+ + Si4* <- Са2+ + А13+, при этом количество aT°h'01j
остается неизменным и сохраняется электронейтральность кристалличесК
решетки. Атомы Na и Са располагаются в одних и тех же узлах простра
ГЛАВА 2. КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ
29
0,165 0,138 0,104—0,080 0,082 0,068 0,068 0,072
Примечание. Стрелки отражают полярность (направленность) таких изоморфных заме-
щений.
ственной решетки плагиоклазов, кремний и алюминий также занимают струк-
турно-однозначные позиции.
В нашем примере радиусы ионов (в нм) Na+ (0,118) и Са2+ (0,112) близки
(при координационном числе 8), но Si4* (0,026) и А13+ (0,039) заметно разли-
чаются (здесь значения взяты для координационного числа 4). Эта схема изо-
тем ИЗМа имеет место в плагиоклазах во время их образования при высоких
пл. ератУРах- При снижении температуры менее определенного значения
•|рв„ ОКлазь| становятся неустойчивыми, происходит их переход в другие по-
' «ошпатовыс фазы.
блюдя ВССХ РазновиДностях гетеровалентного изоморфизма должно со-
нальны Я правило соразмерности ионов. А. Е. Ферсман ввел понятие о диаго-
В э'<их РЯдах изоморфизма периодической системы элементов (табл. 2).
имеют ?нагональных рядах атомы и ионы различаются по валентности, но
ТВер Лизкие размеры.
,biIiai<yr т е Роверы. В физике и физической химии изоморфные смеси на-
11,113 твег>ВеРДЫМи Растворами или смешанными кристаллами. Различают два
В твеРДЫХ раств°Ров.
кристалп Дых Растворах первого типа атомы замещают друг друга в узлах
°ЛивИн (JеСКОЙ Решетки- Примером такого смешанного кристалла является
На атом» n g’ ^e2+)2(SiO4) с изовалентным изоморфизмом по принципу «атом
° схеме Mg2+ <- Fe2+. Такова же природа твердого раствора в колум-
30 ГЛАВА 2. КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ
битах. К твердым растворам и смешанным кристаллам этого же типа относ
ся плагиоклазы с гетеровалентным изоморфизмом по схеме Na* + Si4*41
В твердых растворах второго рода изоморфные замещения сопровождают
образованием дефектов в кристаллической решетке. В одних случаях появч^
ются дырочные вакансии. Таков сфалерит с примесью индия, вошедшего
схеме гетеровалентного изоморфизма 3Zn2+ <- 2In3* + □. Из решетки «извлек”0
ется» атом, так получается твердый раствор вычитания. В других случаях внед
ряется лишний межузельный атом или ион, получаются твердые растворы
! внедрения. Приведенный выше пример с кварцем (изоморфизм по схеме
Si4* «— Fe3+ + R+) относится к твердым растворам внедрения.
Классификация явления изоморфизма по числу атомов. По числу атомов
выделяют два типа изоморфизма:
— двухатомный изоморфизм, когда в замене участвуют два химических эле-
мента, например замена алюминия хромом в берилле и корунде: А13+ <- Сг?+
(радиус А13+ 0,053 и Сг3+ 0,032 нм, оба для координационного числа 6);
— многоатомный изоморфизм, когда в замене участвуют три, четыре и более
химических элементов. Таков, например, изоморфизм в ряду плагиоклазов
(Na + Si4* <- Са2+ + Al3*).
Классификация по степени совершенства. По степени совершенства выде-
ляют два типа изоморфизма:
— неограниченный изоморфизм. Его называют также совершенным, или пол-
ным. Возможна полная замена одних ионов другими в кристаллической ре-
шетке минералов. Например, в группе оливина минералы могут иметь край-
ние составы — форстерит Mg2(SiO4) и фаялит Fe2(SiO4) — и любой промежу-
точный состав;
— ограниченный (или несовершенный) изоморфизм, когда в кристаллической
решетке минерала отдельные атомы или ионы могут замещаться другими ато-
мами или ионами только в определенных пределах, дальше которого замеще-
ние уже становится невозможным. Например, в ряду ZnS-FeS возможны ми-
нералы крайних составов и ZnS с примесью Fe не более 20 ат. %.
Распад изоморфных смесей на фазы. В большинстве случаев степень совер-
шенства изоморфизма уменьшается с падением температуры, поэтому при
уменьшении температуры твердые растворы (смешанные кристаллы) часто
распадаются на две разные по составу фазы. Они обычно имеют вид ламмеле
или пластин, ориентированных параллельно друг другу и имеющих толшй .
от микрометра до миллиметров. Увидеть такие фазы можно в образцах амаз°
нита — зеленого калиевого полевого шпата. Тело кристалла сложено Фа
K(AlSi3O8), жилочки и веретенообразные вростки — фазой Na(AlSi3O8)-
распада это был смешанный кристалл (твердый раствор) состава '
Na)(AlSi3O8).
Ниже приводятся другие примеры распада первоначально единой гомо
ной фазы на два минерала:
Альбит — Анортит
Нефелин — Кальсилит
Гематит — Ильменит
ГЛАВА 2. КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ 3]
Магнетит — Ильменит
Борнит — Халькопирит
Кальцит — Стронцианит.
Полиморфизм II политипия
Вещества, имеющие один и тот же химический состав, но разную кристал-
ьную структуру, называются полиморфными. Каждая полиморфная моди-
фикация устойчива только в определенном интервале температур и давле-
Явление полиморфизма широко распространено среди минералов. Так,
например, элементарная сера кристаллизуется в ромбической и моноклин-
ной сингониях; вещество SiO2 — в тригональной (кварц-а), гексагональной
(кварц-Р) и других менее распространенных модификациях; самородный уг-
лерод кристаллизуется в кубической (алмаз) или гексагональной (графит)
сингонии. Каждую полиморфную модификацию принято считать самостоя-
тельным минеральным видом. Рассмотрим в качестве примера структурные
различия и свойства полиморфных модификаций углерода.
Углерод в основном существует в двух полиморфных модификациях — в
виде алмаза и графита. В структуре алмаза (рис. 14) каждый атом углерода
окружен четырьмя другими атомами углерода, расположенными в вершинах
тетраэдра. С ними каждый атом углерода образует о-связи, используя для это-
го .^-гибридные орбитали (см. с. 19—21). Устойчивость кристаллической ре-
шетки алмаза объясняется тем, что атомы углерода объединены в трехмерную
структуру прочными углерод-углеродными простыми связями. Алмаз пред-
ставляет собой очень твердое, хрупкое вещество. Температура плавления ал-
Маза <3 500 °C) превышает температуры плавления всех остальных простых
веществ. Он чрезвычайно инертен в химическом отношении. Однако при на-
гревании до 1 800 °C в отсутствие воздуха алмаз превращается в графит — дру-
> полиморфную модификацию углерода. При нагревании в воздухе или в
слородс до 900 °C алмаз горит.
Рис. 14. Структура алмаза
32
ГЛАВА 2. КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ
ГЛАВА 2. КОНСТИТУЦИЯ МИНЕРАЛОВ 33
Рис. 15. Структура графита
В структуре графита (рис. 15) атомы углерода расположены слоями, в ко-
торых каждый атом углерода окружен тремя другими атомами углерода, нахо-
дящимися от него на одинаковом расстоянии 0,142 нм. Расстояние между
соседними слоями атомов составляет 0,337 нм, т.е. слишком велико для обра-
зования ковалентной связи. Графит состоит из серых блестящих чешуек, ко-
торые легко отделяются друг от друга. Эти свойства графита обусловлены тем,
что слои связаны друг с другом слабыми л-связями. При прикосновении слои
легко скользят один по другому, вследствие чего графит на ощупь напомина-
ет жир, потому его используют как смазочное средство, а также для изготов-
ления карандашных грифелей. В графите л-электроны имеют возможность
свободно перемешаться вдоль всей атомной плоскости. Вследствие этого гра-
фит является хорошим проводником электрического тока. Хотя графит хоро-
шо проводит тепло и электрический ток в пределах атомных плоскостей, в
перпендикулярном направлении он обладает свойствами изолятора, что объ-
ясняется невозможностью перемещения электронов из одной атомной плос-
кости в другую.
Частным случаем полиморфизма является политипия. Она характерна Л-1Й
минералов слоистой структуры, например для слюд, хлоритов, минерал0®
группы каолинита. В структурах этих минералов слои кремнекислородных
тетраэдров могут, если они слабо связаны друг с другом, во-первых, развора
чиваться друг относительно друга на некоторый угол, а во-вторых, смешат
(«проскальзывать») друг относительно друга. Как результат, возникают РаЗН
структурные модификации одного и того же вещества. Их называют полит
ными модификациями. п()1
Политипы относят теперь к одному минеральному виду, их описывают
общим названием, но дополняют это название специальными симво
(мусковит-2Мь мусковит-ЗТ и т.д.). Однако в минералогической термин0'
гии еще прочно бытуют старые термины, например, каолинит диккит, на Р
по отношению к политипным модификациям одного и того же веШ0*^,.
Ai2(Si2O5)(0H)4. Другим примером непоследовательности и условностей в
менклатуре минералов является название «вюртцит» для ZnS гексагонаДьН
гОниИ- Дело в том, что структуры вюртцита и сфалерита можно трактовать
с,,а собранные из одинаковых слоев ZnS, но по-разному развернутых друг
сительно друга, т.е. вюртцит и сфалерит можно считать политипами. Од-
oga названия существуют, так как эти минералы все еще относят к раз-
№ минеральным видам. Аналогично алмаз и лонсдейлит можно считать по-
Ндгипами, но чаще они рассматриваются как самостоятельные минеральные
вцдЫ-
Молекулярные кристаллы
Выше рассматривались вещества, кристаллические решетки которых со-
стоя! из атомов (анионов и катионов). Число таких минералов является по-
давляющим. В редчайших случаях установлены молекулярные кристаллы.
В них частицами, образующими кристаллическую решетку, являются целые
молекулы. В учебниках физики и химии в качестве классического примера
такого вещества указывается лёд. Природный лёд является минералом.
Кристаллическая решетка льда «собрана» из молекул Н2О. Каждый атом
кислорода тетраэдрически окружен другими четырьмя атомами кислорода, с
которыми он связан через водородный атом. Два из этих четырех водородных
атомов расположены ближе к центральному атому кислорода и образуют вмес-
те с ним молекулу Н2О. Два же других связаны с ним водородной связью и
входят в состав других молекул Н2О. Расстояние между ядрами атомов кисло-
рода двух соседних молекул Н2О составляет 0,276 нм.
Молекулярной является структура природной серы моноклинной модифи-
кации. Она «собрана» из нейтрально заряженных кольцевых молекул Sg (см.
Рис. 78). Связи внутри молекул ковалентные, между молекулами — преиму-
щественно вандерваальсовы.
Молекулярные решетки типичны для природных парафинов и других орга-
нических соединений. По Е. Н. Котельниковой (2006): «Как правило, кристал-
лы °Рганических веществ состоят из молекул, которые выделяются своей гео-
метрической обособленностью и сильными внутримолекулярными связями.
н ЭТомУ каждая молекулярная структура характеризуется внутримолекуляр-
*и (обычно ковалентными) и межмолекулярными (вандерваальсовыми и
Родными или просто водородными) расстояниями, при этом межмолеку-
УПак е расстояния в Два-три раза превосходят внутримолекулярные». При
Другой КС молекУл выпуклость одной из них обязательно попадает во впадину
Упак™, ~~ так природа стремится к осуществлению принципа плотнейшей
Раз*41 (А. И. Китайгородский, 1971).
c^a6OTKa метоДов изучения природных молекулярных кристаллов — их
Ческом РЫ И свойств’ модифицирует и расширит представления о кристалли-
с°стоянии минералов.
ГЛАВА 3. ФОРМУЛЫ МИНЕРАЛОВ. ДИАГРАММЫ СОСТАВА
35
ГЛАВА 3
ФОРМУЛЫ МИНЕРАЛОВ
ДИАГРАММЫ СОСТАВА
Существует много способов написания формул минералов. Одни характе-
ризуют только его состав, другие с помощью особых приемов (скобки разно-
го вида, последовательность в написании химических элементов, указание
координационного числа катиона, его валентности, типа химической связи
и т.д.) отражают главные особенности кристаллической структуры, третьи от-
ражают детали его состава и все тончайшие особенности его структуры.
Например, в некоторых книгах, справочниках и учебниках с помощью ско-
бок вокруг анионного радикала указывают характер структуры минерала. Так,
для минералов цепочечной структуры используют круглые скобки (...), для
островных — прямые |...J, для каркасных — фигурные {...}, для листовых — уг-
ловые <...> и т.п. По этому методу формула диопсида (он имеет цепочечную
структуру) будет написана как CaMg(Si2O6), а формула форстерита (он имеет
островную структуру) — как Mg2[SiO4]. Формула микроклина имеет вид
K{AlSi3O8}, формула каолинита — Al2<Si2O5>(OH)4. В других книгах поступа-
ют так: для всех анионных радикалов используются только один вид скобок,
например прямые: [Si2O6], [SiO4|, [СО3] и т.п., а для химических элементов,
изоморфно замещающих друг друга, — круглые скобки.
Координационное число атома указывают в формуле минерала в виде араб-
ской или римской цифры у символа химического элемента, эту цифру обычно
помещают справа вверху. Формула диопсида будет выглядеть так-
Ca,81Mg,6,(Si2O6) или CaIVIII|Mg|V,l(Si2O6). Характер химических связей тоже
можно указать с помощью специальных знаков. Иногда в формулу вводят
другие значки для отражения еще каких-либо особенностей минерала.
Итак, существуют разные способы написания формул. Они соответству
разным целям и стремлениям к разной детализации сведений о констиТУ
минерала. Некоторые формулы настолько длинны и сложны, что теряют
глядность. Их надо изучать сами по себе и долго вдумываться в их смысл.
Идеальные формулы минералов
Как показывает практика, наиболее ясны и чаще употребляются
ные формулы минералов, приведенные в справочниках Дж. Дэна, Х.1ДТ г
ца, Е. И. Семенова, учебниках А. Г. Бетехтина, Е. К.Лазаренко. В этом Уче
ке мы отдаем предпочтение им. В литературе широко используются та
ценные (обобщенные) формулы, их смысл мы объясним отдельно, а так-
VnP°naTK° разъясним смысл некоторых других формул минералов.
*е0ри написании идеальных формул минералов мы будем придерживаться
^едуюших правил.
w 1 Сначала указываем катионы, затем анионы или анионные радикалы.
Например, FeS для троилита, NaCl для галита, Mg2(SiO4) для форстерита.
К индексные анионы записываются в скобках. Также в скобках указывается
ав цепочек, лент, листов и каркаса в минералах с соответствующими мо-
йвами кристаллических структур. Например, для альбита Na(AlSi3O8).
2. Катионы, занимающие разную структурную позицию, записываем обычно
^порядке убывания их координационного числа. Например, Ca2Mg5(Si8O22)(OH)2
(ионы кальция имеют координационное число 8, магния — 6). Но отклонений
много. Так, формулу берилла традиционно пишут Be3Al2(Si/1O|g), хотя берил-
лий имеет координационное число 4, а алюминий — 6.
3. Катионы, занимающие одну и ту же структурную позицию, заключаем в
скобки. Внутри них катионы располагают в порядке убывания их содержания
(коэффициента) в формуле. Коэффициент за скобкой равен сумме коэффи-
циентов внутри скобки, но для идеальных формул минералов (конечных чле-
нов изоморфных рядов) его, как правило, не приводят. Например, формула
рибекита пишется так: Na2(Fe3+Fe2+)(Si8O22)(OH)2.
4. Анионы, занимающие разную структурную позицию, формально запи-
сываем в таком порядке: а) комплексные анионы (РО4)3“, (SiO4)4 , (Si2O7)6-,
(AsO4)3 — сразу за катионами; б) если анионов несколько, их располагают в
порядке уменьшения коэффициента. Например, для тетраэдрита Cul2(SbS3)4S,
лля содалита Na8(AlSiO4)6Cl2, для везувиана Ca10Al4Mg2(SiO4)5(Si2O7)2(OH)4
(гидроксильные группы обычно пишут после комплексных анионов).
5. Число молекул кристаллизационной воды указываем в конце формулы,
•срез точку. Например, для гипса Ca(SO4) -2H2O. Иногда ее помещают после
ВОкрУг дорого вода располагается в структуре минерала, например
a/2H2O)(SO4) для того же гипса.
Частные формулы минералов
товПГОДЬ^ в ПРИР°№ широко проявлен изоморфизм химических элемен-
в ипР.1 Нералы имеют переменный состав. Он более сложен, чем указывается
ИзвеЬНЫХ *ормУлах-
''Peano"™0’ что сФалеРит довольно часто содержит в своем составе железо.
Что методами химического или рентгеноспектрального анализа
за в некою 2®разца минерала установлено, что из 100 % атомов цинка и желе-
ЛеГ>и=а э„ % приходится на цинк и 20 % — на железо. Частная формула сфа-
СК',,Ь> Форм°л °СТаВа буЖТ (Znt, W)Fe°-20^ = ! ooS. Также ее называют «эмпириче-
P^ia). в сР^л°й ^т е- выведенной из результатов анализа данной пробы мине-
С51 в Поп Ках Указаны атомы одной структурной позиции, они располагают-
Л|°^°й ча Кс Убывания коэффициентов. Отсюда становится ясным смысл
стной формулы, например изумруда Be3(Alj 85Cro.15)L = zoolSi^O^).
36 ГЛАВА 3. ФОРМУЛЫ МИНЕРАЛОВ. ДИАГРАММЫ СОСТАВА
Атомы хрома занимают ту же структурную позицию, что и алюминий uv
личество мало по сравнению с числом атомов алюминия. и'
. Изоморфные замены могут происходить в разных структурных позиц
одновременно, тогда частные формулы будут иметь сложный вид. Так **
изоморфной смеси диопсида CaMg(Si2O6), геденбергита CaFe(Si2O6) и жад^
та NaAl(Si2O6) частная формула может быть, например, такой: (Ca^Na^A..
* (Mgo.7oFeo ,22А1()()8)у =i.oo(Si206).
Расчет формулы диопсида
Расчет формулы минерала заключается в переходе от цифр его химическо-
го состава, выраженного в весовых (массовых) процентах, к значениям коэф-
фициентов атомов в его формуле. Сумма цифр анализа не равна 100%, но
лежит в пределах допустимых погрешностей (99,7—100,5%). Вычисления ве-
дутся последовательно (табл. 3).
1. Расчет молекулярных количеств оксидов. Для этого весовой процент
оксида делят на его молекулярный вес (массу) (для А12О3: 1,84/101,94 =
= 0,0180).
2. Находят атомные количества катионов. Для этого молекулярное коли-
чество оксида умножают на коэффициент катиона в формуле оксида (для
А12О3: 0,0180 х 2 = 0,0360).
3. Находят атомные количества кислорода в каждом оксиде. Для этого мо-
лекулярное количество каждого оксида умножают на коэффициент кислорода
в|гем (для А12О3: 0,0180 х 3 = 0,0540).
4. Суммируют атомные количества кислорода (в данном примере 2,6986).
Таблица 3. Расчет формулы диопсида
Компоненты Содержа- ние, вес. % Молекуляр- ный вес Молеку- лярное количество Атомное количество Коэффи- циент в формуле Заряды
катионов кислорода
На2О 1,12 61,98 0,0181 0,0362 0,0181 0,080 0,080 -
СаО 23,21 56,08 0,4139 0,4139 0,4139 0,920 1,840
MgO 12,70 40,32 0,3150 0,3150 0,3150 0,700 1,400
FeO 7,11 71,85 0,0990 0,0990 0,0990 0,220 0,440
А12О3 1,84 101,94 0,0180 0,0360 0,0540 0,080 0^
SiO2 54,04 60,09 0,8993 0,8993 1,7986 2,000 8,000 12,00^
Сумма 100,02 2,6986 —
Общий делитель = 2,6986:6 = 0,4498.
Итоговая формула минерала: (Can92Nal).o8)5>i.oo(Mgo.7oFe<).22A1o.os)i=i.oo(Si20<,).
Заряды: Х.= 12,00; Е_= 12,00.
ГЛАВА 3. ФОРМУЛЫ МИНЕРАЛОВ. ДИАГРАММЫ СОСТАВА 37
' ^ят общий делитель. Для этого сумму атомных количеств кислорода
5- на число его атомов в идеальной формуле минерала. В диопсиде это
(SijOf) (Б Данном примере 2,6986/6 = 0,4498).
|^а а Находят коэффициент в формуле для каждого атома. Для этого его атом-
1 ° оличество делят на общий делитель (для А13+ — 0,0360/0,4499 = 0,080).
Выписывают формулу и проверяют ее по суммам положительных и ог-
'тельных зарядов (для А13+ — 0,080 х 3 = 0,240). Они должны совпадать (в
JSom примере Z.= 12,000; Ь = 12,000).
Состав минералов в атомных процентах
В формулах химический состав минералов выражен в атомных долях. На-
пример, в формуле диопсида CaMg(Si2O6) соотношение атомных доль таково:
Са-Mg:Si:О = 1:1:2:6. Число атомных доль в сумме составляет 10. Отсюда
дегко рассчитать состав диопсида в атомных процентах: Са — 10, Mg — 10,
*Si — 20, О — 60, сумма — 100 ат. %.
В аналитических лабораториях, где изучают химический состав минера-
лов, результаты анализа записывают в весовых процентах оксидов. Запись
состава в атомных процентах не менее удобна, но пока непривычна. Срав-
ним составы, выраженные в весовых процентах, для диопсида CaMg(Si2O6),
геденбергита CaFe2+(Si2O6), эгирина NaFe3+(Si2O6) и жадеита NaAl(Si2O6)
(табл. 4). Все цифры разные. Те же составы, но в атомных процентах на-
глядно отражают кристаллохимическое подобие друг другу этих четырех
минералов.
По атомным процентам легко сопоставлять химические составы любых
минералов. Например, содержание Р2О5 в апатите-(СаР) составляет 42,3 %, в
Таблица 4. Сравнение цифр состава пироксенов
Компоненты Диопсид CaMg(Si2O6) Геденбергит CaFe2+(Si2O6) Эгирин NaFe3+(Si2O6) Жадеит NaAl(Si2O6) Диопсид (см. табл. 3)
Состав в весовых процентах
Na2o СаО Mgo Feo — — 13,4 15,3 1,12
25,9 22,9 — — 23,21
18,5 — — — 12,70
— 29,4 — — 7,11
— — — 25,2 1,84
— — 34,6 — —
55,6 48,4 52,0 59,5 54,04
100,0 100,0 100,0 100,0 100,02
58
ГЛАВА 3. ФОРМУЛЫ МИНЕРАЛОВ. ДИАГРАММЫ СОСТАВА
Окончание^
Компоненты Диопсид CaMg(Si2O6) Геденбергит CaFe2+(Si2O6) Эгирин NaFe3+(Si2O6) Жадеит NaAl(Si2O6) —’ Диопсц?"'' (см. Табл, д
Состав в атомных процентах ~
Na — — 10 10 0,8
Са 10 10 — — “ЙГГ*
Mg 10 — — — 7,03 'Г'"
Fe2+ — 10 — — 2,13
-* 9,96
Al —- —- — 10 0,80
Fe3+ — — 10 — —
Si 20 20 20 20 19,99
О 60 60 60 60 60,03
Сумма 100 100 100 100 100,02
пироморфите весовой процент — 15,4. Где больше атомов фосфора? Содер-
жание CI в апатите-(СаО) — 6,8 весовых процентов, а ванадините — 2,4.
Где больше атомов хлора? Содержания СаО в хлоровом апатите-(СаС1) -
53,8 весовых процентов, а РЬО в ванадините 78,3. Молекул какого оксида
больше? Ответы наглядно выступают при сравнении состава этих минера-
лов, выраженных в атомных процентах (табл. 5): во всех пяти минерал»
Таблица 5. Состав минералов группы апатита в массовой доле и атомных процент»
Минерал, формула Весовой процент
СаО РЬО Р2О5 As2O5 V2O5 F С!
Апатит Cas(PO4)3F 55,5 — 42,3 — — 3,8
Апатит Са5(РО4)3С1 53,8 — 41,0 — — — 6,8
Пироморфит РЬ5(РО4)3С1 — 82,0 15,4 — — — 2/
Миметезит Pb5(AsO4)3Cl — 74,9 — 23,2 — —
Ванадинит Pb5(VO4)3Cl — 78,3 — — 19,3 —
Общая формула Атомные проценты 8\ У
X Y о г
X5(YO4)3Z 23,8 14,3 57,1 4,
ГЛАВА 3. ФОРХВ'ЛЫ МИНЕРАЛОВ. ДИАГРАММЫ СОСТАВА 39
— тва Са и РЬ одинаково (23,8 ат. %), количество Р, As, V — одно и то
^ЛЙТз ат %)’ количество F и С1 — всюду 4,8 ат. %.
же ^4’томных процентов очень просто перейти к формулам минералов.
Минадьный состав минералов
в минералов твердых растворов как бы отвечает смеси молекул — ZnS
FcS в сфалерите, ВезА12(816О18) и Be3Cr2(Si6O18) в изумруде, CaMg(Si2O6),
11 р fSi,O() и NaAl(Si2O6) в пироксене. Это гипотетические молекулы, на са-
Сг*м деле кристаллическая решетка минерала гомогенна. Такие гипотетиче-
ские молекулы называют миналами.
Пользуясь понятием миналов, легко изобразить состав минерала графичес-
ки Для этого сначала надо рассчитать по частной формуле минерала его ми-
нальный состав. Результаты приводят в молекулярных процентах.
Обратимся к приведенным выше примерам.
1. Сфалерит (Zno8oFeo2o)x=1 ooS. Он как бы состоит из 80 мол. % минала ZnS
И 20 мол. % минала FeS. Этому составу графически отвечает точка 1 на пря-
мой рис. 16, а.
1 2. Изумруд Bc3(All85Cr0l5)x = 2t)0(Si6O18). Количественные соотношения ми-
налов находим по позиции (А1, 85Сг0.15)х=2.оо. Если Х = 2.00 принять за 100 %, то
ha долю хромового минала Be3Cr2(Si6O18) придется 7,5 мол. %, на долю собс-
твенно бериллового минала Be3Al2(Si6O18) — 92,5 мол. %. Этому составу отве-
чает точка 2 на прямой рис. 16, б.
! 3. Пироксен (Ca0.80Na020)1=1.0o(Mg0.70Feo.ioAlo.2o)J; = i.oo(Si206). Состав можно
трактовать как смесь трех молекул (миналов) — диопсидовой CaMg(Si2O6),
Геденбергитовой CaFe(Si2O6) и жадеитовой NaAl(Si2O6). Их содержания легко
очределить по группе (Mg070Fe0,1(A1o.2o)x=i.oo- Если Х= 1.00 принять за 100%, то
Доля минала жадеита составляет 20, геденбергита — 10, диопсида — 70 мол. %,
тому соотношению отвечает точка 3 внутри треугольника на рис. 16, в.
трехкомпонентных (в) изоморфных смесей
40
ГЛАВА 3. ФОРМУЛЫ МИНЕРАЛОВ. ДИАГРАММЫ СОСТАВА
ГЛАВА 3. ФОРМУЛЫ МИНЕРАЛОВ. ДИАГРАММЫ СОСТАВА
41
Упрощенные формулы минералов
К настоящему времени накопился громадный эмпирический материал
химическому составу минералов и содержанию изоморфных примесей в н
Поэтому во многих справочниках и научных работах общего характера Х'
каждого минерала приводятся формулы с указанием всех бывающих в его^
ставе изоморфных примесей. Например, (Zn, Fe, Мп, Cd, In, T1...)(S, Se T°i
для сфалерита, (Cu, Fe, Ag, Hg, Zn...)12((Sb, As, Bi...)S3)4S для тетраэдрит!
(Mg, Fe24, Mn2+, Zn...)(Al, Fe3+, Сг...)2О4ддя шпинели.
Правила написания таких обобщающих формул те же, что для идеальных
частных формул. Но в отличие от частных формул коэффициенты в них не
указываются, а ионы записывают в порядке убывания их среднего содержания
в минерале, ионы разделяются запятой.
Такие формулы, несмотря на громоздкость, называют упрощенными (од
англ, simplified). Они действительно упрощают, а не только обобщают реаль-
ную картину изоморфных взаимосвязей химических элементов в составе ми-
нерала. Например, по упрощенной (обобщенной) формуле сфалерита ничего
нельзя сказать о том, в каких комбинациях друг с другом встречаются в раз-
ных месторождениях химические элементы. Нельзя увидеть в такой формуле
сфалерита, может ли быть корреляция между содержаниями химических эле-
ментов в минерале, может ли быть в нем марганца больше, чем железа, и во-
обще — каков же предел максимального содержания каждой из примесей в
сфалерите?
Упрощенные (обобщенные) формулы представляют для студента коварное
испытание памяти. Что запоминать и как запоминать? Каким набором эле-
ментов ограничивать свою память? Поэтому в настоящем учебнике мы ис-
пользовали только идеальные формулы как краткое, минимально достаточ-
ное, но максимально верное выражение сущности состава минерала.
Ошибки и противоречия в химических формулах ||
минералов
Первая проверка правильности написания химической формулы заклю4^
ется в сравнении числа положительных и отрицательных зарядов. Они Д°-\
вы быть равными, т.е. заряды должны быть полностью взаимно сбалансир^
ваны. Так, в СО2 положительный заряд углерода полностью скомпенсир
отрицательными зарядами двух атомов кислорода. Все формулы в учебй
химии всегда отвечают этому правилу. Проверим, так ли это в рассчита^тоГо
формуле пироксена (Ca0 92Nao.o8)x=i.oo(Mgo.7oFe0.22Al008)x=1.o0(Si206). Для э ।
коэффициенты катионов в формуле помножим на валентность и суммИР
эти произведения (0.92 2 + 0.08 • 1 + 0.70 2 + 0.22 • 2 + 0.08 • 3 + 2.00 4 = *
Полученное число положительных зарядов (12.00+) равно числу зарядов .
лорода (12.00_), т.е. заряды сбалансированы. Формула пироксена зап*1
правильно. j
верим на соблюдение этого правила формулу эльбаита из книг А. А. Го-
ДР° (1997), Г.Штрюбеля и З.Х. Циммера (1987), из «Словаря минераль-
дОв, по М. Флейшеру» (Дж. Мандарино, 1999). В них она имеет вид
нЫХ 6 д1)зА1б(81бО18)(ВО3)з(ОН)4. Из этой формулы следует, что Li изоморф-
^а^1’ещаетСЯ алюминием в разных количествах, хотя лития всегда больше,
Н° ^алюминия- Сначала проверим баланс зарядов в формуле: Na1+(Li,
чеМиАД1184(51бО18)|2“(ВОз)з"(ОН)^“. Заряды будут сбалансированы только в том
е 6если w = 6. Пусть коэффициент у лития х, а у алюминия у. Можно
сЛ'4 В’1ТЬ такую систему из двух уравнений: х + у = 3 (по коэффициентам
соС ‘ + Зу = 6 (по зарядам). Решая ее, получаем единственный ответ:
аТ_ । 5 у = 1,5. А это означает, что для эльбаита единственно верна формула
Na(Ui 5A1i 5)А1б(^'б°1ь)(воз)з(°Н)4- Именно ее мы и даем в этом учебнике (см.
табл. 6)-
Для романешита и других оксидов марганца (в природе их много) во мно-
гих книгах и справочниках в формулах в одной скобке объединяются атомы
марганца разной валентности. Например, приводится такая формула (Ва,
Н2О)(Мп4+, Мп3+)5О10. Чтобы уравнять валентности, идеальную формулу этого
минерала нужно писать так: (ВаН2О)(Мп4Мп23,)О1(). Эта формула принята в
настоящем учебнике (см. табл. 6).
Еще один пример — формула монацита (Се, La, Nd, Th)PO4 из «Словаря
минеральных видов, по М. Флейшеру» (Дж. Мандарино, 1999). Согласно этой
формуле La3+, Nd3+ и Th4+ могут изоморфно замешать Се3+. Но как на ее ос-
нове объяснить вхождение Th4+ в позицию Се3+? Эта формула не дает ответа.
Мы используем идеализированную формулу для этого минерала Се(РО4)
(см. табл. 6).
В своей внеаудиторной работе и при знакомстве с учебной и научной ли-
тературой студент неизбежно сталкивается с множеством вариантов написа-
ния формул для одного и того же минерала. Более того, подчас в одной и той
*е книге используются разные для разных минералов приемы написания
формул. Как к ним относиться?
В0ИлРеЖде всего» стУДент должен быть уверен в том, что он четко понял и ус-
он СМь,Сл различия между формулами минерала в разных книгах. Во-вторых,
вскп1ОЛЖеН пР°веРить баланс зарядов в формулах. В-третьих, попытаться
элем Ь ДЛЯ Се^я возможные схемы изоморфизма, по которым химические
Тв ТЫ Яходят в Данный минерал и усложняют его состав.
Формул °И основов ДДЯ первой ориентировки студента в хаосе сведений и
Рые пп МОжет явиться только знание им идеальных формул минералов, кото-
оодятся нами в классификации минералов.
Ранговые формулы Петрова
НеРа 1()ц В?“1е Формулы химического состава любых объектов, в том числе ми-
П,1Сь,ьак)ТсРедложень1 Т. Г. Петровым (1972). В них химические элементы вы-
в одну строку по их рангу, т.е. в порядке убывания их атомных
42 ГЛАВА 3. ФОРМУЛЫ МИНЕРАЛОВ. ДИАГРАММЫ СОСТАВА
ГЛАВА 3. ФОРМУЛЫ МИНЕРАЛОВ. ДИАГРАММЫ СОСТАВА 43
процентов. Например, ранговая формула диопсида CaMg(Si2O6) состоит
четырех рангов и выглядит так:
Из
12 3 4
О Si Mg = Са
. Са и Mg имеют один и тот же атомный процент. В таких случаях химиче
ские элементы записываются в порядке убывания их атомного номера в Це
риодической таблице Менделеева; между ними ставится знак равенства.
Ранговая формула мусковита КА12(А18}зО1())(ОН)2 имеет вид
1 2 3 4 5
о А1 = Si Н К
Для некой выборки из трех проб мусковита ранговые формулы таковы
(Н. И. Краснова, Т.Г.Петров, 2003): 1 2 3 4 5 6
О Si Al H К Na
О Si Al H к Mg
О Si Al H к Cr
прИмер, Для идеального диопсида CaMg(Si2O6) находим по справочни-
начения d (это 3,27 г/см3). Далее вычисляем М по таблице Менделеева
+ 24.32 + 56.12 + 96.00 = 216.52). Затем вычисляем коэффициенты. Для
это будет:
ж NCa = Ю 000 3,27 г/см3 1/1.6602 - 216,52 = 91,
3 на стандартный объем минерала приходится 91 атом кальция. Точно так
т6 рассчитываем коэффициенты для Mg (получаем то же число 91), для Si
будет 182) и для кислорода (546). Формулу записываем так:
Са91Мё91(^182О54б)-
Возьмем для сравнения доломит CaMg(CO3)2. Если записать эту формулу
По-иному: CaMg(C2O6), то по своему виду она аналогична формуле диопсида,
е численные соотношения атомов в них одинаковые, только в одном ми-
I нерале есть два атома кремния, а в другом — два атома углерода. Вычисления
приводят к такой формуле: Ca94Mg94(C188O562). Видно, что по числу атомов в
одном и том же объеме вещества эти минералы отличаются друг от друга.
Равнообъемными формулами удобно пользоваться при изучении явлений вы-
носа и привноса вещества в ходе образования псевдоморфоз и других заме-
щениях одного минерала другим по принципу «объем на объем».
Видны фактическая близость состава изученных проб мусковита в содер-
жаниях главных пяти элементов и их различие лишь в содержаниях второсте-
пенных химических элементов (Na, Mg, Сг). При более полном анализе и при
необходимости учесть все второстепенные и малые элементы можно увеличи-
вать число рангов в формуле.
Процесс составления и сопоставления ранговых формул автоматизиро-
ван. Он выполняется с помощью компьютера по программе Т.Г.Петрова и
С. В. Мошкина (версия 2005 г.: PETROS-2). В компьютер вводят цифры хи-
мического составов проб (вес. %) и получают распечатку ранговых формул-
При этом они автоматически ранжируются и группируются. Пользуясь рас-
печатками, можно сравнивать химические составы проб в выборке любой
сложности и объема. Можно выполнять другие сравнения. Имеется громад-
ный банк ранговых формул состава химического минералов, горных пород и
иных природных объектов.
Равнообъемные формулы Боголепова
В 1963 г. В. Г. Боголепов ввел в геологическую литературу равнообъемнь®
формулы минералов. В них указываются числа атомов химических элемент
приходящиеся на единый для всех минералов объем в 10000 А3 (ЮА = 1 н
Число атомов N в стандартном объеме вычисляется по формуле
А = 10000^/1.66024/,
где d — удельный вес (плотность) минерала, г/см3; п — коэффициент
химической формуле минерала; М — молекулярный вес одной формулы (Ф
мульной единицы) минерала.
fa
ГЛАВА 4
КЛАССИФИКАЦИЯ,
РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ
ОТКРЫТИЯ МИНЕРАЛОВ
Современные основы систематики минералов как химических соединений
заложены в Швеции И. Я. Берцелиусом в 1814 г. Такая классификация всех
минералов была создана в США Дж. Д. Дэна в 1850—1854 гг. Она сохранилась
с усовершенствованиями и дополнениями до сих пор в книгах и справочни-
ках, повторяющих систему Дэна. Другая широко известная классификация
минералов создана в Германии Х.Штрунцем в 1941 г. и использована в его
многократно издававшихся всеобъемлющих и удобных справочниках «Табли-
цы минералов». Последнее, девятое, издание «Минералогические таблицы
Штрунца» выпущено в 2001 г. совместно с Е. Никелем на английском языке.
Известно много других классификаций минералов. Все они строятся на
выделении минеральных видов, которые затем объединяются в группы, но
часто это делается по-разному. Дело в том, что авторы современных класси-
фикаций стремятся учесть сразу два фактора — химический состав и структу-
ру. В минералогии В. И. Вернадский отдавал предпочтение химическому
принципу. По его мысли, такая классификация полнее и проще отражала бы
родственные связи или, наоборот, различия минералов как химических ве-
ществ. В кристаллографии и кристаллохимии, безусловно, более ценна клас-
сификация минералов, в которой главенствует структурный критерий.
В 1980—2000-е гг. наиболее подробные и полные классификации всего
множества минералов разработаны независимо друг от друга Г.Б.БокиеМ,
А. А. Годовиковым, Е. И. Семеновым, Х.Штрунцем и Е. Никелем.
Минеральные виды
Минералы существуют в виде индивидов. Каждый индивид отличает^
своей морфологией, особенностями внутреннего строения, составом и св
ствами. Они могут меняться даже в пределах одного зерна или криста?^
например, по секторам и зонам их роста. В результате обобщения наблюДеН^_
по множеству минеральных индивидов, обладающих близким химическим^
ставом и одинаковой кристаллической структурой, в науке сформировал
понятие «минеральный вид». |Г
г Минеральным видом назовем природное химическое соединение, характер
зуюшееся специфическим составом (и пределами его вариаций) и своей о
деленной кристаллической структурой. Это означает, что изоструктурйЫе
КДДССИФИКАЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ. ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИНЕРАЛОВ 45
_________________ “
существенно (принципиально) различающиеся по химическому со-
нерал ^,нОСЯТСЯ к разным минеральным видам, например диопсид CaMg(Si2O6)
стаБУёнбергит CaFe(Si2O6); кальцит Са(СО3) и родохрозит Мп(СО3); берцили-
” ГгСа Na)Mg2(AsO4)3 и гроссуляр Ca3Al2(SiO4)3.
иТ обратимся далее к явлению, описываемому в курсах физики и общей хи-
__ полиморфизму. В отношении к минералам оно трактуется так: поли-
мйИ1ныс модификации, структуры которых топологически различны, отно-
М°^я к разным минеральным видам. Так, оксиды кремния SiO2 тригональной
^тетрагональной структур являются разными минералами (минеральными
*идами), первый — это кварц-а, второй — стишовит.
Политипные модификации минералов (или полиморфные модификации
минералов слоистой структуры) не считают самостоятельными минеральными
видами (например, графит-2Н и графит-ЗИ). Так это рекомендовано по меж-
дународным соглашениям.
Минеральный индивид — это конкретный объект природы, минеральный
вид _ условное понятие. Сравним с биологическим видом Homo sapiens. Это
обобщенное понятие существует только в наших мыслях и не имеет ни пола,
ни характера, ни роста, ни цвета волос. А каждый индивид, будь то мужчина
или женщина, ребенок или взрослый, грек или китаец, реален и обязательно
отличается от других индивидов.
Как любое слово в разговорном и научном языке, термин «минерал» мо-
жет иметь разную дефиницию (содержание) в разном контексте. Поэтому под
этим словом может пониматься как отдельное природное химическое соеди-
нение (минеральный вид), так и конкретный индивид, т.е. зерно, кристалл
минерала. Поскольку минералы реально существуют в природе, а минераль-
ные виды—только в нашем сознании (только «на бумаге», по Д. П. Григорьеву),
То нельзя говорить так: «Рудная жила сложена кварцем и другими минераль-
ными видами». Надо: «Рудная жила сложена кварцем и другими минералами».
ельзя писать: «Последовательность кристаллизации минеральных видов»,
Надо. «Последовательность кристаллизации минералов». Нельзя: «Эти мине-
ральные виды не добываются», надо: «Эти минералы не добываются». Не-
«ВРН° ВИтРинах музея есть выставка новых минеральных видов», лучше:
ви 1 ринах музея есть выставка новых минералов, отнесенных к самостоя-
ь,м минеральным видам» или проше: «Выставка новых минералов».
г Границы минерального вида в изоморфных сериях
• минералов
Они об"РаЛЫ почти всегда имеют переменный химический состав. В природе
*1Ь*М> Как У'ЮТ нспРеРывные изоморфные серии. Какой состав считать идеаль-
*нЧ10 °И типичным, какую формулу приписать всему естественному ряду
h:n,||iaa п СЯ П° составУ природных веществ единой структуры? Это сложная
к,"|,еРалыРО”ЛеМа‘ ^меются Разные предложения. Например, все природные
В14м мцн ФоРстерит Mg2(SiO4) — фаялит Fe2(SiO4) можно считать еди-
Ралом. А можно, например, изучить статистику встречаемости со-
46 ГЛАВА 4. КЛАССИФИКАЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИНГ'р.
-------------------------------------------------------------------
ставов, выделить наиболее частые из них и принять их в качестве отделЬ|,
минералов в ряду форстерит—фаялит.
Сейчас чаще всего используется следующее формальное правило. В п
двойных изоморфных смесей (твердых растворах) границу между самост^
тельными минералами (минеральными видами) проводят посередине э?
отвечает так называемому правилу 50-и процентов. Оно рекомендова °
Международной минералогической ассоциацией. Например, в изоморфц °
серии форстерита Mg2(SiO4) — фаялита Fe2(SiO4) выделяют два минералыд,
вида — форстерит с составом (Mg,Fe)2(SiO4) и фаялит с составом (Fe
Mg)2(SiO4). Граница между ними соответствует составу (Mgi 0Fe10)x=20(Sio^’
В форстерите Mg преобладает над Fe, в фаялите — наоборот. Преобладающий
элемент записывают в формуле первым. Если известны точные количествен-
ные соотношения изоморфных элементов, в формуле пишутся коэффициен-
ты. Например, для конкретного минерального индивида или для валовой про-
бы минерала формула может быть такой: (Mg1 g5Fe0 25)1=2 ;00(SiO4). Минерал
такого состава относится к минеральному виду форстериту с идеальной фор-
мулой Mg2(SiO4).
Принятое правило распространяется и на более сложные, многокомпонен-
тные твердые растворы. В общем виде это правило следует записать так:
100 %/п, где п — число компонентов. Для двух компонентов имеем: 100 %/2 =
= 50 %; для трех — 100 %/3 = 33,3 %, для четырех — 100 %/4 = 25 %. Так, в слу-
чае трехкомпонентной изоморфной смеси соответственно выделяют три ми-
неральных вида. Средняя точка отвечает равному содержанию каждого их трех
компонентов — 33,3 %. Проиллюстрируем эти правила на примере минера-
лов, называемых гранатами.
Общая формула гранатов имеет вид R32+R23+(SiO4)3. Они кристаллизуются в
кубической сингонии в форме ромбододекаэдров, тетрагон-триоктаэдров,
встречаются в неправильных зернах и в сплошных массах. Цвет гранатов
различный — белый, зеленый, коричневый, малиновый, черный с разными
Уваровит
50%
Андрадит
Ca3Fe2(Si3O|2)
Гроссуляр
Ca3A12(Si3O12)
цС'
Рис. 17. Треугольник состава
которых гранатов (П.Б. Соке-1
О. И. Фарафонова, 1996)-
Поля трех минеральных видов
ны медианами, исходящими из и®
треугольника
. к-\АССИФИКАЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИНЕРАЛОВ 47
---------------------------------------------------------------
Магнезит
Рис. 18. Состав карбонатов Са, Mg, Мп, Fe, (В. И. Павлишин, 1962)
их оттенками; несколько варьирует их плотность, твердость, блеск. Все это
объясняется широкими вариациями химического состава гранатов вслед-
ствие изоморфизма. Возьмем, например, три из них — гроссуляр, андрадит,
уваровит — и изобразим их природные составы на треугольной диаграмме
(рис. 17). Среди гроссуляров и андрадитов есть минералы, любые по соотно-
шению количества железа и алюминия. Они образуют изоморфный ряд мине-
ралов. Граница между гроссуляром и андрадитом лежит в этом ряду посереди-
не, и в нем выделяют два минеральных вида переменного состава, разделен-
ных точкой 50 %.
На практике и особенно часто в учебниках минеральным видам припи-
сывают формулы химически чистых веществ, например для гроссуляра —
3iAl2(SiO4)3, но фактически его конкретные формулы в частных случаях мо-
хСг Т’ К пРимеРУ> такими: Са3(А1( 90Feo.05Croo5)x=2.oo(Si04)3, Ca3(Al1.50Fe0.4oX
Во'11 s=200^^’^4b, Са3(А1[ O2Feo97CroOI)5;=2oo (SiO4)3.
Ческ- пРеделах изменения химического состава гранатов их кристалли-
вари.1Я с’груктура не меняется. Во внимание не принимается то, что за счет
ТоРЫе ИИ В числе атомов железа, алюминия, хрома несколько меняются неко-
атоМовМеЖПЛОСКОСТНЬ1е Расстояния, местами смешаются позиции конкретных
Искажа* ИЗменяются характер и сила химической связи между ними, иногда
кРистапГСЯ степень симметричности структуры. Но главное — топология их
Сост ческ°а решетки остается неизменной.
18), его ВЬ1 четь1Рехкомпонентных минералов изображаются в тетраэдрах (рис.
Кажлого СРедняя точка (центр тяжести тетраэдра) отвечает 25 % содержанию
Ма,*п1я к°Мпонента. В качестве примера рассмотрим карбонаты кальция,
^oxp^13^1143 и железа, соответственно кальцит СаСО3, магнезит MgCO3,
Ит МпСО3, сидерит FeCO3. Кроме того, существуют двойные соли —
48 ГЛАВА 4. КЛ АССИФИК АЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИНЕРд
------------------------------------------------------------------ЛДЦ;
доломит CaMg(CO3)2 и гунтит CaMg3(CO3)4. Границы между минералу
видами среди этих минералов проведем по точке 50 % в непрерывных изом1
фных рядах кальцит — родохрозит, сидерит — магнезит (см. рис. 18)
кальцит — магнезит прерывистый, каждая здесь область составов отве^
самостоятельному минералу со своей структурой (т.е. минеральному виду^1
это доломит и гунтит. Кутнагорит тоже имеет свою особую структуру. ' "
Химические, структурные, химико-структурные
разновидности минеральных видов
В пределах минерального вида можно выделять разновидности по хими
ческому составу и структурным особенностям. Как следствие этих различий
минералы могут отличаться по своим физическим свойствам, морфологии
кристаллов и т.п.
Химические разновидности. Химическими разновидностями условимся на-
зывать минералы данного минерального вида, но отличающиеся друг от друга
некоторыми отклонениями состава от его идеальной (предельной) химиче-
ской формулы. Так, например, среди гранатов для гроссуляра можно выде-
лить железистые и хромсодержащие разновидности, для доломита известны
его железистые разновидности и т.д.
В изоморфной группе минералов обнаружены индивиды двух составов:
(А<).4В().зС()3)у=1о(Х03) и (А()4 B()3C()3)z= 1()(Y()6Xo4)z= к)О3. Первый должен рас-
сматриваться как химическая разновидность минерала А(ХО3), второй — ми-
нерала A(YO3). Правило здесь простое: принадлежность минерала определяет-
ся по преобладающим химическим элементам в его составе.
Конечно, надо понимать, что если минерал способен менять свой природ-
ный состав от а до b и с, то это вещество переменного состава есть единый
объект природы. Разделение его на минеральные виды — искусственный при-
ем. Однако он удобен, нагляден и широко употребим при описании химичес-
кого состава горных пород, руд и минералов.
Структурными разновидностями назовем топологически близкие полимор-
фы данного минерального вида, но отличающиеся некоторыми особенности
ми их структуры. Самый простой пример — правый и левый кварц. Их стрУ*
туры топологически подобны друг другу, но относятся к разным группам сим
метрии. Это две структурные разновидности одного и того же минерально
вида «кварц». Более того, кристаллическая решетка кварца в условиях меха
ческих деформаций искажается, приобретает иную симметрию, у зерен П
ляются явно аномальные оптические свойства. Они тоже являются струю^
ными разновидностями внутри минерального вида «кварц». То же самое о
сится и к анальциму, который кристаллизуется в кубической, тетрагональн
ромбической, тригональной и триклинной сингонии, что обусловлено Ра3
степенью упорядоченности в расселении Si и А1 в структуре минерала. f
Минерал кубической сингонии гроссуляр Ca3Al2(SiO4)3 относится к
граната. Было отмечено, что известны его химические разновидности,
ному обогащенные Fe3+, это отражено в формуле Ca3(AI,Fe)L=2(SiO4)3- *а
4 КЛАССИФИКАЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИНЕРАЛОВ 49
что симметрия кристаллической решетки гроссуляра при ростовых
цзвеС н1’чесКИХ деформациях аномально отклоняется от идеальной кубиче-
и 1И.еХа пИ этом возникают модификации минерала тетрагональной, ромбиче-
сК0“ 'илИ триклинной сингонии. Они трактуются как структурные разновид-
минерального вида «гроссуляр».
Н° К структУРнь1М разновидностям одного минерального вида относятся ми-
ы различающиеся степенью упорядоченности расселения атомов в
нера туре. Например, калиевые полевые шпаты микроклин, ортоклаз, сани-
стр^ имеют общий состав K(AlSi3O8), топологически идентичные структуры,
^различаются характером расселения А1, что приводит к их разной синго-
Н° Санидин и ортоклаз моноклинные С/Ъп, микроклин — триклинный СТ.
Их относят к трем разным структурным разновидностям одного минерального
даа «калиевый полевой шпат».
Химико-структурные разновидности. Известны случаи изоморфизма, со-
провождающиеся образованием так называемых твердых растворов второго
рода, — в минерале появляются вакансии или примесные атомы входят в свои
особые структурные позиции, которые не заняты в минерале идеального со-
става. Примером первого случая является вхождение 1п3+ в сфалерит и появ-
ление дырочных вакансий в его структуре (см. табл. 1). Второй случай типи-
чен для минералов с неплотными кристаллическими структурами. Например,
амфибол тремолит □Ca2Mg5(Si8O22)(OH)2 всегда имеет в своей структуре сво-
бодные вакантные позиции. Они обозначены в формуле как □. Их может
частично занять Na+ по схеме изоморфизма □ + Са2+ «- Na+ + Na+. Натрий рас-
селяется по позициям кальция и занимает свои особые новые позиции □. Так
возникает химико-структурная разновидность тремолита, обогащенная натри-
ем.
Названия минералов
Громадное большинство используемых сейчас названий минералов сложи-
сь исторически. Почти всегда они случайны по отношению к современной
ПоЙКТ°вке сУШностн минеральных видов. Есть названия, данные минералам
Жан° 2твенным именам и фамилиям (биотит — в честь французского физика
а атиста Биота, 1774—1862, открывшего в кристаллах оптическую дву-
на уСТЬ)’ По геогРафическим наименованиям (ильменит — от Ильменских гор
по фи^е’ мУсковит, вернее было бы московит, — от древнего «Московия»);
°4hos J14eCKHM свойствам (ортоклаз — прямо растрескивающийся, от греч.
’Щмич Прям°й и klasis — разлом, трещина; альбит от лат. albus — белый); по
ЕсщСК°Му СОСтавУ (куприт от лат. cuprum — медь).
химии п рассматРивать минералы как химические вещества, в минералогии и
и те хе ЛЖна бы быть единая классификация химических соединений, одни
ПринцИпИХ на3вания. Однако в неорганической химии кристаллохимические
Мн°Ч1х г * Систематики веществ развиты слабее, чем в минералогии, а для
*а;||>бит» ЛИкатов используются их минералогические названия (например,
Для вещества NaAlSi3O8 и т.п.). Очевидно, что только обоюдное
50 ГЛАВА 4. КЛАССИФИКАЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИНЕРДд
сближение основ химической и минералогической систематик позволит вы
ботать единую номенклатуру химических соединений. В ней строгие наи^'
нования минералов почти обязательно не будут однословными. е'
С точки зрения химика минералы барит Ba(SO4) и циркон Zr(SiO4) дОДж
бы называться сернокислым барием и соответственно ортокремниевокис Ь|
цирконием. Разработка рациональной химической номенклатуры минера^
— дело будущего. 06
Принято давать самостоятельные названия только минеральным видам
Ревизия на этой основе старой терминологии была проведена в 1980
2000-е гг. Она дала возможность официально отвергнуть громадное множесГ
во терминов.
В настоящем учебнике мы предпочитаем использовать те названия мине-
ралов, которые относятся к минеральным видам. Вообще же в литературе
вполне допустимо использовать названия разновидностей минералов. Напри-
мер, вполне уместны термины «рубин» и «сапфир» там, где нужно показать в
тексте особость этих разновидностей корунда. Точно так же сохранены терми-
ны «санидин», «ортоклаз» и «микроклин» для трех структурных разновиднос-
тейкалиевого полевого шпата. ВрекомендацияхМеждународнойминералогиче-
ской ассоциации отмечено, что сейчас бесперспективно пытаться изъять эти
три всеобще употребляемых термина из геологической литературы.
В научной литературе и на практике вполне допустимо использование над-
видовых названий, если нет возможности точно указать минеральный вид или
нет в этом необходимости. Например, называя минерал турмалином, верно
идентифицируют его сущность; следующим (уточняющим) шагом будет ис-
пользование видовых названий шерл, эльбаит, дравит и т.п., если видовая
принадлежность турмалина определена. Название «биотит» относят к зелено-
черной богатой железом триоктаэдрической слюде переменного состава, варь-
ирующего в некоторых строго определенных рамках. Однако самостоятельного
минерального вида «биотит» в современной классификации нет. Поэтому со-
став слюды, верно называемой биотитом, должен быть исследован; в результа-
те ей можно будет приписать название соответствующего минерального вида.
Называя и описывая в литературе синтетические и технические вещества —
аналоги природных минералов, необходимо следовать правилам Международ*
ной минералогической ассоциации. Они ясны из следующих примеров: «ко*
рунд», «рубин», синтетический корунд, синтетический рубин, корунд (сиять
рубин (синт.), А12О3 (синт.). Искусственное вещество А12О3 нельзя именовать
просто корундом или рубином. Это правило не очень любят — оно показыва
ет реальную сущность камня, якобы природного и драгоценного.
Классификация минералов
В учебниках минералогии обычно даются специально сокращенные кла
сификации минералов. В России последняя из них дана А. В. Мидовский
О.В.Кононовым (1982). В настоящем учебнике все множество минералов^,
химическому принципу разбито на типы, которые подразделены по этому
КЛАССИФИКАЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИНЕРАЛОВ 5)
р\ДВЛ^__--—1------
Таблица 6. Классификация минералов
№ п/п Группа Минерал Формула Сингония
' Тип I. ПРОСТЫЕ ВЕЩЕСТВА КЛАСС 1. МЕТАЛЛЫ
1 2 3 Меди Медь Си Куб.
Серебро Ag Куб.
Золото Аи Куб.
4 Железа Железо Fe Куб., Imim
5 6 Платины Платина Pt Куб.
Осмий Os Гекс.
7 Иридий Ir Куб.
КЛАСС 2. ПОЛУМЕТАЛЛЫ
8 Мышьяка Мышьяк As Триг.
9 Висмут Bi Триг.
КЛАСС 3. НЕМЕТАЛЛЫ
10 11 Серы Сера S-a Ромб.
Розицкит S-у Мон.
12 13 14 Углерода Алмаз C Куб.
Лонсдейлит c Гекс., Pf^/mmc
Графит c Гекс., Ptymmc
КЛАСС 4. ИНТЕРМЕТАЛЛИДЫ
13 16 -—— 17 Изоферроцда- ТИНЫ Изоферро пла- тана Pt3Fe Куб.
Тетраферропла- тана PtFe Тетр.
Ферроникельпла- тана Pt2FeNi Тетр.
18 Тип II. СЕРНИСТЫЕ < ()! . КЛАСС 1. ПРОС Подкласс 1 (координ Il f НЕНИЯ И ИХ АНАЛОГИ ТЫЕ СУЛЬФИДЫ ационной структуры)
^Козина Халькозин Cu2S Мон.
52 ГЛАВА 4. КЛАССИФИКАЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МПНЕРДд^
Продолжение табл
№ п/п Группа Минерал Формула Сингония
19 Аргентита Аргентит Ag2S Куб^
20 Акантит A&S Моть "
21 Галенита Галенит PbS Куб.
22 Алабандин MnS Куб.
23 Сфалерита Сфалерит ZnS Куб.
24 Пирротина Троилит FeS —-— Гекс.
25 Пирротин Fe]_xS Мон.
26 Никелин NiAs Гекс.
Подкласс 2 (цепочечной структуры)
27 Миллерита Миллерит NiS Триг.
28 Киновари Киноварь HgS Трит.
29 Стибнита Стибнит Sb2S3 Мон.
30 Висмутин Bi2S3 Мон.
Подкласс 3 (слоистой структуры)
31 Аурипигмента Аурипигмент As2S3 Ромб.
32 Молибденита Молибденит MoS2 Гекс.
Подкласс 4 (кольцевой структуры)
33 Реальгара Реальгар AS4S4 Мон.
КЛАСС 2. СЛОЖНЫЕ СУЛЬФИДЫ Подкласс 1 (координационной структуры) .
34 Пентландита Пентландит FesNiaSg Куб. ,
35 Талнахита Талнахит Cu9FesSI6 Куб-^_,
36 Халькопирита Халькопирит CuFeS2 Тетр-^^,
37 Станнин Cu2FeSnS4 Tctjx__^,
38 Борнита Борнит Cu5FeS4 Куб^^
39 Грейгита Грейгит FeFe2S4 Куб^
Подкласс 2 (слоистой структуры)
40 Ковеллина Ковеллин Cu+2Cu2+S(S2) reKC^J
Продолжение табл. 6
К^ССИФИКАЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИНЕРАЛОВ 53
Н' n/n 41 42 43 44 45 Группа Минерал Формула Сингония
КЛАСС 3. СУЛЬФОСОЛИ Подкласс 1 (островной структуры)
Прустита Прустит Ag3(AsS3) Триг.
Пираргирит Ag3(SbS3) Триг.
Энаргита Энаргит Cu3(AsS4) Ромб.
Тетраэдрита (блёклых руд) Теннантит Cu12(AsS3)4S Куб.
Тетраэдрит Cul2(SbS3)4S Куб.
46 Полибазита Полибазит Agi6($b2Sn) Мон.
Подкласс 2 (цепочечной структуры)
47 Джемсонита Джемсонит Pb4Fe(Sb3S7)2 Мон.
48 Буланжерита Буланжерит Pb5(Sb2S4)2S3 Мон.
КЛАСС 4. ПЕРСУЛЬФИДЫ И ИХ АНАЛОГИ
49 50 51 Пирита Пирит Fe(S2) Куб.
Кобальтин Co(AsS) Куб.
Герсдорфит Ni(AsS) Куб.
52 53 54 55 56 —-—. 57 58 59 60 6| 62 Марказита Марказит Fe(S2) Ромб.
Арсенопирит Fe(AsS) Ромб.
Лёллингит Fe(As2) Ромб.
Раммельсбергит Ni(As2) Ромб.
Скуттерудита Скуттерудит Co4(As4)3 Куб.
Н икельскуттеру- дит Ni4(As4)3 Куб.
Тип III. КИСЛОРОДНЫЕ СОЕДИНЕНИЯ КЛАСС 1. ПРОСТЫЕ ОКСИДЫ
^Кда Лёд H2O Гекс.
^^Уприта Куприт Cu2O Куб.
Л^^Риклаза К°РУнда Периклаз MgO Куб.
Корунд A12O3 Триг.
Гематит Fe2O3 Триг.
54 ГЛАВА 4. КЛАССИФИКАЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННСХЗТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИРЩрд^
Продолжение
№ п/п Группа Минерал Формула Сингония
63 Уранинита Уранинит ио2 Куб. '
64 Кварца Кварц-сс SiO2 ТРИг.Грз^? Р3,21 ’
65 Кварц-р SiO2 Гекс., Р6222. F6422
66 Тридимит-а SiO2 —- Ромб.
67 Тридимит-р SiO2 —- Гекс.
68 Кристобалит-а SiO2 Тетр., />4,2,2
69 Кристобалит-р SiO^» Куб.
70 Коэсит SiO2 Мон.
71 Стишовит SiO2 Тетр.
72 Рутила Рутил TiO2 Тетр.
73 Анатаз TiO2 Тетр.
74 Брукит TiO2 Ромб.
75 Касситерит SnO2 Тетр.
76 Пиролюзит MnO2 Тетр.
77 Рамсделлиит MnO2 Ромб.
КЛАСС 2. СЛОЖНЫЕ ОКСИДЫ
78 Ильменита Ильменит FeTiO3 Триг.
79 Гейкилит MgTiO3 Трш _
80 Пирофанит MnTiO3 Трип_^,
81 Браунита Браунит MnMnO3 (упрощенно, без Si) Тетр-
82 Шпинели Шпинель MgAl2O4 Куб^^,
83 Герцинит FeAl2O4 Куб- ^.
84 Ганит ZnAl2O4 Куб. ^.
85 Магнетит FeFe2O4 Куб. ^,
86 Хромит FeCr2O4 Куб- -
87 Магнезиохромит MgCr2O4 Куб-_^
Продолжение табл. 6
КЛАССИФИКАЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИНЕРАЛОВ 55
-— --------- •
Минерал Формула Сингония
К* п/п 88 89 90 91 92 Группа
Гаусманита Гаусманит МпМп2О4 Тетр.
Хризоберилла Хризоберилл ВеА12О4 Ромб.
Перовскита Перовскит CaTiO3 Ромб.
Луешит NaNbO3 Мон.
Лопарит (Nafl 5Ce(li5)TiO3 Ромб.
93 Эшинита Эшинит CeTiNbO6 Ромб.
94 95 Пирохлора Пирохлор NaCaNb2O6F Куб.
Микролит NaCaTa2O(,(OH) Куб.
96 97 Колумбита Колумбит-(Ре) FeNb2O6 Ромб.
Танталит-(Ре) FeTa2O6 Ромб.
98 Самарскита Самарскит YNbO4 Мон.
99 Вольфрамита Гюбнерит MnWO4 Мон.
100 Ферберит FeWO4 Мон.
101 102 Романешита Романешит (Ba- H2O)(Mn3+- Mn2+)5OI() Мон.
Тодорокит Mn2+Mn3+O7- H2O Мон.
КЛАСС 3. ГИДРОКСИДЫ
103 Г идроксидов магния Брусит Mg(OH)2 Триг.
104 105 106 107 108 Гидроксидов алюминия Гиббсит A1(OH)3 Мон.
Бёмит AIO(OH) Ромб.
Диаспор HA1O2 Ромб.
Гидроксидов «слеза Гётит HFeO2 Ромб.
Лепидокрокит FeO(OH) Ромб.
109 Ио U1 И2 Гидроксидов МаРганца Пирохроит Mn(OH)2 Триг.
Манганит MnO(OH) Мон.
Гроутит MnO(OH) Ромб.
Асболан (Co,Ni)Mn2O4(OH)2 лН2О Гекс.
56 ГЛАВА 4. КЛАССИФИКАЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ М1ЩЕт>
------------------------------------------------------------------
Продолжение пае
№ п/п Группа Минерал Формула —— Синтону
КЛАСС 4. СИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ (алюмосиликаты, боросиликаты, бериллосиликат феррисиликаты) ’ Подкласс 1 (островной структуры)
113 Оливина Форстерит Mg2(SiO4) Ромб.
114 Фаялит Fe2(SiO4) Ромб.
115 Тефроит Mn2(SiO4) Ромб.
116 Монтичеллит CaMg(SiO4) Ромб.
117 Фенакита Фенакит Be2(SiO4) Триг.
118 Виллемит Zn2(SiO4) Триг.
119 Циркона Циркон Zr(SiO4) Тетр.
120 Торит Th(SiO4) Тетр.
121 Коффинит U(SiO4) Тетр.
122 Граната Пироп Mg3Al2(SiO4)3 Куб.
123 Альмандин Fe3Al2(SiO4)3 Куб.
124 Спессартин Mn3Al2(SiO4)3 Куб. __
125 Гроссуляр Ca3Al2(SiO4)3 Куб.
126 Андрадит Ca3Fe2(SiO4)3 Куб. •—
127 Уваровит Ca3Cr2( 81(1)4)3 Куб.
128 Шорломит Ca3Ti2(Fe2+Si)Ol2 Куб-^
129 Кнорингит Mg3Cr2(SiO4)3 Куб.
130 Гумита Норбергит Mg3(SiO4)F2 Ромб^^
131 Хондродит M&(SiO4)2F2 Мон-^^
132 Гумит Mg7(SiO4)3F2 Ромб^^.
133 Клиногумит Mg9(SiO4)4F2
134 Кианита Кианит Al2(SiO4)O Трикя^^-
135 Андалузит AlAl(SiO4)O Ромб^^
136 Силлиманит Al(AlSiOs) _РоМб-^^--
137 Ставролита Ставролит FeA14(SiO4hO2(OH)2 Ромб^>
КЛАССИФИКАЦИЯ- РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИНЕРАЛОВ 57
------—-------------------------------------------------------
Продолжение табл. 6
№ п/п Тзь ТзГ 140 Группа Минерал Формула Сингония
Топаза Топаз Al2(SiO4)F2 Ромб.
Титанита Титанит CaTi(SiO4)O Трикл.
Хлоритоида Хлоритоид FeAl2(SiO4)O(OH)2 Мон.
141 142 мз_ 144 Везувиана Везувиан Cat9Alt0Mg3(SiO4)l()(Si2O7)4x x(OH)l0 Тетр.
Цоизита Цоизит Ca2Al3(SiO4)(Si2O7)O(OH) Ромб.
Эпидота Клиноцоизит Ca2Al3(SiO4)(Si2O7)O(OH) Мон.
Эпидот Ca2(Al2Fe)(SiO4)(Si2O7)Ox x(OH) Мон.
145 Алланит-(Се) (CaCe)(Al2Fe)(SiO4)(Si2O7)x xO(OH) Мон.
146 Пьемонтит Ca2(Al2Mn)(SiO4)(Si2O7)Ox x(OH) Мон.
147 148 Мелилита Акерманит Ca2Mg(Si2O7) Тетр.
Геленит Ca2Al(AlSiO7) Тетр.
149 Мозандрита Мозандрит NaCaCeTi(Si2O7)O2 Трикл.
150 Гемиморфита Гемиморфит Zn4(Si2O7)(OH)2 H2O Ромб.
151 Лампрофил- лита Лампрофиллит N a2Sr2Ti3(Si2O7)2O2F2 Мон.
Подкласс 2 (кольцевой структуры)
152 153 154 155 156 "—. 157 "isiT Берилла Берилл Be3AI2(Si6O,s) Гекс.
Кордиерита Кордиерит Mg2Al3(AlSi5O|8) Ромб.
Диоптаза Диоптаз Cu6(Si6Olfj)-6H2O Триг.
Турмалина Дравит NaMg3AI6(Si6Ol8)(BO3)3x x(OH)4 Триг.
Шерл NaFe32+Al6(Si6Olfj)(BO3)3x x(OH)4 Триг.
Бюргерит NaFerAl^S^CBO^jX xO3F Триг.
Увит CaMg3(Al5Mg)(Si6O|8)x x(B03)3(OH)4 Триг.
58 ГЛАВА 4, КЛАССИФИКАЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИНёРдд^ Продолжение КЛАССИФИКАЦИЯ, распространенность, история ОТКРЫТИЯ МИНЕРАЛОВ 59 ГЛЛ1А_— — Продолжение табл. 6
№ п/п Группа Минерал Формула Сингония № г/п Группа - Минерал Формула Сингония
159 Турмалина Эльбаит Na( Li, .5 Al, 5)Al6(Si60,8) x x(BO3)3(OH)4 ТригГ^" Амфиболов Феррожедрит □Fes2+Al2(Si6Al2O22)(OH)2 Ромб.
Холмквистит □Li2Mg3Al2(Si8O22)(OH)2 Ромб.
160 Эвдиалита Эвдиалит Na,2Caf,Fe2+Zr3(Si3O9)2x x (Si9O24(OH)3)2 Триг. 182 183
Куммингтонит □ Mg7(Si8O22)(OH)2 Мон.
161 Аксинита Аксинит-(Ре) Ca4Fe22+Al4(B2Si8O30)(OH)2 - Трикл. 184 Грюнерит □Fe72+(Si8O22)(OH)2 Мон.
. Подкласс 3 (цепочечной структуры) 185 Тремолит □Ca2Mgs(Si8O22)(OH)2 Мон.
162 Пироксенов Энстатит Mg2(Si2O6) Ромб. 186 Ферроактинолит □Ca2Fe5(Si8O22)(OH)2 Мон.
163 Ферросилит Fe2(Si2O6) Ромб. 187 Эденит □Ca2Mg5(Si7AlO22)(OH)2 Мон.
164 Клиноэнстатит Mg2(Si2O6) Мон. 188 Ферроэденит NaCa2Fe52+(Si7AlO22)(OH)2 Мон.
165 Клиноферроси- лит Fe2(Si2O6) Мон. 189 Гастингсит NaCa2(Fe42+Fe3+)(Si6Al2O22)x x(OH)2 Мон.
166 Диопсвд CaMg(Si2O6) Мон. 190 Чермакит □Ca2(Mg3AlFe3+)(Si6A]2O22)x x(OH)2 Мон.
167 Геденбергит CaFe(Si2O6) Мон.
168 Йохансенит CaMn(Si2O6) Мон. 191 192 Феррочермакит □Ca2(Fe32'AlFe3+)(Si(AI2O22)x x(OH)2 Мон.
169 Жадеит NaAl(Si2O6) Мон. Ферричермакит □Ca2(Mg3Fe23+)(Si6Al2O22)x x(OH)2 Мон.
170 Эгирин NaFe(Si2O6) Мон.
171 Космохлор NaCr(Si2Ofj) Мон. 193 194 Магнезиогорн- блендит □Ca2(Mg4(Al,Fe3+))(Si7AlO22)x x(OH)2 Мон.
172 Сподумен LiAl(Si2O6) Мон.
173 174 Волластонита Волластонит Ca3(Si3O9) Трикл., мои. Феррогорнблен- дит □Ca2(Fe42+(Al,Fe3+))x x (Si7AiO22)(OH)2 Мон.
Трикл. 195 196 197
Пектолит Ca2Na(Si3O8(OH)) Рихтерит Na(CaNa)Mgs(Si8O22) x x(OH)2 Мон.
175 Родонита Родонит CaMn4(Si5O15) Трикл-
176 ! Астрофиллита Астрофиллит KNa2Fe5Mn2Ti2(Si4O12)2x x(OH)7 Трикл- Феррорихтерит Na(CaNa)Fe2+(Si8O22) x x(OH)2 Мон.
Подкласс 4 (ленточной структуры) — Винчит □(CaNa)Mg4(Al,Fe3+)x x (Si8O22)(OH)2 Мон.
177 Чароита Чароит K5Ca,(Si<,Ol5)2(Si2O7)(Si4O9)x x(OH, F) иН2О Мон- 198 199 '"1
Ферровинчит □(CaNa)Fe42+(Al,Fe3+) x x (Si8O22)(OH)2 Мон.
17R Амфиболов Антофи лл ит □Mg7(Si8O22)(OH)2 Ромб-^.
179 Ферроантофил- лит □Fe2+(Si8O22)(OH)2 Ромб- Глаукофан □Na2(Mg3Al2)(Si8O22) x x(OH)2 Мон.
180 Жедрит □ Mg5AI2(SitlAI2022)(OH)2 Ромб-^^ Ферроглаукофан □Na2(Fe3+Al2)(Si8O22)x x(OH)2 Мон.
А
60 ГЛАВА 4. КЛАССИФИКАЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МЦц^
Продолжение
№ п/п Группа Минерал Формула Си11'онця
201 Амфиболов Рибекит □Na2(Fe32+Fel+)(SisO22)x х (ОН)2 Мон.
202 Экерманнит NaNa2(Mg4Al)(Si8O22) х х(ОН)2 Мон.
203 Арфведсонит NaFJa2(Fe4+Fe3+)(SigO22) х х(ОН)2 Мон.
Подкласс 5 {слоистой структуры)
204 Каолинита Каолинит Al2(Si2O5)(OH)4 Трикл., Мон.
205 Диккит Al2(Si2Os)(OH)4 ' . Мон.
206 Накрит Al2(Si2Os)(OH)4 Мон.
207 Галлуазит Al2(Si2Os)(OH)4-2H2O Мон.
208 Серпентина Хризотил Mg3(Si2O5)(OH)4 Мон., ромб.
209 Антигорит Mg3(Si2O5)(OH)4 Мон.
210 Лизардит Mg6(Si2O5)2(OH)8 Мон., триг.. гекс.
211 Амезит Mg2Al(AlSiOs)(OH)4 Трикл., триг.. гекс.
212 Гриналит Fe3(Si2Os)(OH)4 Мон.
213 Непуит Ni3(Si2O5)(OH)4 Ромб.
214 Пирофиллита Пирофиллит Al2(Si4O|0)(OH)2 Moh.,JP^5.
215 Талька Тальк Mg3(Si4Ol0)(OH)2 MoH.,JP^i-
216 Смектитов Бейделлит А12(8цО10)(ОН)2 - «H2O Могь_^
217 Нонтронит Fe2(Si4O10)(OH)2//H2O Мон-_^,
218 Сапонит Mg2(Si4Ol0)(OH)2«H2O Мон.
219 Монтмориллонит (Nafl 33- «H2O)Mg3x x (Si3.67AI().33O|(l(OH)2
220 Слюд МоН._^
Подгруппа собственно слюд —Л
221 Мусковит KAl2(AiSi30|o)(OH)2 Мон., ТРИ "
222 Парагонит NaAl2(AlSi3Ol0)(OH)2 MoHjJj^
^ССИФИКАЦКЯ,
РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИНЕРАЛОВ 61
Продолжение табл. 6
J* п/п 2? 'пА 'tS 226 227 228 229 230 Группа Минерал Формула Сингония
Селадонит K(FeJ*Mg)(Si4O1(1)(OH)2 Мон.
Ферроселадонит K(Fe3+ Fe2+)(Si4Ol0)(OH)2 Мон.
Алюминосела- донит K(AlMg)(Si4Ol0)(OH)2 Мон.
Флогопит KMg3(AlSi3Ol0)(OH)2 Мон.
Аннит KFe3(AlSi3Ol0)(OH)2 Мон.
Сидерофиллит K(Fe2Al)(Al2Si2Ol())(OH)2 Мон., триг.
Истонит K(Mg2Al)(Al2Si2O10)(OH)2 Мон.
Тетраферри фло- гопит KMg3(FeSi3Ol())(OH)2 Мон.
231 Тайниолит K(LiMg2)(Si4OI0)F2 Мон.
232 Полилитионит K(Li2AI)(Si4Ol(l)F2 Мон.
233 Трилитионит K(Li1.5Al1.5)(AlSi3O10)F2 Мон.
Подгруппа хрупких слюд
234 235 Маргарит CaAl2(Al2Si2Ol0)(OH)2 Мон.
Клинтонит Ca(Mg2Al)(Al3SiOw)(OH)2 Мон.
Подгруппа слюд с дефицитом межслоевых катионов
236 237 238 239 240 241 2^ 243 2? Иллит f4>.65A12.c)(Alflf,5Si3 35O|0) x x(OH)2 Мон.
Глауконит Ko.8(Fe3|+33Mgo ctXAIo 13Si3 8тО|П) x X (OH)2 Мон.
Вонезит Na0 5(Mg2 5A1os)(AlSi3O|0) x x(OH)2 Мон.
ВсРМикулита Вермикулит (Mg(1 s«H2O)Mg3(AlSi3O|C) x x(OH)2 Мон.
АЛорта ——— Клинохлор (M&Al)(AlSi3Ol0)(OH)g Мон.
Шамозит (Fes2+Al)(AlSi3OI0)(OH)8 Мон.
Пеннантит (MnsAl)(AlSi3O10)(OH)8 Мон.
Нимит (Ni3Mg2Al)(AlSi3O10)(OH)8 Мон.
^^РСКИ^ Палыгорскит Mg5(Si4Ol0)2(OH)2-8H2O Мон.
62 ГЛАВА 4. КЛАССИФИКАЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ MllHEpy
Продолжение
№ п/п Группа Минерал Формула Син,ония
245 Палыгорскита Сепиолит Mg8(Si6O15)2(OH)212H2O МоиГ^
246 Хризоколлы Хризоколла Си4(8ЦО|С)(ОН)4- 4Н2О P^
247 Пренита Пренит Ca2Al(AlSi3O1())(OH)2 Ромб.
248 Датолита Датолит Ca(BSiO4)(OH) Мон.
Подкласс 6 (каркасной структуры) Простые каркасные алюмосиликаты
249 Полевых шпатов Санидин K(AlSi3Og) •—— Мон., Cl/m
250 Ортоклаз K(AlSi3Og) Мон., С2/и
251 Микроклин K(AlSi3O8) Трикл., С1
252 Альбит Na(AlSi3O8) Трикл., С1; мон., С2/т
253 Анортит Ca(Al2Si2O8) Трикл., Л, fl
254 Цельзиан Ba(Al2Si2O8) Мон., /2,/с
255 Данбурита Данбурит Ca( B2S12O8) Ромб.
256 Лейцита Лейцит K(AlSi2O6) Тетр.
257 Нефелина Нефелин Na3K(AlSiO4)4 Гекс.
258 Катьсилит K(AlSiO4) Гекс. -
Каркасные алюмосиликаты с добавочными анионами
259 Скаполита Мариалит Na4(AlSi3O8)3Cl Гетр. „
260 Мейонит Ca4(Al2Si2O8)3(CO3) ТеТР-
261 Канкринита Канкринит Na6Ca2(AlSiO4)6(CO3)2x x3H2O Гекс-
262 Вишневит Na6Ca2(AlSiO4)6(SO4)2x * 3H2O ГеКС.
263 Содалита Содалит Na8(AlSiO4)6Cl2 Kyfr^J
264 Нозеан Na8(AlSiO4)6(SO4)
265 Гаюин NafcCa2(AlSiO4)6(SO4)2 Куб-^
, тфЦКЛПИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИНЕРАЛОВ
---------------------------------------------------------
Продолжение табл. 6
Минерал Формула Сингония
н 266 Группа
Содалита Лазурит Na6Ca2(AlSiO4)6(SO4,S2)2 Куб., ромб., мон., трикл.
ЧА7 Гельвина Гельвин Mn4(BeSiO4)3S Куб.
Водные каркасные алюмосиликаты (цеолиты)
268 269 Гейландита Гейландит Ca(Al2Si7O|g) • 6Н2О (уп- рощенно) Мон.
Стильбит Cao.5Na(Al2Si70|g) • 7Н2О (упрощенно) Мон.
270 271 Натролита Натролит Na2(Al2Si3O1()) • 2HZO Ромб.
Сколецит Ca(Al2Si3O|0) - ЗН2О Ромб.
272 Анальцима Анальцим Na(AlSi2O6) • Н2О Куб.
273 Поллуцит Cs(AlSi3Og) Н2О Куб.
274 Шабазита Шабазит Ca(AlSi2O6)2-6H2O (упро- щенно) Триг.
КЛАСС 5. ФОСФАТЫ, АРСЕНАТЫ, ВАНАДАТЫ
275 Монацита Монацит-(Се) Се(РО4) Тетр.
276 Ксенотима Ксенотим-(У) У(РО4) Мон.
277 278 279 280 281 28£ 283 284 285 2Яь Апатита Апатит-(СаГ) Ca5(PO4)3F Гекс.
Апатит-(СаО) Cas(PO4)3Cl Гекс.
Апатит-(СаОН) Са5(РО4)3(ОН) Гекс.
Апатит-(СаОН)-М Cas(PO4)3(OH) Мон.
Пироморфит Pbs(PO4)3Cl Гекс.
Ванадинит Pb5(VO4)3Cl Гекс.
Миметезит Pb5(AsO4)3Cl Гекс.
Вивианита Вивианит Fe3(PO4)2- 8H2O Мон.
Эритрин Co3(AsO4)2-8H2O Мон.
Аннабергит Ni3(AsO4)2-8H2O Мон.
Скородит Fe(AsO4) • 2H2O Ромб.
64 ГЛАВА 4. КЛАССИФИКАЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИцЕр Продолжение
№ п/п Группа Минерал Формула Сингония
288 Урановых слюдок Торбернит Cu(UO2)2(PO4)2 - 8-12Н2О Тетр.
289 Отенит Ca(UO2)2(PO4)2-8H2O Тетр.
290 Тюямунит Ca(UO2)2(V2O8)-8H2O Ромб.
291 Карнотит K2(UO2)2(V2O8)-3H2O Ромб.
292 Бирюзы Бирюза CuA16(PO4)4(OH)8 • 4H2O Трио.
КЛАСС 6. СУЛЬФАТЫ '
293 Барита Барит Ba(SO4) — Ромб.
294 Целестин Sr(SO4) Ромб.
295 Англезит Pb(SO4) Ромб.
296 Ангидрита Ангидрит Ca(SO4) Ромб.
297 Гипса Гипс Ca(SO4)-2H2O Мон.
298 Тенардита Тенардит Na2(SO4) 10H2O Ромб.
299 Мирабилита Мирабилит Na2(SO4)H2O Мон.
300 Бледита Бледит Na2Mg(SO4)2-4H2O Мон.
301 Квасцов Калиевые квасцы KA1(SO4)2- 12H2O Куб-
302 Алунита Алунит KA13(SO4)2(OH)6 Триг.
303 Ярозит KFe3(SO4)2(OH)fl Три^—
304 Эпсомита Эпсомит Mg(SO4) • 7H2O Ромб. —— 1
305 Мелантерит Fe(SO4) • 7H2O Моя^
КЛАСС 7. ХРОМАТЫ
306 Крокоита Крокоит Pb(CrO4) ^JVIoh-^J
КЛАСС 8. ВОЛЬФРАМАТЫ, МОЛИБДАТЫ
307 Шеелита Шеелит Ca(WO4) Teip
308 Вульфенит Pb(MoO4) ^ТетР^
309 Повеллит Ca(MoO4) ^jTerP^
к ^сС11ФГ1КА1111Я. РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИНЕРАЛОВ
Продолжение табл. 6
J* Группа Минерал Формула Сингония
П/“ КЛАСС 9. БОРАТЫ Подкласс 1 (островной структуры)
ЗЮ ЗП Котоита Котоит Mg3(BO3)2 Ромб.
Гамбергита Гамбергит Ве2(ВО3)(ОН) Ромб.
312 Людвигита Людвигит Mg2Fe(BO3)O2 Ромб.
313 Ссайбелиита Ссайбелиит Mg2(B2O4(OH))(OH) Ромб.
314 Синхалита Сиихалит MgAJ(BO4) Ромб.
Подкласс 2 (кольцевой структуры)
315 Иньоита Иньоит Ca(B3O3(OH)s)-4H2O Мон.
316 Буры Бура (боракс) Na2(B4O5(OH)4)-8H2O Мон.
317 Улексита Улексит CaNa2(B5O6(OH)6) 5H2O Трикл.
Подкласс 3 (ленточной структуры)
318 319 Гцдробора- пита Гидроборапит CaMg(B3O4(OH)3)2- 3H2O Мон.
Колеманит Ca(B3O4(OH)3) • 5H2O Мон.
Подкласс 4 (слоистой структуры)
320 Йохачвдолита Йохачидолит Ca Al (B3O7) Ромб.
Подкласс 5 (каркасной структуры)
321 Борацита Борацит Mg3(B7Ol2)OCl Ромб.
322 ^23 5^ Зй 326 Ь? _ КЛАСС 9. КАРБОНАТЫ
Кальцита л ~— Кальцит Ca(CO3) Триг.
Магнезит Mg(CO3) Триг.
Сидерит Fe(CO3) Триг.
Родохрозит Mn(CO3) Триг.
Смитсонит Zn(CO3) Триг.
S ч Сомита Доломит CaMg(CO3)2 Триг.
Анкерит CaFe(CO3)2 Триг.
Кутнагорит CaMn(CO3)2 Триг.
66 ГЛАВА 4. КЛ АССИФИК АЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИГПЮРНЯ ОТКРЫТИЯ МЩл, — Продолжение та6
№ п/п Группа Минерал Формула Сингонця
330 Арагонита Арагонит Са(СО3) ~~Ромб~^'"
331 Стронцианит Sr(CO3) Рбмб "
332 Витерит Ва(СО3) ~РсмГ'"'
333 Церуссит РЬ(СО3) Ромб. ""
334 Малахита Малахит Си2(СО3)(ОН)2 Мон.
335 Азурит Си3(СО3)2(ОН)2 —-—. Мон.
336 Карбонатов натрия Натрон (сода) Na2(CO3) ЮН2О Мон.
337 Термонатрит Na2(CO3)H2O Мон.
338 Натрит Na2(CO3) Мон.
339 Нахколит Na(CO2OH) Мон.
340 Ниеририта Ниеререит Na2Ca(CO3)2 Ромб.
341 Бастнезита Бастнезит Ce(CO3)F Триг.
КЛАСС 10. НИТРАТЫ
342 Нитратина Нитратин Na(NO3) Триг.
343 Селитры Селитра K(NO3) Ромб. ——-
Тип IV. ГАЛОИДНЫЕ СОЕДИНЕНИЯ КЛАСС 1. ФТОРИДЫ
344 Флюорита Флюорит CaF2 Куб-__
345 Виллиомита Виллиомит NaF Куб-__^
346 Криолита Криолит Na3AlF6 КУ^^.
КЛАСС 2. ХЛОРИДЫ
2Д1 Галита Галит NaCl
348 Сильвин KC1
349 Хлораргирита Хлораргирит AgCl КУ6^/ ром®^-
350 Карналлита Карналлит KMgCl3-6H2O
351 Бишофита Бишофит MgCl2-6H2O ^Мон^
352 Атакамита Атакамит Cu2Cl(OH)3 роМ^Х
,сС11ФИКЛПИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИНЕРАЛОВ ^7
ApA4j^2—---------------------------------------------------------
Продолжение табл 6
г* ц/п зЯ Группа Минерал Формула Сингония
Тип IV. ОРГАНИЧЕСКИЕ СОЕДИНЕНИЯ Подтип 1. Соли органических кислот КЛАСС 1. ОКСАЛАТЫ
Уэвеллита Уэвеллит СаС2О4- Н2О Мон.
КЛАСС 2. АЦЕТАТЫ
354 Хоганита Хоганит Си(СН3СОО)2 - Н2О Мон.
КЛАСС 3. ФОРМИА ТЫ
355 Дашковаита Дашковаит Mg(HCOO)2 2Н2О Мон.
КЛАСС 4. ЦИАНАТЫ
356 Кафегидроци- анита Кафегидроциа- нит (недостаточ- но изучен) KJe(CN)(- ЗН2О
КЛАСС 5. БЕНЗОЛЬНЫЕ СОЛИ
357 Меллита Меллит А12Сб(СОО)6- 16Н2О Тетр.
Подтип 2. Углеводороды .. КЛАСС 1. ПРОСТЫЕ УГЛЕВОДОРОДЫ
358 Карпатита Карпатит С24Н12 Мон.
КЛАСС 2. НАСЫЩЕННЫЕ УГЛЕВОДОРОДЫ
359^ Эвенкита Эвенкит С23Н48 Ромб.
Подтип 3. Окси- и нитроорганические соединения
36о Гуанина Гуанин CSH3(NH2)N4O Мон.
Абелсонита Абелсонит NiC3|H32N4 Трикл.
ЧрИНцр
НеРа-ювПр На классы (табл. 6). Классы разделены уже с учетом структуры ми-
ХиМичес а ПоДклассы. Они разбиты на группы. Это сделано на основе их
*^и*е по ° состава и структуры. В группах объединены минеральные виды.
С1^'к,'пи?ТН°Ц1ению к минеральному виду располагаются разновидности —
Г С|’час 1е’ Химические и др.
^•Лие Известно более 4 000 минеральных видов. В учебнике приняты сле-
I. УЧт^НИчения-
дИСц ОКоло 400 минеральных видов в соответствии с программами
Лет ПЛИн для студентов геологических специальностей университе-
°бучения. Полностью исключены типы минералов, не входящие
68 ГЛАВА 4. КЛАССИФИКАЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИ1Д ”
- --------------------------------------------------------------
в учебные программы: карбиды, силициды, фосфиды, нитриды и углев0
ды — это редчайшие минералы, их в сумме чуть более 20. ДоРо-
2. Подклассы указаны для типа сернистых соединений и их аналогов *’
класса силикатов и их аналогов, а также для боратов. Подклассы у ок ’
карбонатов не приводятся, так как число минералов в каждом из них нев ’
ко, а дробность их классификации по подклассам приводила бы к потере
глядности для студентов перечня нужных им минералов. На'
3. Учтены только самостоятельные минеральные виды. Для них указаны
идеальные формулы. Структурные и химические разновидности минералы/*
видов описываются при необходимости в тексте. 111)1
4. Для редкоземельных минералов принято упрощение. Например, ест
минеральные виды монацит-(Се) и монацит-(Ьа). Для них в классификации ц
во всем тексте учебника используется термин «монацит».
Распространенность минералов разного химического
состава
Числа минеральных видов по их типам и классам приведены на рис. 19, по
классам — на рис. 20 и в табл. 7, а по химическим элементам — в табл. 8.
Неоднородность распределения химических элементов в протопланетном ве-
ществе Солнечной системы предопределила существенную разницу в наборе
минералов, выявленных на внешних и внутренних планетах (рис. 1 цв. вкл.).
Планеты земной труппы. На поверхности Меркурия, Венеры, Марса и на
Луне преобладают обычные земные минералы. На планетах, судя по спектрам
отражения, установлены:
Место
Горная порода, минерал
Fe-, Ti-обогашенные анортозиты
Базальты
Оливиновые габбро-нориты
Н2О — лёд
СО2 — лёд
Магнетит титановый, маггемит, пирротин,
монтмориллонит, нонтронит, оксид железа,
сульфаты и карбонаты Mg
Fe-Ti-обогащенные андезиты - „
„ешест»1
Внешние планеты. Совсем другие природные кристаллические хяОст"
(формально — минералы) выявлены по спектрам отражения на поверхн0сг|'
внешних планет и их спутников. Это S (крист.) и SO3 (крист.) на повер сру
Ио; Н2О (крист.) на поверхности Европы, Ганимеда, Каллисто (все щ!
ники Юпитера), в кольцах Сатурна и на поверхности Ариэля и М V лс
(спутники Урана); СН4 (крист.) на поверхности Плутона; N2 (крист.)
верхности Тритона (спутник Нептуна). Возможно также, что планеты-1"
Планета
Меркурий
Венера
Марс
Поверхность
Поверхность
Поверхность
Полярные шапки
Полярные шапки
Аэрозоль
Поверхность
Рис. 19. Числа минералов по их химическим типам (А. Г. Булах, 1996)
^Рис. 20. Соотношение чисел минералов
разных химических элементов
Таблица 7. Количество минералов по типам и классам (на 2007 г.)
Типы минералов Классы минералов Числа минералов
Простые вещества 107 Самородные металлы и полуметаллы 27
Самородные неметаллы 9
Интерметаллиды 47
Карбиды 9
Силициды 4
Нитриды 6
Фосфиды 5
•и — ТРп 6 СОединения и их анало- ТеллУРиды 640 Сульфиды 437
Селениды 69
Теллуриды 64
Арсениды 43
Стнбниды 22
Висмутиды 5
70 ГЛАВА 4. КЛАССИФИКАЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИ]Я.р
Окончание ~
Типы минералов Классы минералов ^-7 Числа МИНеРалОв
Кислородные соединения 3310 Оксиды ~~343~^
Гидроксиды
Отжаты 1199^1
Фосфаты 431'"^
Арсенаты 269~~'"'
Ванадаты 105
Сульфаты 308 '
Бораты 145
Карбонаты 218
Нитраты 10
Вольфраматы 20
Молибдаты 25
Хроматы 14
Иодаты 10
Иодиты 7
Сульфиты 4
Селенаты 3
Селениты 20
Теллураты 51^.
Арсениты 24^.
Органические соединения 42 Оксалаты 28 >
Другие
Галогенные соединения 169 Фториды 6i>
Хлориды 97/
Бромиды 4^^
Иодиты 7
Всего 4 269*^2^
^ССИ<Ы1КАЦНЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИНЕРАЛОВ 71
----------------------------------------------------------
з небольшого каменного или металлокаменного ядра, окруженного
сост°яТ флюидной и газовой оболочками.
гро'ЫД*1 pjx цдра состоят из тончайшей «пыли» и из частиц льда, диспер-
’ в газе. Этот лёд формально также можно считать минералом.
П1рова дпиты. Около ста минералов обнаружено в составе метеоритов. Глав-
Ш'Тр7Яются оливин, пироксен, плагиоклаз, тэнит, камасит, троилит FeS,
озит (Fe, №)з₽ и графит, а в некоторых специфических углеродистых
" итах — оливин, монтмориллонит, серпентин, хлорит, а также углеро-
'*1' '• аморфное вещество. Из редких специфических минералов разных ме-
3,11' тов не известных на Земле, наиболее оригинальны по составу карлсбер-
Te°PCrN, oc6opHHT TiN, баррингерит (Fe, Ni)2P, добрелит FeCr2S4, ольдгамит
р1 S бренианит Cr3S4, синоит Si2N2O, лавренсит (Fe, Ni)Cl2.
На Земле установлено практически все множество известных сейчас мине-
алов (более 4000). Их число растет ежегодно на 40—60 новых соединений за
счет исследования микрофаз горных пород и руд. Общая масса всего этого
многообразия минералов бесконечно мала по сравнению с массой самой Зем-
ли и относится к ее тончайшей «наружной пленке» — земной коре. Ее мине-
ральный состав до раздела Мохо был подсчитан А.Г. Булахом и А.А.Яро-
шенским на основе цифр распространенности разных горных пород в обо-
лочках земной коры и геофизических данных о мощностях этих оболочек
(табл. 8). Главными минералами в земной коре являются полевые шпаты и
кварц, значительна роль пироксенов и оливина за счет горных пород нижних
зон земной коры (табл. 8, рис. 21).
В целом в земной коре наиболее многочисленны те минералы, в которые
входят кислород и водород, — это основные химические элементы в мире
минералов. Затем числа минералов убывают в такой последовательности: Si,
> a, Fe, S, Al, Na, Mg, Си, Mn, P, As, Pb (табл. 9, рис. 22). Этот ряд чисел лишь
частично совпадает с убыванием кларков химических элементов (рис. 23). Ис-
^ючений много. Они объясняются разными факторами. Во-первых, это сте-
хи.мц?ИМИческо” активнос™ элемента (число минеральных видов больше у
|ески активных элементов), во-вторых — изоморфизм (он уменьшает
72 VhK&K 4. КЛАССИФИКАЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ Кдц,
_____--------------------------------------------------------------------
Таблица 8. Минеральный состав земной коры, об.% (A.Yaroshevsky, A Bulan,
А. Г. Булах, 1996) Ь-19^.
Минералы Средний состав в целом Осадоч- ный слой Гранитно- метамор- фический слой слой
под оке- анами Под к°Нтц. Нснтам),
Полевые шпаты 43,1 17,3 52,2 34,3 45,7
Пироксены 16,5 4,8 3,4 28,5 23,8 ,
Кварц 11,9 18,4 22,5 — 7,6
Оливин 6,4 0,5 0,5 7,6 11,6
Амфиболы 5,1 <0,1 9,8 — 4,7
Слюды 3,1 <0,1 5,6 — 3,3
Глинистые минералы 3,0 32,8 — — ~ 1
Другие силикаты 1,7 0,1 3,7 — 1,2
Карбонаты 2,5 19,2 1,5 — 0,5
Рудные минералы 1,5 0,6 0,7 3,0 1,6
Гидроксиды железа 0,2 2,0 — — —
Сульфаты, хлориды 0,1 1,0 — —
Органические минералы — 0,4 — —
«Вулканическое стекло» — 2,3 — 26,5 —
Другие 4,5 0,4 — — —
Доля от общего объема земной коры, % (до раз- дела Мохо) 100,0 10,4 30,4 17,4 41.s 1
I число самостоятельных минералов). Еще один существенный фактор равномерное распределение химических элементов по горным пород >]( нам и участкам земной коры. Поэтому те химические элементы, котор ь ли бы образовать минерал, не всегда участвуют в одних и тех же геологи и геохимических явлениях и процессах. И еще один фактор — живые ор
ССИФИКАПИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИНЕРАЛОВ 73
-------
" Таблица 9. Числа минералов по химическим элементам
ЭлеМенТ Символ Число минералов Элемент Символ Число минералов
n7 72 Иттрий Y39 81
ДКТИНИ^____ дмоминий Асвд 0 Кадмий Cd4g 17
А1|3 852 Калий К,9 313
Аргон АГ|я 0 Кальций Са2(| 944
Астат Atgs 0 Кислород о8 3481
Барий Ва$б 181 Кобальт Со27 56
Бериллий Ве4 95 Кремний Si к 1240
Бор в5 225 Криптон Ктзб 0
Бром Вг35 6 Ксенон Хе54 0
Ванадий v23 163 Лантан La57 25
Висмут Bi83 188 Литий Li3 87
Водород н, 2494 Лютеций Lu7i 0
Вольфрам w74 37 Магний Mg,2 501
Гадолиний GdM 0 Марганец Mn25 442
Галлий Ga31 3 Медь Cu29 518
Гафний “ —. Hf72 1 Молибден Mo42 37
Гелий He2 0 Мышьяк AS33 467
^В-РМаний Ge32 24 Натрий Nau 684
п..„ H°67 0 Неодим Nd6(1 23
J^-прозий °Убб 1 Неон New 0
^Ропин ^лезо . ! ,|ото 3*Од '^Ч>ОИЙ Eu63 0 Никель Ni28 112
Ee26 784 Ниобий Nb41 70
Au79 30 Олово Sn50 79
^49 9 Осмий O®76 4
I53 25 Палладий Pd46 56
__ if77 13 Платина B^78 26
^70 3 Полоний PO84 0
f т-!
4 КЛАССИФИКАЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИНЕРАЛОВ 75
74 ГЛАВА 4. КЛАССИФИКАЦИЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИн
-------------------------------------------------------------
Окончание
Элемент Символ Число минералов Элемент Символ Число “Тралов
Празеодим РГ59 0 Тантал Та73 48^
Прометий Рш61 0 Теллур Те52 1зГ^
Протактиний Pa9i 0 Тербий ТЬ65
Радий R^ss 0 Технеций Тс43 0
Радон RnS6 0 Титан Ti22 237~~~~
Рений Re75 2 Торий Th90 —--—, 17
Родий Rh45 11 Тулий Tm£9 — 0
Ртуть Hg80 92 Углерод Сб 357
Рубидий Rb37 1 Уран U92 203
Рутений RU44 5 Фосфор Р15 478
Самарий Sm62 1 Франций Fl87 0
Свинец Pb82 402 Фтор f9 240
£елен Se34 98 Хлор ci17 274 __
Сера S16 879 Хром Cr24 72 —
Серебро Ag47 121 Цезий CS55 17 _
Скандий Sc21 10 Церий Ce58
Стронций $r38 95 Цинк Zn3o _J82__
Сурьма Sb51 216 Цирконий Zr40 91
Талий T181 44 Эрбий Er68 0 J
зооо
Число минералов
и
1000
500-
О'
мы. Они провоцируют и осуществляют особые химические процессы, ЧУ^
«мертвой природе». чсрта'
Минеральный состав глубинных зон Земли оценен в общих
А. Е. Рингвудом (1975). Он привел такие цифры:
Оболочка, минерал
Верхняя мантия (от раздела Мохо вниз до 300 км)
Оливин (форстерит)...................................
Ромбический пироксен.................................
Диопсид (омфацит)....................................
Гранат (обогащенный пироповым миналом)...............
Об. %
.5?
.17
.12 ;
J4
3500
Кислородные соединения
2500
2000
1500
Теллураты (51)
Селениты и селеиаты (23)
Хроматы (14)
Вольфраматы (20)
Арсениты (24)
Карбонаты
269
.431
Фосфаты
1199
105
145
^J^308
Сульфаты iiiiii
Висмугиды (5)
Стибниды
(22)
Простые вещества
Нитриды Силициды (4)
КарбиЛ фо<;Фи4ы/Интерметал-
лы(9)\ ' X / лиды (47)
Самородные
неметаллы (9
Самородные металлы
и полуметаллы(27)
Сванадаты
а о г
₽ о о о о
'Арсенаты
ликаты
43
64
69
Сернистые соединения
и их аналоги
Органические Галогенные
105 соединения соединения
343 Йодиды
(7),
Другие (14) Оксалаты >_______
^(28) Хлорид!
Гидроксиды
Оксиди
Сульфиты (4)
Иодаты (10)
Молибдаты (25)
Нитраты (10)
218
Бромиды
(4)
Х^~Л97
Фториды , |
Рис. 22. Числа минералов по классам
u Первая переходная зона (300 — 450 км)
Гранат '1СВаЯ фаза SiMg2O4.........
атовая фаза Mg3(MgSi)(SiO4)3......................
,Пе Вторая переходная зона (450— 660 км)
^"iiiobhT Ms° С0 СТРУКТУРОЙ NaCl......................
Ф>1 > ^^(SiO * * * * ** ** * ** * * *' * * **" *' ° .*.*.
?“;ч (CaFeVQin?^’ С1’ Fe)(A103) со структурой ильменита
Фаза Na(Aisnn 3 С0 структурой перовскита..............
зи4 со структурой шпинели..................
Фаза (Qa Нижняя мантия (660 — 2900 км), оценочно
Ф- 1,1 (Ч> со структурой перовскита..........
‘‘‘a Na(AiSiin С0 структурой вюстита................
7 4 — (Mg, Fe)(Al, Cr, Fe)2O4 («шпинель»)...
.57
43
.29
.22
24
.23
2
.70
.25
5
Рис. 23. Соотношение числа минералов химических элементов и их атомных кларков
в земной коре
Оценки минерального состава глубоких геосфер весьма гипотетичны. Со-
гласно термодинамическим построениям А. Ф. Капустинского (1945, 1956), по
мере нарастания давления с глубиной происходит перестройка внешних элек-
тронных оболочек переходных химических элементов, а потом их деструкция
у большинства элементов. Индивидуальные свойства химических элементен
все более выравниваются с глубиной, а ядро Земли является зоной «нулевого
различия» в свойствах химических элементов. Соответственно вещества в вен
невозможно отождествлять с химическими элементами и минералами земной
поверхности. «Никель» и «железо» в ядре не есть то же, чем в земной коре
являются металлы Ni и Fe.
Подытоживая, можно признать, что главными по своей массе минералам"
(твердыми кристаллическими веществами) Солнечной системы являются •
и Н2О. Доля силикатов и других минералов бесконечно мала по сравнении^
ними, а все множество и многообразие минералов земной коры — это м
сенький мир существования человека. Уникальное количество минералов,
разующихся здесь, определяется особой геохимической обстановкой —
ем кислорода, как главного химического агента процессов образования
ралов в земной коре, а также громадной ролью воды и биоминеральных
ний.
История открытия минералов
Описания минералов, отвечающие современным стандартам, начали ^(,
ликоваться с середины XVIII в. В период с 1819 по 1892 г. вышло мног л
даментальных сводок — Вернера, Хаусманна, Веданта, Брейтгаупта, Г11
С11Ф11КАЦ11Я, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МИНЕРАЛОВ 77
----
Кенготта, Дана, Кокшарова и др. В них дана характеристика
минералов, известных к тому времени.
банного ^VIH в. наибольшее число минералов было открыто на террито-
С конна россии и США. Германия долго была центром горно-рудного
рл«х Гер средоточения лучших минералогических научных школ. Позд-
де ‘-1 11 м я в сИлу значительной изученности ее месторождений отошла на
йее ГерМлаН а главная доля открытий сосредоточились в России и США, где
втоРоИ звИВалось горное дело. Эти две страны, сменяя друг друга в разные
бурН.°остаются лидерами до сих пор.
г°д*’1’ несколько примеров давно известных минералов из России: крокоит,
1тый еще в 1766 г., гроссуляр (1790), хромит (1798), ильменит (1826),
°ТКГццт (1829), уваровит (1832), палыгорскит (1826). Главным районом нахо-
М01 был Урал. В XX в. наибольшее число открытий сделано на месторождени-
ях*Кольского п-ва, Якутии и Норильского горно-рудного района.
С 1775 до начала 1950-х гг. число открытий мало менялось по годам
(рис 24). Всплески хорошо сопоставимы, во-первых, с работой ученых, увле-
кавшихся открытием новых минералов, и, во-вторых, — с публикациями
«Минералогий» и других сводок. Даже появление рентгеновского метода не
дало всплеска в открытии новых минералов. Дело заключается в том, что рен-
тгеновские исследования сосредоточились на познании общих закономернос-
тей строения кристаллических веществ, а это легче всего было сделать для уже
давно известных минералов.
С крутым склоном на графике на рис. 24 (это 1953—1959 гг.) точно совпа-
дают по времени два события. В 1955 г. Д.П. Григорьевым была создана в
СССР и начала работу Комиссия по новым минералам Всесоюзного минера-
логическою общества. С 1959 г. начала действовать такая же комиссия под
руководством М. Флейшера в составе Международной минералогической ас-
социации. Сразу активизировались исследования и установился новый уро-
вень в числе открытий минералов. Всплески 1978 и 1997 гг. приходятся на
ликацию новой и повторно переработанной номенклатуры амфиболов.
Годы первого описания минерала
Рис. 24. Статистика открытий новых минералов по годам
78 ГЛАВА 4. К\ЛСС1|<1>|-1КЛЦНЯ, РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ, ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ МЦц,
Примерно до 1970 г. состав большинства новых минералов изучался
дами старой аналитической химии. Размер зерен составлял п см. с
большинство новых минералов выявляется, изучается и доказывается с п 1
щью электронного микроскопа и микрозондового метода определения их^0
мического состава. Размер их зерен составляет доли сантиметра. В 2006 г
вновь открытых минералов было установлено в зернах менее 0,2 мм, Са
крупные зерна новых минералов 2006 г. имели размеры 5x0,6 см. Буду,^
новых минералов — это микромир. Почти все крупное уже открыто. Щее
Совершенствование физических методов определения состава и структу
веществ рождает принципиальную проблему — какова же размерная границ
той группировки атомов, которую можно трактовать как минерал? Решение
никогда не будет однозначным и неизменным, так как прогресс методов цс.
следования и их чувствительности бесконечен.
Микрогруппировки атомов, микрочастицы, микропленки, кластеры, нано-
объекты, особые группировки атомов внутри кристаллической постройки ми-
нерала — все это есть доминеральные, околоминеральные и внутриминераль
ные формы существования атомов и их комбинаций. С них часто начинается
зарождение кристаллов, они сопровождают их рост. Нельзя исключать их из
мира минералов, но относить к собственно минералам следует очень осторож-
но. Так невозможно, например, считать человеком его эмбрион, но в какой-то
момент он превращается в ребенка. Когда? И также всегда будут идти споры:
когда же кончается процесс зарождения кластера или кристаллита и когда же
начинается жизнь собственно минерала? Какой кластер уже надо считать ми-
нералом? И надо ли считать новым минералом кластер, который явно не об-
ладает и вообще не может обладать физическими и химическими свойствами
>и морфологией веществ из мира «больших» минералов?
Мы не боимся поставить эти вопросы перед студентами, так как эти иссле-
дования -— будущее многих из них.
ГЛАВА 5
КРИСТАЛЛЫ И ИХ АГРЕГАТЫ
В ПРИРОДЕ
Совершенство геометрических очертаний мелких и небольших кристаллов
всегда кажется загадочным неопытному наблюдателю. Менее совершен^™
также удивительны своими размерами кристаллы-гиганты (табл 10) п™
смотревшись к кристаллам одного и того же минерала мы быстро заме' А
чго все они оглинакяси друг „ друга по особенном е^ей м^о™ и
размеру. Бросается в глаза, что минералы хорошо окристаллизованы чаще
всего в полостях, трещинах, вулканических миндалинах, т.е. в свободном про-
странстве. Но и здесь хорошо огранены только их свободно росшие, не стес-
ненные соседями, части. Зерна минералов в плотных агрегатах — в граните,
руде, мраморе — это тоже кристаллы, но без геометрически правильной их
огранки.
Таблица 10. Примеры гигантских кристаллов
Минерал Размеры, масса Место обнаружения
Медь — 420 т(сросток) США
Серебро 1350 кг (сросток) США
Золото 153 кг Чили
Алмаз 621 г, 3 106 карат ЮАР
__Сера^ 14 х 13 х 4 см Италия
Сфалерит 7 см Македония
,аДснит 25 см Великобритания
^^нит 60 см Япония
^Ирит 50 см Греция
^оорит 1 ——— 2 м США
Г^^инель 5,1 кг Таджикистан
80 ГЛАВА 5. КРИСТАЛЛЫ II ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИРОДЕ
Окончание
Минерал Размеры, масса — Место обнаружзд^
Корунд 152 кг —1 ЮАР '
Сапфир 240 г Шри-Ланка
Кварц 70 т Казахстан
Колумбит 1 т США
Кальцит 6 х 2 м Исландия
Гипс 8 х 3 м Чили
Гранат 1 т — Норвегия
Циркон 7 кг Канада
Топаз 270 кг Бразилия
Берилл 18 х 3 м; 380 т Мадагаскар
Турмалин 2,7 м США
Сподумен 15,7 м США
Мусковит 9 х 2,3 х 9,9 м Канада
Калиевый полевой шпат 10 м Норвегия
Изумруд 20 х 20 см Россия
Шеелит 10 х 10 см Россия _______
। Типы зарождения кристаллов в природе
I
Кристаллы зарождаются и растут при достижении некоторого разного
]различных химических соединений критического пересыщения среДь’
ществом будущих кристаллов. В природе оно может достигаться, наПР^((дь-
за счет испарения растворителя. Так, в естественных условиях галит. ..
рин, гипс, сидерит, ангидрит и другие природные соли нередко крио |Я
зуются при испарении рассолов в озерах и морских лагунах. Кристалл
может начаться в результате понижения температуры (простые прим .
кристаллизация льда, остывание и раскристаллизация глубинных ма
чсских расплавов и т.д.) или изменения давления. Именно так в нек°
ГЛАВА 5. КРИСТАЛЛЫ И ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИРОДЕ gj
случай зарождения позднего кварца только на опре-
рцс. пянях призматического его более раннего кристалла
деленНь1Х гр (Г. Г.Леммлейн, 1937)
овЫХ месторождениях образуется халцедон — это
вольФРазакрИСТаллизовавшаяся при резком спаде давле-
быстр° ьГгОКрИСТаллиЧеская разновидность кварца. Нако-
н"я ^металлизация может начаться в результате хими-
HeU ихреакций. Так, при фильтрации через граниты пере-
ЧеСК IX водных растворов магматического происхождения
Г₽С свые шпаты вступают в химические реакции с раство-
ми В результате на месте полевых шпатов выкристалли-
зовывается зернисто-чешуйчатый агрегат мусковита и
кварца (грейзен).
Во всех случаях зарождение кристаллов происходит са-
мопроизвольно во всем объеме раствора (расплава, твердой
фазы) либо на затравках. Яркий пример первого типа за-
рождения кристаллов — явление раскристаллизации вулка-
нической лавы. При этом во всем объеме лавы начинают
расти вкрапленники полевых шпатов, кварца и прочих ми-
нералов. Другой пример — перекристаллизация металлов и
сплавов при их старении. Она начинается в разных точках
в твердой фазе.
Пример второго типа самопроизвольного зарождения
кристаллов — это начало их роста на зернах и кристаллах
разных минералов и на их обломках. Такое зарождение новых кристаллов на
затравках широко распространено в природе. Нередко подложка оказывает
воздействие на процесс зарождения. Новое вещество нарастает только на оп-
" генные грани или ребра кристаллов субстрата (рис. 25). В других случаях
°РиентиРУющее воздействие. Кристаллы полевого шпата в неко-
жилах прирастают к стенке трешин только своими одинаковыми вер-
кристаллов на
—тированное нарастание кристаллов полевого шпата (белое) на стенках
трещин в горной породе (В. Б. Чесноков, 1956)
82 ГЛАВА 5. КРИСТАЛЛЫ И ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИРОДЕ
шинами (рис. 26). Известен случай ориентирования нарастания на кри
барита мельчайших тетраэдров халькопирита. Та^
Особый тип зарождения кристаллов в природе — микробиологии
Например, зарождение кристаллов серы внутри клеток тионово-кислых^'
терий в ходе их жизнедеятельности. Эти кристаллики ультрамикроско
ского размера из клеток переходят наружу, в раствор. Они постепенно гПИЧе'
няются друг с другом в более крупные стяжения, затем происходит их соб 4И'
тельная перекристаллизация. Известны и другие случаи микробиологичес РЭ"
зарождения кристаллов. г°
Модели роста кристаллов
Рассмотрим главные теоретические модели роста кристаллов после их за
рождения.
Модель послойного совершенного роста кристаллов. Частицы присоединя-
ются к растущему кристаллу и закрепляются на нем, если при этом происхо-
дит выделение энергии. По расчетам В.Косселя и И.Странского, присоедине-
ние частицы к разным точкам поверхности кристалла сопровождается разным
выигрышем энергии. Согласно их данным, выгоднее всего присоединение
частицы к входящим углам на поверхности кристалла (рис. 27, позиция .?).
Поэтому быстрее всего на кристаллах дорастают плоские сетки — кристаллы
как бы растут слоями, которые быстро движутся по их поверхности до границ
кристалла. Модель послойного роста кристаллов хорошо объясняет их плос-
когранность, но не дает ответа на вопрос: почему кристаллы, став плоско-
гранными, все же продолжают расти? Расчеты показывают, что для того что-
бы следующие частицы осели на идеально плоскогранный кристалл и образо-
вали на нем новые слои роста, необходимо громадное пересыщение вещества.
Эти теоретически рассчитываемые пересыщения намного больше тех концен-
траций веществ, при которых кристаллы все-таки растут в лабораториях и,
видимо, в природе. Объяснение этому кажущемуся противоречию дает модель
роста кристаллов за счет их дефектности.
Модель послойного роста за счет деф£К
тов в кристаллах. Дефектами называют
нарушения обычной для идеального кР'
талла однородности его строения. Cji
ные процессы изоморфизма и адсор
онные явления на поверхностях растуш
Рис. 27. Разные варианты перехода стр т3.т
ных частиц на поверхность растущего кР ^i-
ла. Наиболее прочно положение частив в
ции 3, наименее — в позициях I,
ГЛАВА 5. КРИСТАЛЛЫ II ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИРОДЕ g3
Рис. 28. Типы точечных дефектов в кристаллах
кристалла приводят к дефектности его строения — точечной, линейной и
объемной.
Точечные дефекты вызываются в первую очередь изоморфным замещением.
Атом (ион) изоморфной примеси в узле кристаллической решетки, появление
межузельных атомов, отсутствие частиц в некоторых узлах, остающихся вакан-
тными (рис. 28), — все это нарушает регулярность строения кристалла и су-
щественно влияет на его рост — каждый точечный дефект может оказаться
т°лее выгодным для присоединения здесь частицы следующего слоя на крис-
инейные краевые дислокации могут возникнуть, например, при изменении
сей И1еских Условий роста кристаллов, когда содержание изоморфных приме-
те п- вн^тРенней зоне и внешней части кристалла различается. Из-за разно-
Разлц.МеРа частиц Расстояния между одними и теми же плоскими сетками
вревра •* В° внУ"гРенней и внешней зонах кристалла, а часть плоских сеток
и есть к ается в полуплоскости (Б на рис. 29, а). Граница этой полуплоскости
Частиц Р еВая лислокация, она является местом облегченного присоединения
Винт РЯС1УЩемУ кристаллу.
Ла. Это < Ые °ислокачии играют наиболее существенную роль в росте кристал-
По'РазномКР^4еННЫе ПО СП1,Рали плоские сетки (рис. 29, б). Они образуются
"* ^Ристд? НапРимеР, они могут возникнуть при механических деформаци-
|В,Оским ЛОВ’ Друрой способ образования — «огибание» разрастающимися
1,! 11,1,0 к сетками осевших на грань частиц и молекул, чужеродных по отно-
1 4 <«ступР11СТаЛЛУ' ^а винтовых дислокациях входящий угол спирального
р',11е°единееНЬКа винтовой лестницы») является местом наиболее выгодного
Э ₽ЦсгУ1це НИЯ частиц к кристаллу, а поскольку входящий угол — ступенька
спиральном слое, зарастая, все время сохраняется и движется по
- Т "F 1
84 ГЛАВА 5. КРИСТАЛЛЫ И ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИРОДЕ
Рис. 29. Схема реального строения кристаллической решетки (а) с точечными дефек
тами (В, Г), краевой (Б) и винтовой (Л) дислокациями. За счет винтовой дислокации
на поверхности кристалла всегда имеется «ступенька», к которой легче всего присоеди-
няются частицы растущего кристалла (6)
Таблица 11. Скорость роста природных кристаллов
(Все первичные цифры пересчитаны на время гипотетического разрастания
кристалла на 1 см)
Минерал Место Время Исследователи
Пироксен Базальтовый расплав 2,5—6 ч А. А. Леонтьев
Гематит Трещины в лаве, влк. Везувий 5ч А. Брейтгаупт
Оливин Базальтовый расплав 8—56 ч А.А.Леонтьев
Плагиоклаз Базальтовый расплав 8-12 ч А. А. Леонтьев
Галит Соляные озера 50 ч Д.П. Григорьев, А. Г. Жабин
Галит Соляные озера (При- каспий) Несколько дней М.Г.Валяшко
Сильвин Соляные озера Несколько дней Д. П. Григорьев, А. Г. Жабин
Арагонит Минеральные источ- ники, Карловы Вары Полмесяца Д. П. Григорьев, А. Г. Жабин
Сфалерит Челекенские горячие воды 1 мес—2 года Л. М. Лебедев, И. Б. Никитина
Сфалерит и галенит Полиметаллические руды, Квайсы 6—12 лет А. Г. Жабин
ГЛАВА 5. КРИСТАЛЛЫ И ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИРОДЕ 85
Окончание табл. 11
Минера^ Место Время Исследователи
ПИР‘,Т Конкреции в осадках, штат Коннектикут, США 10 лет Р.Беркер
Гипс Сакское озеро, Крым от 3 до 25 лет А.Е.Ферсман
Ильменит Магнетит Лавовый поток 70 — 90 лет К. Кашман, Б. Марш
Лавовый поток 110 лет К. Кашман, Б. Марш
«Железные» конкреции Дно Черного моря 250 — 350 лег И. И. Волков, В. Ф. Савостьянов
Плагиоклаз Лавовый поток 310—570 лет К. Кашман, Б. Марш
Кальцит Сталактиты, пещера (Чехия) 500 — 2000 лет Ю.Петранек, З.Поуба
Опал Австралия 20 тыс. лет А. А. Годовиков
Фло» опит Месторождение Кан- ку, Алдан 60 тыс. лет В. Н. Гулий, Е. Р. Друбецкой
«Марганцевые» конкреции Дно Тихого океана 300 —400 тыс. лет Д.П. Григорьев, А. Г. Жабин
Доломит Илы озера Дип- Спринг, США 200 млн лет М. Петерсон, Дж. Биен
спирали, каждая винтовая дислокация является активным центром роста
сталлов. Такая модель роста кристаллов теоретически разработана Д. Бар-
Ко» Н ДЖ’Франком в 40-х годах XX в.
но д НЦентрация различных по своей природе дислокаций в кристалле обыч-
ным ..ТИГает И'Ю7 на I см2. Дефектное строение кристаллов является мош-
опрс 1еактором их роста. Абсолютные скорости роста природных кристаллов
очсщ, маль* ЛИШЬ Б циничных случаях. Как следует из данных табл. 11, они
Адсорбция вещества и размер граней
^^Рактео
г^'^Иия их Огранки природных кристаллов полностью отражает характер
' ,е,,о о Кристаллических решеток и условия кристаллизации минералов.
» ' !-1,м сет Исанным выше механизмам роста кристаллов, грани отвечают
",1еРала аМ’ ребра ~ рядам, вершины — узлам в кристаллической решет-
86 ГЛАВА 5. KPI 1СТАЛЛЫ И ИХ А1ТЕГАТЫ В ПРИРОДЕ
Рис. 30. «Соревнование» граней. На кристалле остаются медленно нарастающие
т, грани р и s вырождаются r₽at)H
Любая плоская сетка в структуре кристалла является его возможной г
нью. Однако на кристаллах большей частью развито ограниченное число гп
ней. Это просто объясняется особенностями роста кристаллов. Пусть, напри
мер, имеются грани, отвечающие двум типам плоских сеток (рис. 30), причем
одни из них легко адсорбируют свое вещество, а другие — трудно. Первые
будут быстрее удаляться от центра кристаллического зародыша, вторые -
медленнее. Но при этом первые грани быстрее исчезнут, а на кристалле ос-
танутся лишь грани второго рода. Он покроется теми гранями, которые мед-
леннее адсорбировали на себе частицы. В процессе роста кристаллов про-
изойдет естественный отбор граней, и на нем постепенно останутся те из
них, которые медленнее адсорбировали свое вещество. Обычно это те плос-
кие сетки пространственной решетки минерала, которые заметно более плот-
но заселены атомами, имеют большую ретикулярную плотность, чем другие
плоские сетки.
Но один и тот же минерал нередко встречается в виде кристаллов разной
формы. Очевидно, скорость адсорбции вешества гранью зависит не только от
структуры кристалла и ретикулярной плотности грани, но и от каких-то дру-
гих, внешних по отношению к кристаллу условий.
Двойниковые сростки кристаллов
Для некоторых минералов характерно образование не только одиночн^
кристаллов, но и их двойниковых сростков, или двойников. Таковы поле
шпаты, рутил, касситерит (рис. 31), киноварь, ставролит (рис. 2 цв. BKJ1-
многие другие минералы.
В двойниках (в отличие от случайных сростков) индивиды срастают
одинаковым плоским сеткам их пространственных решеток (рис. 32).
рически индивиды в двойнике можно мысленно совместить друг с
двумя способами — либо отражением в плоскости симметрии, либо п
том вокруг оси £? (рис. 33). Двойники могут состоять из пары криста, i
их называют простыми двойниками, а могут быть сложены многократн
торяющимися индивидами. Характерной особенностью огранки дв°зВцтЫ'
являются входящие углы между гранями; на одиночных идеально Ра*
кристаллах таких углов не бывает.
ГЛАВА 5 КРИСТАЛЛЫ II ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИРОДЕ 87
Рис. 31. Коленчатый двойник
кристаллов касситерита
Рис. 32. Отличие двойников (а) от парал-
лельных сростков (б) по их внутреннему
строению (Б. 3. Кантор, 1982)
а б
° ~ инди РИС 33" ^ва типа Двойников кальцита (О. Mcdenbach, 2004):
связаны зеркальной плоскостью симметрии; б — индивиды связаны осью сим-
метрии
<*•
об( к°гда
Oar U
н I
иНдивпды различать двойники срастания и двойники прорастания. В первых
Г°К1- Во ( РазгРаничены по плоскости, они как бы соприкасаются друг с дру-
Ка*°т одИн вЫх кРасталлы как бы обрастают друг друга либо насквозь прони-
^Рхностм дРУг°й» соприкасаясь по сложной извилистой (ступенчатой) по-
- ,к,)йники 6
:;,тда ° разУЮтся по разным причинам. Нередко они возникают в рас-
Г|°тся КРИсталлы находятся еще в зародышевом состоянии. Также они
1|П|,,,Ина\1 Переходе одной полиморфной модификации в другую. Еще
'1|с пРи Механические воздействия на растущий кристалл. Возможны
ины двойникования.
g8 ГЛАВА 5. КРИСТАЛЛЫ И ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИРОДЕ
Пирамиды и зоны роста кристаллов
Грани каждой простой кристаллографической формы обладают cnei
ческой способностью адсорбировать вещество из среды, в которой г> И'
кристалл. Выше уже говорилось, что поэтому грани разных простых кпи^1
лографических форм растут с различной скоростью. По этой же причине
по-разному поглощают изоморфные примеси и характеризуются дефекг°НИ
стью строения. Как результат, тело кристалла состоит из пирамид (рИс
они расходятся из центра роста кристалла, а их основаниями являются '
внешние грани. В срезах из них получаются сектора. ег°
Пирамиды нарастания одной простой кристаллографической формы ха
растеризуются одинаковым химическим составом, структурными особенно
стями и физическими свойствами, отличными от таковых в пирамидах на
растания других простых форм. Обычно эти различия незначительны, но
известны случаи, когда разные пирамиды одного и того же зерна отличались
настолько существенно, что их свойства по-разному проявлялись, например
в процессе обогащения руд. Здесь уместно сослаться на уникальные крис-
таллы, обнаруженные В. А. и В. И. Поповыми в вулканических возгонах на
п-ове Камчатка. В одних пирамидах нарастания кристаллы имели состав
KCu6Fe(BiO4)(SO4)5Cl — это минерал атласовит, в других пирамидах те же
кристаллы имели иной состав — KCu7(TeO4)(SO4)5Cl — это минерал набокоит.
Этими же исследователями описан другой уникальный пример: единые крис-
таллы с секторами роста, сложенными разными минералами — горсейкситом
ВаА13(РО4)(РО3ОН)(ОН)6 и гояцитом SrAl3(PO3OH)(OH)6 (рис. 35).
Зональность — другая типичная особенность внутреннего строения крис-
таллов. Они отражают главным образом колебания условий кристаллизации
и химического состава среды минералообразования. Легче всего зональность
строения кристаллов проявляется при разной окраске зон.
Широко известны и надолго запоминаются своей пестротой многозональ-
ные кристаллы турмалина, причем по очертаниям зон можно судить, каков3
Рис. 34. Пирамиды роста двуцветных кристаллов топаза (Д. П. Григорьев,
1 — общий вид кристалла; 2, 3 — формы пирамид нарастания; 4 — поперечный срез
(i—i — голубые, т—т — оранжево-красные грани)
199б):
кри^
ГЛАВА 5. КРИСТАЛЛЫ И ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИРОДЕ 89
Гояцит SrAlj..., триг.
Горсейксит BaAlj..., мои.
октооа роста единого кристалла, сложенные разными минералами (В. А. и
Рис- 35. оек В. И. Поповы, 1995)
была форма кристаллов в разные моменты их роста. Соседние зоны единого
кристалла могут быть отнесены к разным минеральным видам, например к
дравиту и эльбаиту (рис. 38 цв. вкл.).
Наблюдения над характером пирамидального и зонального строения крис-
талла дают пенную информацию о том, как и сколько раз менялась морфоло-
гия кристаллов во время их роста, отражая изменения условий кристаллиза-
ции и химического состава среды. Об относительных скоростях роста граней
свидетельствуют контуры пирамид нарастания: они прямые при постоянной
скорости роста соседних граней, выгнуты в сторону все более замедляющей
свой рост грани (рис. 36). "
Рис. з«. ,
Зон
Ь,£₽Исталле та (d—эс) (Г. Г.Леммлейн, 1948).
ГраНь Ь замедляет свой рост по отношению к грани а; в кристалле ж грань Ь растет
все быстрее
90 ГЛАВА 5. КРИСТАЛЛЫ И ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИРОДЕ
ГЛАВА 5. КРИСТАЛЛЫ И ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИРОДЕ 91
Расщепленные кристаллы
Кристаллы некоторых минералов имеют иногда своеобразную мопа
гию: они словно бы расщеплены с краев, каждый субиндивид, каждая °'
щепина» как будто слегка отогнуты от основного тела кристалла
сразу и монокристалл, и агрегат кристаллов (рис. 37). Таковы, напри^0
сноповидные образования натролита, кварца (рис. 38), гипса, розоЧки'ер
матита. Расщепленные кристаллы часты также у эпидота, стильбита (рИс'С-
цв. вкл.), слюд, галенита (рис. 6 цв. вкл.), марказита и некоторых друг2
минералов.
Растепление кристаллов вызывается разными причинами. Во-первых, оц()
происходит в том случае, когда в среде имеются микрочастицы, адсорбИр\.
ющиеся поверхностью кристалла (т.е. не отталкивающиеся растущим крцс.
таллом) и в то же время «не вписывающиеся» в его кристаллическую построй-
ку, причем размер этих чужеродных частиц соизмерим с толщиной слоя на-
растания кристалла и даже меньше его. Слой, видимо, надвигается на при-
месь и отклоняясь в сторону, продолжает расти как самостоятельный
микроиндивид. В опытах по расщеплению кристаллов некоторых искусст-
венных веществ угол отклонения «отщепленной» части от кристалла не пре-
вышает обычно 20—30', «отщепление» повторяется вновь и вновь, постепенно
из наиболее крупных субиндивидов формируется «веер» или «сноп» расходя-
щихся кристаллов. Во-вторых, расщепление происходит у царапин, границ
двойников и микроблоков, чуть развернутых при механических деформациях
кристаллов. В-третьих, расщепление кристалла может явиться следствием гете-
рометрии — разновеликости одних и тех же межплоскостных расстояний из-за
Рис. 37. Примеры растепленных кристаллов:
а—е расщепленные кристалы; ж — сферолит
Рис. 38. Сросток растепленных кристаллов кварца
разного содержания изоморфных примесей в разных участках зонального
кристалла. Так происходит расщепление кристаллов, например, галенита. Они
имеют во внешней зоне несколько меньшие расстояния между плоскими сет-
ками куба, чем в центре кристалла. На границе этих двух зон образуются
Дислокации, во внешней зоне кристаллы расщепляются.
Наблюдения и опыты показали, что расщепляются грани не всех простых
форм, развитых на кристалле. У кристаллов гематита (это пластинчатые,
ни ^итчатые кристаллы тригональной сингонии) расщепляются только гра-
лон азо,1Инак°йДа, у кристаллов гипса — грани пинакоида (010), у кристал-
кварца1^0™73 — грани ромбической призмы, у галенита — грани куба, у
Лы Ра ~.грани призмы. В результате формируются расщепленные кристал-
сн<>ц(и „°11 м°РФологии — сферолиты типа двулистника, розетки, розочки,
Та., ".I и тНЫе °®Разования, мозаичные блок-кристаллы, паркетчатые крис-
Ка.
<х>
Ре.
ы
Скелетные кристаллы и дендриты
кристаллы известны всем по снежинкам — это шестилучевые
ОГр Да’ пРичем каждый луч имеет ребристое строение. Вся снежинка
:,°нальн НЙ Вх°Дящими углами; если ее очертить, получится обычный
' КРисталл*1 Кристалл льДа, а в природе он словно бы образован за счет
У । ! Форы ТОЛЬко вершинами и ребрами. Скелеты — это вершинные и
'14|Ь|ря г Ы роста кристаллов. Такие по формам роста кристаллы бывают
ита, галенита, кварца и других минералов.
92 ГЛ АВА 5. КРИСТАЛЛЫ И ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИРОДЕ
Рис. 39. Схема роста футляровидного крис-
талла берилла (И.Я. Дядькина, 1962)
Рис. 40. Схема образования децдри.
тов
В лабораторных условиях скелетные кристаллы обычно растут из сильно
пересыщенных растворов. Полагают, что их образование в этих условиях про-
исходит в двух случаях. Во-первых, они растут, когда диффузия вещества к
кристаллу затруднена, поэтому кристалл быстрее растет теми своими частями,
у которых больше удельная поверхность, т. е. это выступающие части кристал-
ла — его вершины и ребра. Во-вторых, скелетные кристаллы образуются, ког-
да в растворе есть не входящие в кристалл примеси, но оседающие на его
гранях. Эти примесные частицы отталкиваются растущим кристаллом, иг
Зплотность 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 скелетных кристаллов являются футляро-
видные кристаллы. Опытным путем они получены при росте оливина в вязко*1
расплаве. В природе такие кристаллы бывают у берилла (рис. 39) и апатий
при их метасоматическом росте в зернистой кварц-полевошпатовой массе
так называемых пегматитах.
Дендриты — это тоже результат вершинного и реберного роста кристалл
но идущего при неравномерной диффузии вещества к кристаллу. Это при -
ливые монокристаллы, по виду напоминающие ветвящееся растение, 01
и их название «дендриты». Примечательно, что каждая «веточка»
углы разветвления точно отвечают углам между гранями обычных крист
(рис. 2 цв. вкл., рис. 40). Образование дендритов особенно характерна
самородных золота, меди, серебра (рис. 3 цв. вкл.), пиролюзита.
i
Метасомы и пой килокристаллы
Метасомы, или метакристаллы — это кристаллы, образующиеся в
горной породе. Их рост начинается в межзеренном пространстве из пор
межгранулярных растворов и идет одновременно с разъеданием, замеш
твеР^
-риг'
ГЛАВА 5. КРИСТАЛЛЫ И ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИРОДЕ 93
— м кристаллом зерен других
растУ^ов слагающих горную поро-
•^офронте роста кристалла пос-
ЛУ- На сохраняется капиллярная
тояЯЯ° раствора, в котором и прохо-
^еНпрОцессы резорбции и кристал-
ИИ Метасомы обычно распола-
цепочками, словно маркируя
2шины и другие каналы, подводив-
ме к ним вещество через окружаю-
щую горную породу- Внешне метасо-
мы выглядят как обычные кристал-
лы внутри них бывают заключены
остатки (реликты) не до конца заме-
шенных зерен окружающей горной
породы. Иногда метасомы имеют
футляровидное строение, т.е. их об-
разование шло по механизму роста
скелетных кристаллов.
Метасомы очень характерны для
метаморфических горных пород (на-
пример, ими являются крупные хо-
Рис. 41. Пойкилокристаллы «репетекского
гипса» (черное) включают множество пес-
чинок из песка, в котором они росли
рошие кристаллы гранатов и кианита
в кристаллических сланцах), они встречаются в магматических и осадочных
горных породах. Частной разновидностью метасом являются пойкилокристал-
лы. Они как бы заполняют межзеренное пространство горной породы и сохра-
няют почти незамещенными зерна этой породы. Широко известны под име-
нем репетекского гипса пойкилокристаллы этого минерала, выросшие в песча-
иГ ВЫШе УР°Вня грунтовых вод в Каракумах (рис. 41), такие же кристаллы
Ло ’гея в Сахаре — «розы Сахары». Пойкилокристаллы кальцита в Фонтенеб-
пег., ВВДе ромбоэдров выросли в песке и на 75—80% их объема наполнены
песчинками.
Микрорельеф поверхностей кристаллов
В*4
*е,,ий^веСЯ ВНОВь в кристаллы, казавшиеся нам до сих пор одним из выра-
Нам На перв Шенства природы. Грани их отнюдь не плоские, как это виделось
б*11 олучайные1’ неискУшенный взгляд, на кристаллах имеются и совсем вроде
101 Заметны П° СБОей моРФ°логии поверхности. На гранях чаще всего быва-
***)• ,1]трИХо^едУЮи1ие элементы их микрорельефа: вицинали, конуса (бугор-
Ки тРавдениа’. Паркетчатость> лунки, отпечатки других кристаллов и зерен,
разУместся не все они встречаются вместе.
Идс Mlx Усече ЭТ° ^частки грани, рельефно выделяющиеся на ней в форме
‘Llbii<)ro ПоНнь1х пирамид. Их верхние поверхности чуть отклоняются от
°жения грани, а боковые поверхности ступенчаты. Общий
94 ГЛАВА 5. КРИСТАЛЛЫ И ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИРОДЕ
контур вицинали соответствует симметрии кристалла. Нередки случаи
грань целиком состоит из вициналей. В центре каждой вицинали ца ’
выход винтовой дислокации. Его можно выявить путем медленного п °ДИТс«
ливания поверхности кристалла. РОтРав.
Конуса свойственны скоплениям винтовых дислокаций, они обычно
широкие и совсем низкие. В редких случаях на них заметны ступеньки °ЧС,1ь
их контуры, как правило, отражают симметрию граней. РосЧ
Штриховка образуется либо в результате незавершенного роста слоев
за счет стремления кристалла огранить себя другой простой кристаллои/л60
ческой формой. Ф"'
Первая разновидность штриховки проявляется в виде ступенчатых теп
возвышений, площадок, контуры которых отражают симметрию грани Кал
дая ступенька — это не один слой (он невидим невооруженным глазом)
множество элементарных слоев. Новые слои генерировались у того же центра1
но с запозданием по отношению к нижним. Все слои двигались по грани друг
с другом, а если рост кристалла прекращался, они останавливались и давали
сложную микроскопическую поверхность, воспринимаемую невооруженным
глазом как одиночная ступенька. Такие ступенчатые террасы характерны для
граней тетраэдра кристаллов цинковой обманки, они установлены на крис-
таллах берилла, алмаза и вообще не являются редкостью. Подобная штрихон-
ка формируется, например, при росте кристалла в условиях перепада (умень-
шения или возрастания) концентрации вещества.
Вторая разновидность штриховки называется комбинационной. Наиболее
типичный и простой пример — кристаллы пирита со штриховкой на гранях
гексаэдра (куба). Каждый штрих, как оказывается, имеет три поверхности -
одну горизонтальную (она параллельна грани куба) и две боковые (они накло-
нены вправо и влево от штриха, угол их наклона точно отвечает углу пента-
гон-додекаэдра). Комбинационная штриховка возникает при продолжении
роста кристалла в изменившихся условиях и отражает эволюцию его огранки
В рассмотренном примере на месте граней куба постепенно сформируют^
грани пентагон-додекаэдра. У обеих разновидностей штриховок ее более гру
бые и редкие штрихи указывают на большие пересыщения растворов; гра
обращенные в сторону подтока вещества, также имеют более грубую ш Р
ховку‘ как А
Паркетчатостъ заключается в том, что грани кристаллов иногда 1
сложены из отдельных полигональных террас, несколько разориентирова^
относительно друг друга. Такие кристаллы бывают у граната и кварца (1
которых месторождений и у многих других минералов. Паркетчатосгь .
является следствием мозаичного (блочного) внутреннего строения таких
таллов.
Лунки — это углубления на гранях над незаросшими включениями,
рые были захвачены кристаллом во время его роста.
Отпечатки других более ранних кристаллов и зерен чаще всего вь’
как шероховатости, случайные неровности граней, но детальные ис ,
ния показывают, что и они имеют свою тончайшую скульптуру, 1°^
геометрическим законам роста кристаллов. Визуально она обычно не
ГЛАВА 5. КРИСТАЛЛЫ II ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИРОДЕ 95
— лом отпечатков соседнего кристалла является так называемая ин-
Особь’*’ щтриховка. Она образуется при совместном (одновременном)
дукиИ°нН крИСТаллов. Такую штриховку несут на поверхностях соприкосно-
рк-те даУ^сталлы в друзах кварца, граната и других минералов. Ступеньки
^^иховки отвечают чередующимся граням то одного то другого крис-
Э|..
тоавления являются результатом начавшегося растворения кристалла.
^Т*вают двух типов — конусовидные и с плоским дном. Первые форми-
рн11 б БЫХОДах винтовых и краевых дислокаций. Вторые располагаются на
ру1°ТСсгах грани, где имеются скопления точечных дефектов.
Включения в минералах
В кристаллах часто присутствуют включения. Они бывают гомогенными
(т е. однофазовыми — из одной твердой фазы, из одной жидкой фазы, из од-
ной газовой фазы) и гетерогенными (состоят из двух и более фаз). Они возни-
кают по-разному.
Во-первых, имеются первичные включения. Это реликты (остатки) твер-
дых фаз, среди которых рос кристалл, и включения сингенетичных веществ,
т.е. одновременных с ростом кристалла. А они мотуг образоваться при захвате
растущим кристаллом порций раствора или расплава, из которого он растет;
ими могут быть включения одновременно росших минералов.
Во-вторых, в минералах бывают вторичные, или эпигенетические включе-
ния. Они образуются в уже сформировавшемся кристалле в результате воз-
действия на него различных более поздних процессов.
Включения остаточных твердых фаз — это зерна и кристаллы более ранних
минералов, игравших роль механических препятствий при росте кристалла.
111 он не смог их растворить или оттолкнуть силой своего кристаллизаци-
il)i ° давления (по имеющимся немногим пока измерениям, она может быть
тела . 011 — поРВДка 107 Па = 100 кг/см2), кристалл захватывает чужеродные
ла 0HfИС' 4 цв’ вкл-) и заключает их в себя как механические примеси. Иног-
ltoro МЙРкиРуют собой зоны роста — «садятся» на поверхность кристалла, а
тако^ "скрываются новой зоной продолжающего роста кристалла. Каждый
ния 4inii»ltf Пыли>> отвечает смене условий кристаллизации. Такие включе-
^•‘Чпен (р^1 ДЛЯ пР°3Рачнь,х кристаллов горного хрусталя в пустотах среди
йам Рос га ° ~ присыпки хлорита повторяются в них по нескольким зо-
(1>ац-н)Г1ОЛУЧаЮТСЯ как бы кристаллы в кристалле («матрёшки»), их назы-
,1астуцщ МИ ^ОТ ^Ранц’ far,tome — призрак). Кристаллы разных минера-
'•ми ча.. В Одном и том же месте, по-разному взаимодействуют с чуже-
(Na,MBfcJ?MI1’ ^ак’ вырастающие на дне соляных озер кристаллы блё-
поглощают частицы ила, а здесь же выросшие
'• кристап М11та (гидросульфат магния) свободны от них. С другой сто-
~ ^ваты' ГИПСа ПРИ Росте в глине отталкивают ее частицы, при росте в
'4>ы Крис i101 зерна кварца. Пойкилокристаллы и метасомы — это тоже
1лов с остаточными включениями твердых фаз.
Ван
л<
Л|-
Ч
Р
Гк
Ц|
96 ГЛАВА 5. КРИСТАЛЛЫ И ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИРОДЕ
Рис. 42. Фантомы кварца с присып-
ками чешуек хлорита по зонам роста
0,1 мм
I------J
а
Рис. 43. Включения газа, жидкости и ми-
нералов-узников в кварце и топазе:
1—газ; 2— жидкость; 3 — жидкая СО2; 4—галит
NaCl; 5—криолит Na3AlF6; 6—ангидрит Ca(SO4)
Включения сингенетичных с ростом кристалла фаз — это захваченные им вклю-
чения минералообразующей среды. Они имеют неправильную форму или вад
отрицательного кристалла (рис. 5 цв. вкл.) и размеры от сотых до десятых долей
миллиметра; изредка отмечались и более крупные (до 2—3 мм) включения. По
агрегатному состоянию в условиях обычных температуры и давления эти вклю-
чения разные — жидкие, жидкие с газовым пузырьком, жидкие с твердыми
фазами, чисто газовые и твердые (рис. 43). Газ чаше всего представлен СО2, твер-
дые фазы — мельчайшими кристалликами пирротина или троилита FeS, хло-
ристого натрия, углекислого натрия и других солей. Описываемые включения
при нагревании гомогенизируются, а затем взрываются.
Имеется специальная аппаратура для изучения фазового состава таких
включений и их поведения при нагревании с целью получения косвенных
сведений о характере среды, температуре и давлении, при которых шло МИ'
нералообразование. Такие исследования были начаты еще в прошлом веке-
В отечественой минералогии большой вклад в разработку теории и методов
изучения газово-жидких включений был сделан в последние десятилет
XX в. Н. П. Ермаковым, А. И. Захарченко, Ю. А. Долговым и др.
Затвердевшие остатки расплавов — это особый тип включений. И, н^°
ней, эпигенетические включения. Они образуются по трещинам кристалла. 3
могут быть газово-жидкие включения — остатки поздних растворов, пр°н*\
кавших в кристалл по секущим трещинам после его образования. К таким
трещинам могут быть приурочены мельчайшие жилки, цепочки зерен и крйс
: таллов более поздних минералов.
ГЛАВА 5. КРИСТАЛЛЫ И ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИРОДЕ 97
проблема всех методик изучения включений одна: насколько близко их
Состав, измеренные значения их гомогенизации температуры и давления от-
вечают реальным параметрам среды в момент их образования? Но пока эта
А,ооблема не решена.
Псевдоморфозы
’ Псевдоморфоза (от греч. pseudos — ложь, morphe — форма, вид) — это крис-
талл или зерно минерала, замещенные без изменения его формы другим ми-
нералом или смесью минералов. У этих образований часто сохраняются даже
«мельчайшие детали поверхности первоначальных кристаллов и зерен. Псевдо-
морфозы — словно окаменевшие свидетельства былых химических процессов,
1по ним мы видим исходный продукт и конечный результат процесса, что поз-
воляет сделать аргументированные предположения о химических реакциях
минералообразования.
Приведем простые примеры. Кристаллы пирита часто при окислении в
поверхностных условиях замещаются лимонитом — плотной коричневой по-
роижоватой массой, смесью разных гидроксидов Fe3+. Кристаллы калиевого
полевого шпата при выветривании легко замещаются порошковатым агрега-
(том каолинита. Еще один способ образования псевдоморфоз — полиморфные
превращения веществ при изменении температуры и давления. Они получили
особое название — параморфозы. Так возникают параморфозы низкотемпера-
турного кварца по высокотемпературному кварцу (температура превращения
575 'С при 105 Па ~ 1 атм).
, Процесс псевдоморфного замещения минералов может происходить как
Цепь последовательных химических реакций. Пример — возникновение псев-
доморфоз лимонита (смесь гидроксидов Fe3+) по кальциту (карбонат кальция):
промежуточной стадией было, видимо, замещение кальцита сидеритом или
Доломитом (железосодержащие карбонаты) по цепи Са(СО3) -> Fe(CO3) -э
гидроксиды Fe.
Интересными природными образованиями являются так называемые пус-
тотелые псевдоморфозы — отпечатки в горной массе кристаллов растворив-
шихся минералов, место которых осталось незанятым.
Облик и габитус кристаллов
0 ^ложности процессов роста кристаллов приводят к тому, что часто их
н Нчательный вид значительно отличается от тех совершенных многогран-
той °В’ КотоРь,е типичны для идеальных кристаллов, а разные грани одной и
Раз Же пР°ст°и формы на реальных кристаллах имеют различные очертания и
Мопгь^Ы И «однородный характер поверхности. Поэтому для характеристики
и г.,?°ЛОГии реальных кристаллов удобно использовать два термина — облик
коитус.
98 ГЛАВА 5. КРИСТАЛЛЫ И ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИРОДЕ
Облик {форма) — это общий вид кристалла. Кристаллы могут быть Х
рическими (равномерно развитыми во всех трех направлениях).
ми, уплощенными. Эти термины нестрогие. Среди удлиненных кри HHb1'
выделяют столбчатые, шестоватые, игольчатые, волосовидные и т п T^°6
уплощенных — таблитчатые, листоватые, чешуйчатые и т.д. Назван С₽ели
произвольны, важна их образность, поскольку облик кристалла для 3111
минералов является его типичной особенностью: например, скаполит (
ный алюмосиликат) поэтому и назван так, что всегда образует столбча°*
кристаллы (от греч. скапос — стержень), акмит (разновидность натрий-»1^
зистого пироксена) назван по заостряющейся форме окончаний его кпи Ле'
лов (от греч. акмэ — острие), санидин (разновидность полевых шпатов) сво^
названием отражает присущую ему таблитчатую форму кристаллов (от го
санис — табличка).
Габитус — более строгий термин, определяющий облик кристаллов по
доминирующим на нем граням и соотношению размеров кристалла в трех его
измерениях (по осям х, у, z). Так габитус столбчатых кристаллов скаполита мы
назовем удлиненно-призматическим или удлиненно-тетрагонально-призма-
тическим. Еще один пример разъяснит большую информативность описания
кристалла по габитусу: кристаллы пирита почти всегда изометрические, но по
преобладающим граням их габитус может быть разным — гексаэдрическим
(кубовидным), пентагон-додекаэдрическим, октаэдрическим.
Минеральные агрегаты
Кристаллы в горных породах и рудах редко образуются в одиночку. Они
слагают разные агрегаты, состоящие из кристаллов одного, двух или несколь-
ких минералов. По морфологии среди агрегатов могут быть выделены зерни-
стые, друзы, щетки, секреции, конкреции, оолиты, параллельно-шестоватыс.
волокнистые агрегаты, фрамбоиды и др.
Зернистые агрегаты представляют собой сплошные массы произвольно
сросшихся зерен одного или нескольких минералов. Каждое зерно — неогра
нившийся, неоформившийся кристалл, выросший в стесненных условиях.
Друзы — это группы кристаллов, наросших перпендикулярно или п
перпендикулярно к поверхности трещин, стенке жилы или полости в го^0р
породе. Важнейшее явление при образовании друз — геометрический о^ы
Сначала на стенку нарастают одиночные разно ориентированные крис в
(рис. 44, а). Разрастаясь, они соприкасаются друг с другом, утыкаются J
друга, сами себе мешают расти (рис. 44, б). Продолжают расти толь
кристаллы, вектор роста которых ориентирован в сторону свободного
странства, т.е. в свободную полость, как правило, нормально к псэве^сСкИ‘1
трещины (рис. 44, в, г). В этом и заключается естественный геометри !(]
отбор кристаллов. Они продолжают вытягиваться, постепенно Ф°Р
ДРУЗУ-
Щетки похожи на друзы. Кристаллы в них менее плотно прикасакн
к другу или частично даже не соприкасаются между собой.
ГЛАВА 5. КРИСТАЛЛЫ И ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИРОДЕ 99
Рис. 44. Друза кварца и схема ее роста (Д.П. Григорьев, 1961)
Секреции получаются, когда какая-либо полость в горной породе заполня-
ется минеральным веществом. Часто в центре секреций располагаются друзы
(рис. 45, в). Наиболее известны секреции халцедона с друзами кварца внутри,
приуроченные к миндалинам в базальтах (рис. 6, 7 цв. вкл.).
Конкреции — это шаровидные (иногда как бы сплюснутые, неправильно
округленные) агрегаты радиально-лучистого строения (рис. 45, а). В их центре
нередко находится зерно, которое служило затравкой при росте конкреции.
Чаще всего они образуются в пористых осадочных породах — песках и глинах.
Примером могут служить конкреции кальцита, пирита и фосфоритов. Разме-
ры этих образований от миллиметров до десятков сантиметров.
Гкраллельно-шестоватые и волокнистые агрегаты обычно образуются в
трещинах. Это — жилки шелковистого гипса, серпентин-асбеста, шестоватого
кальцита. Их образование происходит по разному (рис. 46). В одних случаях
зги агрегаты кристаллизуются в открытых трещинах: сначала на стенках по
инципу геометрического отбора нарастают друзы; разрастаясь навстречу
нистые^’ они смыкаются и образуют параллельно-шестоватые или волок-
ом агРегаты. В других — такие агрегаты формируются в постепенно при-
ающихся трещинах, когда скорость приоткрывания меньше или равна
Р" 45. Схе(и 6 в
строения конкреции (а), оолитов (б), секреции (в) (Б. 3. Кантор, 1985)
ГЛАВА 5. КРИСТАЛЛЫ И ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИРОДЕ 161
Рис. 46. Строение параллельно-шестоватых агрегатов разного типа (А. Г. Жабин, 1979):
а — друзовидный рост флюорита; б — рост кальцита в глине кверху и книзу от подводящей тре-
щины; в — агрегат зерен граната в трещине
скорости роста индивидов. Сначала трещина заполняется зернистым агрега-
том минерала в виде сплошной тонкой жилки. Затем, когда трещина продол-
жает приоткрываться, зерна, упираясь друг в друга, могут расти только вслед
за раздвигающимися стенками трещины. Они постепенно вытягиваются по
нормали к стенкам, формируя параллельно-шестоватый или волокнистый
агрегат. В иных случаях параллельно-шестоватые (чаше волокнистые) агре-
гаты образуются при разрастании их от волосных трещин в обе стороны от
них, рост их идет по принципу образования агрегата первого или второго
рода.
Оолиты (бобовины или горошины) образуются в тех случаях, когда мине-
рал кристаллизуется из раствора на каком-нибудь зернышке, как бы прикры-
вая его скорлупками, налегающими друг на друга (см. рис. 45, б). Они имеют
концентрически-скорлуповатое строение, обязанное ритмичной смене усло-
вий минералообразования. Наиболее часто оолиты формируются в горячи*
источниках, в придонных озерных и морских илах. Они характерны для неко-
торых разновидностей бокситов, марганцевых и железных руд. Размеры ооли-
тов от миллиметров до нескольких сантиметров.
Фрамбоиды, как и конкреции и оолиты, шаровидные агрегаты. Они обьгШ®
имеют очень небольшие размеры (от микроскопических до 1 —2 мм) и слоЖе'
ны сплошным агрегатом одинаково ограненных изометрических плотно «У**°
женных» кристаллов подобно зернистой сердцевине спелого граната. Фрамб0
иды типичны для пирита (рис. 47), марказита и некоторых других минерал^
Они образуются за счет раскристаллизации коллоидальных масс вещества
ходе диагенетического преобразования придонных илов и гелей в соврем6*1
ных торфянниках, болотах, озерах и морских осадках. Фрамбоиды сульфид0.
известны также в составе осадочных и метаморфических пород разного во31
паста. I
Рис. 47. Фрамбоиды пирита из озерных придонных илов Белоруссии, диаметр 0,01 мм
(В.А.Жолнерович, 1988)
Натечные агрегаты — это сталактиты, сталагмиты, почковидные агрегаты
минералов, образующиеся в свободном пространстве пещер, каверн пустот в
,горных породах в поверхностных условиях. Наиболее обычны для кальцита.
Известны для многих минералов (рис. 8, 9 цв. вкл.)
Сферолиты и почковидные агрегаты названы так по своей морфологии.
Сферолиты очень часто имеют почти идеально шаровидную форму и раз-
мер от долей до 1 — 2 см и более. Они, как шарики, нарастают на другие
Минералы и на стенки разных пустот в рудах и горных породах. Сферолиты
образуются либо как результат расщепленного роста кристаллов, либо в
Них, как в конкреции, есть ядрышко-зерно или зернистая масса, на кото-
рые нарастает минерал. Вследствие геометрического отбора или стеснен-
рис. 4R п
Почковидный агрегат гетита
(длина образца 3 мм)
102 ГЛАВА 5. КРИСТАЛЛЫ И ИХ АГРЕГАТЫ В ПРИ1 ОЛЕ
ных условий кристаллы могут разрастаться, только расходясь луч
центра сферолита. аМи oj
Почковидные агрегаты состоят из множества соприкасающихся
каждая из которых имеет подобно сферолиту, радиально-лучистое стп0*1615*’
правда, оно не всегда заметно невооруженным глазом. Особенно тип^6,
строение имеют почковидные агрегаты гетита HFeO2 и малахита Cu2(CO
Их образование происходило на неровной поверхности за счет групп
роста и геометрического отбора сферолитов; оставались и разрастались то °Г°
те сферолиты, которые находились на выпуклостях субстрата (рис. 48) в ЬКо
которых почковидных агрегатах заметно не только радиально-лучистое Н£
конпентрически-зональное строение как отражение смены условий при'пост1
агрегата. Наиболее часто почковидные агрегаты образуются в различных п
тотах в приповерхностных зонах разрушения и выветривания руд и горнь
пород.
Минералогический портал www.mineral.su
www.mineralog.com
ГЛАВА 6
ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
Из всех свойств минералов выделим физические и химические. К физиче-
относятся оптические, механические, электрические, магнитные, тепло-
зические свойства и плотность. К химическим свойствам — степень реак-
ционной способности минералов, особенности их взаимодействия с различ-
ными реагентами, растворимость. Есть и такие свойства минералов, которые
можно назвать физико-химическими (например, характер смачиваемости его
зерен и кристаллов, удельная энергия поверхности). На различиях плотности,
электрических и магнитных свойств минералов и горных пород основаны гео-
физические методы поиска и разведки месторождений полезных ископа-
емых.
Характер механических свойств определяет выбор способов измельчения
минералов при обработке руд. Физико-химические свойства поверхности зе-
рен и кристаллов влияют на поведение минералов при их флотации. Значения
термодинамических констант минералов и их химические свойства учитыва-
ются в работах по теории минералообразования.
Ниже мы рассмотрим главным образом те свойства, которые могут исполь-
зоваться при визуальной диагностике минералов.
Анизотропия свойств кристаллов
ливаез13°ТРОПИЯ стРоения пространственной решетки в кристаллах обуслов-
им к ан изотропию их свойств. Это значит, что разные грани, ребра, верши-
крист.ИСгалла имеют различные свойства: неодинаково блестят, твердость
Пия сво' 3 В НИХ Различна, нередко они имеют свою окраску и т.д. Анизотро-
ям на о сгв~кРисталла выражается в том, что по непараллельным направлени-
Tltlлов ал °И И Т°*1 Же гРани свойства у него разные. Например, грани крис-
ется при ЯЗа цаРапаются в разных направлениях по-разному — это учитыва-
Та 11:1 его Шли^)овке бриллиантов. Анизотропно проявляются в объеме крис-
С| '1Ства магнитные, кристаллооптические, электрические, теплофизические
‘"’ы Розётк Рдость и ДР- Это явление иллюстрируется рис. 49. На нем пока-
Та CaF2 и И твеРДости на разных гранях куба и октаэдра кристаллов флюори-
^Vx<’iHiuerC)aJ1MTa NaC1- Контуры каждой розетки показывают длину вектора,
а’’-,а вРи паИЗ Центра розетки. Каждый вектор соответствует твердости крис-
Рапании его грани в данном направлении.
104 ГЛАВА 6 ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ Ю5
Рис. 49. Розетки твердости на разных гранях минералов флюорита (о) и галита <т
Пояснения в тексте '
Рис. 50. Двойное лучепреломление в кристалле кальцита:
/ _ поляризованный
свет с колебаниями в двух взаимно-перпендикулярных плоскостях; 2 — па-
дающий деполяризованный свет
Характер анизотропности кристаллов зависит от их симметрии. Для пояс-
нения рассмотрим в кристалле прямые линии, проходящие через его центр
Оказывается, что среди них могут быть симметрично-равные, единичные и
полярные прямые (направления).
Симметрично-равными называются такие повторяющиеся в кристалле пря-
мые (или направления), которые выводятся одна из другой с помощью эле-
ментов симметрии. Свойства кристаллов на этих прямых повторяются.
Единичными называются такие прямые (или направления), которые являются
единичными, неповторимыми в кристалле. Свойства кристаллов вдоль этих на-
правлений отличаются от свойств по другим направлениям. В кристаллах ку-
бической сингонии единичных направлений нет, поскольку все направления
симметрично равны и многократно повторяются.
В кристаллах гексагональной, тетрагональной и тригональной сингонии
всегда есть одно единственное, единичное, т.е. неповторяющееся, направле
ние. Это оси симметрии £6, Z4, £3. Такая ось всегда одна, и больше она i
повторяется. Все остальные направления в кристаллах этих трех сингон
неоднократно повторяются. В кристаллах ромбической сингонии всегда
ются три единичных направления, в кристаллах моноклинной сингонии
множество, а в триклинных кристаллах все направления единичны.
Полярными называются те из симметрично-равных и единичных напр^,,
ний, концы которых не могут быть совмещены друг с другом при п
элементов симметрии. Ярким примером такого направления является
кальная ось в кристаллах турмалина — ось £3. Нижний конец крист 1й-
совместим с верхним, оба конца неравнозначны. Это следует из кри
ческой структуры минерала — ее основным элементом являются
метричные комплексные анионы (Si6O18)12~. Следствием полярности
пироэлектрические свойства турмалина: при нагревании на вершине
вании кристалла возбуждаются разноименные электрические заряды- и'
отмечали, что окраска кристаллов многоцветных турмалинов и скор
роста различны на разных окончаниях кристаллов.
Одним из проявлений анизотропии свойств кристаллов является поляриза-
ция ими света. Лучи поляризованного света распространяются в кристалле с
разной скоростью и имеют, соответственно, разные показатели преломления.
Нагляднее всего это явление можно наблюдать на водяно-прозрачных крис-
таллах кальцита (исландского шпата) — если положить такой кристалл или
линзу из него на какое-нибудь изображение, оно раздваивается (рис. 50).
Изменчивость свойств изоморфных смесей
При характеристике свойств веществ в курсах физики и химии почти всег-
да речь идет о химически чистых соединениях, состав которых точно отвечает
их формуле — именно на таких примерах рассматриваются зависимости
свойств от структуры и состава вещества. Однако на физические свойства
••сралов влияют явления изоморфизма. Свойства минерала закономерно
(«ппирТСЯ ПРИ вхождении в него изоморфных примесей: чем больше входит
хими» авляется>>) примеси, тем сильнее отклоняется свойство от такового у
латСКИ ™.стого соединения. Эта зависимость называется аддитивностью
тому ~ прибавление) свойств изоморфных смесей и приводит к
дельно. С^СТВаОДНОГО и того же минерала меняются, причем иногда зна-
®е<"|,етен ЯК’ напРимер, сульфид цинка (минерал сфалерит) прозрачен и
Чи, , ж ’ ИМеет алмазный блеск, но при частично изоморфном замещении
<Э1,1 t.Lia К( 3°М (изомоРфизм этот несовершенный, ограниченный) становится
^алличег ЧНевЫм’ затем черным, блеск его меняется от алмазного до полу-
*'’vroM КОго’ прозрачность исчезает.
"на !!РВМеР ~ полный ряд минералов от колумбита (Fe) FeNb2O6 до
ф/ ',и-*а 18(Гд ^еТа2О6. Из-за разницы в атомных массах (у ниобия 92,9,
' сМесе' ,У Удельный вес (плотность) в этом непрерывном ряду изомор-
’’ МеНяю Меняется от 5,2 до 8,2 г/см3, соответственно возрастает твер-
Ч|,° °ЦеНиТСЯ и Все ДРУгие свойства. Пользуясь специальной диаграммой,
ь содержание тантала в минералах этого ряда, в то время как по
106 ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ JQ7
внешним признакам они неразличимы. Аддитивность проявляется
окраске минералов: чем больше в нем хромофоров, тем интенсивнее Jai0,(e ь
нерала. Вет Ми.
Общие сведения об оптических свойствах минералов
К основным оптическим свойствам минералов, определяемым при в
альной диагностике, относятся прозрачность, окраска и блеск. Оптиче ’
свойства проявляются при взаимодействии минералов с электромагнит С
излучением видимого света. HbJX!
При падении света на поверхность минерала часть фотонов может прохо
дить через вещество, другая часть отражается от поверхности минерала, а тре
тья поглощается, а затем теряется с тепловым рассеиванием или излучением
Прозрачность минералов. Прозрачностью называется свойство веществ
пропускать свет. Количественно прозрачность оценивается величиной про-
пускания света, которая определяется отношением интенсивностей вышед-
шего и падающего лучей. Обычно в минералогии ограничиваются качествен-
ной характеристикой прозрачности, разделяя все минералы на прозрачные,
просвечивающие и непрозрачные. При таком делении отнесение минерала к
той или иной группе во многом зависит, конечно, от толщины минеральною
индивида, но в целом, в практической работе минералога, эти характеристи-
ки являются полезными. На степень прозрачности оказывают влияние также
характер поверхности кристаллов и агрегатное строение минерального ве-
щества.
’’ Минеральные тела, состоящие не из одного индивида, а их многих зерен,
часто кажутся непрозрачными из-за внутреннего рассеяния и отражения сне
та. Бесцветные минералы при этом могут приобретать молочно-белую окрае
ку. То же явление возникает и в том случае, если прозрачный сам по
одиночный кристалл содержит многочисленные включения, выполненные
зом или жидкостью (молочный кварц). ль.
Непрозрачными обычно являются минералы, представляющие собо
фиды металлов — Ag, Си, Sb, Bi, Pb, Fe, Mn, Co, Ni и др., а также кисл
ные соединения — Fe3+, Сг3+, Nb5\ Та5+ и других металлов. ~
Окраска (цвет) минералов. Окраска минералов бывает самой Разн° uBet
ной. Одни минералы всегда имеют только один характерный для н
(зеленый малахит, синий азурит, золотистый аурипигмент), другие , ”|(1гр-
окраску, иногда меняющуюся по секторам и зонам роста кристалла
цветные турмалины, бериллы и т.д.). Разнообразие и красота окраск
ралов — одно из чудесных явлений природы. сК(1й
В истории изучения природы окраски минералов Д. Ю. Пушаро сиСге
делил три периода. Первый связан с качественными наблюдениям
матикой. Кульминационным моментом этого периода явилась м0 р»>
А. Е.Ферсмана «Цвета минералов» (1936), в которой было предложе ppji1
чать три типа окраски — идиохроматическую (обусловленную cot
структурой минерала), аллохроматическую (вызванную изоморфным
----- вростками цветных минералов-примесей), псевдохроматическую,
сцМИ Во второй период шло активное изучение и интерпретация кри-
лЛИ ЛОЖ qbHoro поглощения минералов с целью выявить спектры погло-
сПегИПИчные для данного атома-красителя в данном валентном состоя-
щеппЯ-п gapCaHOB, С. М. Грум-Гржимайло, Н. М. Меланхолии, К. Пшибрам,
ни" 1 ’ влева и др-)- Третий период связан с переходом от этих исследований
Н-Е ^к ному выяснению физики явления (Л. В. Бершов, В. М. Винокуров,
К ?еМарФУнин’ А. Н. Платонов, Дж. Р. Россман и др.).
п современным научным определениям цвет — это свойство тела вызы-
человека определенное зрительное ощущение в соответствии со спект-
^ыМ составом отражаемого или пропускаемого (испускаемого) телом из-
Р^ения. Таким образом, ощущение цвета — это сложное психофизиологиче-
осос явление, в котором физическое начало — характер светопоглощения ми-
нералом, действительно, есть только начало явления. Например, самородное
золото по своим оптическим свойствам должно быть оранжево-красным, а
из-за неодинаковой чувствительности человеческого глаза к разным лучам
света (максимально — к зеленому) оно кажется нам желтым. Кроме того, при
сильном снижении интенсивности освещения минерала также искажается
восприятие цвета глазом; мы издавна описываем его особыми понятиями —
бурый, каштановый, коричневый, шоколадный, оливковый (говоря проще, в
сумраке различать цвета трудно). Восприятие цвета глазом также зависит от
степени измельченное™ минерала: в порошковатых массах за счет рассеяния
света и снижения его интенсивности цвет минерала приобретает иные оттен-
ки. Кстати, эта особенность является хорошим диагностическим свойством
минералов — их цвет в зернах (в образце горной породы) в кристаллах обяза-
тельно сравнивают с цветом в порошке (цвет черты на шероховатой фарфоро-
вой пластинке); диагностическими являются расхождения в цвете, например
гемашта кристаллы железо-черные, а черта вишнево-красная. Наконец,
(пт И°рами Ф,13и°логического восприятия цвета являются цветовая адаптация
на Н^,ИС. ЧуВСТвительности) глаза при длительном или сильном воздействии
ЦветнысСВеТа’ Э также эФФект цветового контраста (соприкасающиеся разно-
прини - Зе^на кажУтся глазу различающимися сильнее, чем когда они вос-
ком цвеТа ТСЯ 11ОР°ЗНЬ)- Бее эти особенности физиологии восприятия челове-
Лов служНтРИВеЛИ К ТОМУ’ что Для объективного определения цвета минера-
пРибор количественная характеристика, которую дает измерительный
нЛнГ°ЛЬНИК
Л(>; .
Нс, ,
та
«Т|
U11
.............
еЛеНОго
1)СЛем цвета- Главные факторы, влияющие на субъективную оценку
'Риче - UBeTa МИнеРала, наиболее полно учитывает международная ко-
м в этойКЭЯ система- Объективность и точность определения цвета ми-
1() ИзмеряеИСТеМе Жируются на использовании, во-первых, эксперимен-
; в«лимой МЫХ КОЭ(1’Фициентов спектрального отражения или пропуска-
“ Фиксип °бласти света, а во-вторых, стандартных источников света со
,т°в изме Ван^Ым типом светоизлучения. В результате пересчетов ре-
о J сверР НИ^ полУчают три колориметрических параметра — яркость
'J11 ^Леного01^ И коэФФициенты цветности х, у, учитывающие доли крас-
Чветов. Нанеся последние на стандартный график, получают
108 ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ 1 ()9
точку на треугольнике цветности (рис. 10 цв. вкл.). Ее положение дает во3
можность объективно определить количественные характеристики цвета
нерала. На треугольнике цветности указаны также координаты х и у для ця '
стандартных источников света А, В, С, D, Е. Их излучение максимально бдц3
ко к белому. Также указаны температуры поверхности, излучающей свет од
ределенной волны. Треугольник цвета был построен в 1936 г. и несколько
видоизменен в 1969 г.
Типы окраски минералов. Не употребляя сложных терминов, удобно и
просто разделить окраску минералов по физике явления на два типа — соб-
ственную и чужую (чужеродную), причем в каждом из них имеются свои раз.
новидности. Собственная окраска обусловлена особенностями конституции
минерала — его химическим составом и структурой. Здесь мы выделим, пре-
жде всего, окраску, вызываемую характером светопоглощения — это наиболее
распространенная разновидность собственной окраски минералов. Редкие
разновидности собственных окрасок обусловлены интерференционными и
дифракционными явлениями — это как бы игра и переливы цвета минерала.
Чужие, или чужеродные окраски просты по своей природе. Они вызывают-
ся включением пигментирующих частиц (т.е. других цветных минералов),
цветными пленками разной природы и некоторыми другими причинами, не
связанными с особенностями химической конституции минерала.
Цвет минерала очень часто является его специфическим свойством, поэто-
му он используется при диагностике минералов. Важным примером при этом
служит определение цвета минерала не только в его естественных кристаллах
и зернах, но и его порошка — цвета черты, оставленной минералом на шеро-
ховатой (неглазурованной) фарфоровой пластинке.
Окраска за счет светопоглощения
Спектры поглощения. Прежде чем перейти к объяснению причин появле
ния этой собственной окраски у минералов, напомним, что видимый свет
представляет собой электромагнитное излучение, длина волны которого нахо
дится в пределах от 400 до 760 нм. Энергия (Е, эВ) излучения обратно пропор"
циональна его длине волны (X, нм):
Е= 1238/Х.
Видимая область спектра электромагнитного излучения показана па
51, в верхней части которого (в порядке повышения энергии) даны пер
буквы названий спектральных цветов.
Окраска минералов возникает при поглощении им электромагнитного
лучения видимой области спектра. Когда минералом полностью поглошаК)
световые колебания всех длин волн, он кажется нам черным. Когда миНдь,ц
полностью отражает (или пропускает) свет, мы его воспринимаем как бе
или бесцветный. Если же минерал поглощает свет с определенными длина
волн, то он кажется окрашенным. Минерал может казаться оранжевым и
да, когда в наш глаз попадают лучи всех цветов, кроме голубого. И наобор
Видимый свет
V<D Ф С Г 3 Ж О
~ II I 11 II
з00 400 500 600
4дЗ 3,10 3,48 2,07
К ик
700 800 1, нм
1,77 1,55 Е, эВ
51. Видимая область спектра электромагнитных колебаний (указаны длины волн
* ’ и соответствующая им энергия)
если минерал поглощает только оранжевые лучи, он кажется голубым. Голу-
бой и оранжевый цвета называются дополнительными по отношению друг к
другу цветами. Дополнительные цвета легко определять с помощью специаль-
ной диаграммы (рис. 52) так называемого «круга дополнительных цветов».
Цвета, указанные на этой диаграмме в диа-
метрально противоположных секторах, явля-
ются дополнительными друг к другу.
Зависимость интенсивности поглощения
света минералом от длины волны характери-
зуется спектром поглощения минерала. Спектр
поглощения света прозрачных образцов в оп-
тическом диапазоне изучают при помощи
спектрофотометров (рис. 53). Вращая призму,
можно последовательно направлять на обра-
зец минерала лучи света с различной длиной
Рис. 52. Дополнительные спект-
ральные цвета и диапазоны волн
(нм)
волны. Регистрирующее устройство измеряет
интенсивность света, прошедшего через обра-
зеп, и эти данные позволяют устанавливать
способность исследуемого вещества погло-
дать свет той или иной длины волны. Соот-
ьетственно, цвет минерала характеризуется спектрами поглощения и отраже-
ния (рис. 54). На них для области видимого света указана доля поглощенного
Ристаллом света, выраженная в тех или иных условных единицах. Области
та минералами
НО ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
Волновое число, см-1
Рис. 54. Спектры поглощения света для некоторых минералов. Лишь часть общего
спектра отвечает видимому свету и обусловливает цвет минерала:
ф — фиолетовый; г — голубой; з — зеленый; ж — желтый, о — оранжевый; к — красный
Зона проводимости
Электрон поглощает
фотон света
с энергией ЕЕ=Е2— Е\
и перескакивает
на уровень Е2
ЕЕ~Е2—Е\
Еу
Валентная зона
Рис. 55. Схема поглощения фотона элект-
максимумов на спектрах отвечают длинам волн поглощенного света, области
минимумов — длинам волн света, проходящего через кристалл или отражаю-
.щегося от него.
Валентные орбитали. В кристаллической решетке валентные орбитали
атомов смешиваются, образуя два набора энергетических уровней — вален-
тную зону и зону проводимости. Поглощение света происходит за счет пере;
ходов электронов из основного в возбужденное состояние или из валентно"
зоны в зону проводимости за счет поглощения энергии при пропускании
света кристаллом или его отражении (рис. 55). Подобный перескок электро-
;на возможен только при поглощении фотона строго определенной энерг111*;
Интервал между верхней гранипеН
валентной зоны и нижней грании6*1
зоны проводимости называется 30
претенной зоной — электрон не мо
жет приобрести соответствую^!)
этой зоне энергию. Ширина запре
щенной зоны соответствует энеР
гии перехода (перескока) электр°н‘
(Д£= Е2 - £ь см. рис. 55) из стаИ1.
онарного положения (валентн
зоны) с энергией Еъ в вакант^
(зону проводимости) с энергией
Для различных минералов вели4
на ЕЕ колеблется обычно в пре^1
Е1
ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ 1 j ]
О 1—6 эВ, а энергия электромагнитного излучения в области видимого
’„а _ от 1,6 до 3,4 эВ. Возможны разные варианты таких соотношений,
сКазываются на окраске минерала.
° Примеры переходов электронов и окраски. Рассмотрим лишь некоторые ти-
пичные простые примеры.
П 1 Если величина ДЕ больше энергии фотонов света, он не может заставить
лектроны переходить в другие позиции, т.е. свет не взаимодействует с крис-
i^/ljiom, не отдает ему энергию, минерал оказывается прозрачным и бесцвет-
ным (так’ У а-'1маза = 5,5 эВ). Если же значения ДЕ очень малы, что харак-
терно для самородных металлов (ДЕ = 0) с «электронным газом», осуществля-
ющим химическую связь в них и допускающим легкое перемещение электро-
нов, то все лучи света обладают достаточной энергией для выбивания
электронов в зону проводимости; поглощаются все лучи света, минерал ста-
новится черным и непрозрачным (свет проходит в кристалл на глубину не
более 10“8 м). Но возбужденные светом электроны быстро возвращаются в
основное состояние. Цветовые оттенки у металлов возникают в случае все-
таки некоторой энергетической неравнозначности переходов электронов при
поглощении части лучей света металлом. Так, из-за несколько более сильного
поглощения лучей в коротковолновой области спектра золото окрашено в
желтый цвет. Если же ширина запрещенной зоны находится в области значе-
ния энергии фотонов видимого света (1,6—3,4 эВ), то минерал приобретает
определенную окраску. Такова природа окраски многих полупроводников —
аурипигмента (желтый, ДЕ = 2,53 эВ), реальгара (оранжевый, ДЕ = 2,20 эВ),
прустита (красный, ДЕ = 2,23) и др.
2. Наиболее типично проявляется неравномерность поглощения света как
причина цветовой окраски у минералов, в составе которых есть химические
элементы—хромофоры («красители»). Хромофорами обычно являются ионы
переходных металлов периодической системы Д. И. Менделеева (с номера 22
по 29, с 40 по 47, с 58 по 79, с 90 и выше). Наиболее важными из них являют-
ся так называемые «/-элементы (Ti, V, Сг, Мп, Fe, Со, Ni, Си), в свободных
атомах которых имеются частично заполненные электронами внутренние
Уровни «/-оболочки:
Аг ls22s2p63s2p6 3d 4s
[Аг] d24s2 X X тх
Чз [Ar] d34s2 X X X тх
% Мп25 [Ar] rfs4.v‘ X X X X X X
[Ar] Js4s2 X X X X X тх
’Ч. [Ar] d64s2 тх X X X X тх
112 ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
Со27 [Ar] d74.s2 n Ti i i i Ti"
Ni28 [Ar] «/Ms2 n Ti Ti i i тГ'
Cu29 [Ar] «/'Ms1 Ti Ti Ti Ti T i i~~"
Окраска, обусловленная вхождением в кристаллическую решетку j-3Jle
ментов, характерна для минералов как постоянного, так и переменного соста
ва. Причем для минералов постоянного состава она, как правило, стабильна
(малахит, азурит, уваровит и др.), а для минералов переменного состава ее
наличие и интенсивность определяется присутствием и концентрацией «/-эле-
ментов, изоморфно входящих в кристаллические структуры минералов (на-
пример, изоморфные ряды гроссуляр-андрадит, форстерит-фаялит, вхождение
хрома в структуры берилла и корунда и т.д.).
Механизм появления окраски у минералов, содержащих «/-элементы,
аналогичен описанному выше. А причины ее возникновения позволяет объ-
яснить теория кристаллического поля. У «/-элементов электрон, находящий-
ся в «/-состоянии, может располагаться на одной из пяти орбиталей (dxy, d^
dyz, dy'—dyi и dz>), каждая из которых определенным образом ориентирована
в пространстве (рис. 56). В свободном состоянии атома энергии электронов,
располагающихся на этих орбиталях, будут одинаковыми. Картина изме-
нится, когда «/-элементы занимают определенные позиции в кристалличе-
ской решетке, т.е. находятся в окружении анионов. Так, при октаэдриче-
ской координации элемента его «/-орбитали попадают в неравноценное по-
ложение. Атомные орбитали dzi и dx*—dyi, вытянутые вдоль осей координат,
ближе всего подходят к анионам и подвергаются сильному воздействию их
электростатического поля (рис. 57). Между электронами, заселяющими эти
орбитали, и отрицательными зарядами анионов возникают значительные
силы отталкивания. Это приводит к увеличению энергии орбиталей «4г и
dxi—dy2.
Три другие «/-орбитали (dxy, dxz и dyz), расположенные между осями коор-
динат, ориентированы между анионами и в меньшей степени подвергаются
воздействию последних, поэтому энергия орбиталей d^, dxz и dyz понижается
Рис. 56. Форма пяти J-орбитале^
i
1
Рис. 57. Ориентировка пяти «/-орбиталей в октаэдрической координации
см- Рис. 57). Таким образом, «/-орбитали катиона в октаэдрическом поле анио-
^ов расщепленяюся на две группы новых орбиталей: три орбитали (d^, dxz и dyz)
т. °Лсе низкой энергией (Е]), получивших обозначение «/£ или t2x, и две орби-
и (dzi и dx2—dyi) с более высокой энергией (Е2), получивших обозначение
^пли ег разность энергий новых подуровней (Е2 - Е( = До) называют пара-
П^>м Расщепления (рис. 58).
эле °Тоны проходящего через кристалл света взаимодействуют с электронами
эЛе^НТов'Хромофоров («/-элементов), передают им свою энергию, заставляя
‘t'O (?°Hbl переходить на более высокий энергетический уровень, например с
Дягц Итали на «/^-орбиталь. Поэтому часть энергии светового потока, прохо-
Пояп1° ЧеРез кристалл, поглощается, а оставшаяся часть энергии вызывает
ение дополнительного света. Например, если поглощается зеленовато-
114 ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
Рис. 58. Расщепление d-орбиталей в октаэдрической координации
желтая часть спектра, минерал приобретает фиолетовую окраску, являющую-
ся дополнительным цветом.
Если катион находится в четверной координации, то в направлении окру-
жающих его анионов будут ориентированы три орбитали (dxy, dxz и dyz), а ос-
тавшиеся две орбитали (ф и dj—dyi) в направлении ребер тетраэдра. При
этом параметр расщепления (Ло) будет меньше, чем при октаэдрической коор-
динации, но суммарная энергия электронов на орбиталях (Ео = {Ei + Е2}/1)
сохранится (рис. 59). Таким образом, энергия новых подуровней, их число
и взаимное расположение зависят от симметрии полиэдра, т. е. от симметрии
расположения анионов (октаэдрический, тетраэдрической и т.д.).
Величина До зависит от типа элемента-хромофора, его валентности и коор-
динационного числа, а также от симметрии окружения, типа окружающих
ионов и расстояний между элементом-хромофором и координирующими ани-
онами. Переходы электронов с ^-орбитали на ^-орбиталь возможны только
при незавершенности соответствующей подоболочки. Например, это возмож-
но для Cu2+ (3y23p63d9) или Ti3+ (3,$-23/?63dl), но невозможно для Си+ (3л,23р63</1)
или Ti4* (3№3/j63d°). Это обусловлено тем, что у катиона Си2+и Ti3+ на г/£-оР'
битали имеется электрон, который при поглощении энергии может псрейт11
на орбиталь dr а у Си* и Ti4* таких электронов нет. Нет электронов и у эле
ментов-хромофоров в высшей степени окисления (V5+, СР\ Си2+, Се4* и Т.Д-»;
поэтому они не могут быть непосредственной причиной окраски содержат11*
их минералов.
Следует иметь в виду, что вхождение одного и того же элемента-хромоф°Р
в разные кристаллические структуры минералов может вызывать разные °
раски. Например, вхождение Сг3+ в структуру берилла Be3AI2(SpO|J иа меС с
алюминия является причиной его зеленой окраски (изумруд), а аналогичН
изоморфное вхождение хрома в корунд А12О3 приводит к появлению красН
окраски минерала (рубин). С другой стороны, разные элементы-хромоф°Р
могут приводить к одной окраске минерала. Так, причиной зеленой окра<*
ГЛАВА 6 ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ И 5
Рис. 59. Расщепление пяти d-орбиталей хрома в октаэдрической координации
берилла (изумруд) могут быть как Сг3+, так и V3+, входящие в его структуру на
Гесто алюминия.
3. Минерал шестивалентного хрома крокоит РЬ(СгО4) не имеет неспарен-
иых электронов, теоретически все вакантные позиции, казалось бы, заняты, у
ГСех ионов (Ci*+, Pb2', О2 ) электронные оболочки заполнены. Особенностью
структуры минерала является наличие комплексного иона (СгО4)2-. Расчет
нергетических состояний электронов, находящихся на молекулярной орби-
и этого комплексного аниона, показывает, что один из электронов может
сколько сместиться от кислорода в сторону хрома за счет поглощения энер-
^ин^Т 6 ’ + = ^г5+ + равнО11 энергии синих лучей белого света, сам
Яв ерал пРи этом окрашивается в оранжевый цвет. Это явление называется
слуеН,1ем переноса заряда. Такие же электронные переходы (переносы заряда)
ат причиной окраски сапфиров. Сапфир — это корунд А12О3 с изоморф-
,к,Чн Примесью железа и титана. Возникновение окраски объясняют так: в
Ны 5Рале в позициях алюминия вместо двух его атомов располагаются катио-
цСХоПарь* Fe2+ + Ti4*). За счет переноса заряда (электрона) от Fe2+ к Ti4* про-
цара рТ3 поглощение лучей с соответствующей длиной волны и образуется
Са за е *+ ТР\ а минерал приобретает синий цвет. Еще один пример перено-
рЯца дают минералы двухвалентного железа. Так, идеально чистый виви-
116 ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
анит Fef+(PO4)2-8H2O бесцветен. При переходе Fe2+ -> Fe3+ за счет поглоц^
ния части света появляется синяя окраска. Точно так же бесцветны минерал.'
содержащие Мп2+, их окраска становится черной при увеличении валентност
марганца. '
4. Еще одна причина неравномерного светопоглощения некоторых мцце
ралов — наличие в их кристаллической решетке так называемых электроцц0
дырочных центров окраски. Они являются точечными дефектами структур^
Приведем три классических примера — минералы флюорит, аметист, морц0ц
В искусственном флюорите CaF2 окраска чаще всего связана со смещения^
анионов F из обычной для них позиции. Под действием гамма-излучения
рентгеновского и радиоактивного излучения каждая такая позиция превраща.
ется в ловушку для электронов. Такой центр появления окраски называют
F-центром. Сходные и более сложные причины окраски характерны для топа-
зов (табл. 12). Еще одна причина появления центров окраски проявлена в
кварце. В синтетическом морионе SiO2 в позициях кремния в тетраэдрической
координации располагаются ионы А13+, а в аметисте Fe3+. Для компенсации
валентностей в «свободные» места кристаллической решетки внедряются ка-
тионы щелочных металлов или Н+. Под действием радиоактивного, рентге-
Таблица 12. Центры окраски топазов
(по А. Н. Платонову, М. Н. Тарану, В. С. Балицкому)
Окраска Хромофорные центры
Бесхромовые топазы
Дымчатая (светло-коричневая) О" или (SiO4)3“
Розовая F-цен гр (у фтортопазов)
Красновато-коричневая («винная») F-центр + О-
Желтая (золотистая) F-центр (у фторгидроксилтопазов)
Голубая R-центр*
Зеленая F-центр + R-центр .
Хромсодержащие топазы
Желтая О” + Сгэ+
Красно-оранжевая, до красной F-центр + Сг3+
Фиолетовая Сг3+
* R-центр — редкий тип дефектов (это пара анионных вакансий, занятых одним или двумя эЛеК
тронами).
ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ | у]
ского и у-излучения происходит смещение электрона от кислорода к
Ир+(ре3+) с поглощением части света; ионы О" становятся центрами окраски.
можно, в природных условиях окраска этих минералов также появилась в
ультате воздействия на них излучения на протяжении геологической исто-
ки существования.
™ pj-jaK, окраска минерала как результат особенностей его светопоглощения
еделяется разными причинами (табл. 13). Она зависит как от общего со-
°тава структуры минерала и химических связей в нем, так и от индивидуаль-
ной позиции изоморфных примесей в кристаллической решетке. Один и тот
же химический элемент может вызывать (прямо или косвенно) разную окрас-
ку в зависимости от его структурной позиции и атомов-соседей. Причем не-
редко в одном и том же минерале проявлены разные по своей природе типы
окрасок.
Можно назвать еще два фактора, действующих постоянно, но не всегда
проявляющихся заметно. Первый — это зависимость окраски от спектра све-
Таблица 13. Примеры окраски минералов за счет избирательного светопоглощения
(по Золтану и Стоуту)
Возбудитель окраски Минерал Формула Цвет Разновидность минерала
7. Переходы электронов внутри атомов
v3* Гроссуляр Ca3Al2(SiO4)3 Зеленый Тсаворит
V3* Цоизит Ca2Al3(SiO4)(Si2O7)O(OH) Голубой Танзанит
Cr’* Берилл Be3Al2(Si6O1(() Зеленый Изумруд
Сг3* Уваровит Ca3Cr2(SiO4)3 Зеленый —
Сг3* Хризоберилл ВеА12О4 Зеленый, красный Александрит
Сг3* Корунд A12O3 Красный Рубин
Мп3* Спессартин Mn3Al2(SiO4)3 Розовый, желтый —
Мп3* Берилл Be^l/Si^O^) Розовый Морганит
.Fe3* Хризоберилл BeAl2O4 Желтый —
FeJ+ Оливин (Fe,Mg)2(SiO4) Зеленый Перидот
Fe2* Альмандин Fe3Al2(SiO4)3 Альмандин —
;Со2* Шпинель MgAl2O4 Голубой —
Диоптаз Cu6(Si^O1(t) - 6H2O Зеленый —
Lmj2^ Бирюза CuAl6(PO4)4(OH)8 4H2O Голубой —
U8 ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
Окончание табл
Возбудитель окраски Минерал Формула Цвет РазновВДНо минера^
2. Переносы заряда
Fe2+-Fe3+ Вивианит Fe3(PO4)2- 8Н2О Голубой, зеленый
Fe2+-Fe3+ Биотит — Черно-зе- леный
Fe2+-Fe3+ Берилл Be3Al2(Si6O1(i) Голубой Аквамарин
Fe2+-Fe3+ Кордиерит М&А1з(А1815О|8) Голубой Иолит '
Fe2+-Ti4’ Корунд А12О3 Голубой Сапфир 1
Fe^-Ti4* Кианит Al2(SiO4)O Голубой —
O2-Cr6+ Крокоит Pb(CrO4) Оранже- вый —
O2--V5+ Ванадинит Pb5(VO4)3Cl Оранже- вый —
O2~-Fe3+ Берилл Be3Al2(Si(,O18) Желтый Гелиодор ।
3. Красящие центры
Вакансия +A13++O- Кварц SiO2 Коричне- вый, чер- ный Морион -
Вакансия +Fe3++O~ Кварц SiO2 Фиолето- вый Аметист^
тового пучка, она особенно ярко проявилась в минерале хризоберилле ВеАЬ 1
в его драгоценной разновидности — александрите. Он содержит незначите-
ную изоморфную примесь Сг3+ в позициях алюминия и характеризуется w
вой поглощения с двумя четко ограниченными экстремумами, поэтому Ч
дневном освещении он кажется зеленым, а при свечи — красным. ДрУ
фактор — анизотропия окраски. Наиболее четко проявлена в турмалине ( Р
тональная сингония). Он часто окрашен марганцем и железом в розовый,^
леный, коричневый или черный цвет. Если вырезать из одноцветной ча /
кристалла брусок в виде гексагональной призмы, одинаковый по высо1^
толщине, то при разглядывании его на просвет вдоль главной оси £3 брУ л
будет казаться светлее, поперек — темнее, иногда при этом меняются И 11
ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ ] )9
тоР,,,е
месыо
оттенки. В кордиерите Mg2AI3(AlSi5Olf0 (ромбическая сингония) с при-
Fe цвет разный по всем трем кристаллографическим осям. Он темно-
'*лий при разглядывании его на просвет вдоль оси z, светло-синий, если
петь на кристалл вдоль оси х, желтовато-серый при взгляде вдоль оси у.
гЛЯДЯБление смены цвета называется плеохроизмом. При изучении минералов
Оптическом микроскопе оно заметно почти во всех цветных минералах, кро-
®е минералов кубической сингонии.
Игра и переливы цвета минералов
Некоторые прозрачные и полупрозрачные минералы характеризуются иг-
рой и переливами цвета, идущими словно изнутри кристалла. Ярким приме-
ром этого свойства являются игра цвета у бриллиантов (искусно ограненных
алмазов) и радужное свечение, идущее из черных кристаллов лабрадора. Эти
явления связаны с дисперсией и интерференцией света при прохождении его
через минерал.
Дисперсией света называется зависимость показателя преломления веще-
ства от длины волны. Дисперсия четко проявляется при прохождении света
через специальные оптические призмы, при этом белый свет разлагается в
спектр. Для видимой части излучения показатель преломления п растет с
уменьшением длины волны 1, т.е. наименьшее преломление испытывает
красный, наибольшее — фиолетовый луч света. Дисперсия и является причи-
ной наблюдаемого в бриллиантах «огня»: углы и форма огранки камня рас-
считаны так, чтобы красный и фиолетовый лучи разошлись наиболее сильно
(рис. 60). Мерой дисперсии является разность между показателями преломле-
ния красного и фиолетового лучей. У рутила она составляет 0,250, алмаза —
0>044, рубина и сапфира — 0,018, берилла и топаза — 0,014, кварца — 0,013 и
У Флюорита — 0,007.
Интерференцией называется взаимное наложение друг на друга двух или
Нескольких волн света, в результате которого происходит периодическое ос-
лабление и усиление амплитуды ре-
^льтирующей волны. Окраски, вы-
с анные явлением интерференции
Mv Та’ устан°влены у кальцита, гипса,
зу^Ковита (эти минералы характери-
н Тад свершенной спайностью) и
тре^Торь1х полевых шпатов. У первых
Рощ МинеРвлов окраска видна на хо-
тал?'Х бесцветных прозрачных крис-
лС(1 Л в виде типичных радужных ко-
kou Ьютона. Чтобы наблюдать эти
ойщ’?? в Учебных лабораториях по
ст«Й И Физике, студенты делают про-
^Ь]°ПЬ1Т: прижимают к стеклу плос-
Уклую линзу и направляют по
Рис. 60. Идеальная бриллиантовая ог-
ранка
120 ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
нормали к ней свет. За счет отра^
ния света от пластины и его ицте
ференции на линзе образуются
редующиеся цветные и темць
кольца (полосы) равной толцщ^
Такие же кольца образуются вокруг
воздушного зазора в трещинах кадь
цита, гипса, слюды, придавая иц
радужную окраску. Ширина колец
их число, цвет зависят от толщину
зазора.
Радужные многоцветные перели.
вы благородного опала (рис. 11 щ,
вкл.) объясняются дифракцией све-
та из-за его особого строения: он состоит из мельчайших глобул SiO2 (150—
300 нм) с водой в межглобулярном пространстве. Сходную природу имеет
такое привычное для нас явление, как свечение и переливы цветами радуги
перисто-кучевых и перисто-слоистых облаков, сквозь которые просвечивает
солнце.
Интерференция света происходит в некоторых полевых шпатах — в оли-
гоклазе, лабрадоре и ортоклазе. Кристаллы олигоклаза, например, состоят из
тончайших пластинок (около 100 нм), характеризующихся несколько отли-
чающимся химическим составом и, следовательно, разными показателями
преломления (рис. 61). Интерференция лучей света, отраженных от пере-
дних и задних стенок таких пластинок, приводит к радужному внутреннем}
сиянию олигоклаза в ярких голубых тонах — иризации. Для лабрадора также
характерна иризация, вызванная его многофазным строением. Некоторые
разновидности белого полупрозрачного ортоклаза словно мерцают изнутри-
они содержат пластинчатые вростки полевого шпата чуть другого состава и
структуры (рис. 12 цв. вкл.). Цвет иризации зависит от оптических свойств
обеих фаз, оптической ориентировки и толщины пластинок.
Чужие окраски минералов
Чужие окраски могут быть вызваны прежде всего вростками в минер3-
пигментирующего вещества. Так, красные и кирпично-красные цвета ми
ралов часто обусловлены тонкодисперсными вростками в них гематита г£т
и лепидокрокита FeOOH, бурые и ржаво-бурые — загрязнением минерз-
гётитом HFeO2 (рис. 13 цв. вкл.). Ложная окраска может быть вызвана, '
того, цветными налетами, примазками, побежалостью других минералов,
на халькопирите довольно часты налеты и примазки медной зелени
та), на борните — ярко-синяя побежалость ковеллина и т.д. Налеты, выПРе
побежалость обычно образуются при химических изменениях минерала в
верхностных и других условиях. Наконец, на некоторых минералах имею
тонкие поверхностные пленки влаги и других веществ. Проходя через пдей
ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ 121
ухаясь от кристалла и снова проходя через нее, свет интерферирует — на
оТР кристалла появляются переливы иных радужных цветов. Они типичны
гематита, галенита, стибнита и др.
Блеск
Блеск минералов зависит от разных факторов. Во-первых, это соотноше-
ние показателя преломления п кристалла и величины его отражательной спо-
собности R(R~ это доля света, отражаемого полированными поверхностями
кристаллов или их идеально гладкими гранями). Величина 7? измеряется в
процентах от интенсивности падающего света. Например, для серебра она со-
ставляет 94—96%, для золота — 82—86%, пирита — 53—54%, сфалерита —
19 %. Чем выше отражательная способность (а она, в свою очередь, зави-
сит от химического состава, типа химических связей и структуры вещества),
тем сильнее блеск минерала на его зеркальных поверхностях. В зависимости
от соотношения значений ни/? блеск может быть металлическим, полуме-
таллическим, алмазным и стеклянным (табл. 14). Стеклянный блеск харак-
терен, например, для граней кристаллов кварца, альбита, гранатов, алмаз-
ный блеск — для сфалерита, касситерита, металлический и полуметалличе-
ский — для магнетита, гематита, галенита, пирита.
Блеск зависит также от характера отражающих поверхностей, т. е. рельефа
граней, от шероховатостей на сколах кристаллов, от неровностей зернистых,
параллельно-волокнистых, пластинчатых и других минеральных агрегатов, от
Таблица 14. Классификация блеска на примере некоторых минералов (цифры для
Li- или Na-света) (по Е. К. Лазаренко, 1971)
Блеск Пределы луче- преломления Пределы отра- жательной спо- собности, % Характерные минералы п R
Стеклянный 1,3-1,9 2-10 Лёд Флюорит Кварц Корунд Гранаты 1,31 1,43 1,54 1,76 1,76— 1,90 2 3,1 4,5 7,8 7,6- 9,5
^мазый П, 1,9-2,5 10-19 Циркон Касситерит Сфалерит Алмаз 1,95 2,00 2,37 2,42 10,2 11,7 16,5 17,2
скийУМеталличе- —- 2,5-3,0 19-25 Колумбит-(Ге) Гематит 2,45 3,00 17,4 25,0
ТаЛдический >3,0 >25 Стибнит Молибденит 4,05 4,70 36,0 42,0
122 ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
степени трещиноватости кристаллов. Так, минералы, у которых на роцць
гранях блеск стеклянный, могут иметь шелковистый блеск (отлив), характ^
ный для параллельно-волокнистых агрегатов (таков блеск у волокнист^
гипса, серпентин-асбеста, плисового малахита), или перламутровый, хапя °
терный для пластинчатых кристаллов с отличной спайностью (часто у щдс
кальцита, стильбита, кианита), или жирный (характерен для кристаллов кв/'
ца в изломах). Бывают кристаллы и их агрегаты со смолистым, восковые
другими особыми блесками.
Блеск одних и тех же минералов на гранях кристаллов, в их изломах ц
агрегатах обычно разный. Это надо подмечать и использовать при визуадь.
ной диагностике минералов. Например, у гипса на гранях кристаллов блеск
стеклянный, но если в кристаллах есть трещины спайности, их блеск перла-
мутровый. В зернистых агрегатах блеск гипса стеклянный или матовый в
волокнистых агрегатах — шелковистый. У серы на гранях блеск алмазный, в
изломе — жирный.
Люминесценция
Люминесценцией называется способность кристаллов светиться под влия-
нием какого-либо энергетического воздействия. В зависимости от вида излу-
чения, используемого для возбуждения, различают фотолюминесценцию (воз-
буждение ультрафиолетовыми лучами), рентгенолюминесценцию (возбужде-
ние рентгеновскими лучами), катодолюминесценцию (возбуждение потоком
электронов), электролюминесценцию (возбуждение электрическим полем),
термолюминесценцию (возбуждение нагреванием), триболюминесценцию (воз-
буждение упругими колебаниями, ударом) и т.д.
Наиболее просто люминесценция минералов наблюдается в фильтрован-
ных ультрафиолетовых лучах в темноте. Нелюминесцирующие минералы ос-
таются черными, у других появляется свечение разного цвета и интенсивнос-
ти. Иногда свечение продолжается некоторое время в полной темноте после
отключения ультрафиолетовой лампы, этот вид люминесценции (т.е. после-
свечение) называется фосфоресценцией. Центрами люминесценции (люми
нофорами) чаше всего являются ионы переходных металлов — Мп2+, Сг •
TR2+, TR3+, комплексные катионы (UO2)2+, точечные дефекты типа Оцентр
перехода (рекомбинации), переноса заряда и т.д.
Известны минералы с фиолетовым, синим, голубым, зеленым, желтым, QP
жевым, красным свечением. Иногда разное по силе и цвету свечение наб
дается в пределах одного кристалла. Цвет и интенсивность свечения одного
того же минерала зависят также от его состава и особенностей структуры-
некоторых минералов люминесценция является важным диагностическим ПР^
знаком. По синему и желтому свечению при его возбуждении в более кор’
коволновой части ультрафиолетового света легко отличают рудный мйНч^
вольфрама шеелит от кальцита и кварца (у кальцита чаще всего бывает Р
вое свечение, кварц не люминесцирует). По ярким голубым или желтым
там рентгенолюминесценции легко определяется алмаз. .4
ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ j23
Плотность
рдотность (удельный вес) минералов изменяется в очень широких преде-
оТ о,9 (у природных кристаллических углеводородов) до 22,7 г/см3 (у
истого иридия). Условные группы и значения удельного веса ряда минера-
лов приведены в табл. 15.
Таблица 15. Плотность (удельный вес) минералов
Минерал Формула Плотность, г/см3
Легкие минералы (менее 2,9 г/см3)
Лёд Н2О 0,9
— Кертисит С24Н|8О 1,2
Бура Na2(B4O5(OH)4) • 8Н2О 1,7
Сера S 2,0
Натролит Na2(Al2Si3O10) - 2Н2О 2,1
Микроклин K(AlSi3O8) 2,6
Берилл Be,Al2(Si6Olli) 2,6-2,9
Кальцит Са(СО3) 2,7
Кварц SiO2 2,65
Тяжелые минералы (2,9 —6,0 г/см3)
Доломит CaMg(CO3)2
Мусковит KAl2(AlSi3O10)(OH)2 2,8-3,1
Биотит K(Mg,Fe,Al)3)((Al,Si)2Si2O10)(OH)2 2,8-3,2
^^}ЛМалин (шерл) NaFe3+Al6(Si£O18)(BO3)3(OH)4 3,0—3,3
2^!^^обманка =NaCa2(Fe4+Fe3+)(Al2Si£O22)(OH)2 3,0-3,4
Д^Пгт-(Сар) Ca5(PO4)3F 3,1-3,2
^Орит CaF2 3,1
^вин (Mg,Fe)2(SiO4) 3,2-4,3
Д^Маз т,. ~— C 3,5
Al2(SiO4)F2 3,5
ZnS 3,9-4,1
124
ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ J25
Окончание
Минерал Формула Плотность г/ецз •
Корунд А12О3
Шпинель MgAl2O4 3’6~4Д)
Сидерит Fe(CO3) 3,9Z^
Халькопирит CuFeS2 4,1
Барит Ba(SO4) _ 4’5
Ильменит FeTiO3 4,7
Магнетит FeFe2O4 5,2
Колумбит-Fe (Fe,Mn)Nb2O6 5,2
Гематит Fe2O3 5,3 1
Очень тяжелые минералы (более 6,0 г/см3)
Шеелит Ca(WO4) _ 5,9-,61
Касситерит SnO2 6,8-7,1
Вольфрамит (Fe,Mn)(WO4) 7,0-7,5
Галенит PbS 7,4—7,6 ———
Танталит-(Ге) (Fe,Mn)Ta2O6 8,2
Серебро Ag 10,
15Д)—
Золото Au
Платина Pt _ 14-19^
Иридий Ir — 193-^,
Плотность возрастает с ростом компактности кристаллической м11це-
вещества, увеличением атомного номера, т.е. атомных масс сла . ые вй*'
рал химических элементов, уменьшением их радиусов. олих* yfleJlbl"l.
ства с разной степенью компактности их структуры имеют р в хцм"4
вес (у графита - 2,1, у алмаза - 3,5 г/см3). Минералы перемер
ского состава имеют непостоянный удельный вес, она меняе> весУ3,1
аддитивности свойств изоморфных смесей. Наоборот, по удельн
но судить о составе минералов - членов изоморфного ряда. э
Плотность минерала определяют по объему зерен и их весу (м оСОб. ,1'
го используются специальные, в принципе очень простые при
рассчитанные на разное количество исследуемого вещества, можп
------- итать плотность (удельный вес) минерала по объему и составу эле-
чеСкй PaCf ячейКи его кристаллической решетки. Покажем это на примере га-
ментаРн2? qh кристаллизуется в кубической сингонии, изображение его эле-
Лйта й ячейки приведено на рис. 5. В ней содержится 4 катиона Na+ и
ментарн° а е состав ячейки есть Z- NaCl, где Z= 4. Здесь Z— число фор-
4 аНИ°наедИ^иц вещества в составе одной элементарной ячейки.
му;1ЬНЬ1Хцтаем теперь плотность кристалла NaCl. Длина ребра элементарной
-аССгалита 0,564 нм, значит, ее объем равен (0,564 нм)3, или (0,564 10-7 см)3.
ячейКИ пяоная масса NaCl составляет 58,5. Теперь найдем массу четырех фор-
^льных единиц NaCl, это 58,5 4/6,02 1023 г. Наконец, находим значение
плотности:
, 58,5-4 1021 , 3
d 6,02 -1023 -0,5643 2’17 г/с •
Плотность, рассчитанную так, называют рентгеновской плотностью мине-
рала.
с
Механические свойства
К механическим свойствам кристаллов относятся твердость, спайность, от-
дельность, упругость, сжимаемость, пластичность, хрупкость, ковкость и т.д.
Рассмотрим некоторые из этих свойств.
Под твердостью подразумевают сопротивление, оказываемое кристаллом
Царапающему, сверлящему, шлифующему или давящему предмету. На пре-
одоление этого сопротивления должна быть затрачена определенная работа,
которая может быть принята за меру твердости. Твердость, установленная ме-
разли>И царапания’ сверления, шлифования, вдавливания, всегда несколько
nojnmP;iOCTb методом вдавливания измеряют под микроскопом для этого в
101 и чнааННУЮ повеРхность образца вдавливают тестер. Измерив глубину лун-
пРирод Я величинУ нагрузки, легко рассчитать значение твердости. Твердость
(алмаз)™* кристаллов очень разная — от 2,4 кг/мм2 (тальк) до 10060 кг/мм2
Мсталдич РДость зависит от типа химической связи веществ: у минералов с
Ппр,ч|онад К°И связью она меньше, с ковалентной — больше. Твердость про-
®111(>струк^На степени плотности структуры, ретикулярной плотности грани.
Чением заюя НЫх минералах она возрастает с уменьшением радиуса и увели-
Для прак^3 ИОнов’ слагающих кристалл.
1Я|°т Мет ческих Целей быстрой диагностики минералов их твердость оп-
зтой ОДОм нарапания с помощью простых эталонов твердости. До сих
*>й Ф М ЬЮ используются десять эталонов по старинной шкале, предло-
“ 1824 г- <та6л- 16)- В этой шкале каждый последующий
ia п °стрым концом царапает предыдущий эталон.
'"'ы хоДится ориентироваться на подручные «эталоны», хотя они и
г°ть (тв. 2,5), стекло (тв. 5), стальной нож (тв. 5,5—6). На ре-
Ре.ц-
п<
*•
И.
Нс,
126 ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
Таблица 16. Твердость эталонных минералов шкалы Ф. Мооса
Твердость Минерал Формула ТвердостТ^1 вДавлиВаН1]я кг/мм2 ’
1 Тальк Mg3(Si4OI0)(OH)2
2 Гипс Ca(SO4) 2HjO 36^""'
3 Кальцит СаСО3 109 "
4 Флюорит CaF2 189
5 Апатит Са5(РО4)3(ОН) 536
6 Ортоклаз K(AlSi3Os) 795
7 Кварц SiO2 1120
8 Топаз Al2 (SiO4)F2 1427
9 Корунд A12O3 2060
10 Алмаз c 10060
зультатах определения твердости сказывается характер царапаемой поверх-
ности, степень хрупкости минералов и другие факторы, поэтому при опреде-
лении твердости минерала надо всегда испытывать его свежую поверхность
Начинать лучше всего со стекла, сначала им поцарапать минерал, затем на-
оборот. В полевой работе геолога перочинный нож, стекло и ноготь — глав'
ные «эталоны».
Из общего закона анизотропии свойств кристаллов следует, что гРанИ
личных простых форм могут иметь разную твердость, но и каждая грань
неоднородна по твердости. Наиболее резко анизотропия твердости прояв^.
у кианита, раньше он так и назывался — дистен — двусильный (от греч.
дважды и stenos — сила) (рис. 62). оц-
Спайность — это способность кристаллов раскалываться параллель
ределенным плоским сеткам пространственной решетки с образование^^
ных поверхностей скола. Раскол проходит между теми плоскими
между которыми действуют самые слабые силы связи. Такие плоСКна go.ib'
обычно наиболее густо заселены атомами, но отстоят друг от дрУга
шем расстоянии (рис. 63). пизн3*1
Спайность относится к наиболее характерным диагностическим ПР^О
минералов. Лучше всего она проявляется в больших кристаллах. О ы
бы охарактеризовать спайность, надо определить степень совершен^ с>) г
стую форму, по которой кристалл раскалывается. Необходимо наух1мякр°г
дичать плоскости спайности от граней — на последних всегда есть
льеф роста и растворения кристалла.
ГЛАВА 6 ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ 127
Рис. 62. Анизотропия твердости
кристаллов кианита
Рис. 63. Кристалл легче разрывается по
АВ, чем по CD
Качество спайности определяется по следующей условной шкале: 1) спай-
ность весьма совершенная — минерал легко раскалывается или расщепляется
на тонкие пластинки или листы (слюда, тальк, гипс); 2) спайность совершен-
ная — кристаллы колются на более толстые пластинки, бруски с ровными
поверхностями (кальцит, галенит); 3) спайность средняя — поверхность скола
не всегда ровная и блестящая (флюорит, полевой шпат); 4) спайность плохая,
ли несовершенная (форстерит). У многих минералов спайность отсутствует.
При наличии спайности кристалл может раскалываться по одному, двум,
и более направлениям (рис. 64). Это зависит от простой кристалло-
ешческой формы, параллельно граням которой проходит спайность. При
би ИКт11 По пинакоиду кристалл колется по одному направлению, по ром-
•^ibHofi11 ИЛИ тетРагональн°й призме — по двум направлениям, по гексаго-
ям по Призме ~ по трем, по ромбоэдру и кубу — тоже по трем направлени-
НоОчтпЭ^У~ПОЧеТЫреМ’ по ромбододекаэдру — по шести направлени-
Иногогра ° Не ЗНачит’ что ПРИ Ударе кристалл раскалывается на идеальные
1 ПиггН11ки- зависимости от удара поверхность скола и форма осколков
И Ть Разными.
то црих^°м изучении минерала и когда нет его больших кристаллов, не-
вС1ь илц нетДИГС~ ограничиваться неполными наблюдениями, отмечая лишь,
крисга^Г1а?НОС(Ь’ каконо ее качество, как она проходит (вдоль или по-
lh'1viriBi важ Каков Угол епайных выколков. Но и эти отрывочные на-
кр., 1,1 в крцс- ПрИ диагн°стике минералов.
р/ '^ограф галлах спайность проходит по граням не одной, а двух и более
и 1,1'• Над еских Форм. Степень совершенства спайности по ним всегда
'• '1 однихРИМер’ полевые шпаты раскалываются по двум разным пинако-
*•v ,1,6ый 11ЛОСк°стях блеск сильный, поверхности ровные, на других —
’ поверхности менее совершенные.
128 ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
Флогопит
(по пинакоиду)
Кальцит
(по ромбоэдру)
Флюорит
(по октаэдру)
Сфалерит
(по ромбододекаэдру)
64. Направления спайности в кристаллах разных минералов
•{В тех направлениях, где нет спайности, кристаллы раскалываются по слож-
ным поверхностям. Их называют изломами. Различают ровный, ступенчапи.
неровный, занозистый, крючковатый и раковистый изломы. Вид излома ин«-
да является характерной особенностью некоторых минералов (раковистый ю
лом у кварца, например), что помогает в их диагностике.
Отдельность — это расколы кристаллов по плоскостям их физическом
зовой) неоднородности. Плоскостями отдельности могут быть плоек
срастания двойников, поверхности зон и секторов роста кристаллов,
сти мельчайших включений других минералов. В отличие от спайности
льность проявляется не по всему кристаллу, расколы в случае отаеЛЬ г
более грубые и четкие. Для ряда минералов грубые разрывы по отдель^
являются характерным диагностическим признаком. Такова, например^^,
льность в кристаллах корунда А12О3, она проходит по ромбоэдру и
и обусловлена мельчайшими пластинчатыми включениями слюды (
та) и других минералов.
Магнитные свойства
и
По магнитным свойствам выделяют магнитные, слабомагнитные^^
нитные минералы. Первые притягиваются простым (постоянным) ‘
Таких минералов лишь несколько — это магнетит, пирротин, саМ°Р°
ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ 129
-------------- платина, изоферроплатина, железистая платина, некоторые
тетраФерРиДЬМеНИТа, причем кристаллы и зерна магнетита, пирротина,
-,е„ ,ч||ДНоСТИ гями по себе являются природными постоянными магни-
раЗВ‘--„пкМеНИТа
рзредьа илы» силу и ПОлярность настоящего магнита.
^ми. ,|Ме10Ш^итным относят минералы, которые не притягиваются простым
К слабому п обрета1От магнитные свойства под действием электрическо-
Магнит°м' н° например, разные железистые силикаты, оксиды и гидро-
го "оЛЯ- ™ ильменит FeTiO3, железистый сфалерит.
кСиды *еЛ ’ больШинство минералов — полевые шпаты, кальцит, кварц
НСТГНпазделение минералов на три группы удобно в практической работе
И др. Это РспользуСТСЯ при обогащении и переработке руд, но, конечно, оно
геолога определяется уровнем техники изготовления магнитов и
Услов*’°'нитов и произвольно принимаемыми граничными значениями
’агншиых свойств минералов в этих трех группах.
М Степень магнитности минерала характеризуется удельной магнитной вос-
приимчивостью х (каппа), ее размерность см3/г. Значение х У слабомагнитных
минералов определяется взвешиванием в магнитном поле проб известного
объема и массы. Для сильномагнитных минералов используют другие, более
сложные методы. Значения х минералов находятся в пределах приблизитель-
Таблица 17. Удельная магнитная восприимчивость (х) ряда минералов
Минерал Формула Удельная магнитная восприимчивость,см3/г
Сильномагнитные минералы
Магнетит FeFe2O4 0,15-1,02
Пирротин Fe,_xS 15 -104
——- Слабомагнитные (электромагнитные) минералы
Ильменит FeTiO, (15—1000)-10 6
^ЛьМаНДИН Fe3Al2(SiO4)3 (50-150) KF6
"""НСИЛ к.. CaMg(Si2O6) (12 13)10 f
Сл " — K(Mg,Fe,Al)3)((Al,Si)2Si2Olt))(OH)2 (30—76) UF6
Л^ерит I1 ZnS (-0,68—18) -KF6
1 ид TiO2 (0,7—4,8) -KF6
Fe(S2) (0,2—0,7)-10 6
Рит f — Немагнитные минералы
SnO2 (-0,29 - 2,25) -KF6
SiO2 -0,46- KF6
130 ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
но от +1,0 до -0,5-10"6 см3/г (табл. 17). За граничные для группы слабо
ных минералов приняты значения х около +п 10“4 и и • 10~6 см3/г. Знач Л*111’
второй группе достаточно условны: степень намагничивания, а значи'11’^
зависит от напряженности электромагнитного поля во время опыта т И '
Ферромагнитные '•
ффф® ?
ффф®12
ффф® I
фффф*
Антиферромагнитные
ФФФ®
ф®ФФ В
ФФФ®!
фффф"
Ф®Ф® я-
®@ф® Н
ффф® t|
ф®ф® с
Ckomi 1енсированные
Нескомпенсированные
(ферримап uni u.ic)
Парамагнитные
®ф®®
(Й)Ф)(И)® |f
©GW® i|
®®®(3) *
Рис. 65. Схемы магнитных структур минералов
Диамагнитные
®Ф)®Ф) |
®Ф)Ф)Ф) м
(Д.П. Григорьев, 19^®
ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ 131
на в поле 80- 103 А/м составляет (80—150) • 10 6 см3/г, а в маг-
1Й альманди8о |q4 д/м _ (54—137) • 10~6 см3/г. В третьей группе х минера-
яом п°леоМ отрицательные, минерал слабо, но выталкивается магнитным
лов в осн°в ые минералы (ильменит, сфалерит и др.) имеют при разном
1С«- ’зе но различающиеся магнитные свойства и могут попадать в разные
о»- ",ве сйЛ
группы- сущность явления намагничивания заключается в том, что
Ф”1П пектрон, вращаясь вокруг своей оси, создает вокруг себя магнитное
1К1ЖЛЫ11 в од^н маГнетон Бора (0,927 х 10 23 Дж/Тл). В зависимости от
1,1 ' С ой структуры (она определяется числом неспаренных электронов, их
цагнитн^ орИентацией в пространстве и общим характером химической свя-
В "магнитные моменты атомов либо взаимно компенсируются (полностью
3l" частично), либо этого не происходит. Все вещества, в том числе и мине-
илй деЛят на этой основе на диамагнитные, парамагнитные, ферромагнит-
К11С антиферромагнитные (скомпенсированные и нескомпенсированные, их
ешс называют ферримагнитными). Степень намагничивания минералов воз-
растает от начала этого ряда к концу. Магнетит и пирротин являются не-
сюмпенсированными антиферромагнитными (иначе — ферримагнитными)
веществами. Схемы магнитных структур некоторых веществ даны на рис. 65.
На них элементарные магнитные заряды обозначены кружками с векторами.
В магнетите за счет трехвалентного железа всегда имеются неспаренные
электроны, их вектора ориентированы на схемах в одну сторону, отражая тот
фаю, что эти элементарные магнитные заряды не скомпенсированы; мине-
рал является природным магнитом. Сравним его схему со схемой структуры
гематита: в ней все вектора взаимно скомпенсированы, гематит не обнару-
живает полярной намагниченности и, следовательно, не может быть природ-
ным магнитом.
аи|К‘’к любое свойство, магнетизм проявляется в пределах одного кристалла
Д |. 1ОТР°пно. У магнетита, например, наибольшее намагничивание наблю-
ла [Г Вдоль осев симметрии £3, их называют магнитными осями кристал-
У Пип°ЛИОМ кристалле магнетита четыре магнитные оси — по числу £3.
Крисп • 11 На Одна магнитная ось, перпендикулярная таблитчатости его
Кр •
' то Kn 'Jlbl магнетита и пирротина имеют доменное строение: в пределах
см) VuСТЙЛЛа или зеРна выделяется множество мельчайших (от 10"5 до
с‘ 1*<их п СтКов с Разными векторами намагниченности (рис. 66). Вектора
ь и Не„ енов обычно компенсируют друт друга, но эта структура может
МагнитХМПеНС^РОВаННОЙ’
°т хцмцчС Свовства магнетита, как и других изоморфных смесей, зави-
1:1 1анцеСК°Г° состава минерала: чем больше в магнетите алюминия и
1ва. Маюших структурные позиции Fe3+, тем слабее его магнитные
' Наконец е1п_
114 ;'грега ’ ще Одна особенность магнитных свойств проявляется в зер-
‘‘еского И рУдах- П°д Действием магнитного поля Земли в течение
°РиентВРеМеНИ в них иногда происходит параллельная или близкая
ЙИЯ векторов намагниченности отдельных зерен. Руда пре-
С
1<
11
ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ 133
132 ГЛАВА 6. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
Рис. 66. Доменное магнитное строение зерна пирротина:
а — в нормальном состоянии; б — в магнитном поле
вращается в природный магнит, он имеет свои полюса. Образец такой м
Титовой руды может с одного своего края притягивать магнитную стрелку
другого — отталкивать. ,ас
Электрические свойства
месторождений полезных ископаемых — методы сопротив-
^гооразведКИ электрического поля, заряженного тела, вызванной по-
э1еК еСтественно1 и
зер,рлчий и дР’пИКаМИ являются минералы с полярными направлениями в
'CeiHeT03JieKTr[pH растяжении — сжатии кристаллов-диэлектриков вдоль
кристаллах- Р^т ЭдС (прямой ПЬезоэффект), если же к концам по-
подярн°й ^^ожить переменное электрическое поле, кристалл начнет сжи-
лярной оси ПР ояться вдоль полярной оси (обратный пьезоэффект). Известно
маТься и расШ еетв-пьезоэлектриков. Наиболее сильно этот эффект проявля-
более 1200 ве ИСКуССТвенныхвеществ—всегнетовойсолиКаКС4Н4О6-4Н2О,
еТСЯ гпе бария BaTiO3.
титанате чесгво также возникает в кристаллах-диэлектриках с поляр-
Пнроэле _Р нИями. При нагревании (или охлаждении) разные концы этих
ними напрнап влений получают разноименные электрические заряды. При-
полярчых е а пироэлектрика является турмалин, ось £3 в нем полярная
МСРС°М67) Электрические оси в сегнетоэлектриках совпадают с полярными
направлениями в их кристаллах.
' В большинстве своем минералы являются плохими проводниками элект-
ричества (обладают малой электропроводностью), исключение составляют са-
мородные металлы — золото, медь, серебро и другие сульфиды, некоторые ок-
сиды (магнетит) и графит, удельное сопротивление которых менее 10 Ом-м.
Ряд минералов обладает одновременно электронной и ионной проводи-
мостью электричества. Таковы в первую очередь марказит, пирит, халькопи-
рит, борнит, сфалерит и другие сульфиды металлов. В поверхностных зонах
руд, смоченных грунтовыми и другими подземными водами, на контактах
зерен сульфидов возникают микрогальванические элементы. Измерения
ЭДС показывают, что сульфиды можно выстроить по отношению к водороду
в такой же ряд напряжений, как и металлы. Например, для однонормально
го раствора КС1 этот ряд следующий (по Г.Б.Свешникову, 1967): марказ,А1
+0,55 эВ, пирит +0,45, халькопирит +0,40, арсенопирит +0,35, борнит + • •
пирротин +0,25, галенит +0,20, молибденит +0,15, сфалерит +0,10. Ро3нИ[]р
новение ЭДС возбуждает протекание^
контактам зерен различных химичес
реакций. Величина ЭДС зависит от со
ва раствора и его концентрации. „сТВ
На использовании электрических с
минералов основаны различные М
Рис. 67. Проявления пьезо- и пир°^м”-
в кристаллах с полярными направле
а — типичный пироэлектрик турмалин,
ный пьезоэлектрик кварц
ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ 135
ГЛАВА 7
ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ
Генезис (от греч. genesis) означает происхождение, возникновение проце
___________m ____________________ __________ _ - — явления.
образования. Мы будем понимать под генезисом минерала все те
которые привели минерал к состоянию, в котором он находится в природ
Более предметно: в понятие генезиса минералов мы включаем как моменты
предыстории, создающей в зависимости от геологической обстановки те изи
иные условия для кристаллизации минералов, так и саму историю жизни ми-
нералов — их зарождение, рост, существование. Конкретные явления зарож-
дения зерен и индивидов минерала, их рост и последующие изменения и
разрушение объединены Д. П. Григорьевым (1956) под общим названием он-
тогении минерала.
Генетическая минералогия — один из самостоятельных и важнейших
разделов современной минералогии. Она изучает генезис минералов, на-
чиная с геологических факторов и физико-химической обстановки обра-
зования минералов, исследуя процессы зарождения кристаллов, их роста и
существования и кончая явлениями их разрушения. Генетическая минера-
логия оформилась после основополагающих работ В. И. Вернадского, рас-
сматривавшего минералогию как естественно-историческую науку. В. И. Вер-
надский писал: «Я положил в основу широкое изучение минералогических
процессов земной коры, обращая особое внимание на процесс, а не только
на исследование продукта процесса (минерала), на динамическое изуче
ние процессов, а не только на статическое изучение их продуктов». У4
В.И.Вернадского П.П.Пилипенко в 1915 г. образно сказал: «Минеру
рождаются, живут, борются и погибают побежденные. Их место заНИ^1С(1
победители, чтобы подвергнуться той же участи. Идет непрерывный
веществ».
Термин «генетическая минералогия» был введен в науку в *•
учеником В. И. Вернадского — А. Е. Ферсманом. Развитие генетическо
ралогии продолжали И. М. Федоровский, В. Ф. Барабанов, Д- П. 1Р ^,р-
Е. К. Лазаренко, П. П. Пилипенко, Н. А. Смольянинов, П. В. Калинин,
жинский, С. М. Курбатов, А.А.Кухаренко и др. Эго одно из главных
направлений минералогии. ядии. *,£.
Сложились разные научные школы, в них — разные цели, теНДе
тоды, традиции исследования. Акцент делается то на работы по вь ера,1>
химической и физической обстановки и термодинамики процессов м в
образования, то на особенности кристаллогенезиса отдельных минер
Минеральные месторождения и их типы
генетической минералогии являются как сами минералы, так и
ОбъектамИ местОрОЖдения. Минеральное месторождение — это геологи-
мивеР:1ПьНЬ1ели Группа геологических тел, характеризующихся закономерным
чесн,с геЛ° составом и специфическими процессами своего образования.
мцнеРаЛьНЬ1^1 тороЖДения каждый минерал может встречаться в виде разроз-
В пределах м<“ в горных породах, может образовывать в них систему гнезд,
ленных зер ов Может встречаться в виде сплошных жил и залежей разной
линз. про ’ распределения минерала в месторождении, набор минера-
Ф°РМЬ1‘ ников и последовательность их кристаллизации определяются усло-
^иями образования месторождения.
В т- мин «минеральное месторождение» предложен В.Линдгреном и с тех
'прочно вошел в литературу. Он используется в публикациях В.Линдгре-
ПО^]913 1933—1935), В.Эммонса (1918), Г.Шнейдерхена (1921), в учебнике
минералогии А. Г. Бетехтина, А. К.Болдырева, М. Н. Годлевского и др. (1936),
А М.Бэтмэна (1949), Д.Риджа (1972), с 1966 г. в ФРГ издается специальный
научный журнал «Mineralium Deposita» («Минеральное месторождение»).
Часть минеральных месторождений имеет практическую ценность, их на-
зывают месторождениями полезных ископаемых. По определению А. М. Бэт-
мэна (1949), — это промышленные минеральные месторождения. Они подраз-
деляются на рудные месторождения (минералов свинца, меди, олова, железа
и т.п.) и месторождения нерудных полезных ископаемых (пьезосырья, драго-
ценных камней, плавикового шпата, слюды, архитектурного и скульптурного
камня, строительных материалов и т.п.).
Известны разные принципы классификации минеральных месторожде-
ний — по генезису, форме минеральных тел, масштабам минерализации, од-
ноактности или многоактности процессов минералообразования, связи их с
единым геологическим явлением или с разными, в том числе разорванными
во времени геологическими процессами.
нове<111б°Лее пР°дуктивны классификации, выполненные на генетической ос-
РУ спеН° И ЭТа основа может быть разной — по физико-химическому характе-
Зи с па Ы’ СПосо^ам и химической обстановке образования минералов, по свя-
Это пор1ИЧНЬ1МИ геологическими процессами, по источникам вещества и т.д.
1СЛассий)иДИЛ0''П°Явление в дологической литературе множества вариантов
Месш, *аЦий минеральных и в, частности, промышленных минеральных
'’ждений.
Зав’к 1-.|щ1Г1аГеНеТР,ЧеС,<аЯ классиФикаЦия минеральных месторождений, в целом
С0ВсРШенстп Широкое признание, была создана В. Линдгреном в 1906 г., он ее
мине 0ВЭЛ И последний вариант опубликовал в 1933 г. Общая классифи-
'* * 1;,г>енкоЬ(1979^ИМеННО минер>альных) местоРожлений была дана также
П.НиКаЦИИ рУдных месторождений предлагались В.А.Обручевым
|,,гакьяГГЛИ (1933), П.М.Татариновым (1955), Г.Шнейдерхеном (1958),
"'пов (1961), В. И. Смирновым (1974) и др. Систематика главней-
НеРальных месторождений приведена в табл. 18. Она оперирует
36 ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ
Таблица 18. Главные генетические типы минеральных месторождений
Месторождения
Эндогеннь»|е Магматогенные Метаморфогенные Магматические Пегматитовые Скарновые Гидротермальные Грейзеновые i Эксгаляционные ’ Метаморфогенные
Эгкзогеннщге Гипергенные Седиментогенные Вддозные Криогенные Сублимационные j Выветривания и окисления Л Механические ' Хемогенные Биогенные Гидротермально-осадочные
тонятиями;, доступными для студентов 1—2 курсов, и не претендует надо
сонца последовательную и логически развитую классификацию.
Магматические месторождения
К магматическим минеральным месторождениям относятся, прежде всего,
:ами магм, атические горные породы как естественные, закономерно образо-
вавшиеся скопления минералов. При остывании магмы минералы выделяют-
ся из нее гв последовательности, определяемой физико-химическими закона-
ми кристаллизации многофазных расплавов сложного состава. Их кристалли-
зация в глубинных условиях происходит при температурах около 1 300 — 700 •
а изливши.хся лав — при 1200— 1000 °C. Состав образующейся горной пороДь
зависит от исходного химического состава магмы, в первую очередь от содеР
жания в Шей SiO2, но в целом при магматическом образовании минерал
возникает их сравнительно небольшое число. Это определяется некоторь'
однообразЕием состава магм. Главные минералы — это около десяти силикат
(оливин, плироксен, роговая обманка, мусковит, биотит, микроклин, ортокл
плагиоклазы, нефелин и др.) и кварц (табл. 19). ,0?.
Криста-ллы минералов, образующихся первыми, растут в магме в сво
ных услов -иях и поэтому часто обладают совершенной огранкой. Крис
силикатов имеют плотность, близкую к плотности расплава, он к TOIV,^ce.
вязкий, поэтому кристаллы находятся во взвешенном состоянии, а если
дают, то о«чень медленно. Однако такие высокоплотные минералы, как о
цы хрома и железа (хромит и др.), самородные платиноиды и т. п. moi ут
цать и накапливаться в природных частях магматических очагов. Они обр
ют здесь рэудные залежи. 4
ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ 137
(Na2O + K20) < 8 вес.% (Na2O + К20) > 8 вес.%
Средние SiO2« 60% Сиенит + + + +
эннаоноо о « с in Нефелино- вый сиенит + + + + + +
Ультраос- новные SiO2=40% Ийолит + + +
Кислые SiO2 = 70% Гранит + + + + + +
Средние SiO2 = 60% Диорит + + +
Основные SiO2 = 50% Габбро + + + +
Ультра- основные 0 11 0 Оливинит Перидотит + + + +
। Формула о й гч 'fl? ео (Mg,Fe)3(SiA) о £ o' Uh ео S 'св' о о ГЧ Й о Uh сЗ Z NaCa2(Mg,Fe)5(AlSi7O22)(OH)2 и др. NaNa2(Fe4Fe) (SisO22)(OH)2 и др. X о О сл гч СЛ е, о и^ ьЬ g £4 к о о о сл оо о сл g 'сЗ' сЗ о оо о й гч о Й Na3K(AlSiO4)4
Минерал Оливин Пирок- сены Амфибо- лы Слюды Полевые шпаты Кварц Нефелин
т
138 ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ
। По мере раскристаллизации магмы остается все меньше возможностей п
свободного роста кристаллов. Более поздние минералы выделяются из нее
виде полуограненных и неправильных зерен в промежутках между более пя J
ними минералами. Так постепенно формируется главный объем горной д0
роды.
В целом, в процессе кристаллизации магмы можно выделить раннемагща
тический, главный и позднемагматический этапы. В ранний этап могут
Мироваться хромовые, платиновые руды в ультраосновных горных породах
В главный этап образуются сами горные породы, они тоже могут иметь
практическую ценность. Во-первых, сами магматические горные породы
часто используются как строительный камень. Во-вторых, отдельные глав-
ные минералы в них являются объектом промышленной разработки, напри,
мер, нефелин как руда на алюминий. В позднемагматический этап образу-
ются разные руды — хромовые (в оливинитах), титановые (в габбро), танта-
ловые и оловянные (в гранитах) и др. К позднемагматическим относятся и
медно-никелевые руды в платформенных массивах оливинитов, перидотитов
Л габбро.
Необходимо указать на еще один процесс, иногда широко проявленный в
Магматических горных породах, а именно — на интенсивное их преобразова-
ние под действием межзеренных водных растворов — последних конденсатов
застывавшего расплава. Эти процессы особенно часты в ультраосновных гор-
ных породах, они выражаются в замещении оливина (силиката магния) сер-
пентином и тальком (гидросиликатами магния). Подобные явления химиче-
ского замещения одних минералов другими в геологии называют метасомато-
зом. Оливин — это исходный (первичный) магматический минерал, серпен-
тин — это конечный, собственно метасоматический минерал.
I Пегматиты
1 *
Пегматитами (пегматитовыми минеральными месторождениями) называют
жилы крупно- или гигантозернистого строения, сложенные теми же минера-
лами, что и горные породы, с которыми пегматиты связаны по своему проис-
хождению. В природе наиболее распространены гранитные пегматиты, °нИ
состоят из полевых шпатов (микроклина, ортоклаза, плагиоклазов), квари®’
а в качестве второстепенного минерала обычны слюды (мусковит и биоти в
т.е. по валовому минеральному составу эти пегматиты соответствуют гран
Там. Значительно менее распространены сиенит-пегматиты, нефелин-сиеи
товые пегматиты, габбро-пегматиты. .
Гранитные пегматиты встречаются среди гранитов, гнейсов, сланцев в в
жил и линз размером от 0,5 до 20 м по мощности и от 10 до 300 м в ДД
Главными минералами в них являются полевые шпаты, слагающие от 5 $
Vo % объема пегматитовых жил, и кварц, на долю которого приходится °т
до 40 % объема жил.
Характерно, что в гранитных пегматитах калиевые полевые шпаты (м
роклин и ортоклаз) образуют с кварцем особые срастания — это пласти1'
ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ 139
Рис. 68. Графические срастания кварца и микроклина.
Боковые поверхности кварца (и микроклина) имеют индукционную штриховку — это результат
их совместного роста
тые, веретенообразные, клиновидные и изгибающиеся вростки кварца в еди-
ном блоке полевого шпата (рис. 68). Внешне они напоминают древние пись-
мена, поэтому весь сросток называется графическим срастанием, или пись-
менным гранитом, или еврейским (по форме «букв») камнем. Узор срастаний
полностью подобен тем, которые образуются в металлургических процессах
при одновременной (эвтектической) кристаллизации двух металлов из их
совместного расплава. По представлениям А. Е. Ферсмана, микроклин (ор-
токлаз) и кварц в таких срастаниях также образовались при их одновремен-
ной кристаллизации из магмы. Такие срастания столь характерны для пег-
матитов, что именно по ним эти горные породы получили свое название:
термин «пегматит» (от греч. pegmatos — крепкая связь) впервые был преддо-
н в 1822 г. Р.Гаюи для обозначения графических срастаний ортоклаза и
Кварца.
(рисегматитовь1е жилы в разных участках имеют разный состав и строение
лесТ В осев°й части жил наблюдаются скопления сплошного кварца. Да-
та.ПлцКРаяМ симметрично расположены зоны блокового строения. В них крис-
3°Нах ^ЛОки) полевых шпатов могут достигать размеров до 1,5x3 м. В таких
2,5 м2 обнаРУжены гигантские пластины слюды (мусковита) площадью до
х1(1 ’ кРисталлы берилла массой до 15 т, кристаллы сподумена более 12 м в
^'Чие ^а1ьше от центра размер кристаллов постепенно уменьшается. Вне-
Кц,.. 3°Ны Хил сложены мелкозернистыми агрегатами полевого шпата и
fj а ^их называют аплитом).
сц0 *Матиты образуются на глубинах от 10 до 1 — 2 км. Происхождение их
°- По представлениям А. Е. Ферсмана, они являются продуктами крис-
Y
140 ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ
>
0 0,5 1м
Рис. 69. Форма и внутреннее строение пегматитовых жил Гольца Оленьего, Забайкалье
(М. А. Иванов, 1985):
1 — метаморфические горные породы; 2 — граниты; 3 — кристаллы полевого шпата чистые.
4 — кристаллы полевого шпата с вростками кварца типа еврейского камня; 5 — выделения квар-
ца (а — дымчатого; б — молочного); 6 — кристаллы биотита (с) и мусковита (б)
таллизации остаточных порций застывающего гранитного расплава, отжатого
из магматического очага в трещины в окружающих его горных породах. Этот
расплав как последняя часть кристаллизующейся магмы относительно °^°га
щен легколетучими (Н2О, HF, НС1, В2О3, СО2 и др.) и другими компонента^
(Li, Be, Та, Nb, Cs и др.). я
Кристаллизация минералов начинается при 900 — 800 и завершается ПР
200-100 °C. г
По особенностям минерального состава и промышленной ценности вь
ляют несколько типов гранитных пегматитов (табл. 20). Наиболее важнь
являются керамические (и слюдяные), кварц-берилло-топазовые и аль
сподуменовые пегматиты. Первые разрабатываются для извлечения поле1’
шпатов (сырье для керамической промышленности) и мусковита, из втоР
добывают пьезокварц и драгоценные камни (берилл, топаз и др.), из треТ
извлекают руды редких металлов — лития, цезия, тантала и др.
ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ 14Т
•раблица 20. Специфические и добываемые минералы гранитных пегматитов
Главные минералы Тип пегматита Специфические минералы Добываемые минералы, формула
Кварц, кали- евые поле- вые шпаты, плагиоклазы, слюды Слюдяные и кера- мические (калие- во-боровые) Мусковит, тур- малин (шерл), уранинит, мо- нацит, апатит, алланит Микроклин K(AlSi3Og) Ортоклаз K(AISi3Og) Мусковит KA12(AlSi3O1())(OH)2 Кварц SiO2
Кварц-берилло- топазовые (фто- ро-берилловые) Топаз, берилл, морион, турма- лин (шерл) Кварц SiO2 Берилл Be3AI2(Si(1O|S) Топаз Al2(SiO4)F2
Альбит-сподуме- новые (натриево- литиевые) Альбит, споду- мен, лепидо- лит, турмалин (эльбаит) Танталит-(Ре) FeTa2O6 Сподумен LiAl(Si2O6) Поллуцит Cs(AlSi2O6)-«H2O
Скарновые месторождения
Скарновые минеральные месторождения (скарны) образуются в зонах кон-
такта гранитов с известняками и доломитами. Они встречаются либо в виде
залежей разной мощности (от 1 — 2 см до сотен метров) непосредственно по
контакту этих горных пород, либо образуют в зонах контакта бесформенные
залежи и жилы в граните, известняке, доломите (рис. 70).
Скарны образуются на глубине около 3—7 км под действием горячих вод-
ных растворов. Эти растворы поднимаются вдоль контакта из глубинных час-
тей еще кристаллизующегося очага магмы. Они смачивают все горные поро-
ды. В поровом пространстве горных пород в водной (капиллярной) влаге
начинается встречная инфильтрация (просачивание) компонентов. Из грани-
в сторону известняков и доломитов диффундируют (медленно мигриру-
ло Al, К и другие химические компоненты гранитов. В противопо-
ном направлении перемещаются Са, Mg и др. Происходят обменные хи-
Полеские реакции и образуются новые метасоматические минералы на месте
Гг.„евь,х шпатов в гранитах и на месте кальцита и доломита в известковистых
Р«Ь1Х Породах.
Tbte °Ны скарнов, развитые по граниту, называют эндоскарновыми, а разви-
ИМек^* Осадочнь1м карбонатным горным породам — экзоскарновыми. Они
ЯвляттСВОЙ особый минеральный состав. Главными минералами эндоскарнов
(осТа ся сложный по составу Ca-Na алюмосиликат скаполит и реликтовые
Как <-°ЧНЬ1е) минералы гранитов — полевые шпаты и др. (табл. 21). Скаполит
(Caj Ь1 ^брал в себя вещество из гранитов (Na, Al, Si) и из известняков
142 ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ
Рис. 70. Схема геологического залегания скарнов (точки).
Стрелками указано движение растворов
Экзоскарны в известняках состоят из новообразованных преимущест-
венно кальциевых и кальциево-алюминиевых силикатов — волластонита,
диопсида, гроссуляра, андрадита, эпидота и из кальцита. Силикаты крис-
таллизовались за счет Са-известняков и Si и А1, мигрировавших из грани-
тов. Экзоскарны в доломитах состоят из силикатов и алюмосиликатов маг-
ниевого состава — форстерита, хондродита, флогопита. Часто присутству-
ет оксид магния и алюминия — шпинель. Источником магния были доло-
миты.
Большой вклад в формирование представлений о генезисе скарнов сделали
в 1920— 1960-е гг. А. Н. Заварицкий, П.П.Пилипенко, Н.Ф.Шахов, Н.А-Смс
лянинов, С. М. Курбатов, Д. С. Коржинский, В. А. Жариков. С. М. Курбатов ДО
казал, что минералы-силикаты образуются в скарнах за счет вещества гра
тов и известняков в ходе последовательных метасоматических реакции
щения одних минералов другими. Д. С. Коржинский, В. А. Жариков соз
физико-химичекую модель образования скарнов. м((-
j Скарны имеют промышленное значение как среда образования руД,1Ь
нералов железа, олова, свинца, цинка, меди, бериллия, минералов ]Тн11
ды флогопита и других полезных ископаемых. В этом отношении люо°
само рождение термина «скарн» — это слово шведских горняков стар
мен, обозначавшее «дрянь, пустая руда»: скарн выбрасывали, а извлек
лезную руду. к раз-
В разных учебниках и научных работах скарны нередко относя
ным генетическим типам месторождений. И действительно, если суд .
их геологической позиции — это контактовые, по полному пре°оР
ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ 143
Таблица 21. Типичные минералы скарновых месторождений
минералы Формула Скарны
известковые магнезиальные
СаСО3 + +
рогдастонит Сзз( 81^09) + -
[Ьцюксены: щОПСИД геденбергит CaMg(Si2O6) CaFe(Si2O6) + + +
Гранаты: гроссуляр андрадит Ca3Al2(SiO4)3 Ca3Fe2(SiO4)3 + + +
Скаполит (Ca,Na)4((Al,Si)2Si2Og)3(CO3,Cl) + +
Вс ау пиан Cai9Al1oMg3(Si04)|0(Si207)4(OFI)|0 + +
Эпидот Ca2(Al2Fe)(SiO4)(Si2O7)O(OH) + -
Кварц SiQ> + +
Доломит CaMg(CO3)2 - +
Шпинель MgAI2O4 - +
Форстерит Mg2(SiO4) — +
Флогопит KMg3(AlSi3O10)(OH)2 — +
Касситерит SnO2 + —
Kl.ii петит FeFe2O4 + +
I11 ' 1ИТ Ca(WO4) + -
_?°'"'''денит MoS2 + —
n.Z ~ —— CuFeS2 + +
ЦИрит Fe(S2) + +
к П' "Нопирит 1 ~~ Fe(AsS) + —
'* нит - ' "VI»UT __ PbS + -
ZnS + -
'Win,, Fe,.xS + +
144 ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕР АЛОВ
нию исходных пород — метаморфогенные, по механизму разра
метасоматические, а по природе растворов — это гидротермальнь^11114 "
рождения. Ie MeCj0
Гидротермальные месторождения
: Гидротермальные минеральные месторождения образуются при отл
минералов из водных или углекисло-водных растворов. Максимальные
ны формирования этих месторождений составляют 4,5 — 5 км, минимал^11
отвечают поверхностным условиям.
Морфология минеральных скоплений различна. Минералы могут за
|нять пустоты в лавах и в осадочных горных породах, образуя в них конкой1
>и жеоды. Также они могут заполнять открытые трещины в гранитах, гнейсах
.сланцах и в любых других горных породах. В результате образуются жилы в
которых кристаллы минералов растут на стенках, постепенно заполняя все
свободное пространство. Такие жилы называют жилами заполнения, или сек-
реционными. Но если гидротермальные растворы двигались в горных породах
:по тончайшим трещинам или диффундировали (просачивались) в поровом и
межзеренном пространстве горных пород, то отложение минералов шло за
счет постепенной резорбции (разъедания) и химического замещения минера-
лов окружающих горных масс. Такое явление называется метасоматозом, а
сами жилы — метасоматическими (или конкреционными). Обычно они свя-
заны постепенными переходами с вмещающими их горными породами, не-
редко их состав меняется, пересекая разные горные породы.
В среднем мощность гидротермальных жил колеблется от 0,1— 0,2 до 3-
4 м. Они прослеживаются по простиранию до 700—800 м, в глубину — ДО
500 м. Жилы редко бывают одиночными, чаще всего они группируются в сис-
темы жил, сложные по характеру их взаимных пересечений.
Еще одна форма гидротермальных минеральных месторождений -
метасоматические залежи. Они возникают при просачивании раствору
или диффузии вещества через породы и образуются за счет химиче
реакций между веществом горных пород и растворами. Морфология
залежей сложная, размеры различные. Наиболее крупные размеры
медно-рудные гидротермальные метасоматические залежи — в сре
100x500x300 м. По-пеР"
Имеется несколько источников Н2О в гидротермальных растворах.
вых, это застывающие магматические очаги. При кристаллизации магмы
постепенно отделяются летучие вещества, в том числе Н2О. Во-вторых..
СО2 выделяются в глубинных зонах земной коры за счет реакций деГИ\Еряа1Ь
и декарбонатизации глин, мергелей, известняков при процессах их Р ^п1
ного метаморфизма. В-третьих, источником Н2О являются процессы Д ^gct
мантии. Выделение из нее углеводородов и их окисление при подт>еМе
более верхние горизонты земной коры идет с образованием Н2О и СНг-
СН4 + 2О2 = 2Н2О + СО2
ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ j45
ЕШе
веГ”--
пенно F
^Гна своем пути.
порол на v ------------ - -----------
диться в разных фазовых состояниях.
„ДИН источник Н2О- это по-
• ,.е воды. Исследования по-
,Х||ОСТ о они могут мигрировать
’ глубин 500 м и более, посте-
°-язогреваясь и минерализуясь
извлечения веществ из горных
гчп на своем пути.
П° с! известно, Н2О может нахо-
СЯ в разных фазовых состояниях,
ff физико-химической диаграмме
71) линиями, исходящими из
Литической точки, условно разделе-
ны гипотетические поля разных фазо-
вых состояний Н2О в земной коре на
разной глубине и при разных темпера-
турах. Н2О обладает свойствами жид-
кости (влево от разделительной ли-
Рис. 71. Гипотетические границы гидро-
термальных, пневматолитовых и надкри-
тических (флюидных) состояний Н2О в
геологических условиях (А. Г. Булах, 1977):
vv — изохоры; жирные линии — изолинии гео-
термического градиента; Кр.т. — критическая
точка воды
нии). Это поле соответствует гидро-
термальным месторождениям. Вправо
от линии поле флюида, так трактуется
в физической химии фазовое состоя-
ние Н2О при высоких температурах и
давлениях. О.В. Кононов (1982) пред-
ложил называть так образовавшиеся
минеральные месторождения термо-
флюидными.
Поле газовых (пневматолитовых) систем на рис. 71 самое маленькое.
сточники веществ, переносимых в Н2О, тоже различны. Часть их выно-
ся имеете с Н2О из мантийных и магматических очагов и из пород, под-
1люц1ихся процессам метаморфизма. Часть компонентов извлекается рас-
перен?И И3 горных ПОР°Д на путях миграции растворов. Главной формой
и°‘Н-|И(таб ВС22)СТВ Гидротермальнь1МИ Растворами являются комплексные
зен, состав гидротермальных месторождений очень разнообра-
РазличньйГ СЛИШком Разны источники растворов, а значит, они могут иметь
^•ясства Химический состав, характеризоваться разными концентрациями
ТельцОГо п НеМ’ Значеииями pH и величинами их окислительно-восстанови-
л°та (раствлп Нциала- Помимо Н2О значительную роль может играть углекис-
Нальными Ренная Форма СО2), т.е. растворы могут быть карбо-гидротерми-
в
рВ;1яЮтС}| ^ермальных рудоносных жилах и залежах главными минералами
м рц или кальцит, реже — доломит, сидерит, барит, флюорит.
Mil Ралы представлены преимущественно сульфидами и окси-
’^ Сцн РМальные рудные месторождения образуются на разных глубинах
к°в, 1987):
146 ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ
Месторождения
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)
1луби"а,км
1,5
1,5
1,3
0’5-to
°’4-1,0
Таблица 22. Некоторые возможные формы переноса металлов в
растворах (по А. В. Зотову и др.)
гчДРотермальнщ
Химический элемент Форма переноса (комплексные ионы) Условия
Медь (СиС12)- (Cu(HS)2) . —_ Слабокислые и нейтральные раство- ры, относительно высокие темпера- туры Щелочные растворы, менее высокие температуры
Молибден 1 (NaHMoO4)° (КНМоО4)° (НМоО4) Растворы с повышенной щелочнос- тью, температура < 450 °C Нейтральные среды, температура > 450 °C
Золото (Au(HS)2)“ (AuC12) Температура 350—450 °C
Серебро (AgCl2)_ (Ag(HS)2) Температуре > 200 —250 °C Температуре < 250 °C
Таблица 23. Примеры минералов грейзеновых и гидротермальных месторожД®***
— Минералы МорФ0'
Месторождения, температура главные нерудные добываемые ЛОГИЯ
Грейзеновые, 500 — 600°С Кварц, мусковит Касситерит SnO2 Молибденит MoS2 Вольфрамит (Fe,Mn)WO4 Висмутин Bi2S3 Танталит-(Ре) РеТа2Об Берилл Be,Al2(Si£O|g) Топаз Al2(SiO4)F2 \ Метасоматические \ аалежи, ж.илъх
ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕТ'АЛОВ I47
Продолжение табл. 23
^рождения, температура Минералы Морфо- логия
главные нерудные добываемые
Высокотемператур- ные, 300—500 °C 1 ZLI 1 Олово-молибдено- вольфрамовые t Кварц Касситерит SnO2 Молибденит MoS2 Вольфрамит (Fe,Mn)WO4 Висмутин Bi2S3 Шеелит
° Полиметал- лические Кварц Арсенопирит Fe(AsS) Золото Au Халькопирит CuFeS2 Сфалерит ZnS Галенит PbS Жилы
V 3 X л § о © Урановые Кварц Кальцит Доломит Скуттерудит Co4(As4)3 Никелин NiAs Висмутин Bi2S3 Аргентит Ag2S Уранинит UO2
Гидротет тпературные, 150—J Колчеданные — Пирит Fe(S2) Халькопирит CuFeS2 Халькозин Cu2S Сфалерит ZnS Галенит PbS
Среднетел Свинцово- цинковые Кальцит Доломит Галенит PbS Сфалерит ZnS Пласто- вые залежи и вкрап- ленность
Медистые песча- ники Кварц Халькопирит CuFeS2 Борнит Cu5FeS4 Халькозин Cu2S
148 ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ
Условно и чисто ориентировочно гидротермальные рудные месторождения
подразделяют на высоко-, средне- и низкотемпературные. Каждый из этих
типов месторождений имеет особенности минерального состава и рудонос-
ности. Примеры гидротермальных рудных месторождений даны в табл. 23.
Грейзены 1
Грейзен — старинное название, данное саксонскими рудокопами зери’
стой кварцево-слюдяной (мусковитовой) горной породе с касситеритом
Было замечено, что эта горная порода образуется за счет разъедания,
ции, метасоматического замещения гранитов вокруг оловорудных жил’темле-
новлено, что грейзенами, во-первых, сопровождаются наиболее вЫСОК°иТ0Р. J
ратурные гидротермальные рудоносные жилы, залегающие среди гран
во-вторых, грейзены могут залегать самостоятельно (рис. 72) и заним ра-
чительные площади (до 5 км2), иногда почти полностью замещая 7^^
участки гранитов. Грейзены образуются за счет химических реакции
полевыми шпатами гранитов и просачивающимися через них РУд°НпоЛе₽1’'
водными растворами. Упрощая и схематизируя, можно написать так. __
шпат (плагиоклаз, микроклин, ортоклаз) + раствор -> мусковит + квар
твор, или
3K(AlSi3Og) (микроклин) + 2Н+ = KAl2(AlSi3O10)(OH)2 (мусковит) +
+ 6SiO2 (кварц) + 2К+
ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ 149
Образование грейзенов происходит при температуре около 600—500 °C.
Химически процесс сложен, поэтому помимо главных минералов — мускови-
та, кварца, непрореагировавших остатков (реликтов) полевых шпатов, в грейзе-
ны входят и многие другие, в том числе рудные, минералы (см. табл. 23). Часто
для этих горных пород характерно кавернозное строение. Стенки каверн не-
рс 1ко выстланы друзами кристаллов кварца и драгоценных камней — топаза,
берилла.
в<>^|)аКТИЧеСКое значение грейзенов велико. Они являются важной рудой на
*’ "41’Рам, молибден, висмут, а иногда — источником добычи камней-само-
икюв (берилла, топаза, турмалина).
Эксгаляционные месторождения
э »
^ипичны'ИЦИОННЫе минеральные месторождения образуются из газовой фазы.
с,:|ц |я>.)ТМ ^Римером являются фумарольные возгоны (табл. 24). Они пред-
хкие я° ТОнкодисперсные и мелкозернистые корки, налеты, кристал-
1 "«Ых пот*еГаТЬ1 на стенках трещин в кратерах вулканов и в остывающих
' '"'неся °Ках’ иногда образуют конусовидные массы, постепенно разрас-
1 1|"1 '‘^одят-КРУ* <^ маР°ЛЬНЬ1х струй на поверхности вулканов. В состав воз-
С|,х-|1,Рпды . раздичные вещества — сульфаты, хлориды, оксисульфаты, ок-
/'"н н3ва гематит Fe2O3, самородная сера, аурипигмент As2S3, сас-
" 'ина 3 И промышленное значение имеют лишь скопления серы и
"‘Вцл
п темСп1ЦеСТВОвания газов ограничены значениями критических дав-
МГ]а и ературы. Для Н2О, СО2, СН4 они составляют соответственно
4,15 °C, 7,4 МПа и 31,05 °C, 4,6 МПа и 82,1 °C. Значит, если
150 ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ
Таблица 24. Минералы в вулканических возгонах
(Большой Толбачик, Камчатка, 1975—1976 гг. по Л.П.Вергасовой 1996)
Минерал Формула ТемперэтурГГ^^^ проб, °C П>0₽а
Гематит Fe2O3 625—
Галит NaCl 600 —475 "
Сильвин КС1 600
Тенорит CuO 600 - 275 '
Халькокианит Cu(SO4) 600 - 275
Долерофанит Cu2(SO4)O 600-275
Пийпит K.2Cii2( SO^^O 600 - 275
Ключевскит K7Cu7Fe(SO4)9O3 600-275
Галит NaCl 525 - 210
Золото самородное Au 500-275
Меланоталлит Cu2OCl2 400 - 210
Толбачит CuCl2 400 - 210
Селлаит MgF2 400—210
Сульфаты Al, Mg, Са, Na — 375-150
Хлориды Са, Mg, Al — 350-150
Эльпазолит K2NaAlF6 350-50________
Флюорит CaF2 350-50_^__
Нашатырь NH4C1 350-150____^-
Ангидрит CaSO4 300-W_____^-
Гипс Ca(SO4) -2H2O 110-J0^_^
Опал SiO2«H2O 110-1£^_^
Молизит FeCl3 no-J£___-^
Сераром6 S 9О-5О_^^
И О в B'L
учитывать величину литостатического (горного) давления, даже 02
газа не может существовать на глубине более 400 м и при температур
374,15 °C. При более высоких давлениях и температурах существует
кая вода, или вода во флюидном (надкритическом) состоянии.
ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ 151
Метаморфогенные месторождения
м,’Рфизме
V ’
Дой
Для
ДИ|
Об;
Ис'
Ис
Ре
гкЬогенНые минеральные месторождения образуются в процессе
доетаморч^ пород: известняки превращаются в мраморы, песчани-
меТ^°Бкварииты, глинистые породы — в сланцы, а при высокой степени
км " в а _ в залежи андалузита, кианита и силлиманита; на месте бок-
М1,,;|',ор<^тложений возникают наждаки (существенно корундовые мелкозер-
с,<|‘,,|Ь1ХмаССы). Эти примеры хорошо показывают сущность явления: пере-
ИИСТХлизацию, уплотнение пород, их обезвоживание и потерю СО2 (декар-
Ллнатизацию)-
процессах метаморфизма глин каолинит Al2(Si2O5)(OH)4 переходит с no-
il части групп (ОН) в пирофиллит Al2(Si4O10)(OH)2. При более глубоком
^образовании исходного материала и привносе калия образуется мусковит
KAl,(AlSi3OI())(OH)2, затем снова при миграции калия образуется кианит
Al (SiO4)O — безводный минерал. Глины последовательно преобразуются в
кристаллические сланцы и гнейсы. При метаморфизме кварцсодержащих из-
вестняков происходит их декарбонатизация:
ЗСа(СО3)(кальцит) + 3SiO2 (кварц) = Ca3(Si3O9) (воластонит) + СО2
Метаморфизм происходит либо под действием тепла внедрившихся магм
(такой метаморфизм называется контактовым), либо под действием темпера-
туры и литостатического давления (это региональный метаморфизм), либо
при глубинных тектонических дислокациях (это дислокационный метамор-
физм). Химическими агентами метаморфизма являются мигрирующие в раз-
ной форме калий, натрий, вода и др.
Типичным примером контактовых метаморфических горных пород явля-
|р ипт°1ОВИКИ ^Т° плотные мелкозернистые горные породы (пироксеновые,
ппепк°ВЫе’ СЛЮдистые И др.), возникшие за счет прогрева и химического
р Газования глин и глинистых сланцев.
чыс и°луктов Регионального метаморфизма много. Это разные зеленокамен-
Там<’Р(£”^1ЛИЧеСКИе сланцы ’ гнейсы, мраморы. При дислокационном ме-
м<’РфизмеМе ПРОИСХОДЯТ те же преобразования, что и при региональном мета-
Уеловно”0 Масшта^ы (площади) меньше.
" из кот ВЫделяют несколько ступеней (фаций, зон) метаморфизма, каж-
3еленосРЬ1Х 01,!ечают свои ассоциации минералов (табл. 25). Типичными
" названаНЦеВ°й ФацИи являются хлорит и эпидот, от их цвета происхо-
"|,;'ние сланцев — зеленые. Для амфиболитовой фации характерно
'“’“ение ерН°й Роговой обманки, плагиоклаза, граната (альмандина) и
|,овение ХЛОрита’ Л-™ гранулитовой — типично появление диопсида и
' нРевыщ рогов°й обманки. Степень дислокационного метаморфизма
'>Г)|,|й ти1^еТ ам<^иболи1овую фацию.
" in импа Метам°рФизма, связанный с космическими явлениями — удар-
1X1 МетеОп ТНЫВ метаморфизм. Это — плавление горных пород при ударе
М|,НсРадовИТОв’ переход в них графита в лосндейлит и другие превраще-
и<,
"ич
Т
152 ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ
Таблица 25. Условия метаморфизма, примеры горных пород и минерал
Тип преобразо- вания (фации метаморфизма) Исходные горные породы
Вулканиты разного состава Глины ИзвестцЯКи поломить, ’
ОСНОВНОГО кислого
Первичные пре- образования; малые глубины Вулканиты с развитием эпидо- та, хлорита, мусковита, цеоли- тов в вулканическом стекле Глинистые сланцы, аргиллиты ИзвеСТковые^ и известково. Доломитовые сланцы
Зеленосланце- вая 150-500’С; <10 км Зеленые слан- цы Филлиты, серицитовые, хлори- товые, аспидные сланцы Известковые и известково- доломитовые сланцы
Тальк, хлорит, кальцит, маг- незит, доломит Мусковит, биотит, калиевый полевой шпат, альбит, графит Кальцит, доло- мит, брусит, периклаз
Амфиболитовая 200— 700 °C; <25 км » • Амфиболиты Гнейсы, кристаллические слан- цы Карбонатные кристалличе- ские сланцы, мрамор
Роговая об- манка, кали- евый полевой шпат, плагио- клаз Кварц, калиевый полевой шпат, плагиоклаз, гранат, пироксе- ны, роговая обманка, биотит, мусковит, кианит, ставролит Кальцит, фло- гопит, актино- лит, диопсид, гроссуляр
Гранулитовая 400—900 “С; <30 км Гранулиты кислые и основные Кальцифирь^
Калиевый полевой шпат, плагиоклаз, ромбичес- кий пироксен, гранат, ±кварц Кальцит, фор- стерит, шпи- нель
Эклогитовая 850-1000 °C; >30 км Эклогиты — —
Диопсид (ом- фацит), пироп
Сами гнейсы, сланцы, мраморы являются ценным строительным
алом. В них, кроме того, бывают такие скопления минералов, котор
ют промышленное значение сами по себе. Например, известны мес
ния граната (альмандина), из некоторых (где кристаллы прозрачна' 1fH"
бывается как самоцвет, из других — как сырье для абразивной про
ности. В кристаллических сланцах бывают повышенные скопления
Al2(SiO4)O, который является сырьем для производства огнеупоров- .
которых сложных и многократных процессах метаморфизма в мраМ°Р
зуются месторождения слюды флогопита KMg3(AlSi3Oi0)(OH)2.
ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ 153
--- Вадозные месторождения
минеральные месторождения возникают из поверхностных (ва-
ВаД°зНЬ,е _онЫх) вод (грунтовых, почвенных, карстовых). Характер взаи-
дОзнЫ*’ м вод с окружающей средой и явления образования минералов
, особенно наглядно это видно в карстовых пещерах (рис. 73).
мы’гообр • 0о;1ЬШОе число минералов, преимущественно это разные суль-
В них ил ы карбонаты, галогенные соединения. В некоторых пещерах
фа"'1- Т^даи были обнаружены промышленные залежи урановой минерали-
Срс 11,Сф0СфатЬ1 и нитраты можно назвать биогенными минералами, так как
^иком фосфора и азота в них являются экскременты летучих мышей.
"Тпдозным месторождениям можно отнести, с некоторой долей условнос-
также травертины, скопления сульфатов, гидроксидов железа и другие ми-
ТИральные отложения горячих и холодных источников. Вадозное минералооб-
паювание характерно для почв. Так в них образуются, например, псевдомор-
фозы опала по остаткам растений (каменные деревья и др.).
Криогенные месторождения
Криогенные минеральные месторождения образуются при отрицательных
температурах. Если не считать самого льда как минерала, то случаи криоген-
ной кристаллизации минералов описаны в единичных публикациях. Извест-
ны. например, случаи роста кристаллов сульфатов во льду в зоне вечной мер-
злоты. Объясняют это тем, что в капиллярах температура замерзания может
понижаться до -13,6 °C (при диаметре капилляра 0,24 мм) и ниже. Эти явле-
ния изучены крайне мало.
Сублимационные месторождения
Нор\км^.ИМаЦИОННЬ1М называют образование минералов из газа и пара при
на\ Heme ых давлении и температуре. Так образуются кристаллы льда на сте-
в °тложен' ТаКЖе РастУт кристаллы галита на стенах сухих карстовых полостей
Ли 1ых тахта каменн°й соли и на стенах подземных горных выработок в со-
Сх
С|.
Ви
к.
‘Чщ.
Месторождения кор и зон выветривания
|,,стриванием
' "ород называют процесс изменения и разрушения минералов и
',,'|кгорОвНДПовеРхности земли под действием физических и биологиче-
,>ВеРхцОс’ Но бывает наземным и подводным. Наиболее мощно процес-
’’‘"'Чости ЮГО ВЫвегРивания проходят при сочетании нескольких усло-
нЫвеТп Ландшафта, тектонического спокойствия, слабой эрозии. Под-
ание достигает наибольшего развития на океанических хреб-
154 ГЛАВА 7 ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ
ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ J55
каменной соли (К., нш. к. гопу.
х
кремнезема
кремнезема
Профиль коры выветривания
Глинистый
Латеритный
Иллитовый
Исходная
горная
порода
3— А1(ОН)3
Рис. 74. Последовательность формирования латеритного профиля выветривания
+ + : + + °
д— KfAISiiOs) Ko.esAblAkcsSij.MOioXOH^
2— Al2(Si2O5)(OH)4
тах. но при малой скорости накопления осадков (т.е. малой скорости их
захоронения, что способствует длительному воздействию на них природных
вод).
В наземных условиях формируются коры выветривания, плащом покрыва-
ющие неизменные породы и уходящие на разную глубину иногда до 0,5 и
лаже до 1 км. Наиболее мощные коры выветривания образуются в условиях
влажного теплого климата (рис. 74). Длительность их формирования большая,
в отдельных случаях до 15 — 20 млн. лет.
оры выветривания бывают современными и древними (захороненными).
мип.ТеХ И В лруг,1Х интенсивность преобразования первичных горных пород и
ро ð НаРастает снизу вверх. Постепенно на месте первоначальных по-
Mhiii |^Мируются остаточные минеральные месторождения, в том числе пре-
ния iiPrJ,b,e’ ^ни оостоят из продуктов полного или почти полного разложе-
В корах* НОГ° Материала-
•Чнитоц выветпивания за счет полевошпатовых горных пород, а также оли-
Вь,ВетРиванРаЗУЮТСЯ латеРитные месторождения алюминия и железа. За счет
Т°г" MeHHH™nleKOTOpbIX УльтРаосновных пород образуются никелевые мес-
°kl '"пых РИ ВЬ1ветРивании рудных месторождений образуются зоны
""Разов^Д ^РИ Подводном выветривании (его называют гальмироли-
пь Расск,°трИК)аСЬ главная масса глин земной коры.
"'•х кор в Неск°лько подробнее строение и минеральный состав лате-
" 1,1 субтЫВСГривани«- Они образуются в условиях гумидного тропичес-
'к кисл Р Пическ°го климата при выветривании ультраосновных, ос-
в,, '"^Патов** Магматических горных пород, гнейсов и сланцев, т.е. любых
*bJx Минее, Х ГОРНЫХ пород. Происходит полное разложение всех лер-
ов, вынос щелочных, щелочноземельных металлов и крем-
РИ|
Ко
Ио
Ik,
156 ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ
незема и как результат — сосредоточение в остаточных месторожде
сидов и гидроксидов алюминия и железа. Собственно латеритами (кВИях
мами) называю! остаточные продукты, обогащенные оксидом желе^*10^-
матитом Fe2O3, а продукты, обогащенные гидроксидами ал Э" ге-
называют бокситами. м,1Ьич
Образование бокситов начинается с гидролиза полевых шпатов и
щелочей, сначала формируется зона каолинита AI2(Si2O5)(OH) и h,‘l,lD^
глинистых минералов, постепенно расширяющаяся вглубь. Проце ,Д₽Уги*
должается с образованием второй, более поверхностной зоны. Она с Пр°'
из гидроксидов алюминия и возникает за счет разложения каолинита
него выноса грунтовыми водами кремнекислоты. Еще выше Постеп"01
формируется зона почв, часто это краснозёмы, обогащенные оксидом » И°
за — гематитом. Он образуется здесь за счет железа, высвобождающего^
нижних зонах. Существенно сказывается на процессах выветривания кли**
мат. Наиболее полное разложение гранитов происходит в условиях влажно
го и жаркого тропического климата с чередованием дождливых и засуну
вых сезонов.
Седиментогенные месторождения
Седиментогенные минеральные месторождения возникают в процесса»
накопления первичных осадков и последующих процессов их уплотнения и
химического преобразования (это — сложные явления диагенеза и катагене-
за, они изучаются в литологии). По начальному процессу выделяются
механические (обломочные), хемогенные и биогенные месторождения.
Механические, или обломочные, горные породы. Механические горные по-
роды образуются на дневной поверхности и в подводных условиях из оседаю-
щих обломков — валунов, галек, зерен горных пород. Форма обломков- и
размер и минеральный состав накапливающего материала зависят от харак^
ра (механических свойств, размера зернистости) исходных пород, а
механической прочности, плотности и химической стойкости минералов,
дяших в разрушающиеся горные породы. Минералы с большой плот” к(|ц
(более 3—4 г/см3) и одновременно с малой снашиваемостью и химИ"енН1д
стойкостью накапливаются в западинах русла рек и на участках пони
скоростей придонных течений. Здесь песчанистые отложения обогаше
нами гранатов, циркона и других тяжелых и прочных минералов. де-
ления называют россыпями. К ним приурочены промышленные мест и ир.
ния самородных золота, серебра, платины, алмаза, касситерита, м
ильменита. есТОР0*
Хемогенные осадочные месторождения. Хемогенные осадочные м
дения образуются из истинных и коллоидных водных растворов на
ских и озерных бассейнов. Месторождения, возникшие за счет иСтиН TbiHBf
творов, формируются в условиях сухого климата пустынь и полупУ^ цсВ3
озерах и морских лагунах и заливах повышенной солености в результ
рения воды.
ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ 157
и последовательное сгущение рассолов приводит к кристалли-
карбонатов, потом сульфатов, далее — хлоридов и боратов.
4.1111 снаЧ (1962) дает такой ряд минералов, выпадающих при испарении
валяшк° м кого водоема: кальцит Са(СО3) -> гипс Ca(SO4) 2Н2О и
сон';”°K°ca2Mg(SO4)4-2H2O —> галит NaCl и эпсомит Mg(SO4)-7H2O —>
п<> |Ига-],1У1 /soSci • ЗН2О и сильвин КС1 -> карналлит KMgCl3-6H2O и бишо-
f •"'ЙДн2О бораты.
фи, 7 хеМОГенные месторождения представляют собой слои минераль-
древние череДуЮ1циеся со слоями гипсовых, ангидритовых, терригенно-
ных соле ’ порОд. Площадь распространения соленосных осадочных толщ
Куроонат десятков и сотен до многих тысяч квадратных километров,
из'крЯ Т1 бывает от нескольких метров до многих сотен метров. Точно так же
М°ШНтинных растворов выпадают осадки хемогенного доломита, родохрозита
Мп(С°з), сидерита Fe(CO3).
Коллоидно-химические осадки образуются за счет коагуляции коллоид-
ных растворов. Воды рек приносят в бассейны седиментации огромное ко-
личество вещества не только в виде истинных, но и в виде коллоидных
рас торов. Последние в виде мицелл переносят мельчайшие частицы гли-
нистых минералов, кремнезема, некоторых соединений железа, марганца,
фосфора, органического вещества, причем на поверхности таких мицелл
адсорбируются катионы многих редких и рассеянных элементов. Значитель-
ная часть коллоидов, выносимых реками, попадая в морскую воду, преоб-
разуется за счет нейтрализации заряда мицелл. Происходит свертывание и
укрепление коллоидальных частиц, коллоидные растворы переходят из зо-
лен в гели и выпадают в виде студенистого придонного осадка. Часть ве-
щества оседает сразу же в прибрежной области моря, но коллоидальные
частицы оксидов железа (особенно в присутствии гумусовых соединений)
имчот повышенную устойчивость. Поэтому они доносятся течениями до
^тральной части морских бассейнов и оседают там. Как коллоидно-хими-
ты и ° ОСцДКи образуются некоторые железные и марганцевые руды, бокси-
р11Л₽' асто для их облика характерно оолитовое сложение.
Биогенные минеральные место-
п°следую 1 )о^миРуются в верхних зонах земной коры за счет захоронения и
®и“х"мически Пре°бРазования остатков отмерших организмов или за счет
и Л Г™" °Рганизмов образуются органогенные известняки, фос-
СКвх явСМНеВЫе породы (трепелы, опоки, радиоляриты). За счет биохи-
‘ Взаим 1СНИа Формируются скопления фосфатов как продукты химиче-
111 ’’оро еиствия помета птиц и летучих мышей с воздухом и подстила-
•'>и.ц1Ия И’ скопления селитры и фосфатов за счет химического пре-
''1и’>ески ИЧЬеГ° помета образуются минералы в составе мумиё. Также к
'""ералов ЯВлениям относится участие бактерий в образовании некото-
| 'РганцаИбИХ местоРождений — самородной серы, оксидов и гидрок-
"1ка Пп ’ руР°г° железняка в осадочных горных породах. Роль бакте-
1,1 КаОлии ф°РМиР°вании кор выветривания, в частности, при превра-
а в боксит.
ф<>
Ми
СК.
•Of
Of,,
би.
Pl.
си
Ph.
•и
158 ГЛАВА Т ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ
Гидротермально-осадочные месторождения
Этот термин введен Х.Офтедалем и В. И. Смирновым. Месторожд
никают из придонных океанических и морских осадков, которые н Ия в°т
минерализованными (в том числе, рудоносными) поровыми раствопа
проникают в осадок из дна бассейна (рис. 75) и связаны с вулканиче И'5^4
ятельностью, интрузивными процессами, мантийными явлениями ае-
Особую известность получили сейчас так называемые подводные kva
щики. Они обнаружены на дне океанов в подводных рифтовых зонах1
форме они конусовидные, как столбы и трубы и возвышаютя над уровнем
на 50—100 м. Они сложены баритом, ангидритом, кальцитом, пирротин**13
Из отверстия в их центре идет белый или черный дым, морская вода во
имеет pH около 4, температуру до 300 —400 °C и обогащена различными
таллами и метаном. Природные осадки насыщаются этими металлами и
ходе преобразований в них кристаллизуются рудные минералы.
Эту модель отложения рудного вещества в осадках используют в обвд
теории генезиса стратиформных месторождений (по форме как слои). В при-
донном осадке идут сложные физико-химические и биохимические процессы,
в нем протекают реакции изменения одних и кристаллизации других минера- ,
лов. После захоронения под новыми осадками и в ходе последующих долгих
геологических процессов первичный придонный осадок превращается в стра-
тиформное минеральное месторождение, в нем рудные минералы рассеяны в
виде зерен, линзочек, прожилков в осадочной или вулканогенно-осадочной
горной породе. К таким месторождениям бывают приурочены промышлен-
ные медные, полиметаллические, свинцово-цинковые, железорудные, желе-
зомарганцевые руды.
Стадийность процессов, парагенезисы и генерации
Формирование любого минерального месторождения является длительн
многостадийным процессом. Минералы образуются в нем в опред
последовательности, отражающей характер изменений химического
ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ 159
рис
(ч<
неоадаи иелестина(Н. П. Юшкин,
7б.Д0егеНР 1966).
ате выросли кристаллы первой
' 11:1 СУ\ина затем на них отложилась сера
.“'п 1,е! после этого перерыва рос целестин
„ли ивет)' еторой генерации
Целестин
первой генерации
Целестин
второй
генерации
Дно полости
давления и температуры. Эти из-
СР1Яения могут происходить плавно,
nv н ечционно, ритмично - все зависит
У дологической обстановки формиро-
мния минерального месторождения и
источников вещества.
Все множество минералов, образовавшихся в месторождении, называют
его минеральной ассоциацией. Совокупность минералов, образовавшихся в
одну в ту же стадию процесса, называется парагенезисом. Месторождения
каждого из описанных выше типов характеризуются своими специфическими
минеральными ассоциациями. Точно так же парагенезисы являются типич-
ными, повторяющимися в природе сочетаниями минералов. Это было подме-
чено еще М. В.Ломоносовым и В.М.Севергиным, а термин «парагенезис» был
введен А. Брейтгауптом в 1849 г.
Знание типичных парагенезисов помогает геологам при поисках полезных
ископаемых. Изучение парагенезисов минералов позволяет вскрыть физико-
химические условия образования месторождений. Это направление исследо-
^гпгй развито в минералогии за рубежом трудами В. Гольдшмидта, П.Эскола,
• ернсра, Дж. Томпсона, а в СССР — трудами А. Г. Бетехтина, Д.С.Кор-
0™’ В А ЖаРик°ва и др.
времени И Т°Т Же минеРал может кристаллизоваться на протяжении всего
Рожден И пИ ТОЛЬко в какой-то промежуток времени формирования место-
могул быт С™ может кристаллизоваться непрерывно, или в его образовании
или "I ю Ь ПеРеРЫВы, разделенные, например, тектоническими подвижками
и T“ll> ж*еНием дРУгих минералов. Совокупности кристаллов и зерен одного
Ми Минерала Н~рала’ образовавшиеся одновременно, называются генерапия-
l,;ik»i "о на НИ °ТДелены дрУг от дРУга перерывами. Генерации устанавли-
1*‘ ,,сНиямСТаНИЮ ПОЗДних генераций кристаллов на ранние (рис. 76), по
11р” ",|Кам минеральных жилок, по внутрирудным милонитам и другим
Зерна и
,:,||-ся по с СТаллы Разных генераций одного и того же минерала могут от-
.. .. *',Jгощу ВцСТавУ’ морфологии, размеру, свойствам.
1м/ ,|т°°лин Вление генераций имеет практический смысл, и надо пони-
Пр/ Ка,,ества Же минеРал Б разных частях месторождения может иметь
; "Ленную Как слеДствие таких различий, они могут иметь и разную
“ 1<вкы?гность, так как нередко ведут себя по-разному в процессах
и и обогащения руд.
160 ГАЛВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ
Индикаторные минералогические признаки
Кристаллизуясь в минеральных месторождениях в разных условиях
ралы причинно связаны с образующей их средой, ее фазовым состоя??^'
физико-химическими условиями, геологическими факторами. В резуЛьт,1е'1-
каждого типа месторождений имеется свой набор минералогических иш?'
торных признаков: во-первых, это типичная ассоциация минералов, во-^'
рых, типичный характер строения пород и руд, в-третьих, типичные (Т11110
морфные) минералы. Например, гранит и гранитный пегматит сразу уЗИае.®'
по первому признаку — их типичной минеральной ассоциации (полевые цди#
ты + кварц). Но без второго индикаторного признака (характер строения) Ipil'
нит не отличить от пегматита. Наконец, третий индикаторный признак - т„.
поморфный минерал, позволяет выделить разные типы пегматитов. Розовыц
турмалин (рубеллит) укажет, что в данном пегматитовом месторождении мо-
гут быть обнаружены промышленно ценные минералы лития (сподумен), Це.
зия (поллуцит) или тантала (танталит).
Термин «типоморфный минерал» введен Ф. Бекке в 1903 г. для обозначе-
ния минералов, наиболее характерных для тех или иных продуктов региональ-
ного метаморфизма. В дальнейшем У. Грубенманн, Г.Шнейдерхён и П.Нш
гли выявили минералы, типоморфные для других месторождений. В зарубеж-
ной геологии термин «типоморфизм» в литературе сейчас не используется.
Кольца состоят
из частиц льда
Метеориты
Около 200 минералов:
олиаин, пироксены, плагиоклаз,
тэнит, феррит и др.
Верхняя мантия (об.%):
оливин 57
пироксены 29
гранаты 14
Поверхность:
базальты,
андезиты
Уран
Юпитер
ЗвМЛЯ Несколько тысяч
минералов
Марс Шапки: лед и СО2кр
Луна
85 минералов пироксены,олиаин
полеаые шпаты и др.
|^|0рКУрИЙ Полевые шпаты (на поаерхности)
ggHCpa Полеаые шпаты, пироксены, оливин (на поаерхности)
Земная кора (об.%):
полевые шпаты 43
пироксены 16
разные силикаты 13
каарц 12
оливин 6
другие минералы 10
Слои аыаетриаания:
Магнетит,
маггемит, нонтронит,
Сульфаты Fe и Мд
Солнце
Сатурн
• Ариэль 1 _
.* Титания Г лед <на поаерхности)
Нептун
Кристаллический СН4(на поаерхности)
Рис. I Главные минералы Солнечном системы
Рис. 2. Скелетные кристаллы нашатыря.
Таджикистан. Ширина обр. 4 см
Учебные коллекции кафедры минералогии СПбГУ
Рис. 3. Дендрит меди. Богословский рудник, Урал.
Высота обр 5 см
Музей кафедры минералогии СПбГУ
Рис. 4. Игольчатые кристаллы рутила в горном хрустале
(«Волосы Венеры»). Бразилия. Ширина обр. 5,5 см
Музей кафедры минералогии СПбГУ
ис 5. Кристалл кварца с огранённым газово-жидким
включением. Тироль. Длина кристалла 6,5 см
Музей кафедры минералогии СПбГУ
Рис. 6. Кальцит, кварц и халцедон в жеоде в базальте.
Мыс Чаягит, Северный Тиман. Ширина обр. 9 см
Музей кафедры минералогии СПбГУ
Рис. 7. Жеода аметиста и халцедона в базальте
Иждеван, Армения. Ширина обр. 15 см
Коллекция Н. И. Фришмана
Рис. Ь. Сталактиты малахита.
Урал. Длина обр. 8 см
Музеи кафедры минералогии СПбГУ
- 9. Почковидные агрегаты псевдомалахита Сич(РО4)2(ОН)4.
Нижний Тагил. Ширина обр. 8 см
Музей кафедры минера.югии СПбГУ
Рис. |0. Международный треугольник цвета
Рис. 11. Благородный опал.
Чехия. Ширина обр. 9 см
Музей кафедры минералогии СПбГУ
Рис. 12. Авантюрин (канкринит с включениями гематита).
Ширина обр. 3 см
Учебные коллекции кафедры минералогии СПбГУ
- - Буро-коричневыи кварц («компостельский рубин») с корочкой
11 включениями гетита и лепидокрокита по зонам роста.
П-ов Мангышлак, Казахстан. Ширина обр. 8 см
Коиекция Н. И. Фришмана
Рис. 14. Дендрит самородной меди
из трещины в мраморе
Турьинский рудник. Урал.
Высотаобр. 10 см
Музеи кафедры минералогии СПбГУ
Рис. 15. Самородок меди из минерал и юнантш
полости в базальте.
Верхнее озеро, США.
Высота обр. 6 см
Музеи кафедры минералогии СПбГУ
Рис. 16. Кристаллы самородного золота окта^лр и скелетный куб (61-
Урал. Длина ребра 8 мм
Музей кафедры минералогии СПбГУ
Рис. 17. Агрегат волосовидных кристаллов самородного серебра
(«проволочное серебро»).
Фрайберг, Германия. Длина обр. 5 см
Музей кафедры минералогии СПбГУ
Рис. 18 Кристаллы самородной серы и кальцита.
Сицилия. Ширина обр. |0см
Музей кафедры минералогии СПбГУ
Рис. 19. Природные октаэдры алмаза
Снимок из ресурсов Интернета
Рис. 20. Алмаз в кимберлше.
Якутия. Длина ребра 6 мм
Музей кафедры минералогии СПбГУ
Рис. 21 Кристаллы пирита с комбинационной штриховкой.
Берёзовское месторождение. Урал. Ширина обр. 6 см
Музей кафедры минералогии СПбГУ
Ис. 22. Звездчатые (расщепленные; кристаллы аурипигмента
в глинистом сланце. Кавказ
Учебные коллекции кафедры минера югии СПбГУ
Рис. 23. Рубин в метасоматически измененной горной породе
Месторождение Рай-Из, Полярный Урал. Ширина обр. 17 см
Музеи кафедры минералогии СПбГУ
Рис. 24. Сапфировидный корунд в сиенитовом пегматите.
Ильменские горы, Урал. Ширина обр. 5 см
Учебные коллекции кофедры минералогии СПбГУ
Рис. 25. Горный хрусталь.
Полярный Урал. Высота обр. 10 см
Учебные коллекции кафедры минералогии СПбГУ
Рис. 26. Кристаллы пьезокварца (мориона) в забое шахты
Северный Урал
Рис. 27. Друза горного хрусталя из собраний Д. И. Менделеева
Франция. Ширина обр. 26 см
Музей кафедры минералогии СПбГУ
Рис. 28. Благородный г'пал.
Кокчетав, Казахстан. Ширина обр. 11 см
Коллекция Н. И. Фришмана
Рис 29. Оолитовый боксит.
Мячково, Подмосковье. Ширина обр. 9 см
Коллекция Н.П. Фришмана
Рис. 30 Оолиты гетита.
Корнуолл, Англия. Ширина обр. 8 см
Музей кафедры минералогии СПбГУ
Рис. 31. Кристалл циркона.
Онтарио, Канада. Высота 3,5 см
Музей кафедры минералогии СПбГУ
Рис. 32. Двойник ставролита в кристаллическом сланце.
Кейвы, Кольским п-ов. Ширм ня обр 15 см
Музей кафедры минералогии СПбГУ
ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ
В'
>'
Р
F
г<
е>
Г-1 "
"—" а Е Ферсман выделил около 70 типоморфных минералов, харак-
Р Г отдельные стадии процесса минералообразования. Он одновре-
... syioniMX то, что типоморфными могут быть также ассоциация мине-
>’>каза\ ов Морфология кристаллов, состав минерала, его свойства.
li CniR А Франк-Каменецкий ввел понятие «структурный типоморфизм»,
Г д этим реакцию кристаллической структуры минерала на условия
"аЯ П ания. Постепенно сформировалось учение о типоморфизме мине-
' г)3 о связано с именами А. И. Гинзбурга, В. И. Кузьмина, Е. К. Лазаренко,
г‘‘ "гьишина, Н. В. Петровской, Ф. В. Чухрова, Г.А.Юргенсона и многих
^ Исследователей. В 1976 г. Н.П.Юшкин сформулировал закон минера-
l| U "'ского резонанса: всякое изменение в минерале является отражением
" „ений в минералообразующей среде.
И приведем еще раз простые примеры явлений типоморфизма (типоморф-
1ссопиации, типохимизма, типоструктурных признаков, типичных физи-
4CiMix свойств, типичной морфологии кристаллов):
1) корунд типичен для пород, обедненных кремнезёмом. Он обычно не
встречается вместе с кварцем, так как возможна реакция типа А12О3 (корунд) +
+ м), (кварц) = Al2SiO5 (минералы группы кианита);
2) Fe-AI турмалины типичны для керамических и слюдяных гранитных
пегматитов, Li-Al — для сподуменовых пегматитов;
3) трехвалентное железо занимает в кристаллической структуре слюды типа
флогопита четверную координацию только в условиях резкого дефицита алю-
миния:
4) морфология кристаллов флюорита в некоторых однотипных месторож-
дениях иногда закономерно меняется во времени. Например, бывает так
(рис. 77), что грани октаэдра сменяются гранями куба, затем появляются гра-
ни ромбододекаэдра (а—в), затем форма кристаллов еще более усложняется
(о— е).
Добыча минерального сырья в России
Они °^ладает значительными запасами твердого минерального сырья.
лопц.| Их Н^*,С РазнЬ1М|1 по генезису промышленными месторождениями. Ус-
ег<> "бычи Разования’ минеральные формы и запасы сырья в них, способы
Данные о И н^бшки рассматриваются в специальных учебных курсах.
Ра-1ьцО1о Месте России в мире по добыче некоторых видов твердого мине-
а,,:|нца и а к* СМ Б табл- 26. Россия первенствует по добыче никеля, а также
',с>;г|ЛО1!еСТа' ®ТоР°е место она занимает по добыче алмазов, благород-
С|,я ИВ(»111Т ВольФрама, бериллия, ванадия. Их она продает. Наоборот, Рос-
Нс ^азаХ(^тарГанец’ титан, хром. Их она почти целиком закупает на Украи-
4 “• к’арг |Не И дРугих странах мира. Без марганца нельзя получить из руды
ес,на т еЦ И ХР°М’ необходимые при производстве стали определенно-
"’'1и°Дны аН является металлом — заменителем железа в корпусах атом-
11 Тит-». ЛОДОК’ есть много других областей использования марганца,
1
162 ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ
Таблица 26. Страны-лидеры по добыче некоторых видов минепалк.,
(С. В. Петров, Ю.С.Полеховский, 2007) 0Г°Сь*рья
Сырье Страна (три первых места) Место в мире
Черные металлы
Fe Китай, Бразилия, Авст- ралия Украина (6-е место), Казахстан (12-е место) Экспорт
Мп ЮАР, Бразилия, Габон Украина (6-е место), Казахстан (10-е место) Импорт (эд%)'
Ст ЮАР, Казахстан, Индия Казахстан (2-е место) Импорт (80%)
Ti (ильменит) Австралия, ЮАР, Кана- да Украина (8-е место) Импорт (90 %)
"П (рутил) Австралия, ЮАР, Сьер- ра-Леоне Украина (4-е место) ——- Импорт (90%)
V ЮАР, Россия, Китай Россия (2-е место) Экспорт
Цветные металлы
А1 (бокситы) Австралия, Бразилия, Гвинея Россия (6-е место) Импорт (50%)
Си Чили, США, Индонезия Россия (6-е место) Экспорт
Ni Россия, Канада, Авс- тралия Россия (1-е место) Экспорт
Со Демократическая Рес- публика Конго, Россия, Австралия Россия (2-е место) Экспорт
РЬ Китай, Австралия, США Россия (15-е место) Импорт0£^
Zn Китай, Австралия, Перу Россия (11-е место) Импорт!^!--
Sn Китай, Индонезия, Перу Россия (10-е место) Импорт (20 W
Hg Китай, Киргизия, Сло- вения Киргизия (2-е место), Украина (9-е место) Импорт
Sb Китай, ЮАР, Боливия Россия (4-е место) ^ЭкспоР^-
w Китай, Россия, Канада Россия (2-е место) ЭкслпР^-'
Mo США, Китай, Чили Россия (7-е место), а также Узбекистан, Армения, Казахстан Эксп°Рт
ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ 163
Продолжение табл. 26
. СЫР** Страна (три первых места) Место в мире Импорт/экспорт России
Редкие металлы
Li США, Чили, Китай Россия (нет данных) Нет данных
Be США, Россия, Китай Россия (2-е место) Нет данных
В Турция, США, Арген- тина Россия (5-е место) Экспорт
Nb Бразилия, Канада, Россия Россия (3-е место) Импорт (40 %)
REE Китай, Индия, Россия Россия (3-е место) Экспорт
Радиоактивные металлы
и Канада, Австралия, Казахстан Россия (4-е место), Узбекистан (7-е место), Украина (9-е место) Импорт (10 %)
Благородные металлы и алмазы
Au ЮАР, США, Канада Россия (6-е место), а также Узбекистан, Киргизия, Казахстан Экспорт
Ag Мексика, Перу, Китай Россия (6-е место), Казахстан (10-е место) Экспорт
Pt ЮАР, Россия, Зимбабве Россия (2-е место) Экспорт
Pd ЮАР, Россия, Канада Россия (2-е место) Экспорт
Алмазы* Ботсвана, Россия, Ка- нада Россия (2-е место) Экспорт
- .. Нерудное сырье
Барит Асбест Китай, Мексика, Россия Россия (2-е место) Импорт (20%)
Китай, Индия, США Россия (10-е место) Импорт (30%)
Россия, Китай, Казах- стан Россия (1-е место) Экспорт
^‘Маз (в н ^°1сваня \Ральном выражении) — Россия, Ботсвана, Канада, (в стоимостном выраже- *’ Россия, Канада.
164 ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ
Сырье Страна (три первых места) Место в мире Г"
Графит Китай, Индия, Бразилия Россия (3-е место) депорт
Калийные соли Канада, Россия, Бело- руссия Россия (2-е место), Белорусия (3-е место)
Апатиты Россия, ЮАР, Бразилия Россия (1-е место) Экспорт Импорт
Фосфориты Китай, США, Марокко Казахстан (4-е место), Узбекистан (7-е место)
России приходится также импортировать алюминий, уран, свинец
ртуть, олово из Гвинеи, Австралии, Казахстана, Украины и других стран блц»
него и дальнего зарубежья.
Методические указания студентам
Заканчивая эту главу, дадим несколько рекомендаций студентам. Матерна!
этой главы, безусловно, сложен для студента, начинающего изучать минера-
логию. Не надо сразу запоминать все: это трудно хотя бы из-за недостаточно-
го знания студентом самих минералов. Поэтому надо обязательно и система-
тически знакомиться с учебными коллекциями образцов по типам минераль-
ных месторождений и чаще бывать в музеях. Начать это ознакомление лучше
всего с пегматитов, скарнов и гидротермальных месторождений, так как они
сами и минералы в них легче всего распознаются.
В первую очередь приглядывайтесь к общему облику образцов — характеру
агрегатов (зернистых, друзовых, полосчато-зернистых и т. п.), размеру зер‘,”()
стости и другим особенностям их сложения. При знакомстве с минерал*
обращайте особое внимание на те, которые упомянуты в этой главе в ка
главных. Стремитесь заметить в кристаллах признаки, позволяющие су __
характере их роста, попытайтесь определить в простейших случаях к
образования минералов. Только занимаясь с образцами, вы ПР11^ ратлг
минералам и станете, может быть, к удивлению даже для самого сео »
чать их и понимать их жизнь. заг»|С'
В процессе своих практических занятий заполняйте специальну^^*.
ную книжку. В ней отведите каждому типу (подтипу) минеральных 1(J (И
дений одну страницу. Запишите в нее столбиком пока главные mi ^рдзвЗ»-
их формулы), но только лишь те минералы, которые сами видели в "
Ничего не надо сразу же выписывать из учебников, эта записная |1раКтнче'
ваша личная памятка о том, что фактически увидено вами в вашей
ской работе. пОсТ<1Я*-
На дальнейших практических занятиях при изучении минерал0® уд М>’
но пополняйте книжку ассоциаций новыми записями названий и Ф
ГЛАВА 7. ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ 165
ге учебного курса минералогии часть страниц окажется с боль-
.piioB- ® ИТ^инералов, часть — лишь с несколькими названиями — так и
чис-лоМ pje стремитесь заполнить все страницы одинаково, переписывая
^^бсздумно названия минералов из разных книг, учебников и спра-
г„п К*"
з вы вернетесь к чтению этой главы при подготовке к зачету или
ртор°и записная книжка с ассоциациями минералов как результат
экзамену- ктической работы и знание минералов позволят вам самим допол-
Р.ППСЙ пра главы и подготовиться к ответам по вопросам о генезисе
лип» содер
,минсра№-
Минералогический портал www.mineral.su
’ www.mineralog.com
ГЛАВА 8
ПРОСТЫЕ ВЕЩЕСТВА
К простым веществам относится около ста минералов. По своей х
ской природе это, во-первых, элементарные вещества (как говорят са,МИЧС'
ные элементы), например графит С, алмаз С, медь Си, висмут Bi. Во-вт°РОЛ
к нему относятся твердые растворы металлов друг в друге, например, мигк
лы состава (Au, Ag), (Au, Си), (Pt, Fe), (Os, Ir). В-третьих, к этому же X
относятся особые химические соединения — интерметаллиды Pt3Sn, Pt2FeNi
Cu3Au2, Cu7Hg6 и др. В них каждый металл занимает свои строго определен-
ные позиции в кристаллической решетке минерала. Интересно сравнить в
этом отношении изоферроплатину Pt3Fe — это интерметаллид, тераферроила-
тину PtFe — это тоже интерметаллид и самородную платину (Pt, Fe) (твердый
раствор). В первых двух расселение атомов платины и железа строго законо-
мерно, оба минерала имеют свою особую структуру; у третьего структура та-
кая же, как у платины, лишь часть ее атомов неупорядоченно замещена желе-
зом.
Общие сведения
Все простые вещества — очень редкие минералы, суммарно они слагают не
более 0,02% массы земной коры. Однако именно в виде таких минера-
образуются промышленные концентрации некоторых особо ценных м
лов — золота, платины, осмия, иридия, серебра. Значительная доля про
ленных запасов серы как химического сырья сосредоточена в виде сак
ной серы. Некоторые самородные элементы сами по себе являются u п ч
техническим материалом, например, алмаз С и графит С из-за своих (
свойств — твердости (алмаз), электропроводности и тугоплавкости (гр
Ранее считалось, что самородное состояние возможно в пРиР°демеЯвЫ«
для некоторых химических элементов в силу их инертности. Совр -^ця.
исследования привели к открытию самородного цинка, алюминия, во-
кремния и многих других уникальных минералов, но, как оказалось, в
первых, образуются действительно в уникальных условиях и, вО'в fax,,e
ничтожных или исчезающе-малых количествах и в мельчайших зеРн _ м£'
же открытия постоянно делаются среди интерметаллидов и минерал
таллических твердых растворов. Каждый год приносит около чеТЬ не'!'!
открытий подобных минералов. Они привели к обнаружению в рУд
ГЛАВА 8. ПРОСТЫЕ ВЕЩЕСТВА 167
адии металлов (платины, никеля, золота) и, наоборот, форм
, конДеНТр пргиоуюших (облагораживающих) и вредных примесей мик-
.лявнихле! щ
Р*1 ентов.
Кристаллохимические особенности
I
' ство самородных металлов и твердые растворы металлов друг в
ролылин^ структуру, отвечающую плотнейшим упаковкам — кубической
друге иМС1°ТнальНОЙ Таковы структуры природного золота, меди, серебра,
или гекса они кубические), цинка, рутения, осмия (гексагональные).
а.'"0М,,11,,(.^мОрОдНЬ1С металлы являются твердыми растворами и содержат в
МИ°ГЙсоставе изоморфные примеси родственных химических элементов,
своеМ в значительном количестве. При охлаждении расселение атомов по
^^рным позициям их кристаллической структуры упорядочивается, в ре-
^льтиге исходные твердые растворы частично или целиком переходят в ин-
термешллиды.
Чем сильнее химические свойства и характер связей в простом веществе
отличаются от металлических, тем более структура минерала отходит от иде-
альной плотнейшей упаковки. Особо показательны в этом отношении струк-
туры самородной серы, алмаза и графита.
Структура серы является молекулярной.
В мл !ой молекуле объединено в виде кольца
по восемь атомов, соединенных ковалентны-
ми связями, полностью взаимно компенсиру-
ющимися. Суммарный заряд такого восьмер-
ного кольца равен нулю. Кольца (рис. 78) «на-
кладываются» друг на друга в виде колонок,
по-разному ориентированных в пространстве;
то^ЬЦа и колонки связаны между собой оста-
буд*'|11МИ ^ерваальсовыми) связями. Как
мичсско‘Ка3аНО ниже’ все эти особенности хи-
ляюнИ связи и структуры минералов прояв-
к₽1,С1.и |о° внеш,1ей симметрии и огранке
CtPvk°B И в их Физических свойствах.
“нутри елоРа ГраФита слоистая (см. рис. 15),
К°В;| 'пггнь аТ0мы связаны прочными ионно-
‘-'Ществе11*’ междУ слоями — более слабы-
”ес’ны Лнс Нно металлическими связями. Из-
политипные модификации графи-
•‘Щая7.! ПроСТпанг_
41 кольце 'ЛБенная решетка серы, состо-
собпйЬ1Х МОлекУЛ, скрепленных между
остаточными связями
V ср+ />2=1,655 нм
168 ГЛАВА 8. ПРОСТЫЕ ВЕЩЕСТВА
«Гофрированный лист»
Алмаз
(структура развернута,
ось симметрии
вертикальна,
плоскость (111)
горизонтальна)
Рис. 79. Сопоставление структур алмаза и графита
та, в них слои по-разному развернуты друг относительно друга и чуть смеше-
ны.
В алмазе атомы углерода располагаются равномерно во всех трех измерени-
ях кристалла по всему его объему. Каждый атом окружен четырьмя соседними
(см. рис. 14), между ними осуществляются ковалентные связи. Если изобра-
жения структур графита и алмаза ориентировать осью £3 вертикально, выри
совывается формальное различие этих структур — в алмазе горизонтальные на
таком рисунке плоские сетки гофрированы, в графите они ровные (рис. 79).
Морфология и физические свойства
Габитус кристаллов — внешняя симметрия и огранка — тесно связаны <
структурой и условиями роста. Первая зависимость хорошо иллюстриру
на примере большинства самородных металлов: в соответствии с тем, что
структура проста и образована по принципу идеальной плотнейшей куо
кой упаковки, внешняя симметрия кристаллов тоже кубическая с огра
виде куба, октаэдра, ромбододекаэдра и их комбинаций. Таковы кр
золота, меди, серебра сло*,,,н "
У самородных элементов-неметаллов разнообразие кристаллов *^инг011ц
их огранки гораздо более выражены. Они относятся к разным
Сера кристаллизуется в ромбической сингонии в форме многогра
пирамидального габитуса с гранями призмы и пинакоида. Крист
та — это, как правило, тонкие пластинки (комбинация пинакоила^^
шими незаметными гранями гегсагональных дипирамид). Алмаз
таэдры, ромбододекаэдры, реже — кубы. ср0*’1'
Также ярко проявляются структура и тип связей в физичес , к-
минералов — простых веществ. Самородные золото, серебро, мкйезн1''
другие металлы имеют типичный для металлов блеск. У них вы
ГЛАВА 8. ПРОСТЫЕ ВЕЩЕСТВА 169
>’fl
U‘
и
я-
CI
"лети и теплопроводности. Они ковки в разной степени и не
.к.тРа11Р°ВОДТи Сера же с ее молекулярной структурой хрупка, имеет малую
,,т спайн г/см3) и невысокую твердость (около 3), легко воспла-
.|ость (2, плавится. Графит в результате резкой анизотропии стро-
ится •* пр ской решетки имеет весьма совершенную спайность по уп-
крцстал аллов (по пинакоиду) и высокоэлектропроводен из-за сущест-
|,,,ю КР ических связей между слоями углерода в его структуре. Наконец,
*' MeTaJ1feT осокой плотностью (около 3,5 г/см3) и твердостью (10) из-за
Иной компактности своей структуры и ковалентных связей между
,'мами углерода.
а
Hi*'
J101
Особенности условий образования
Первое условие образования минералов-простых вешеств — это прежде
всего инертность, малая активность химических элементов, таких, как плати-
на. осмий, иридий, отчасти золото.
Второе важное и часто независимое условие — малая химическая актив-
ность кислорода в среде минералообразования. Иногда оно выполняется в
холе формирования некоторых горных пород мантийного происхождения.
Полагают, что так образуются в ультраосновных горных породах самород-
ные металлы платиновой группы и алмазы в ксенолитах глубинных (мантий-
ным юрных пород в кимберлитовых трубках взрыва. Бывают и экзотические
геологические явления, при которых резко понижается активность кислоро-
да кристаллизующемся расплаве, например, при прорыве базальтов через
»г.101осиые толщи осадочных горных пород. Возникающая восстановитель-
ная обстановка приводит к тому, что железо кристаллизуется не только в
доцС СВОИХ обыч-ь*х для базальтов минералов — разных силикатов и окси-
яю i'mL" В Виде самоРодных выделений. К числу таких же экзотических
, _________ _____г как промежуточного и
•»кш^1°ИЧИВОг° пР°дУкта многоступенчатых процессов при поверхнос-
"M.lii ТИП -----г-----~~~ -• швдИ.
!b ниц ТРОЦеССОВ °бРазования самородных элементов — биохимиче-
••ггься И аК’ За Счет жизнеДсяте-’|ьности некоторых бактерий могут фор-
iax. кРУпные месторождения самородной серы в осадочных горных
иле своих обычных для базальтов минералов —
очень"1 относится образование самородной меди
тн<и, чкмспрч j.........—. ,к.
'' им Hi таии^хальког1иРита CuFeS2 и других сульфидов меди
CKI " ” ”
Ми;
’’"IM.iax.
Си •
с*ая ’ иГ
' 1^.. ИСТ]
Характеристика минералов
Хи
п мические примеси редки. Обычно это Ag, Au, Fe. Сингония
‘°ч’1Ых ~*речается в виде желваков, одиночных неправильных зерен,
1 Цвет астинча™х выделений в трещинах, в виде дендритов (рис. 14
'а.ми ^едно-кРасный, часто медь покрыта черными, зелеными, си-
Твепп КСидов и гидрокарбонатов меди. Блеск в свежем сколе метал-
°СТь невелика (2,5—3), плотность 8,4—8,9 г/см3. Встречается
170 ГЛАВА 8. ПРОСТЫЕ BEIIIECTBA
вместе с купритом, теноритом СиО, малахитом, хризоколлой в ""—**
ния сульфидных руд и вместе с цеолитами в пустотах лав (СЦ] д\^Не 0Кисдс
вкл.)- Является рудой на медь. ' 'Рис- 15 Цв
Узнаётся по частой ассоциации с купритом, теноритом, малах
коллой, по цвету и блеску в изломе, по большой плотности к М’ Хризо-
крючковатому излому. ’ п0
Золото Au. Химические примеси Ag, Pd, Rh, Си, Fe, Bi. Сингони I
ская. кубиче.
Встречается в виде мельчайших пластинок (золотин), неправильны
лений и вкраплений в кварце и сульфидах (пирите, арсенопирите б "ЫЛе'
рудах); правильные кристаллы очень редки (рис. 16, а, цв. вкл.), othoci С^ЫХ
чаще наблюдаются скелетные кристаллы (рис. 16, б, цв. вкл.), дендри1Ы "Н°
та. В осадочных породах (россыпях) золото имеет облик самородков разни
форм и размеров (массой от долей грамма до нескольких десятков килограм
мов). Цвет золотистый, блеск металлический, твердость 2—3, плотность око-
ло 16—18 г/см3, у чистого золота — 19,3 г/см3.
Главнейшие промышленные месторождения — это речные россыпи и кон-
гломераты (современные и древние), среднетемпературные и низкотемпера-
турные гидротермальные жилы.
Узнаётся по цвету, блеску, мягкости, ковкости, большой плотности и час-
той ассоциации с кварцем.
Добыча золота известна с глубокой древности. В исторически близкие к
нам времена крупнейшие месторождения и золотоносные регионы были от-
крыты в 1471 г. в Гане, в 1500 г. в Мексике, в 1532 г. в Перу и Чили, в 1577 г.
в Бразилии, в 1745 г. в России, на Урале, в 1823 г. в Канаде, в 1842 г. в США
(в Калифорнии), в 1852 г. в Австралии, в 1884 г. в Южной Африке. Прибли^
зительные цифры динамики добычи золота в тоннах: XVI в. — 760, X
914, XVIII - 1890, XIX - 11610, XX - около 55000. Сейчас Россия стоит
пятом месте по добыче золота, на шестом находится Узбекистан, в
времена СССР была сосредоточена громадная доля промышленного
всей страны. листо4'
Серебро Ag. Редкий минерал. Наблюдается в виде тонких пластик )7
ков в трещинах руд и пород, а также в виде проволочных кристаллов^^^ са'
цв. вкл.) и их агрегатов в пустотах руд. Как уникальные явления о чССкий-
мородки массой 1,5; 5; 40 кг. Цвет серебряно-белый, блеск мет '
Излом крючковатый. Образуется в среднетемпературных гидр г руД1ц-'
(полиметаллических) и других месторождениях и в зоне окисле
месторождений. (Ьикап,|ЯХ
Железо Fe. В природе встречается в двух полиморфных модиф оервс»* '
бической сингонии — железо самородное (Fe-a) и тэнит модИ‘1'
держится от 0,2 до 5—8, во второй — до 75 атомн. % никеля. вКрап-ь
ции — крайне редкие минералы. Железо Fe-a встречается в вид в п1),
и крупных масс металла в некоторых земных и лунных базальт ,
ние годы обнаружены его мельчайшие каплевидные включен
оливине кимберлитов и в других минералах различных горных
ГЛАВА 8. ПРОСТЫЕ ВЕЩЕСТВА 171
яла железа являются главной составной частью железных и же-
0ба минер метеорИТОВ. На полированной и протравленной азотной кисло-
лезокамеННЬ1^тИ метеоритов в металле проявляется штриховой узор, извест-
ий пОВСрХ званием фигур Видманштеттена. Пластины (балки) в этом узоре
pijii поД н ом Fe-a, оно обогащено в метеоритах никелем (в литературе по
&1,,ксны и астрономии Fe-a называют камаситом). Пространство между
^анетоле заполнено тэнитом. Эти агрегаты двух минералов являются, ви-
Г-',стина ьТЯГОм распада на две фазы какого-то первично гомогенного ни-
железного твердого раствора.
КС п тина Pt- Природная платина является твердым раствором очень пест-
.состава с общей формулой (Pt, Ir, Ru, Os, Pd, Fe, Ni). Крайне редка.
r>-чается в ультраосновных горных породах мантийного происхождения в
ле мельчайших включений. В условиях земной коры вовлекается в процес-
сы преобразования и, по наблюдениям Н.С.Рудашевского, дает начало ряду
минералов — тетраферроплатине, изоферроплатине, самородным Os и 1г,
сперрилиту Pt(As2>, купериту PtS и др. Эти минералы платины являются глав-
ными формами ее концентрации. При выветривании ультраосновных горных
пород и их последующем размыве платина, ферроплатина и изоферроплатина
накапливаются в речных россыпях, откуда они и добываются для получения
чистого металла.
Все минералы платины — первичные и вторичные — встречаются совмес-
тно в общих зернах и самородках. Многофазность их внутреннего строения
распознается только в микроскопах большой разрешающей способности. По-
этому долгое время платину принимали за один минерал переменного и слож-
ного состава и называли самородной платиной или поликсеном (от греч.
ков ~ МН0Г0, xenos — чужой). Цвет таких полиминеральных зерен и самород-
। меняется от серебряно-белого до зелено-черного, твердость колеблется в
in ,.fCJIax 4—4,5, плотность — от 15 до 19 г/см3. Самородная платина магнитна
^ктроПров0дНа
tax оло>Ш,ЯК А5* О1,ень Редок. Встречается в массивных, почковидных агрега-
Вс гч in ииО'белого (на свежей поверхности) или темно-серого цвета в соста-
сереГ>г, * рмадьных рудных жил. Ассоциирует с сульфидами и арсенидами
Ct'Ms S™’ ™К“"'
В Видс кап «ь Ычно химически чистая. Сингония ромбическая. Встречается
ь°са ii>.IHb]J^)OJIenoflo6Hbix и аморфных на вид масс, гнезд, прожилков, лруз
' анич Г°рных поРодах, а также в виде одиночных кристаллов в соста-
Л*1П|'‘,|мид СКИх возгонов. Кристаллы образованы комбинацией граней
3 ' "“вато-ж PH3mj пинакоида (см. рис. 78). Полупрозрачная. Цвет желтый,
'1 'Юв аЛТыи» гРязно-желтый. Блеск жирный в агрегатах и на изломе
,алУ1о r>Ha гранях — алмазный. Хрупкая, мягкая (твердость 1 — 2),
li отность (2,05—2,08 г/см3). Плавится и загорается в пламени
, х,Ь11иленны
.1 "|,|еских Ые меСт°РожДения образуются как продукт кристаллизации
' ’ , ' с,,ст ра-<ВОЗГОНОВ и в осадочных горных породах. В них сера формиру-
воз О>кения сероводорода бактериями или за счет окисления его
ДУха, затем она многократно перекристаллизовывается и пере-
172 ГЛАВА 8. ПРОСТЫЕ ВЕЩЕСТВА
отлагается. Узнаётся по цвету, блеску, форме кристаллов, их хруп
кой воспламеняемости и по обычной приуроченности к глинам и п СТИ’ J'er.
дочным горным породам. WUm
Используется для производства серной кислоты и как ядохимикат
Графит С. Обычно химически чист. Сингония гексагональная Ча
встречается в плотных, жирных на ощупь и на вид массах темно-серо-16 Всег°
цвета, реже (в мраморах, сланцах и др.) образует вкрапленность оли еРИог°
пластинчатых гексагональных кристаллов с сильным металлическим блГ^НЬ1Х
Очень мягкий (твердость 1). Промышленные месторождения графита п
чены к нефелиновым сиенитам и метаморфическим горным породам У
ся по цвету, мягкости, форме одиночных кристаллов. аст'
Графит используется в металлургии, в качестве технических смазок,
изготовления электродов и движущихся контактов в электроаппаратуре
Алмаз С (от греч. «адамас» — несокрушимый, неодолимый) — высокобари
ческая полиморфная модификация углерода (рис. 80). Образовавшись на глу-
бине, миллионы лет сохраняется при нормальном давлении и температуре в
метастабильном состоянии (в этих условиях стабилен графит). Сгорает при
850 °C, превращаясь в СО2. Графитизация алмаза осуществима в вакууме при
2 000 °C. В эксперименте и при промышленном получении алмаз кристаллизу-
ют из насыщенного углеродом расплавленного металла при температурах свы-
ше 1 500 °C и давлении в десятки тысяч атмосфер. В природе таким условиям
отвечают глубины более 150—200 км.
Рис. 80. Стоуктуоы гпаЛитя и япмячя ппп« иу тотойчиВОСТИ
ГЛАВА 8. ПРОСТЫЕ ВЕЩЕСТВА 173
алмаза кубическая. Кристаллы в виде октаэдров (рис. 19 цв.
Синг°ниЯ одекаэдров, реже — кубов, очень часто на гранях имеются мно-
jci.). Р°мб°Дс1упеньки роста (рис. 20 цв. вкл.) и растворения; если они не-
В1,.целенНЬ1е азом, грани кажутся искривленными, сферическими. Обычны
р.> |,||,МЫ кристаллы массой более 400 кар (80 г) крайне редки и все извест-
дв-1 "*'К 27)
цы 1таЬЛ’ алмаза 10, но она чуть различается на разных гранях и при цара-
Твердост^ ь1Х направлениях. Этим пользуются при распиливании и шли-
пании их вР' алмаза самим же алмазом. Имеется спайность по октаэдру.
♦^3,50 - 3,53 г/см>.
Таблица 27. Крупнейшие алмазы ювелирного качества
I (по В. В. Букалову, 2006)
Караты Алмаз Страна Год находки
406 (?) Журналист Россия, Якутия 1996
342.57 XXVI-й съезд КПСС Россия, Якутия 1980
320,65 Александр Пушкин Россия, Якутия 1989
301,55 Без названия Россия, Якутия 2003
291,6 40 лет Победы Россия, Якутия 19&5
241,8 Свободная Россия Россия, Якутия 1991
232,10 Звезда Якутии Россия, Якутия 1973
210,54 Премьер Россия, Якутия 1991
200,74 60 лет комсомола Россия, Якутия 1978
3106 Куллинан ЮАР 1905
1640 Без названия ЮАР 1919
*195.5 —
_ Без названия ЮАР 1924
Эксцельсиор ЮАР 1893
*08,9 ''И) Звезда Сьерра-Леоне Сьерра-Леоне 1972
Бесподобный Конго (Киншаса) 1984
— Без названия Гвинея 1994
i V . _______ Африканец Судан 1988
Великий Могол Индия 1650
174 ГЛАВА 8. ПРОСТЫЕ ВЕЩЕСТВА
Караты Алмаз Страна Гол
726,6 Президент Варгас Бразилия “ЧОД1У! 19ц ;
698 Без названия Кот-д’Ивуар «б?' 1967
601,25 Звезда Лесото Лесото
500 Звезда Мира Центральная Африкан- ская Республика
446 Без названия Ботсвана 1993
256,7 Без названия Танзания 1956
236 Без названия Намибия — —
232 Без названия Мали 19X3 '
350 Без названия Индонезия 1953
281,25 Золотой петух Китай 1937
191 Без названия Ангола 1983
158,79 Чан-Лин Китай 1977
155 Освободитель Венесуэла _ 1942
151 — Канада ,——1
104,73 Джинджила Австралия 2003
Окраска алмазов разная, чаще всего встречаются бесцветные ПР°
кристаллы. Известны голубые (из-за вхождения ничтожных кол» уГ1Ср(>-
в позиции углерода), желтые (микропримесь азота входит в пози ^т.
да, рис. 81), красные, оранжевые, коричневые, зеленые, черные (
ков графита и сульфидов) кристаллы алмаза. TlJ a.i>,s’
По высокой прозрач
превосходит все минеральь^нИЙ,
высокий показатель прел еГо
та (в среднем 2’42> ” “SL обус-1О!
Персию (около 0,044). в бри
вает игру света («пламе
ft
5С -» 4N+О вакансия
.Г'
/черЧь1С
Рис. 81. Позиции сух:,р'’
в структуре алмаза^^С-
ГЛАВА 8. ПРОСТЫЕ ВЕЩЕСТВА 175
псрмгшых
они <
М3 Bl-
it.
Жа-
ки
ал-
bi.
Га
«яма* П₽И специальн°й их огранке. Мелкие природные неограненные зерна
д^)^епримст,|ы на вид, имеют жирный блеск.
<1ерцц>. Ы добь,Ваются из первичных и вторичных месторождений. Среди
Э1( лСр, ,Х главнЬ|МИ являются вертикальные трубообразные тела (диатремы).
°тходя^еб°ЛЬШих вУлканов, уходящие на глубину 1,5 —3 км (рис. 82). Там
гр\ц,.ц °Т даек в момент образования это были трещины, по которым
... ма,’ТИи Земли поднималась щелочно-ультраосновная магма. Бла-
к'.1!це ОИ ско₽ос™ подъема (по разным оценкам от 30 до 400 м/с) жид-
кР0Шку аЯ Газами магма выносила вверх захваченные ею глыбы, облом-
ов Крис Г°РНых п°Род верхней мантии, в том числе и алмазы. Но часть
:’"с ,;«-Ты 1изовалась в промежуточных очагах поднимавшейся магмы.
'Пом НИе магмы — необходимое условие сохранения алмазов в ме-
’" и ко^СТ°ЯНИи‘
I ' Кчией о ^Руб°к сложены массивной горной породой, жерла запол-
' 'еПТом На С°СТОИТ из округленных обломков глубинных горных по-
"|нческЯ^ЛЯ1Отся так называемые кимберлиты и лампроиты (это вул-
''А|мят г И Материал щелочно-ультраосновного состава). Кристаллы
Ногда в громадном количестве) в состав некоторых обломков
И
г>
L:
376 ГЛАВА 8. ПРОСТЫЕ ВЕЩЕСТВА
глубинного происхождения. Также алмазы рассеяны в вулкано
материале, но здесь их количество ничтожное, так что в сумме ЭСТическ0
алмаза в объеме всей алмазоносной, даже промышленной, трубКиС°Дер*а>л*
десятые—сотые доли грамма на 1 т горной массы. СоставлЯе7
Кимберлитовые трубки располагаются на платформах, лампроит
их складчатом обрамлении. Время образования трубок разное — °ВЬ1е " в
кайнозоя. Возраст алмазов даже в самых молодых из них много древцаРХСЯ
трубок (иногда около 2 — 3 млрд лет). е СаМих
Наиболее богатые алмазами трубки известны в Австралии и Южной
ке. Алмазные трубки имеются в Сибири (в Якутии), Архангельской об^РИ
Китае, США, Канаде и в других местах. В алмазоносных районах далек
все кимберлитовые и лампроитовые трубки содержат алмазы. Не
Из других типов первичных месторождений алмаза назовем промышленн
алмазоносные дайки щелочно-ультраосновного состава, его единичные на
ходки в оливинитах (дунитах), перидотитах, диабазах, а также алмазы в экло-
гитах и импактные алмазы.
Эклогиты — это метаморфические горные породы, образовавшиеся при
высоких давлениях. Алмазы появились в них, видимо, за счет полиморфном
преобразования углерода первичных подвергшихся метаморфизму пород. Им-
пактные (ударные) алмазы образуются за счет углерода при ударе метеоритов
о Землю; есть находки алмаза как в самих метеоритах, так и в породах метео-
ритных кратеров. В импактных кратерах Земли наряду с алмазом встречается
лонсдейлит — гексагональная модификация углерода. В эклогитах и импакти-
тах алмазов бывает много, но они очень-очень мелкие.
Вторичные месторождения алмазов — это россыпи разного генезиса и воз-
раста. Характерна частая ассоциация алмаза в россыпях с пиропом, ильмени
том, хромсодержащим диопсидом. Находка в россыпях яркого и хорошо рат
личимого пиропа помогает искать коренные источники алмаза — ким
товые трубки. (сМ.
Лидерами по добыче алмазов являются Россия, Ботсвана и tea
табл. 26). Около 80% добываемых алмазов используется в технике.
ГЛАВА 9
СЕРНИСТЫЕ соединения
И ИХ АНАЛОГИ
онистым соединениям относится около 600 минеральных видов, глав-
образом металлов и полуметаллов, таких, как дисульфид железа — пирит
FeS^ сульфид железа и меди — халькопирит CuFeS2, сульфид цинка — сфале-
рит ZnS и более сложные соединения.
8(Х-
к
Си
Я1
h
"I
г
Общие сведения о минералах
С позиций общей химии сернистые соединения можно разбить на четыре
класса:
1) простые сульфиды, как бы соли сероводородной кислоты (сфалерит ZnS,
киноварь HgS, сульфид молибдена (IV) — молибденит MoS2 и др.);
2) сложные сульфиды, это двойные и многокомпонентные соли сероводо-
родной кислоты (халькопирит CuFeS2, борнит Cu5FeS4, станнин Cu2FeSnS
ндр.);
3) сопи тиокислот (сульфокислот), т.е. бескислородных кислот, в которых
ь кислорода играет сера. Например, прустит Ag3(SbS3) — это серебряная
^сУРЬмяной сульфокислоты H3SbS3;
K:u П0лисеРНистые соединения (персульфиды), они формально трактуются
зарч11цИ пол,1СеРнистой кислоты H2S2 со своеобразным комплексным двух-
(II) а,1и°ном (S2)2- в их кристаллических сруктурах (дисульфид железа
'""ения <ИМИ аналоГами сульфидов являются арсениды и их смешанные
S) это , СениД°"сУльфиды), например арсенопирит Fe(As2) и леллингит
'Лит Рп/^Л°Ги вещества Fe(S2). Или другой пример — кобальтин Co(AsS),
>тся сеп И Т'П' Также аналогами сульфидов по химическому составу
: ’ читое\111ДЫ И теллУРИДы: РЬТе-алтаит, PbSe-клаусталит (сравните с
я. и 4ai ^адо сРазу обратить внимание на то, что аналогия эта не
кроме тог ПОДо®ны ДРУГ ДРУГУ лишь химические формулы минералов.
। ди-р ’ ВС|яества, не имеющие аналогов среди сульфидов, например
<стые 2 И ДрУгие теллуриды и селениды.
1,1111 яю]яСю°еДИнен11я и их аналоги имеют большое промышленное значе-
Ни*ель ТСЯ главн°й рудой на медь, цинк, свинец, ртуть, висмут, ко-
1,11 * e(S?) дР^гие цветные металлы. Из них извлекают мышьяк, сурьму,
2 служит сырьем для получения сернистого ангидрида и произ-
178 ГЛАВА 9. СЕРНИСТЫЕ СОЕДИНЕНИЯ И ИХ АНАЛОГИ
------------------------------------------------------------------- |
водства серной кислоты. Обратите внимание на то, что черные
лезо, хром, марганец) из руд, где они представлены сульфида\1иМеГалль1 (ж
ются (сера мешает получению чистого металла). ’ Не Извл£Ка'
Кристаллохимические особенности
Главные кристаллохимические особенности сульфидов, а отчасти
логов определяются сочетанием в кристаллических постройках этих*1 Эна’
лов типичного ионообразователя (серы) и типичных металлов (железаИНСРа
свинца, цинка и др.). Важно и соотношение их размеров: радиус S2~ с МСЛи’
ет 0,184 нм, радиусы Pb2+, Fe2+, Со2+, Zn2+, — соответственно 0,1 в»
0,075, 0,074 нм (здесь все значения даны по Шеннону и Прюиту для к0
национного числа 6). Соотношения не идеально отвечают плотнейшей РЛИ"
ковке шаров. Кроме этого, можно отметить еще два фактора, сказывающихся
на структурах сульфидов — это легкая поляризуемость ионов серы (т.е их
деформация с искажением строения электронных оболочек) и возможность
осуществления серой ковалентных связей с образованием комплексных анио-
нов типа (S2)2-, (As^S)3- и т.п. В целом сульфиды характеризуются большим
разнообразием структур и сложными ионно-ковалентно-металлическими хи-
мическими связями в них, но всегда с большой ролью именно металлической
компоненты связей.
Упрощенно и несколько формально можно сказать, что все разнообразие
• Рис. 83. Структура галенита
кристаллических структур сульфвдов и их
аналогов подразделяются на следующие ус-
ловные типы: координационные, островные,
цепочечные (ленточные), слоистые, с komi^
лексными анионами. Есть и ДРУгие
структур, но они более редки.
Принцип построения координат’
структур наиболее просто демо11С5?^Р|1п1)-
на примере галенита PbS (рис. 83). ч :
сти, у галенита структура та же, что
(а она является обычным примером H|jHi и
сании кристаллических веществ в но
вузовских курсах общей физики и _ сС-
позиции натрия заняты свинцом, чис.ч*
рой (см. рис. 10), координацией
свинца и серы одинаковы — б- цз>к'
кон чередования атомов во всех иМцо ’*
ниях одинаковый, свинец и сера ^ез
ружают («координируют») д^Т^пцровОК
зования каких-либо особых гру
этому же принципу координации
структуры сфалерита (рис. нИм-1'
(рис. 85), халькопирита (рис. ° >
ГЛАВА 9 СЕРНИСТЫЕ СОЕДИНЕНИЯ И ИХ АНАЛОГИ 179
Рис. 84. Структура сфалерита
единс^Ов/Ь/<? сгпРУктУРы характерны для пирита и других полисернистых со-
рита с-ИИ ПеРсуль<1)ИДОВ) и их аналогов — кобальтина, марказита, арсенопи-
С7РУктур^Ткр^?ИТа' ^-'тРУктУРа пирита является, как и у галенита, аналогом
87). Оцц сое ас*’ Н° В пиРите атомы серы не одиночные, а сдвоенные (рис.
единены существенно ковалентными связями в двухзарядный ком-
Рис. 85. Структура пирротина
180 ГЛАВА 9. СЕРНИСТЫЕ СОЕДИНЕНИЯ И ИХ АНАЛОГИ
Рис. 86. Структура халькопирита
0,541 нм
Рис. 87. Структура пирита
плекс (S2)2-, это как бы островная обособленная группировка в структуре
минерала. Сходные островные группировки можно выделить в структурах
арсенопирита и кобальтина — это комплекс (AsS)3-, в скуттеруците-(Ах4)
(рис. 88). В этих комплексах атомы, объединяясь, стремятся создать вокрут
себя устойчивую восьмиэлектронную оболочку за счет обобществления своих
внешних электронов. Но их не хватает. Число недостающих электронов и есть
заряд комплекса, он компенсируется за счет связей с атомами металлов в
нерале. Еше один пример островной структуры — реальгар AsS. В нем им
ся молекулярные комплексы (AS4S4)0, в которых ионы скреплены ковале^^.
ми связями, но сами они имеют нулевой заряд (см. рис. 88). В итоге
ется молекулярный кристалл состава As4S4.
Ленточные структуры типичны для стибнита Sb2S3 и висМУТИН^нТ11ро-
В стибните каждая лента бесконечна и имеет состав (Sb2S3)°, они ори
о
Реальгар Пирит Кобальтин
Рис. 88. Схема атомных группировок в некоторых сульфид3*
ГАЛВА 9. СЕРНИСТЫЕ СОЕДИНЕНИЯ И ИХ АНАЛОГИ Jg]
Рис. 89. Структура стибнита Рис. 90. Структура молибденита
(А. Г. Булах, А. А. Золотарёв, 1996)
ЛИч ,
пР
in-
ваны в минерале параллельно друг другу (рис. 89) и соединены остаточными
(вандериаальсовыми) связями.
Примером слоистых структур является структура молибденита (рис. 90).
мо мб** бЫ сост0ит из трехслойных пакетов, в каждом из них средний слой
н\ I. . ЛеН°ВЫ^’ ве₽хний и нижний — из атомов серы. Общий заряд пакета
( ”И. между ними осуществляются остаточные связи.
ныв '^туры с комплексными анионами характерны для сульфосолей. Кислот-
.. ' Ko'‘,Kaj* В Них и является комплексным ионом, занимающим в кристал-
И| ( Р^Шетке несколько обособленные позиции. Например, в структуре
\ g’^bS3) выделяются комплексные анионы (SbS3)3. Они имеют вид
'Ми с роких тРиг°нальных пирамид с атомами сурьмы в их вершинах и
4Томы Ы В Основаниях> между этими комплексными анионами размеща-
’1 1а ктуСеРебра- ^ходнь,е комплексные анионы (SbS3)v и (AsS3)3- имеют-
"-(Лец6 РЛ^КЛЬ1Х РУД, а в энаргите комплексные анионы иные, за счет
1ексц|., ,,Ости Центрального атома мышьяка — это (AsS4)3. Могут быть
анионы (SbS4)3 и др.
I
11
Морфология и физические свойства
1 ч < >>
1 "Ис eqC.yjlb(bnjibi служат яркими примерами зависимости облика крис-
07 структуры минерала. Сульфиды с координационными
' Кр,1сталлизующиеся в кубической сингонии (сфалерит, галенит
182 ГЛАВА 9. СЕРНИСТЫЕ СОЕДИНЕНИЯ И ИХ АНАЛОГИ
Стибнит
Молибденит
Халькопирит Пирит
Марказит
Рис. 91. Кристаллы некоторых сульфидов
ГЛАВА 9. СЕРНИСТЫЕ СОЕДИНЕНИЯ И ИХ АНАЛОГИ
с зованы гранями тетрагонального тетраэдра, внешне неотличи-
пРавиЛ<>- кческого тетраэдра. Также изометрично развиты кристаллы пири-
уого1,1 структура не координационная, но очень близка к ней и отлича-
* чо<я еГ°амеНОй одиночных атомов серы на сдвоенные.
f A i лишь 3 явлена связь морфологии и структуры у цепочечных (ленточных)
Ярко про' вьфцдОв. Приведем два примера этой связи — кристаллы стиб-
и . к111СТЬлИбденита. Первые имеют длиннопризматический облик, кристаллы
11 ‘И М° вдоль лент (Sb2S3)c в пространственной решетке минерала. Структу-
у. енита слоистая с шестичленными кольцевыми группировками аго-
ра моли слоев, соответственно этому кристаллы молибденита имеют вид
*1"" , Н ольных (гексагональных) пластинок — пинакоидов с тончайшими,
111 ^невидимыми гранями других простых форм.
^физические свойства сульфидов и их аналогов очень специфичны. Внешне
они подобны металлам: непрозрачны, имеют металлический или металловид-
1П.1П блеск, цвета, как и у металлов, в большинстве случаев серо-черные и
желтые (реже — красные и синие) разной интенсивности и оттенков, элект-
ронроводны. Все эти особенности физических свойств обусловлены смешан-
ным. частично металлическим характером химических связей в сульфидах.
Вес сульфиды, за исключением персульфидов, обладают относительно низкой
тш-р гостью — от 1 до 5 (т.е. мягче стекла). Твердость персульфидов (пирита,
Ki • • 11ьтина. марказита, арсенопирита, скуттерудита) равна или более 5, что
П|к 1(>прсделено проявлением в них преимущественно ковалентных, сильных
связей внутри островных группировок (S2)2-, (AsS)3- и т.п. В то же время
свинства реальгара, в структуре которого тоже можно выделить островные
Планировки (As4S4)°, иные: он мягкий (твердость 1,5—2), имеет спайность,
зегко плавится (310 °C). Это объясняется тем, что связи между комплексами
слабые, остаточные.
0н^С°5° остаиовимся на электрических и магнитных свойствах сульфидов.
ДимостиадаЮТ Спосо^ностью одновременно к электронной и ионной прово-
P;i 'ii.iX ЭЛекгричества. В результате два контактирующих в руде зерна двух
с 1 ч- ксу,1ьФИДОв> смоченные водой, образуют гальванический микроэлемент
.и 1енным значением ЭДС. На контакте зерен происходят электрохими-
1;“Р Этц11111’ КаК На аноде и катоде, с переходом части ионов в водный
1 °Реолов ПРИВОдит’ в свою очередь, к формированию вокруг сульфидных
За счет Рассеяния металлов, по которым можно искать эти руды.
С<1 11 тверда ТеНСИВНОЙ окРаски минералов и малой или относительно невы-
1,14иагност И СульФиды дают хорошую черту, цвет которой является одним
“’ческих признаков.
Че
Ра.
р>-|
к Условия образования
"’’"Роде с
' хГ>:'х п 1Ь<ДИды кристаллизуются чаще всего из водных растворов при
''1,чс|юстРИ”лизИтельно оТ 600 “С и ниже. Так образуются разные по
1 '11°Ров Н ГИдР°теРмальные месторождения. Так же из гидротермаль-
кристаллизуются сульфиды в скарнах, грейзенах и метаморфи-
184 ГЛАВА 9. СЕРНИСТЫЕ СОЕДИНЕНИЯ И ИХ АНАЛОГИ
ческих горных породах. Из водных же растворов образуются cv
дочных горных породах. Особо, как дополнение к гл. 7, рассм^/ИДы воса
своеобразных типа сульфидных месторождений — стратифорМнь ₽Им ЧетЫр^
разные) руды среди осадочных пород, особый тип вкрапленных6 ^Пласто, г
руд в габбро (так называемые, ликвационные руды) и конкреции в **
осадках. прИДоц,1г .
Стратиформные (или пластообразные) месторождения представл
один из главных источников для добычи меди, свинца, цинка и 1°Тод"
других металлов. Они связаны с различными комплексами переслан^0'01'1"'
горных пород: сланцами, песчаниками и карбонатными отложениями у1ИХСя
терной особенностью руд стратиформных месторождений является до ЭРак'
простой набор минералов, а именно: пирит, халькопирит, борнит, калькой "
галенит, сфалерит. Эти сульфиды располагаются в песчаниках или других о"'
дочных горных породах в виде вкрапленности мелких зерен и прожилков
реже формируют цемент песчаников или создают участки массивных рул ’
Многочисленные теории происхождения стратиформных рудных залежей
сводятся по существу к альтернативе: либо рудное вещество отложилось в
процессе осадконакопления и затем было в них преобразовано в сульфин!
либо это вторичная минерализация, отложенная в осадочных горных порол..-,
просачивавшимися через них как через фильтр гидротермальными раствора-
ми. Осаждению сульфидов способствовала восстановительная химическая об-
становка, создававшаяся из-за обилия органического вещества в осадках.
Важно то, что стратиформные рудные месторождения имеют большую протя-
женность и даже при малом содержании в них полезного компонента они
являются крупными концентраторами руд.
Колчеданные месторождения представляют собой пласты осадочных или
.вулканогенно-осадочных горных пород, насыщенных сульфидами. Специфи-
чен их набор. Это почти всегда колчеданы (так по старой терминологии назы
вались желтые сульфиды с металлическим блеском) пирит и халькопирит •
примесью других сульфидов. Их обшее содержание может достигать ^о''тИ1|а
от объема слоя осадочных и вулканогенно-осадочных пород. Руды эТ0Г° оТ.
образуются в областях вулканической деятельности в придонных мОрсгалЯ11ц-
ложениях при пропитывании их металлоносными вулканическими эк^^ „рп-
ями. Колчеданные руды формируются в процессах преобразования
родных илов, осадков, туфов. приур0'
Ликвационные месторождения медно-никелевых сульфидных Р^Д иХ щш1'
ны к интрузивам ультраосновных и основных горных пород на дРе оТИно»’-
и платформах. Сульфиды представлены в рудах халькопиритом, ___ ^ц.1-
пентландитом и другими минералами. Они образуют сплошные м янНь’с "
ки, гнезда, неправильные вкрапления размером до 2—3 см, РссеСу.1Ь’1"
перидотитах, габбро и других горных породах этих интрузий. В ма^
дов обычны вкрапления хороших кристаллов магнетита и тончай
мая глазом, вкрапленность минералов платины. а уСл(>|!"4
Как полагают, механизм образования этих руд очень сложен, р;|1
появления довольно экзотичны. Сульфиды кристаллизуются из У
ной — основной магмы при ее относительном обогащении серо
ГЛАВА 9. СЕРНИСТЫЕ СОЕДИНЕНИЯ И ИХ АНАЛОГИ 185
з вес %)- Ее источник не всегда ясен, возможно, это окружающие
io почНые горные породы с гипсом и ангидритом. Обогащенная
С|ЦТР' 1110 ОСдри остывании распадается (ликвирует) на силикатную магму и
сер0*1 ',агМа е медно-никель-сульфидные капли. Сначала застывает силикат-
эМУ || С1,°НН образованием оливинитов, перидотитов, габбро. Затем кристалли-
„ и м-" ма С(|1ИдЬ1. Так в этих горных породах образуются округлые скопления
йг>гся сульф пирротина. Они выглядят как капли диаметром от долей мил-
хадькопир ^2. мм в неспокойных тектонических условиях капли сульфид-
лнметрадо отжимаются в трещины — так объясняют образования рудных
иого РаС ЖИлок. В противовес этой сложной картине многие исследовате-
гнезд, ли . гипотезу об обычном гидротермальном генезисе этих сульфид-
лнвыдвига1и‘
ИЫХВ ^природных осадках в водных бассейнах в ходе диагенеза образуются пи-
т марказит, грейгит (уст. — мельниковит), галенит, сфалерит. Сначала они
Лопмируют рассеянную вкрапленность и колломорфные выделения за счет
коагуляции и раскристаллизации коллоидов. Затем, на поздних стадиях диа-
генеза, одновременно с процессами уплотнения осадков и отжима поровых
вод идет образование конкреций пиритового, марказитового или смешанного
пирит-марказитового состава.
Характеристика минералов
Халькозин Cu2S. Встречается в сплошных массах, в виде желвачных агрега-*
тов, мономинеральных жилок и в виде вкрапленности в медистых песчаниках.
Цвет серо-черный, излом шероховатый, матовый, блеск слабый металличе-
ский. На нем обычны цветные налеты малахита, азурита и сульфатов меди,
о низкотемпературный гидротермальный минерал, также типичен для ме-
стых песчаников. При процессах поверхностного окисления медных суль-
(см Н1>1Х накапливается в зоне их вторичного сульфидного обогащения
Ся Йо Совместно с другими минералами служит рудой на медь. Узнаёт-
блёкл ЦНету’ хаРактеру выделений, цветным налетам. От сходных по виду
Гдл Руд отличается тем, что игла оставляет на нем блестящую царапину.
СКая- КриТ ^зомоРФНЬ1е примеси Ag, Sb, Tl, Se, Те. Сингония кубиче-
НаюТся с та^1лы встречаются в виде друзочек в пустотах руды и сразу запоми-
' ।, 1ро е? простотой и совершенством — это кубы и комбинации куба с
'h.i ’ вычно образует зерна, вкрапленные в кварц, карбонаты, и агре-
Ческ,1ч. от МИ ®ДНЬ1МИ минералами. Цвет свинцово-серый, блеск металли-
колетсИЛЬН°Г° Д° слаб°го- Весьма совершенная спайность по кубу —
кадь ” стУпеньками по трем взаимно перпендикулярным плоскостям.
Г 1 в етсИТа (твеРДОСть 2,5), очень тяжелый (плотность 7,6 г/см3).
1'Аден В ГИДР°теРмальпых месторождениях, скарнах и стратиформных
иот с„ Ях’ Является главной рудой на свинец, нередко из него попутно
плот^Р0’ ВИСМУТ’ таллий и др. Легко узнаётся по цвету, спайности,
cvn.,v°c™’ низкой твердости и ассоциации минералов — сфалерита
ульфидов.
’ *Р\
186 ГЛАВА 9. СЕРНИСТЫЕ СОЕДИНЕНИЯ И ИХ АНАЛОГИ
Сфалерит ZnS. Почти всегда содержит в своем составе железо
20 ат. % от суммы (Fe+Zn). Другие изоморфные примеси — Мп' с° 6°лее
Сингония кубическая. Кристаллы в виде тетраэдров. Обычно об °’
ночные вкрапления изометричных зерен, сверкающих на плоек₽ЙЗует одц.
ности алмазным или полуметаллическим блеском. Спайность сове ГЯХ СП:п'
ромбододекаэдру, т.е. по шести разноориентированным плоскостям ННая
зерна многократно взблескивают при поворотах образца. Свойства ’ Поэт°мУ
висят от состава. Почти безжелезистые разновидности прозрачны бСИльн° та-
или зеленоватые, медово-желтые, сверкают алмазным блеском. ManoCUBeTHblc
тые, но с марганцем разновидности имеют красновато-коричневый^3111'
алмазный блеск. Сильно железистый сфалерит — коричнево-черный ЦВеТ И
ный, с полуметаллическим блеском, спайность в нем проявлена хуже ч'Р
во всех случаях коричневая, но разной интенсивности (от светлой до блпо'"
Образуется обычно вместе с галенитом и пиритом в гидротермальных м*
торождениях, скарнах и стратиформных рудах. Является рудой на цинк кад
мий. Легко узнаётся по спайности, блеску, цвету и ассоциации с галенитом
халькопиритом, кварцем, кальцитом.
Пирротин. Состав переменный, приблизительно это FeS, но почти вески
имеется «недостаток» железа («избыток» серы). Это объясняют дефектами
структуры минерала за счет гетеровалентных изоморфных замещений по схе-
ме 3Fe2+ <— 2Fe3++ □. С учетом этой схемы полная формула пирротина такова:
(FeV хРе2/зхс1/зх)т:=1 -i/3xS, упростив ее, пишут: FC]_XS. Для минерала перси-,
указывают частные формулы, например Fe7S8, Fe8S4. Пирротин встречается.
сплошных мелкозернистых массах и в отдельных бесформенных вкраплениях
бронзового цвета с тусклым металловидным блеском, шероховатым изломом
Кристаллы редки, они имеют таблитчатый псевдогексагональный облик. Лег
ко выветривается, он быстро покрывается бурой пленкой, скрывающей соб-
ственный цвет и блеск минерала. Слабо магнитен, но может быть и немагиит
ным. Широко распространен, образуется в разных условиях. Практичесм^
значения не имеет, наоборот, во многих металлургических процессах явЛЯ^о|(
вредной примесью. Узнаётся по бронзовому цвету в свежих сколах, ‘ v
магнитности, бесформенное™ выделений. Начинающие изучать м .и1
гию путают его с пиритом (но у последнего хорошие кристаллы и з
желтый цвет) и халькопиритом (но последний имеет зеленова
Никелин NiAs. Образует сплошные тонкозернистые и почковиднь
ления светлого медно-красного цвета в составе гидротермальных aHlllnv,
сульфидами) месторождений. В зоне окисления нередко замеша
гитом в виде порошковатых масс светло-зеленого, зеленого цвета- вир1"
Киноварь HgS. Образует ало-красные, карминово-красные
ленные в песчаник или мрамор или входящие в состав квар ^аз1
стибнитом и флюоритом. В крупных зернах заметна спайность^ яркая •*
блеск на ее плоскостях. В агрегатах блеск жирный, матовый. еР । г/сМ-’)-1
красная, как от мокрого карандаша, очень тяжелая (плотность . ци
разуется в низкотемпературных гидротермальных месторожДе с
рудой на ртуть. Узнаётся по цвету, черте, ассоциации с флюор
ГЛАВА 9. СЕРНИСТЫЕ СОЕДИНЕНИЯ И ИХ АНАЛОГИ J87
В’
М1
ч;|
Р1
Минералов. Характерный признак —
Ч"П"У когда-то называли шведских, спичек).
Характерная форма кристаллов киновари — ромбоэдры и их
кваР^растаиия.
пики "г g . встречается всегда в виде шестоватых или игольчатых крис-
Д1 СтибииТ кованных вдоль удлинения (см. рис. 91), и их агрегатов. Цвет
r!, jnB,1,с РинО1 да с яркой индигово-синей побежалостью на гранях. Блеск
а-серь’ Хорошая спайность вдоль удлинения, на плоскостях которой
!1ичес поперечная штриховка. Образуется в гидротермальных место-
' 1ЭМ в ассоциации с киноварью, кварцем и флюоритом. Является рудой
сНИЯХЛегко узнаётся по форме кристаллов и их штриховке и по ассоци-
^РьМУ-_____„ Уиг>я1тгепный ппизнак — спичка легко зажигается, если ею
hi минср^1^. - —т - 7
8Цци п пО стибниту (стибнитовыи порошок входит в состав современных,
II\ КОГДа-1^ --------- — '
Висмутин Bi2S3. Внешне во всем подобен стибниту, но несколько светлее
цвету Уверенно отличается от стибнита по ассоциации. Образуется в вы-
сокотемпературных гидротермальных месторождениях вместе с пиритом,
хи И.копиритом, вольфрамитом, мелкочешуйчатой светлой слюдкой — муско-
витом. Является рудой на висмут.
Аурипигмент As2S3. Встречается в виде удлиненно-пластинчатых кристал-
лов и их солнцеподобных лучистых сростков (рис. 22 цв. вкл.), а также в виде
зем шетых масс. Имеет яркий золотисто-желтый цвет, совершенную спай-
ность параллельно таблитчатости кристаллов и перламутровый блеск на ней.
Впрсчается в низкотемпературных гидротермальных месторождениях вместе
с рсхпиаром, кальцитом, кварцем. Является рудой на мышьяк. Легко узнаётся
по цвету, блеску, шестоватым и лучистым агрегатам.
Реальгар As4S4. Образует яркие оранжево-красные призматические крис-
13111,1 с алмазным блеском на гранях и зернистые массы, вкрапления, про-
' 'Mi в кальците. Хрупкий. Излом неровный, шероховатый. Встречается в
^котемпературных гидротермальных месторождениях вместе с аурипигмен-
составе кварцевых и кальцитовых жил или слагает оперяюшие их моно-
*' 1 р\ТгЫе ПРОЖИЛКИ в глинистых сланцах. Вместе с аурипигментом явля-
0| «етц/13 МЫШьяк- Узнаётся по цвету (не путайте с киноварью — у нее не
1,11 жст)| i". ’ Э ал^’фзеный цвет), по оранжевой черте (у киновари она алая),
М<пик1аиИи с аУРипигментом.
’uno г» 1У,«а2. Характерны пластинчатые (пинакоидальные) кристал-
;'"п 1у ^гональной симметрии с весьма совершенной спайностью по
|'ным б'И СеР°Г0 (с ЧУТЬ голубым оттенком) цвета и с металлическим
И|1,1Ые) а Леском- Также обычны розетковидные, чешуйчатые, сплошные
Wi на агрегать1 таких кристаллов. Исключительно мягкий (твердость 1),
'!‘сТОрп УПЬ' 9®РазУстся при высоких температурах в разнообразных
в грей еНИ^’ ^Р°мышленные концентрации как руда на молибден
ipHax п НЭХ’ высок°температурных гидротермальных месторождени-
1 с НимеГКО У3наётся по мягкости, форме кристаллов, спайности. От
nj. >На пРиГРафита Отличается более светлой окраской и более бледной
1,11 ’аЦдит рРавуиРаиии другим бисквитом заметно зеленеет.
Мся трудн es^’4^’8, приблизительно — (Fe, Ni)S. Этот минерал диагно-
В первую очередь его надо искать в сплошных мелкозер-
л,
к.
и
(v
к
li-
ft
Я.
i’ll,.
188 ГЛАВА 9. СЕРНИСТЫЕ СОЕДИНЕНИЯ И ИХ АНАЛОГИ
нистых пирротиновых и халькопирит-пирротиновых агрегатах
ультраосновных и основных горных пород. Он имеет цвет то как' В Массч
то как у халькопирита и выделяется на их фоне в виде оспин зепрПИрр011
ний с сильным металлическим блеском и совершенной спайность^' Вк₽а"
рем направлениям (параллельно граням октаэдра). ю По 4e(bJ
Образуется в ликвационных медно-никелевых сульфидных рудах
рудой на никель. Узнаётся по минеральной ассоциации, по спай Является
ультраосновные и основные горные породы с вкрапленностью хал ™
и пирротина следует проверять на никель и искать в них пентландит°х РВТа
терно, что пентландит почти никогда не встречается вместе с пиритомХйрак'
Халькопирит CuFeSz. Встречается в виде зерен в горной породе или
обычны бесформенные выделения, жилки, гнезда. Кристаллы редки (or PWc’
это тетрагональные тетраэдры и др.). Цвет зеленовато-желтый (латудно'
желтый) неповторимого, типичного именно для халькопирита оттенка (С10
надо запомнить). Излом шероховатый. Блеск металлический. Черта зелено
черная.
Широко распространенный в природе минерал. Промышленное значение
как руды на медь имеют медно-никелевые сульфидные месторождения ликва-
ционного типа (в ультраосновных и основных горных породах), среднетсмие-
ратурные полиметаллические и колчеданные месторождения, медистые пес-
чаники, скарновые месторождения. Легко окисляется, покрываясь радужны-
ми синими, зелеными, красными пленками ковеллина и борнита. Часто заме-
щается с поверхности, по трещинам или целиком гидроксидами железа,
малахитом, азуритом. Легко узнаётся по неповторимому латунно-желтому
цвету и ярким вторичным минералам, развивающимся по нему.
Борнит Cu5FeS4. Встречается в виде неправильных гнезд и жилок в кварце,
тонкой вкрапленности и цемента медистых песчаников, тончайших втор»1
ных пленок на халькопирите. Цвет красный особого оттенка, но
свежих сколах, розовато-бурый. Быстро выветривается, покрываясь >>Р
зелеными, синими пленками вторичных минералов — ковелина и дР^кИ(.,|Сц-
ется как низкотемпературный гидротермальный минерал, а также в
ных медно-сульфидных Р>д _ ralUC-
вторичного сульфидного уг
ния. Является рудойП® „
нается по цвету в свеж оВср-
пестрой окраске выветрель
хностей минерала. оТВетс111,и1
Ковеллин CuS- В 5° и -1
со структурой (рис- ярм7'
Cu,Cu(S2)S. Эго Г"*,».-*
синие (индиговые
ного изменения (побеж
Ж
I
S
Г“*Си2+
.,лВеЛЯ>’,)а
Рис. 92. Структура к
ГЛАВА 9. СЕРНИСТЫЕ СОЕДИНЕНИЯ И ИХ АНАЛОГИ J89
"е борните, блёклой руде и других сульфидах меди или иссиня-чер-
массы. Продукт окисления медно-сульфидных руд.
ие зеМ-пис _ пираргирит Ag3(SbS3). Минералы непрерывного изо-
ПрУстИТяда. Встречаются в виде тригонально-скаленоэдрических кристал-
морФн°гО Рв составе гидротермальных ураноносных полиметалических и дру-
лов и зерен ггвет киноварно-красный, серый, блеск алмазный на гранях,
цвету^ руды- Минералы переменного состава. Преобладают теннантит
/A S ) S и тетраэдрит CuHl2(SbS3)4S. В них медь изоморфно замещает-
Гром, цинком, ртутью, железом и др., мышьяк и сурьма — висмутом,
СЯ ССРе селеном, теллуром. Блёклые руды — это целая группа минералов, объ-
^яюшая много минеральных видов. Все они внешне очень сходны друг с
еДугом- Кристаллы очень редки (тетраэдры). Обычны неправильной формы
массивные выделения, гнезда, прожилки в кварце. Цвет черно-серый. Излом
неровный, шероховатый. Блеск тускло-металлический, блёклый, отсюда и их
общее название.
Блёклые руды — типичные минералы среднетемпературных (иногда низко-
температурных) гидротермальных, в частности, золотоносных месторождений.
В последних золото часто приурочено к блёклой руде. Обычно оно находится
в виде мельчайших включений самородного золота в блёклой руде, реже — в
виде ассоциирующих с ней калаверитом АиТе2 и других теллуридов и селени-
дов золота.
Узнаются с трудом, так как броских признаков не имеют. Характерны сла-
бый блёклый блеск, неправильная форма выделений, ассоциация с пиритом,
сфалеритом, кварцем. Очень похожи на халькозин, но хрупкие, поэтому на
них царапина от иглы блёклая, а у халькозина блестящая. Требуется большой
навык в визуальном определении блёклых руд.
ных ула,,жеРит Pbs(SbS4)S. Входит в состав полиметаллических гидротермаль-
в°локн1 " BIWe непРавильных сплошных выделений и игольчатых, спутанно-
',1,Рснно1Ь1Х МЭСС ™но-серо-коричневатого цвета. Распознается с трудом,
И.1П диагнос™руется при помощи микроскопа. Характерен коричнева-
Пири ”ОК 4epTbL
кРистРц[и*е^2)‘ Изоморфные примеси Со, Ni, As, Си, Sb. Очень характерны
куп В ГДе ку^а’ пентагон-додекаэдра и их комбинаций, при этом на
,|1Ка ычна грубая штриховка (обратите внимание — на каждой грани
’Pa,,4D (ри^еРвейДикулярна к направлению штриховки на любой из соседних
"’"'ей Куба ’ цв- вкл.). Эта штриховка образована комбинацией тончайших
"п" смен Пентагон-Додекаэдра. Она возникает в процессе роста кристал-
"Рита 6 ИХ Габитуса от кубовидного к пентагон-додекаэдрическому.
Тверд°ЛОменно-желты^’ золотисто-желтый. Блеск сильный металли-
Djj 1 нт Сть, как у всех персульфидов, большая — выше стекла (6,5).
' горныГЬ1Й РаспРОстраненный сульфид в природе, образуется почти
KKojj поРОдах и типах минеральных месторождений. Как сырье для
че|Ся Р Мышленности добывается из колчеданных месторождений.
'вЫпла5Ля производства серной кислоты. В металлургических процес-
е чугуна является вредной примесью. В некоторых среднетем-
190 ГЛАВА 9. СЕРНИСТЫЕ СОЕДИНЕНИЯ И ИХ АНАЛОГИ
пературных гидротермальных месторождениях является золотоно
ралом. Золото заключено в нем в форме тончайшей вкрапленно СНЫм мИне
Легко узнаётся по форме кристаллов, золотистому цвету, высо*13°Л°Тнн |
сти. По этим признакам он отличается от халькопирита и пипп °И ТвеРдо-
окислении замещается лимонитом, часто образуются полные пс ТИна'
лимонита по пириту. °м®рф.
Кобальтин Co(AsS). Кристаллы такие же, как у пирита, но чуть
розового цвета и со спайностью. Также образует зернистую вкоап Сер°Ват°-
рудах. Встречается в скарнах. В зоне окисления замещается порощКоН°СТь в
массами эритрина. Является рудой на кобальт. От пирита отличается BaтЬlм,,
по оттенку цвета и спайности. Верной диагностике в полевых условиях1^0*'
гают специальные микрохимические реакции (тесты) на кобальт. П°Мо'
Марказит Fe(S2). Кристаллы ромбо-дипирамидальные, нередко сдвойни
кованные. Обычны также радиально-лучистые агрегаты — конкреции в щц
марказит нередко срастается с пиритом, но на глаз это неразличимо. цвст
светло-желтый, чуть темнее, чем у пирита. Блеск металлический. Твердость 6
Образуется в осадочных породах, реже — как поздний минерал некоторых
гидротермальных месторождений. Используется для получения серной кисло-
ты. Узнаётся по форме (копьевидной) отдельных кристаллов, их двойникам,
конкрециям в осадочных горных породах.
Арсенопирит Fe(AsS). Изоморфные примеси Ni, Со, Sb. Очень характерны
кристаллы удлиненные или клиновидные, с грубой штриховкой. Цвет сталь-
но-серый, иногда чуть бронзовый. Блеск сильный металлический. Твердость 6.
Иногда слабо заметна спайность. Образуется в высоко- и среднетемператур-
ных месторождениях; в последних часто бывает спутником самородного золо-
та, отмечается в скарнах. Используется для извлечения мышьяка. Узнаётся но
серым удлиненным кристаллам с грубой штриховкой и по высокой твердости.
При ударе молотком издает чесночный запах. .
Скуттерудит Co4(As4)3 — никельскутгерудит М44(Лч4)з. Минералы непрс^ ,
ного изоморфного ряда. Структура островная (рис. 93). Кристаллы в виде
бинации куба, октаэдра, но чаще встречаются в зернистых массах и н „
срастаний с другими арсен
сульфидами кобальта и мс1ал-
светлый, стально-серый, л якусте*‘
лический. Твердость почти * ' 01р с
ла — 5,5 (явно ниже, чем У
ними по цвету аРСС11ОП1,р1’ м1]еР‘"
ются в скарнах и в средн ^рр^дс-
ных гидротермальных мес Н<1
ях. Характерна ассоциация м‘
ми, никелевыми, сеРея?ляюТСЯ Р-
ралами и кальцитом.
„ сКУ1ТеРУД"
Рис. 93. Структура сю
ГЛАВА 9. СЕРНИСТЫЕ СОЕДИНЕНИЯ И ИХ АНАЛОГИ 191
едь. Выветриваясь, скуттерудит замещается с поверхности
кобальт и ^1икОм кобальтовых цветов — эритрина, им же окрашиваются
-пятым пор°минералы — кальцит и др. Никельскуттерудит замещается зе-
выцветами — аннабергитом. Узнаются по кобальтовым и
,|ИКеЛц1встам, серебряному цвету. От арсенопирита отличаются более
"hi,еВЬ,м циаиией с кальцитом, по выцветам, по меньшей твердости, ров-
частой аСС°йИ хОВки) граням, форме кристаллов.
вь1М (без штри
окисления сульфидов в приповерхностных
условиях
риповерхностных условиях в средах, богатых водой и кислородом, на-
имер в местах просачивания над уровнем (зеркалом) грунтовых вод, боль-
цп'нсгно сульфидов легко окисляется. Здесь действуют три фактора окисления
су 11.<|>идов — кислород, электрохимические явления и бактерии.
Химические реакции кислородного окисления сульфидов рассмотрим на
примере халькопирита CuFeS2. Этот минерал разрушается с переходом меди,
железа и серы в водный раствор:
CuFeS2 (халькопирит) + 4О2 —> Cu2+ + Fe2+ + 2SO4-
Ион Fe2+ неустойчив в водных растворах, он легко гидролизуется и перехо-
дит в гидроксиды железа, например в гётит:
2Fe2+ + Н2О + l,5O2 2HFeO2 (гётит)
Гидроксиды железа являются малорастворимыми соединениями, они по-
|1‘,lulll° накапливаются на месте разрушенного халькопирита и в трещинах
^l,LPuax приповерхностной части сульфидных жил.
»\<ч„ВСЛение Меди более сложно. Частично она реагирует с карбонатами,
эьц.||1Ие1^И В СОСТав РУдн°й жилы или вмещающих ее горных пород, с обра-
малорастворимых соединений (например, малахита):
2CuJ+ + СаСО3 (кальцит) + 2Н2О -> Си2(СО3)(ОН)2 (малахит) +
об + Са2+ + 2Н+
и, )ь Ующийся малахит накапливается у выходов жил на дневную поверх-
""ая зоналЛеНИИ ПР°ДУКТОВ окисления сульфидных руд проявлена верти-
.1 " |роксип НОСТЬ (₽ис- 94). В верхней части жилы располагаются скопле-
ч 11 ,ц-1япой ВЛКелеза (лимонита, или бурого железняка), их называют же-
>. 'Гг> Ниже йдут окисленные руды. За счет выветривания и хими-
*• п,’ение дНИЯ пеРвичных минералов они имеют ноздреватое, каверноз-
i| ' ‘РчонаДеСЬ Остаются реликтовые сульфиды и жильные минералы
1 " > 1'ц»вНяТЫ^ Н °бРазУК>тся малахит, церуссит, смитсонит и др.
1<51 ‘°На Грунтовых иод идут восстановительные процессы. Здесь рас-
иторичных сульфидов, или зона вторичного сульфидного обо-
192 ГЛАВА 9. СЕРНИСТЫЕ СОЕДИНЕНИЯ И ИХ АНАЛОГИ
Рис. 94. Обобщенная схема строения окисленных сульфидных руд
гащения. Помимо первичного халькопирита в ней присутствуют халькозин,
борнит и другие сульфиды, которые образовались здесь за счет восстанови-
тельных химических реакций между просачивающимися сюда сверху ионами
меди и сульфат-анионами. Сначала происходит восстановление сульфат-ани-
она, а затем образование вторичных сульфидов меди (например, халькош-
на):
SO42 + 2Н+ -э H2S + 2О2
2Cu2+ + H2S -> Cu2S (халькозин) + 2H+
2Cu2+ + SO4 -> Cu2S (халькозин) + 20?
масс. м’
Вторичные сульфиды обычно выделяются в виде тонкозернистых^^
торые цементируют трещиноватые участки жилы, поэтому эту зОНУ рудн-
также зоной цементации. Ниже ее находятся первичные сульфид '
Электрохимические процессы обусловлены тем, что на конто & м(|Ь
дов в водной среде возникает ЭДС, каждая пара зерен прсвраша ,
гальванический элемент. Электрохимические явления окисления (ри*-’ "
рудной массе по стыкам контактирующих зерен разных сульфиоКцсЛ1’
Биохимические явления также являются мощным
руд. Концентрация бактерии в растворе, смачивающем окис ора
филную руду, может составлять 108—109 клеток на 1 мл ра
руды. Живая клетка нередко является активным акцептором ор,
как биохимические процессы в ней протекают с участием эле^- —~м.
цируемых реакциями на неорганическом субстрате. Таким -•
пл" 1 ‘
rfpa30"’ *'
ГЛАВА 9 СЕРНИСТЫЕ СОЕДИНЕНИЯ И ИХ АНАЛОГИ J93
Рис 95. Пирит-сфалеритовый гальванический микроэлемент с ЭДС 0,38 В
клетка выступает в роли окислителя. Установлено, что самые высокие значе-
ния ЭДС на сульфидных микрогальванических элементах (0,6—0,65 В) уста-
навливаются только при участии бактерий.
В результате совместного действия трех факторов над первичными суль-
фидными рудами формируется зона (покров) окисленных руд. Ее мощность
(I '\biina) бывает разной — от долей до целых метров, а иногда и десятков
Mcipou, все зависит от местных условий (климата, рельефа, уровня подземных
вол, характера трещиноватости руд и окружающих горных пород), состава и
строения первичных руд. ~ _
Яркие железные охры, медные и другие выцветы, ореолы рассеяния (выно-
са) металлов грунтовыми водами являются поисковыми признаками первич-
ных руд. По набору вторичных минералов можно предсказать исходную ми-
и ' 1,,,1ую ассоциацию. Но главное — за счет миграции, химических реакций
^|11Р«иложения вещества в процессе окисления первичных руд формируют-
----: участки, гнезда, горизонты промышленно ценных медных, цин-
• свинцовых руд. В железной шляпе встречаются промышленные кон-
Ся «торичные
*' ' i\, с—
Ijl |)'|| UVipVTUlVl V/XX lipVIVlUHJJJlVlllluiv
•Рчиоп 1 ЗОлота- Это золотины, высвободившиеся из сульфидов (пирита,
Процесс13’ блёклых руд) при их химическом разложении.
"’йм окисления рудных месторождений происходят даже в условиях
Р'ч cvP3’TTbI’ * Юр1енсон (1997) описал их на медно-никелевых, кас-
' ю6г>ФИ?НЫХ и ДРУ,ИХ месторождениях Сибири, Забайкалье, Якутии,
мц (от* 7Т“пиЯ локализованы в горизонтах с отрицательными темпера-
' 1,1 Пп ' Д° ~10°С) и простираются вниз на 250—800 м. Вторичные
сРаловСТаВЛеНЫ пРеимУ1Цественно сульфатами. Возможно, образова-
‘1м Je ВПИ1 из переохлажденных рассолов при дефиците воды в жид-
блёклых руд) при
Сг ,
ь —«л
* -.ц’Г^бРлзования
м.
в.
в.
ГААБА 10
ОКСИДЫ
К оксидам относится около 350 минералов. Чаще всего это поо
своей природе вещества, такие, как кварц SiO2, корунд А12О3, гематит Fcо°
пиролюзит МпО2, касситерит SnO2, магнетит FeFe2O4, шпинель MgAI ()
и т.д. Главными по распространенности среди оксидов являются кварц (око
12% от массы земной коры), оксиды железа (гематит и магнетит), оксиды
марганца (пиролюзит и др.). Многие из них имеют большую практическую
ценность: как источник извлечения ценных металлов (железа, титана, марган-
ца, хрома, олова); как особо твердые материалы для изготовления абразивны»
порошков (корунд, шпинель); как минеральное сырье с особыми свойствами,
позволяющими использовать его в качестве пьезоэлектриков (кварц), генера-
торов лазерного излучения (корунд). К числу оксидов относятся также мнопк
ювелирные камни — рубин и сапфир (корунд), лал (шпинель), александрит
(хризоберилл) и др.
c
Общие сведения
В оксидах единственным анионом является кислород, но Pa3HOt^^)t
других компонентов очень велико. Это и типичные металлы (железо, и
и полуметаллы (мышьяк, сурьма), и химические элементы с амфо
свойствами, такие, как алюминий. Их ионы имеют разные размеры ^(11 к
теризуются разным сродством к валентным электронам. Все 370 ^М11Чески*
большому разнообразию структур оксидов и разному характеру
связей в них. юТСЯ та«*с
Простые оксиды — это вещества типа RO, RO2, R2O3 и т.п. FeTi0’’
двойные оксиды. Их общая формула RxRyOz, например MgA? ^прцмеР’
ВеА12О4. Внешне, по своему написанию, таковы же формулы- ^cil
циркона Zr(SiO4), кальцита Са(СО3), шеелита Ca(WO4) и ДРУГИ*
дородных кислот — ортокремниевой, угольной, вольфрамово ца-1,,Ч1.1.
отнесения минералов к двойным оксидам или к солям яв р Т“' ,
обособленных анионных группировок, комплексных ионов в пО.п0>
ных оксидах таких группировок нет, но есть много минерал И1
которых в общей систематике трудно определить по этому П|эИдОрнЫ'* oI*
мер, вольфрамит (Fe, Mn)WO4 в одних учебниках относится к Д
дам, в других — к солям.
глава io. оксиды 195
Характеристика минералов
О Сингония кубическая. Иногда образует хорошие октаэдры с
1^пРиТ ^U2 "оМ на гранях, чаще встречается в плотных зернистых агрегатах
,п13’,,р|мбЛеныМ и жирным блеском. Цвет густой вишнево-коричневый.
' , ста-'‘-’1°вИД спайНость. Черта кирпично-коричневая, при растирании бу-
цногда замеТ __ в ЭТом отличие минерала от оксидов и гидроксидов железа.
г ...т и зелеНкаК промежуточный продукт в зоне окисления халькопирита и
, '13УеТСЯно_СуЛЬфидных руд, где ассоциирует с самородной медью, малахи-
нх мед узнаётся по цвету, кристаллам, по ассоциации с медью, ма-
том и азуритом, л
, азуритом.
лахКК ’нт Cut). Кристаллы очень редки. Чаще всего встречается в виде чер-
*тлезно-серой пыли и пленок на окисленных поверхностях самородной
H°ui>tpe*e образует сплошные землистые и порошковатые скопления среди
'кисленных медных руд разного состава. Черта черная.
“ Корунд А12О3. Изоморфные примеси Cr, Ti, Fe. Сингония тригональная.
По структуре является одним из классических примеров гексагональной плот-
нейшей упаковки атомов кислорода, в которой 2/3 октаэдрических пустот
.ксзсны атомами алюминия (рис. 96 и 97). Прочные ионно-ковалентные свя-
ш и плотнейшая упаковка сказываются на свойствах минерала. Он имеет
«••к иь высокую твердость (9) и повышенную плотность — 4,0 г/см3 (она почти
я же, как, например, у халькопирита CuFeS2 и некоторых других типично
; пых минералов).
Часто встречаются кристаллы, образованные в основном гранями острей-
шей гексагональной дипирамиды (на них почти всегда имеется грубая гори-
зонтальная штриховка) и пинакоида. Соотношение размеров граней варьирует
«зависимости от состава среды минералообразования: чем меньше в ней
11 «имя и больше щелочных и щелочноземельных металлов, тем более удли-
'‘^кристаллы (рис. 98). Помимо одиночных кристаллов корунд нередко
сплошные зернистые массы, называемые наждаками.
С
196 ГЛАВА 10. оксиды
щенных кремнием. Наиболее крупные
Рис. 97. Структура Корунда
параллельна сед с '^кцц,
Цвет белый (у химически чисто
го), рубиновый (в присутствии хро.
ма) (рис. 23 цв. вкл.), васильковый т
сапфирах (от примесей Fe и Ti).
желтый (от Fe). Блеск стеклянный.
Иногда в кристаллах проявлена гру-
бая отдельность.
Корунд образуется в средах, обо-
гащенных глинозёмом. Хорошие
кристаллы встречаются в сиенитах,
сиенит-пегматитах (рис. 24 цв. вкл.).
нефелиновых сиенитах, т.е. в маг-
матических горных породах, пере-
сыщенных алюминием и недосы-
скопления корунда приурочены к че-
таморфическим горным породам. Корунд встречается в них в виде природных
Рис. 98. Типы кристаллов корунда
ГЛАВА 10. ОКСИДЫ J97
мелкозернистых корундовых масс, которые образуются в ходе
, ikob " гионадьного метаморфизма глин и бокситов. Природные нажда-
лро1 /0В Сются также при гидротермальной переработке эффузивов. За счет
дения их вещества возникают так называемые вторичные квар-
>,СГ1Р£ алюмокварциты. Они состоят из участков и зон, резко обогащен-
Ш,тЫ',1ЛИ vnaoM, то кварцем, то мусковитом или смешанного состава. Есть
ных т° К°РУнИЯ хороших кристаллов корунда (рубина), образовавшиеся при
лест°Р сальной переработке и перераспределении вещества основных гор-
ЯдротсР- |^рИСтадлы ювелирного корунда можно найти в некоторых гнейсах
цЫх nop0fl„„v Копунд накапливается в россыпях. Используется как драгоцен-
п ко узнаётся по высокой твердости, форме кристаллов, цвету.
Гематит Fe2O3. Изоструктурен с корундом, но позиции алюминия заняты
м Сингония тригональная. Кристаллы имеют форму шестиугольных
щасгинок и более сложно ограненных таблитчатых индивидов. Часто встре-
чается в землистых массах и натечных агрегатах, называемых красным желез-
няком. У кристаллов цвет черный, блеск полуметаллический. Цвет землистых
н натечных масс яркий, кирпично-красный, блеск стеклянный или матовый.
Во всех случаях черта особенного вишнево-красного цвета.
Образуется в различных условиях. Наиболее типичны следующие минераль-
ные месторождения: 1) гидротермально измененные оливиниты — в них гема-
тит вместе с тальком и серпентином образуется на месте оливина; 2) кварцевые
та
И.
Ив
Н1.,
Ча,
Рт
жилы с гематитом; 3) скарны — в них гематит встречается с эпидотом и квар-
цем: 4) кварциты, сланцы и другие регионально-метаморфические горные по-
Р°лы; 5) зона окисления железных руд и латериты, где гематит является на-
иболее устойчивой формой существования железа в условиях засушливого
11 ' ira. Главный рудный минерал железа. Узнаётся по цвету черты и другим
пРи '1ыкам.
лен|])а,1ННИТ (приблизительно). Часть урана всегда окислена до шестива-
стр\ц сост°яния с образованием комплесных катионов (UO2)2+. Они в
iPe снимают позиции U4*. Кроме того, U4* может изоморфно заме-
” олыдих количествах торием, церием, свинцом и др. Цвет черный.
РСЧРОХОватый- блеск смолистый. Сильно радиоактивен.
л 1]еСтся в Специфических ураноносных скарнах, гнейсо-гранитах, гра-
Рдне 1ЙТИтах И чеРных кристаллах кубического габитуса) и в уранонос-
Из МператУРных гидротермальных жилах (в почковидных желвачных
^Мл^гГ ХИЛ УРанинит извлекается как руда на уран, торий, радий,
н4е ’ ”еРедко переходит в красные, оранжевые, ярко-желтые мелко-
чов Подобные смеси вторичных минералов урана — гидроксидов,
|1>«Па кваИЛИКаТ°В’ Ф°сФатов (эти смеси называются гуммитами).
' |;1вц| а' Группа названа по ее главному минералу — кварцу SiO2,
«Ня 1 ЯВЛяется лишь низкотемпературный кварц, или кварц-ос.
1 и празличные полиморфные модификации SiO2: кварц-ot и -0,
<' ’ч,тор кРиетобалит-сх и -0, стишовит, коэсит и др. Поля устойчи-
Особ Х И3 Них "оказаны на фазовой диаграмме в координатах р и Т
и Формой нахождения кремнезема в природе является опал.
(>,
Ч
ь
‘г.
Рис. 99. Поля устойчивости некоторых природных полиморфных модификаций крем-
незема
Во всех модификациях природного кремнезёма, кроме стишовита, крем-
ний образует с кислородом тетраэдрические группировки (SiO4)4- (рис. 100). и
них он располагается между четырьмя прилегающими друг к другу атомами
.кислорода. Связи между кислородом и кремнием смешанные ионно-ковхки
тные, поэтому общая формула может быть записана как Si+ О2. *ет^а
соединяются друг с другом через свои вершины (через атомы кисл°Р°ла ' ми
разуя бесконечный трехмерный каркас с «полостями» между тетра •
Итак, каждый кислород в каркасе принадлежит двум тетраэдрам.
один тетраэдр с его четырьмя вершинами приходится два атома
(4x1/2 = 2). Так получается «химическая формула» тетраэдра Sij 2
формула минерала SiO:
Рис. 100. Тетраэдрический радикал (SiO^4" в двух изобра*еН
2-
ГЛАВА 10. ОКСИДЫ )99
р-кварп (высокотемпературный)
Рис. 101. Схема структур гексагонального (с) и тригонального (б) квариа
Разворот тетраэдров в каркасе друг относительно друга, узор их повторяе-
мое™ в пространстве могут быть чуть разными. Это обусловливает существо-
вание разных полиморфных модификаций SiO2, в частности высоко- и низко-
температурного кварца (рис. 101).
Стишовит, еще одна полиморфная модификация SiO2, имеет принципи-
ально иную структуру. Она подобна структуре рутила и касситерита. Кремний
окружен шестью атомами кислорода, он как бы сидит в центре кислородного
октаэдра. У каждого кремния больше соседей, чем в кварце, т.е. он более
компактно упакован. Поэтому и плотность стишовита больше (4,4 против
Д'» 1,см у кварца), и образуется он при сверхвысоких давлениях, например
^РС1ультате ударного метаморфизма горных пород в месте падения метеори-
fiu. ср^ЯТно, стишовит является главной формой существования SiO2 в глу-
и"нах 1емли.
PacnjvJ-?Za низкотемпературный)
Квяьц
со.
pacnpZ/1 'Низк°температурный) слагает около 12% земной коры, т.е. по
Кп.( ₽аненности в ней является вторым после полевых шпатов минералом.
1е*ак отмечено выше, имеет каркасную структуру. По рисункам часто
л°*пое впечатление, что все изображенные на чертеже тетраэдры
,ся плоскости. При детальном рассмотрении объемной модели ока-
ос'и В каРкасе выявляются своеобразные элементы симметрии — вин-
•етницы МеПЗИИ третьего порядка, вдоль них, как на площадках винто-
совм ’ располагаются на разных уровнях тетраэдры (рис. 102). Они
*20° пЭЮТ ДРУГ с другом ’,етРаэДРЬ1 по правилу буравчика при пово-
ip:i ,дрЬ| ри поступательно-вращательном движении такого «буравчи-
Бп Триж^Ь1 совмещаются друг с другом при его полном обороте
<с’’ того, оказывается, что в разных кристаллах вращение винто-
111 Две Происходить либо вправо, либо влево — по этому признаку
гннысТРУК1^РНЬ1е Разновидности минерала: правый и левый кварц.
' ">гии °со®енности структуры кварца проявляются в его свойствах и
ег° кристаллов. Большая доля ковалентности связей и каркас-
Ми-
10|.
«0|,
«а.
Ко,
«а-
Т>'|„
200 ГЛАВА 10. оксиды
Рис. 102. Структура низкотемпературного (тригонального) кварца
ное строение обеспечивают большую твердость кварца (7 по шкале Мооса) и
отсутствие спайности. «Пористость» строения каркаса обусловливает малую
плотность минерала (2,65 г/см3). Характер связей выражается также и в хоро-
шей прозрачности кристаллов кварца, невысоком показателе преломления
(около 1,5), стеклянном блеске.
Наличие в структуре кварца тройных винтовых осей внешне выражено
в том, что сингония кварца тригональная, а не гексагональная. Идеально
развитые природные кристаллы образованы шестью сильно развитыми пер"
тикальными гранями гексагональной призмы, замыкающимися сверху 11
снизу тройками малых и больших граней, они относятся к двум ромбоэдр^
(рис. 104; рис. 25, 26, 27 цв. вкл.). Общая высокая, на первый взгляд, снимет
в
а (б. '*
(ВОН (
а б
Рис. 103. Принцип совмещения тетраэдров при помощи левой (о) и
товых осей
ГЛАВА 10. оксиды 201
0 - одиночные кристаллы;
Левый +
левый
Рис. 104. Двойникование кварца:
б — дофинейский; в — бразильский; г — японский двойники
ричность этого многогранника резко снижается мельчайшими скосами на
транчх призмы — это грани трапецоэдра (на кристаллах правого кварца они
располагаются на призме вверху справа, на кристаллах левого кварца — ввер-
ху слева). Иногда имеются тонкие гранки тригональной дипирамиды. В ре-
зультате реальный набор элементов симметрии простой: £33£2. И еще одна
харлысрная морфологическая особенность кристаллов — это грубая горизон-
тальная (поперек кристаллов) штриховка на гранях призмы. Она образована
комбинацией тончайших поверхностей самой призмы и ромбоэдров.
При наличии только элементов симметрии £зЗ£2 в любом многограннике,
ВТом числе и в кристаллах кварца, имеются полярные направления. Такими
кварце являются, например, оси £2, поскольку при любых симметрийных
а^1) раз°вйниях (при вращениях вокруг оси £3 или вокруг любой из осей £2,
ц0,?’11,х элементов симметрии в кварце нет) один конец оси L2 никак не
С0ВМеститься с другим концом этой же оси (рис. 105). Вдоль осей £2 в
Cjgg ^'1лах кварца наиболее сильно проявлены его пьезоэлектрические свой-
ри Вдавливании пьезоэлемента вдоль оси с физически неравнозначны-
а
ч
105
Схема структуры кварца (с) и возникновение пьезоэффекта (б, в)
202 глава ю. оксиды
Рис. 106. Кварцевые пьезоэлементы. Час-
тота колебаний зависит от среза кристалла
ми концами степень ежа 44
ся разной на противополХ?^-
нах, и за счет наРущен°^х к0|,
статического поля между СК" '
пластинки возникнет разв^'- '-'и
тенциалов. Наоборот, При Сть п°-
разности потенциалов НаС°3-1:'"
пластинки она расширяете^'"*'
сжимается. Кварц является *"*
шим пьезооптическим сырь™ '
них выпиливают пластинки Пы>111
свойства которых зависят от 0DJ £
тировки среза (рис. 106). Исполу
ются только бездефектные М0(ю'
кристаллы или двойники по бра-
зильскому закону.
Двойникование — это характер-
ная особенность кварца. Установле-
но шесть видов двойников. Наибо-
лее обычны три вида — японский,
бразильский и дофинейский законы
двойникования (см. рис. 104).
Японские двойники имеют V-об-
разный вид. Они являются двойни-
ками срастания двух кристаллов но
грани тригональной дипирамилы-
Плоскость срастания является плос
костью симметрии двойника. Сроет
ки всегда уплощены; мелкие иногда похожи на сердечко. н
В бразильских двойниках врастают друг в друга один кристалл л
один кристалл правого кварца. Число трапецоэдров на каждой грани * ef
нальной призмы удваивается, они наклонены одинаково по отноше кр(1с-
осевой линии. Если протравить плавиковой кислотой грани или ср
талла, видно, что он состоит из пластинок (рис. 107). талла-
В дофинейских двойниках врастают друг в друга тоже два кр*
либо два кристалла только левого, либо только правого кварца. v, л-
ты вокруг оси £3 на 60° друг относительно друга. Число трапе1^лева п cnPJ’'3
вается. Если посмотреть на грань призмы, видны скосы вверху ^нн ":'11
от осевой линии грани, они наклонены по-разному относится вО ни- _
змы. Если протравить такие кристаллы, обнаруживаются прИ(^.иНКи с ||1*
ющиеся границы. Из таких кристаллов нельзя выпилить пла
эффектом. постках Ря
Кварц встречается в одиночных кристаллах (рис. 108), их ср^ песчЧ'
типа (друзах, щетках и др.), в зернистых массах, в виде галек мор'
осадочных горных породах), сплошных масс и прожилков. UcOgofi
гическая разновидность кварца — халцедон — представляет
ГЛАВА 10. ОКСИДЫ 203
107 Фигуры травления плавиковой кислотой дофинейских (в) и бразильских (б)
^ис' двойников кварца
локнистые, скрытокристаллические агрегаты слоисто-концентрического, по-
лосчатого, однородного, всегда тонкопористого сложения.
Окраска кварца различна и по цвету, и по своей природе. Идеально чистый
кварц в крупных бездефектных кристаллах бесцветен и издревле называется
кч>ным хрусталем. Кварц с изоморфной примесью Fe3+ и внедрившимися в
v •> цельное пространство катионами щелочных металлов имеет фиолетовый
в .. и называется аметистом, а кварц с такой же примесью А13+ и катионов R+
имеет буро-черный цвет и называется морионом (центрами окраски оказыва-
йся ионы О' , возникшие за счет переноса заряда при изоморфизме.) Бес-
"•чная, фиолетовая, дымчатая — все это собственные окраски кварца, обус-
ловленные его составом и структурой.
ло числа разновидностей кварца с ложной окраской назовем лишь две: мо-
|лими И КВаРц и зеленый кваРй (празем). Первый обычно наполнен мельчай-
г ,МИ ^С0Тые — десятые доли миллиметра) включениями природных раство-
из которых рос кварц, или в
itinu.случаях Разбит тончайшими
Многоч,и^МИ’ Во ВТОР°М рассеяны
р ' иг Сленные включения зеле-
'о дп°ЧеК актинолита. Имеется
РазипГИХ’ более Редких цвето-
. Л1°имиВс^°С',еЙ кваРна обычно
^Рэухто бственными названия-
Паз’ ййтрин, компостель-
[у
'>8 к
ЬЛОЧц.
ыи кристалл кварца
204 ГЛАВА 10. оксиды
и О,.,
ский рубин, авантюрин и т.д.; особенно много таких назван “
окраске агрегатов халцедона: агат, оникс, хризопраз, сердолик У Разных
Кварц образуется в разных условиях: как продукт кристалли Т Д’ Пь
магм; как гидротермальный минерал в скарнах, рудных и Heov аЦИи К|,(
других минеральных выделениях; как составная часть метамопгЬ *Ь'Х *И |”
ных пород; как минерал осадочных горных пород и т.д. ф ,ческцх Го₽
Промышленное значение для разработки кварца как пьезось
ночного материала для ювелирного дела имеют гранитные пегм РЬЯ И °"’
берилло-топазового типа и жилы горного хрусталя или мориона • ТЫ К||',|1,г
цев (их называют по местам первых находок жилами альпийского ти^1 СЛан’
иногда добывают прозрачные хорошие кристаллы кварца массой до -(в,,и’1
Кварц из отходов этого производства используют для выплавки жарост “
стекла и в качестве сырья для выращивания искусственных (бездефс т?'10
кристаллов пьезокварца. Промышленное значение для стекольной пром,. *
ленности имеют белые кварцевые пески. Халцедон как поделочный
добывают в миароловых и других минерализованных полостях в эффузивах (ба-
зальтах и др.). Кварц легко узнаётся по призматическим кристаллам с попе-
речной штриховкой, раковинчатому излому, твердости (7), стеклянному или
жирному блеску.
Кварц-$ (высокотемпературный) кристаллизуется в виде хорошо огранен-
ных дипирамидальных кристаллов гексагональной сингонии, которые обе \-
ют порфировые вкрапленники в кислых эффузивных породах и при пониже-
нии температуры псевдоморфно замещаются тригональным кварпем-с с об-
разованием параморфоз.
Тридимит и кристобалит встречаются в кислых эффузивных горных поро-
дах. Изредка они наблюдаются здесь в виде мельчайших кристалликов. вк(м“
ленных в основную массу породы, обычно же образуют нитевидные крис •
литы в частично раскристаллизованном вулканическом стекле. )Собой
Опал SiO2 - иН2О (твердый гидрогель переменного состава) является
формой нахождения кремнезёма в природе в приповерхностных уСЛна&11Л1а-
биосфере. Опалы — это твердые гидрогели кремнезёма. Он обычно
ется в плотных полупрозрачных клее- и стеклоподобных массах р
вкл.), жилках, натечных агрегатах. Бесцветный, молочный, зел м3то-
черный, радужный (опалесцирующий). Блеск стеклянный, вое
вый. Твердость около 5—5,5. ,ще амоГ'!'"1^
Весьма своеобразна структура опалов. Некоторые из них во°
Другие состоят из глобул кремнезёма (тридимита или кристо упаМ^
от 150 до 400 нм, расположенных по закону плотнейшей ку йвх0Д1|Т в •’ ’г
ки. В пространстве между глобулами адсорбируется вода. нанИ упорй-'1' за-
разном количестве в зависимости от размера глобул и степео0ъЯсНЯсТ1’' .
ности их расположения. Особенностями строения гидрогеля н0 иР11
рактер окраски благородных опалов. Они опалесцируют ИЛпезПЛОТН°'
за счет интерференции и дифракции света, проходящего ч Р оКрасК
ванные глобулы кремнезёма. Бурая, зеленая, коричневая, чер гарн,,‘
ла вызываются вростками пигментирующих веществ — зеле
бурого железняка, черного пиролюзита и др.
ГЛАВА 10. ОКСИДЫ 205
— таллизуется из гейзерных вод, образуется при поверхностном
рпал крИС долевых шпатов и других силикатов, выпадает в осадок за счет
..^гр"ваНИИ ей кремнезёма в прибрежных зонах морских бассейнов, слагает
ifliiHM г вСех диатомовых водорослей, жгутиковых, некоторых радиоля-
‘‘ ,е тКаНИпяННЬ1Х губок, некоторых гастропод и других беспозвоночных,
|1. ;сех с остатки растений в почвах. Опаловые породы (опоки, трепе-
4.:. ’ применяются для изготовления фильтров, в производстве ке-
..... .'1аТ°м полировки металлов, в качестве термоизоляторов, в химической,
;и'Ч,кИ’„ нитяной промышленности. Благородный опал — ювелирный ка-
и|', !1"°и’звесТНяках опал является вредной примесью, портящей получаемую
Тнего известь и цемент.
. Обычен в шестоватых и игольчатых кристаллах, нередко хоро-
*>УТИненнь1Х, на них четко различаются простые формы — тетрагональные
"имиды и’ призма. Структура рутила сложена цепочками октаэдров
TiO)8' В каждой цепочке соседние октаэдры соединены ребрами (рис. 109).
(kVitcex цепочек в структуре минерала параллельны друг другу, в этом же
и, тлении обычно вытянуты сами кристаллы рутила. Это третья кристал-
дцифическая ось [001]. Каждая цепочка развернута относительно другой на
90 и соединена с ней через вершины октаэдров (ТЮ6)8“. Между цепочками
тяпмся бесконечные каналы, или туннели (рис. 110). В принципе такую же
in киметрии структуру имеют касситерит, пиролюзит и стишовит. Цвет чер-
ный. красно-коричневый, черта светлая коричневая, блеск алмазный. Харак-
терна спайность по призме.
Встречается в разных месторождениях, особо типичен в кварцевых жилах
Чади метаморфических горных пород, где наиболее эффектны его игольча-
по
<7=0,459 нм
Структура рутила в стандартной ориентировке (ось с вертикальна).
находится титан. Октаэдры соединяются ребрами в цепочки, кристалл удли-
нен вдоль них
206 ГЛАВА 10. оксиды
Рис. 110. Структура рутила в другой ориен-
тировке (ось с горизонтальна)
тые включения в горцОм ***
Накапливается в poccbi РУсТа-1с
пользуется как руда На и цс.
Имеется особая химичек'
новидность, называемая
рутилом, в ней происходит'^1"
валентный изоморфизм .. ГС|'-
2Ti4' <- Nb5+ + Fe3+ Она я° С*еМе
рудой на ниобий и связана
лочными горными породам^
Анатаз ТЮ2. Встречается в ви>
одиночных иссиня-черных tctZ*
нально-дипирамидальных кристал
лов, нарастающих на горный хруо
таль в кварцевых жилах среди мета-
морфических горных пород. рсаж
Брукит ТЮ2. Встречается вместе с анатазом и рутилом в виде тонких полу-
просвечивающих пластинчатых кристаллов красно-коричневого цвета, врезаю-
щихся в кристаллы горного хрусталя.
Касситерит SnO2. Изоструктурен с рутилом. Кристаллы хорошо образован-
ные (рис. 111) легко распознаваемой по ним тетрагональной сингонии — при-
зматические, шестоватые, игольчатые, со штриховкой вдоль удлинения. Час-
ты коленчатые двойники.
Блеск алмазный на гранях, жирный в мелкозернистых массах. Твердость
б-п-7. Очень тяжелый (плотность 6,8—7,0 г/см3). Цвет красный, коричневый,
коричнево-черный. Черты нет или очень светлая. Образуется в гранитных
пегматитах, в грейзенах, высокотемпературных гидротермальных месторож*
ниях и в скарнах. Накапливается в морских россыпях. Из всех этих МСС|0*’)1) |(
дений добывается как руда на олово. Легко узнаётся по форме кРИС1^кК.тВ_
сочетанию трех «очень»: очень высокой твердости, очень большой ,U1J
очень сильному блеску. В тех случаях, когда нет кристаллов, а зер
узнаётся с трудом.
Рис. 111. Кристаллы касситерита
ГЛАВА 10. ОКСИДЫ 207
пиролюзит МпО2. Изоструктурен с ритилом. В кристаллах исключительно
v Обычен в виде землистых масс и оолитов. Цвет черный. Блеск мато-
Черта черная.
^Встречается в промышленных количествах как руда на марганец в виде
Ластов и линз среди осадочных горных пород и в виде землистых масс в
Sax окисления некоторых руд и горных пород. Вообще же является наибо-
устойчивой формой существования марганца на поверхности. Узнаётся
п0 оолитам, черной черте, маркости. Если на черту пиролюзита нанести одну
" П11о бензидина, образуется сине-зеленое пятно. у
Ильменит FeTiO3. Кристаллы шестиугольные таблитчатые и пластинчат! ю
черного цвета, с металлическим блеском, черта черная. Иногда слабо магни-
тен. Твердость около 5,5. В промышленных количествах встречается в виде
гнезд, прожилков, пластовых залежей в пироксенитах и габбро в россыпях к
виде линз и пропластов в песчаниках. Является рудой на титан Характепем
так*1’ в щелочных горных породах вместе с нефелином и цирконом в X
берщах, но промышленных концентраций здесь не образуется Очень похож
на магнетит, отличается только по слабой магнитности или немагнитное™ и
по форме кристаллов.
Шпинель MgAl2O4- Изоморфные примеси Fe2+, Fe3+, Мп, Сг, Zn и другие.
Кристаллическая структура минерала близка к модели плотнейшей кубиче-
ской упаковки кислорода, пустоты в которой заняты ионами Mg2+ и А13+
(рис. И2). И действительно, словно отражая эту модель своего кристалли-
ческого строения, шпинель образует идеально развитые кристаллы октаэд-
рического габитуса, имеет очень высокую твердость (7,5 — 8) и повышен-
ную плотность — 3,6 г/см3 (несмотря на малую атомную массу магния и
алюминия).
Цвет шпинели разный. Идеально чистое вещество должно быть бесцветным.
римесей хрома окраска становится розовой, красной, от железа — зеленой,
Рис. 112. Структура шпинели
208 ГЛАВА 10. оксиды
зелено-черной, синей (в зависимости от общего количества железа
ния Fe2+ и Fe3*). Блеск стеклянный. Шпинель является минералоC°°THoUJe
температур и давлений. Она образуется в виде хороших кристалле^ BbICo,<i''
метаморфических высокомагнезиальных породах: 1) в мраморахВ И Зере|-
фирах за счет метаморфизма карбонатно-глинистых пород; 2) во И кальци-
пегматитовых жил и других полевошпатовых пород среди мрамо РУГ
один из минералов диопсидо-флогопито-кальцитовых метасомати В’ как
хейских гнейсах и сланцах. Своеобразна минеральная ассоциация °В В ар’
месторождений — это кальцит и магнезиальные силикаты диопсид ЭГИх
флогопит. Розовая, красная, лиловая шпинель является драгоценным Р ер,1т-
Узнаётся по одиночной вкрапленности кристаллов, их форме, высокой*1*10**
дости. Запрещенная ассоциация — это шпинель + кварц. ТВер’
Магнетит Fe2+Fe2+O4. Главная руда на железо. Состав очень сложен вс
есть изоморфные примеси разных элементов: титана, алюминия, магния хгю*
ма, ванадия, марганца, кремния и др. Поэтому содержание железа в магнети-
те и рудах в целом обычно ниже теоретического. Примеси есть вредные (Mg
Al), а есть и легирующие (Мп, V).
Кристаллическая структура магнетита аналогична шпинелевой. Распреде-
ление в ней атомов по тетраэдрическим и октаэдрическим пустотам необыч-
но. Если взять за основу формулу шпинели MgIVAQ1O4, то для идеальное
магнетита ее надо написать так: Fe3’(Fc2*Fe3+)vlO4. Одни и те же катионы не-
редко находятся в двух позициях (табл. 28). Эта сложность состава минерала
и расселение катионов по разным структурным позициям определяют его не-
устойчивость. Образовавшись при высоких температурах в виде гомогенной
1
Таблица 28. Расселение атомов в структуре магнетита
““
№ Минал Формула Координация
[4] -
1 Шпинелевый MgAl2O4 Mg2* Al34 _ Al
2 Магнетитовый FeFe2O4 Fe3* Fe2* Fe3
3 Магнезиоферритовый MgFe2O4 Fe3* Fe3* Mr. Ni24
4 Треворитовый NiFe2O4 Fe3* Fe3* Co2’
5 Без названия CoFe2O4 Fe34 Fe3*
6 Ульвитовый TiFe2O4 Fe2* Fe2* Cr^.
7 Хромитовый FeCr2O4 Fe2* Ct3*
8 Ганитовый ZnAl2O4 Zn2* — Ft
9 Якобситовый MnFe2O4 Mn2* Fe3* V''
10 Кульсо! {итовый FeV2O4 Fe2* _
ГЛАВА 10. ОКСИДЫ 209
спадается затем на смесь минеральных фаз — более чистый по
ОН-гнстит, ильменит, шпинель, ульвит и др.
встречается в октаэдрических кристаллах (изредка в ромбододе-
виде зернистых вкраплений и жилок, сплошных масс. Цвет чер-
полуметаллический. Сильно магнитен. Некоторые зерна полярно
&маГ”
^Магнетмт
ннн блеСК
м.и-1Т1,ы- р
Магнитные
сей м
ни ас
вш11111
свойства минерала зависят от его состава: чем больше приме-
ия марганца, тем меньше магнитная восприимчивость минерала и
'температура Кюри (момент изчезновения магнитных свойств при нагре-
Как и все кристаллические вещества, магнетит анизотропен, это каса-
' его магнитных свойств: в кристаллах имеются магнитные оси. Это оси
^мметрии L3, вдоль которых кристаллы намагничиваются легче всего, в дру-
СЙ направлениях кристаллы намагничиваются труднее и по-разному в разных
направлениях. Кристаллы часто состоят из магнитных доменов (каждый из
них со своим вектором намагниченности). Они имеют размеры порядка 50—
150 мкм.
Магнитность — это характерное диагностическое свойство минерала, но,
как видно, характер магнитности может быть разный. В полярно намагничен-
ных рудах могут быть участки, не притягивающие, а отталкивающие стрелку
компаса, стоит поднести к магнетиту другой конец стрелки — и она притяги-
вас1ся. Геофизикам известно, что над магнетитсодержащими горными поро-
гами могут быть отрицательные магнитные аномалии.
Магнетит образуется в различных геологических условиях. Промышленное
значение как железорудные имеют следующие типы месторождений: 1) магне-
титовые залежи, вкрапленность и сегрегации зерен в оливинитах, перидотитах,
габбро; 2) скарны и некоторые другие контактово-метасоматические образова-
ннч (в этихтипах магнетит частично образуется за счет привноса Fe в растворе,
ычично может образоваться за счет высвобождения железа при разложении
^створами более ранних железосодержащих минералов скарна — геденберги-
t ш анлРаДита); 3) железистые кварциты (метаморфические горные породы),
Ве1рц11Ма1нетит образуется по реакции типа 6Fe2O3 -> 4FeFe2O4 + О2. При вы-
Ха>ыв1аН11И МаГнетит, окисляясь, переходит в гематит. Такая псевдоморфоза
МагцеТ1) СЯ МаРТИтом- Мартитовые руды также имеют промышленное значение.
^Роми ^езоши®очно узнается по цвету, блеску, сильной магнитности.
Че.ц1Ю (Г' ^еС*2О4. Изоморфные примеси Mg, Al и др. Изоструктурен со шпи-
1,1 |адеСТРе'1аеТСЯ в 3ePmx и их орбикулярных агрегатах (нодулях), сплош-
РованаХ В ультРаосновных горных породах, обычно полностью серпенти-
ч. х Нь,х- Цвет черный, буро-черный. Блеск жирный, металловидный.
lllL1 КТеРная черта — коричневая, буро-коричневая, зелено-коричневая.
Ино~ от 5’5 до (возрастает с увеличением примеси алюми-
11 OxPac СЛаб° магнитен. Часто сопровождается вторичными силикатами
КИ ~ изУмрудно-зеленым уваровитом, фиолетово-розовыми хром-
’^Г’Ритами. Является единственным рудным минералом хрома,
трудом из-за своей неприметности и сходстга с магнетитом, но
1 всегда не магнитен или магнитен очень слабо, черта у него не
магнетита), а цветная (грязно-бурая зеленовато-коричневая), твер-
к.
о
1
я:
i<
‘чч-
т
с
(рочт«
ЛакУ1
210 ГЛАВА 10. оксиды
дость выше, чем у магнетита. Помогает диагностировать минерал
ная ассоциация с колееподобными желтыми, зелеными массами^0 П°Ст°яц
изумрудно-зелеными кристаллами и зернами уваровита и фиоле Се₽ПентИНа
ми вкраплениями и примазками хромсодержаших хлоритов. О'Роз0в^
Перовскит CaTiO3. Широко проявлен изоморфизм. Выявлены
схемы изоморфизма: СЛе'ЧУ10ц1Ие
а) Са2+ + Са2+ «- Се3* + Na2*;
б) Са2* + Ti4* «- Се3* + Fe3*;
в) Са2* + Ti4* <- Na* + (Nb, Та)5*;
г) Са2' + Са2* + Са2* <- Th4* + Na* + Na+;
д) Са2* + Са2* <- Th4* + □.
В идеале кристаллическая структура перовскита характеризуется kv6
ской элементарной ячейкой. В вершинах куба располагаются атомы титана 6
центре куба — атомы кальция, посередине ребер — кислород (рис. 113)- ко В
динационное число кальция 12, титана 6. Однако координация 12 слишком
велика для значительно меньшего по отношению к кислороду кальция, поэ-
тому структура искажена. При разном наборе катионов в позициях кальция
и титана она в разной мере отклоняется от кубической и в действительности
является ромбической или моноклинной. За счет искажений структуры н
кристаллах должен резко проявляться пьезоэффект, однако он стирается за
счет тончайшего микродвойникования кристаллов.
Внешне кристаллы перовскита имеют вид кубов или кубооктаэдров. На са-
мом деле каждый такой кристалл является тончайшим полисинтетическим
двойниковым сростком пластиночек ромбической или моноклинной сингонии,
т. е. это типичные параморфозы (псевдоморфозы, образующиеся при переходе
в кристалле одной структурной модификации вещества в другую). Блеск смо-
ляной. Твердость 5,5. Черта светлая, коричневая.
Встречаются почти исключительно в массивах щелочных (с нефелином) гор
ных пород, где образуют единичную, редкую, рассеянную вкрапленность ме^
чайших черных зерен в нефелиновых сиенитах и других нефелинсодерж
Рис. 113. Структура перовскита
г
ГЛАВА 10. ОКСИДЫ 211
" ных породах и нефелиновых пегматитах. Иногда слагает сплош-
е1ОчнЫХ гор стые черные маковидные массы, сложенные им на 80—90 %.
мслК°зе0 технической литературе под названием перовскита описаны
•р ФизИКеие вещества перовскитовой структуры: CdTiO3, CaSnO3, BaThO3,
сцЦТ1’т1,чеСр 0 BaPbBi2O6, Ca2FeTiO5 5 и другие. Они являются высокотемпе-
KMg1 ••• сверхпроводниками и обладают ярко выраженными пьезоэлектри-
раПРнЬ1МИойствами, это потенциально предопределяет их практическую цен-
ческими св пОСТоянный интерес к их синтезу в промышленном масш-
и0СТь и вызывает
табе- “ аспект кристаллохимии перовскита заключается в том, что его струк-
ДРУГ°1 компактна. Видимо, она является формой существования в глуби-
^Земли веществ пироксенового состава: MgSiO3, FeSiO3, Ca(Mg,Fe)Si2O6.
На г ппа колумбита. К группе колумбита относятся минералы изоморфного
па₽колумбит-(Ре) FeNb2O6 — танталит-(Ре) FeTa2O6, всегда содержат Мп.
Они образуют толстотаблитчатые черные кристаллы со штриховкой на гранях.
Блеск на гранях металлический, в изломе матовый (излом шероховатый),
твердость около 6. Черта бурая, коричневая. Характерна высокая плотность: у
чисто ниобиевых разновидностей около 5,2, у танталовых до 8,2 г/см3.
Встречаются в виде рассеянной редкой вкрапленности кристаллов и зерен
в измененных (альбитизированных и грейзенизированных) гранитах, в грей-
зенах и сподуменовых пегматитах. Извлекаются как руда на ниобий и тантал.
Узнаются с трудом. Примечательны высокая плотность, черный цвет, светлая
коричневая черта.
Группа пирохлора. В группу пирохлора входят минералы сложного перемен-
ного состава, среди них выделяют три крайних минеральных вида, ниобиевый,
танталовый, титановый: пирохлор NaCaNb2O6F, микролит NaCaTa2O6 и бета-
фит (Ca,U)2(Ti,Kb)2O6(OH).
Пирохлор образует кристаллы в виде октаэдров и кубооктаэдров или округ-
лые зерна. Как правило, под действием собственной радиоактивности они
с Д'мллись метамиктному распаду и имеют вид клееподобных аморфных масс
пир()|,11Ь1М ^леском и раковистым изломом. Лишь в редких случаях у граней
Вст cl1JIbHlJb алмазный блеск. Цвет желтый, коричневый, черный.
чается в щелочных (нефелин-сиенитовых) пегматитах, кальцитовых
пределах массивов нефелиновых сиенитов, в альбититах, в особом
чно °ро>ВДений ~ карбонатитах. Карбонатиты приурочены к массивам
' |РомЛЬТРа°СНОВНЬ1х ГОРНЬ1Х пород на щитах. В них они образуют штоки
'Пест210 30°~500 м, а также дайки и жилы. Карбонатит — это зернис-
сеном НН° кальцитовая или доломитовая горная порода с оливином,
1оРнь'| МаГнетитом, апатитом в качестве второстепенных минералов,
тан 6 рУДЫ Разрабатываются на комплекс полезных ископаемых —
чтах ад’ Уран’ Редкие земли. Микролит встречается в сподуменовых
• здесь он наряду с танталитом является рудным минералом тан-
I’.'iina R
Ч^оЬ*₽амита- Минералы изоморфного ряда ферберит FeWO4 — гюб-
'"•'ато- 4 °бычно называют вольфрамитом. Они образуют черные, бурые,
коричневые толстотаблитчатые и призматические кристаллы с
*И.1.
ТИ|к
^Лочно-
II, |.
•1Я
пир.
Пц|
III.
I
Hep
212 ГЛАВА 10. оксиды
Рис. 114. Тоннельные структуры разных оксидов
грубой штриховкой на гранях. Твердость около 5. Совершенная спайность по
пинакоиду поперек таблитчатости кристаллов, на ней алмазный или сильный
полуметаллический («зеркальный») блеск. Черта коричневая, светло-бурая,
как у сфалерита. Большой удельный вес — около 7 г/см3.
Образуются в грейзенах, в высокотемпературных гидротермальных место-
рождениях. Встречаются в составе россыпей. Добываются как руда на воль
фрам. Узнаются по форме кристаллов, спайности, «зеркальному» блеску,
большой плотности. По черте, цвету, блеску можно спутать со сфалери •
но у последнего спайность проходит в нескольких направлениях (у
мита — в одном), зерна у сфалерита изометричные (у вольфрамита в
тые, таблитчатые), сфалерит намного легче вольфрамита. । р
Романешит (ВаН2())(Мпз+Мп3+)О1(). Структура тоннельная (рис• с
каналах рамешаются катионы бария и молекулы воды. Встречается ,|lfp-
пиролюзитом в виде буро-черных, коричневато-черных, черных то ^рцр-
сных рыхлых, натечных, почковатых масс, оолитов. конкРеции" зонаХ оык
Черта буровато-черная. Образуется в осадочных горных породах и в
ления марганцевых руд. Входит в состав марганцевых руд.
ГЛАВА И
ГИДРОКСИДЫ
ыпинство гидроксидов являются приповерхностными минералами, об-
Ю1цимися в процессах выветривания разных горных пород и руд, осадко-
^опления, диагенеза. Из них наиболее распространены гидроксиды железа,
на долю которых приходится около 0,2 % от объема земной коры, и марганца.
Как более редкое явление, установлено формирование гидроксидов в ходе
низкотемпературных гидротермальных и метаморфических процессов.
Практическое значение имеют гидроксиды железа, алюминия, марганца,
урана как руды на эти химические элементы.
Кристаллохимические особенности
В гидроксидах гироксил-ион является единственным или доминирую-
щим анионом в их кристаллических решетках. Состав минералов обычно
прост и выражается формулами А1(ОН)3 (гиббсит), Mg(OH)2 (брусит),
О(ОН) (бёмит), HFeO2 (гётит) и т.п. В нескольких гидроксидах в качес-
тве дополнительных анионов выступают (СО3)2~, как, например, в гидро-
составТе М&АЬ(ОН)16(СО3)-4Н2О, а также (SO4)2 и СГ. Уникальными по
Си р СтРУктуре являются такие минералогические раритеты, как валерит
Воль g. OH)t и другие гидроксиды-сульфиды.
>’ -па ШЭЯ часть природных гидроксидов является минералами алюминия,
' >i ’ *°Чнее УРанил-иона (ПО2)2+, марганца (II, III, IV), железа, магния.
'Имма ЛИЯ (Ш’ V). Известны также природные гидроксиды воль-
ДчШих'в гкеля’ хР°ма- Как видно из этого перечисления, большинство вхо-
|,еРиодаДР°КСИДы химических элементов являются металлами четверто-
1 "’ные ТабЛИЦь1 Д-И.Менделеева, образующими с гидроксил-ионами ус-
1 11 Н™х температурах и трудно растворимые в воде химические
По
'h’ СтРукту>1Цее Число гидроксидов имеет слоистую, цепочечную или тоннель-
’"'"ого разн°й сложности. Наличие гидроксил-иона, одновалентного,
нС| 11 стру Р^мсрУ иону О2~, значительно снижает прочность химических
Пгх*1' 111 сход УРаХ гидР°ксиДов по сравнению с чисто кислородными соеди-
<1 ча с Го состава. В некоторых гидроксидах (диаспоре, гетите и др.)
' "ч (Ьорм ешанная гидроксильно-водородная связь. Чтобы подчеркнуть
ЛЬ1 пишут по-особому, например НА1О2 для диаспора и HFeO2
214 ГЛАВА 11. ГИДРОКСИДЫ
для гетита. Так или иначе, все эти особенности часто приводя
отклонениям структуры гидроксидов от принципа плотнейцТ в 3аМетНц
атомов. еи Упак0В|^
Морфология и физические свойства
В подавляющем большинстве гидроксиды не образуют различим ь
ных глазом кристаллов. Форму их кристаллических индивидов можно' ЗЭМет'
вить лишь с помощью электронного микроскопа. Почти всегда они ^СТан°'
ются в порошковатых, землистых, натечных фарфоровидных массах ВСТ₽е',а‘
оолитов. Исключения из этих правил единичны, они относятся к диас *Wl*
гиббситу: в нескольких месторождениях известны их пластинчатые кпис°₽У *'
размером от 0,1 до 2,3 см. алпы
Невысокая твердость большей части гидроксидов (от 1 до 3) объясняется
малой прочностью их кристаллических структур с преобладающей долей оста-
точных связей, как, например, в гиббсите, где каждая трехслойная пачка
А1(ОН)3 слабо скреплена с такими же соседними пачками. Исключение пред-
ставляет диаспор в тех редких случаях, когда он образует самостоятельные
кристаллы. Они обладают твердостью 6,5 — 7 из-за большой роли водородных
(достаточно сильных) связей в его структуре.
Окраска минералов разнообразна и часто пестрая. Она обусловлена разны-
ми причинами. Во-первых, гидроксиды железа и марганца имеют свою собс-
твенную коричневую или буро-черную окраску, обусловленную тем, что же-
лезо и марганец являются типичными элементами-хромоформами. Во-вто-
рых, из-за тонкодисперсного сложения агрегатов, которые образуют гидро-
ксиды, в них содержится много пигментирующих механических примссс
Так, смеси гидроксидов алюминия (в идеале бесцветные) окрашены в УР
охряные, красные цвета примесями бурого железняка и гематита.
Характеристика минералов
Гццроксид магния. Единственным представителем является бРУсИТ^.®кса1о-
Он имеет слоистую структуру, ее можно трактовать как близкую
нальной плотнейшей упаковке, в узлах которой находятся гидр н0 не ро
В октаэдрических пустотах между ними располагаются атомы мат ’ а дег*0
всех пустотах, а через слой (рис. 115). Графически стРУкт-д^)т6. ВеГ..
изобразить в виде слоев, плотно сложенных октаэдрами Mg( пРов, в Рс >
каждого такого октаэдра является общей для трех соседних оК™'* еСтесТ,и
тате итоговая формула октаэдра Mg!(OH)6xl/3 или Мв(ОН)г- ’дзува*-’1
точно отвечает химической формуле минерала и в то же время веСЬма с‘
тронейтральность каждого слоя октаэдров. Результатом являетсЯ ^.i;1" ;J
шенная спайность брусита по базопинакоиду. так как разрыв кр >
электронейтральными слоями октаэдров происходит очень ле нераЛ Ре'1'
брусита бесцветные пластинчатые, гексагонального сечения. 1”
ГЛАВА 11 ГИДРОКСИЛЫ 215
’>,,с- 115.
Структуры брусита и гиббсита в разных изображениях
216 ГЛАВА 11. ГИДРОКСИДЫ
Образуется как один из продуктов гидротермальною изменения^?"
^штх горных пород и как метаморфогенныи минерал в нек »'
00 прах Встречается в тонкозернистых массах, кристаллах, иногда в
парамSho^игольчатых агрегатов, называемых немалитом „ немал,,,*'
66 г^ижсвды алюминия. Среди гидроксилов алюминия наиболее №|рад
TZ ЛИОН),, бемит А1О(ОН> и диаспор НАТО,. Гиббсит имес, 1Ю_
**““ юбруситуслоистую структуру (см. рис. 115), но в каждом октаэдртед»,
этом^ХинтХолняягг лишь 2/3 октаэдрических пуешг. с,ЙКГда
• ОН"
б
Рис. 116. Структуры диаспора и бемита
ГЛАВА 11. ГИДРОКСИДЫ 217
фов одного и того же состава — бемита и диаспора, являются
поЛиМ • от плотнейшей гексагональной упаковки, но она сложена дву-
,i ;волнЬ1и __ q2 и ОН” и не является идеальной. Кристаллические решет-
||ЯаН»1оНасосТОЯТ из цепочек искаженных октаэдров А1(О, ОН)6, по-разному
К11 как бы (рис. 116). Они скреплены гидроксильно-водородными свя-
соеР-1,1НЬ1Х нение к ионным связям, преимущественно характерным для чис-
зя'111 ||Я° нЫХ плотнейших упаковок. В соответствии с особенностями их
то к,,сЛ°Р исталлы бемита и диаспора, как это видно в электронном микро-
^рчктуР нснно пластинчатые Твердость этих минералов выше, чем у гиб-
СК°11С из-за определенной роли в их конституции водородных связей, при этом
еСИТа’ п является самым твердым из этих трех минералов, очевидно, не толь-
вИаСП за наличия водородных связей, но и за счет большей компактности его
SXrypbi, чем у гиббсита и бёмита.
Гидроксиды алюминия в индивидуальных выделениях встречаются редко.
Обычно все вместе они образуют смеси с гидроксидами и оксидами железа,
каолинитом и другими минералами, называемые бокситами (рис. 29 цв. вкл.).
Это плотные мелко- и тонкозернистые массы, каменистые, рыхлые или гли-
иоподобные. Часто имеют оолитовую структуру. Цвет белый, серый, красный,
темпо-красный. Образуются, во-первых, как продукт поверхностного вывет-
ривания гранитов в тропических странах. В этом отношении бокситы стоят в
одном генетическом ряду с латеритами (рис. 117), последние возникают за счет
выветривания ультраосновных и основных горных пород, они беднее гидро-
кси 1ами алюминия, однако богаче слоистыми силикатами, оксидами и гид-
рок идами железа, а иногда минералами никеля. Во-вторых, бокситы образу-
ются как осадочные горные породы за счет перемыва месторождений первого
типа. Они являются главной рудой для получения глинозёма и металлическо-
го алюминия, огнеупоров, цементов.
сп ^Н°рДа отмечаются кристаллы гидроксидов алюминия — гиббсита и диа-
нал и^сит наблюдается в виде бесцветных и белых пластиночек гексаго-
очертаний и с совершенной спайностью по пинакоиду среди продук-
с П5убойОТерМаЛЬНОГО изменения нефелина. Диаспор известен в пластинчатых
вого и R ШТРИ« 11 сильным перламутровым блеском кристаллах сирене-
Mtcionnv °ГО цвета- В таких кристаллах он встречается в метаморфических
р “’бдениях.
^ит СЦЦЫ Железа- Гидроксиды железа индивидуально встречаются редко:
лается иногда в виде золотисто-бурых иголочек среди кварца в
11 еДинн ДОНовых жеодах среди эффузивов и осадочных пород, лепидокро-
' сма ЧИых слУ1|аях образует золотисто-бронзовые слюдоподобные нале-
и л те' Обычно же встречаются в смесях, называемых бурым желез-
цны»°НИТОМ’ ^Т0 Ржаво-коричневые до черных землистые, натечные,
•у и п" Тонк°лисперсные агрегаты, потеки, псевдоморфозы по пириту,
Елее ИМ МинеРалам’ наконец, агрегаты оолитового сложения (рис. 30
.. --ся в результате поверхностного окисления различных руд и мине-
'сзаи ’ ВЬ1падают в виде коллоидно-химических осадков на стадиях
эпигенеза при формировании осадочных горных пород. Являются
ИЯ|
rid
.... -'^ные
Un
'|';13УютСК Матовыв или стеклянный. Черта ржавая.
, Аелеза.5'
218 ГЛАВА И ГИДРОКСИДЫ
I
Рис. 117. Климатические зоны образования латеритов (H.-R. Wenk. Bulakh, 2004)
ГЛАВА 11. ГИДРОКСИДЫ 219
езо порошковатые массы используются для изготовления кра-
еудойИа>КеЛ
марганца. Известно около двадцати гидроксидов чистого мар-
*’ [иДРоКС нца в сочетании с другими химическими элементами (барием,
га1403 ” ^никелем, цинком и др.). Все они похожи друг на друга. Обычно
|СаЯЬ11ИеМ’ j марганца встречаются в землистых, натёчных, оолитовых агре-
гИдрокс11ДЬ1 такие массы ошибочно называют псиломеланом. Цвет их чер-
гаТЗХ' ^о-черный, черта буро-черная, маркая. Твердость от 6 до 2. Точная
ный. 6УР минералов обычно осуществляется специальными лабораторны-
диагност и смеси, обогащенные водой, максимально буро-коричневые,
МеТ и легкие, более маркие, называются вадами.
₽Ы^Ыюоксиды марганца образуются в некоторых гидротермальных месторож-
п в процессах выветривания разных марганецсодержащих минералов,
как*коллоидно-химические осадки и на дне современных океанов. Являются
рудой на марганец.
фазовый и химический состав современных железомарганцевых конкре-
ций на дне океанов и морей сложен, нередко он разный в разных частях кон-
креций. Железо концентрируется в виде гидроксидов. Марганец имеет разную
валентность и представлен оксидами типа пиролюзита, романешита, тодоро-
кита и многочисленными плохо окристал л изованны ми гидроксидами (бер-
несситом, бузеритом, голландитом, вернадитом, асболаном). Цветные метал-
лы в составе конкреций — это ионно-обменные катионы в асболане и в неко-
торых других гидроксидах сложной слоистой или тоннельной кристаллической
структуры. Часто в состав конкреций входят цеолиты, глинистые минералы, тон-
кодисперсный кварц.
Железомарганцевые конкреции изучаются сейчас как потенциальный ис-
точник для извлечения цветных металлов. Хотя их относительное содержание
агРСЦИЯХ невелико (меДи’ никеля 1 — 1,5 вес. %, кобальта около 0,2 вес. %),
ютные запасы сосредоточенных в них цветных металлов огромны.
ГЛАВА 12
СИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ
Класс силикатов и их аналогов является самым большим по числ
ральных видов — к нему относится около 30 % от их общего числа В МИНе'
силикаты и алюмосиликаты слагают около 75 % земной копы пт/ ^„ЦеЛ0м
t 9 при этом на-
иболее распространены полевые шпаты — на их долю приходится около
43 об. % литосферы. За ними по распространенности следуют слюды, пирок
сены, амфиболы и гранаты.
Общие особенности состава и структур
Главными катионами в силикатах и их аналогах являются К, Na, Са, Mg.
Fe. Значительна также роль алюминия, который, как показали рентгенострук-
турные исследования, может выступать как в качестве катиона, так и входить
в анионный радикал минералов. Рентгеноструктурные исследования выявили
следующие общие особенности строения силикатов и их аналогов.
1. Во всех силикатах атомы кремния имеют по отношению к кислороду чет-
вертую координацию, они образуют вместе с кислородом, как в кварце, крем-
некислородные тетраэдры (SiO4)4~ (см. рис. 100). Связи кремния с кислорол°м
смешанные ионно-ковалентные, с разной степенью ионности в минерам»
разной структуры и с разными катионами. с0.
2. Кремнекислородные тетраэдры могут быть одиночными, и тогда о»
единяются в общей структуре минерала через катионы, но могут и п
зеваться, образуя различные анионные группировки. в окТа-
3. Алюминий в силикатах может быть катионом, занимая позиции^
эдрических пустотах, и может входить в тетраэдры (А1О4)5-, занима^аОЛцнитС
туре минералов позиции, адекватные с кремнием. Например, в оС чис-
Al2(Si2O5)(OH)4 алюминий является катионом и имеет координаци^ MllIlCpa-
ло шесть, а в микроклине K(AlSi3O8) он входит в анионный РаДИ* в цен11’-
ла, занимает такие же позиции, как и кремний, т.е. РазмешаеТмиНця. в,‘
тетраэдров. Минералы первого типа называются силикатами ал2°представ1С
рого — алюмосиликатами. Есть минералы, в которых алюминии муС1<оР''
и как катион и входит в анионный радикал, например в сдЮД и11’ ai
KAl2(AlSi30|o)(OH)2. Каолинит — это силикат алюминия, микро^я. ра3\
мосиликат калия, а мусковит — алюмосиликат алюминия и хараЬ
тетраэдров (А1О4)5 и его конфигурация иные, чем у групп (Si 4
ГЛАВА 12. СИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ 221
связей также отличен. Поэтому имеются границы замещений
ч.’М|,чеС^Х Тетраэдрах. Установлено, что в силикатах может замещаться алю-
$, <- А1 в но не более половины кремния в тетраэдрах. Предельны по со-
мццИеМ °мОСИликаты типа анортита Ca(Al2Si2O8), нефелина Na(AlSiO4) и т.п.
стаВ' а^ются редкие силикаты, в которых часть групп (SiO4)4 занята группа-
4-1 nV их называют бериллосиликатами (например, гельвин). Есть сили-
*,й<Ве яменой части групп (SiO4)4 на группы (ВО4)5’, их называют боросили-
^Хи’например, данбурит).
Помимо кремнекислородных анионных радикалов во многих силикатах
5‘ мосиликатах есть дополнительные анионы — (ОН) , (СО3)2", (SO4)2-,
К и др.
Структурные типы анионных радикалов
Структуры силикатов очень разнообразны. Это вызвано, во-первых, мно-
гочисленностью способов полимеризации групп (SiO4)4 и (А1О4)5“ с возник-
новением анионных комплексов разной конфигурации и размеров. Во-вто-
рых. в состав силикатов и алюмосиликатов входит в общей сложности около
60 — 70 химических элементов с разным размером ионов и характером осу-
ществляемых ими связей. В результате геометрия сочетаний катионов и ани-
онных группировок может быть самой разной. Поэтому рассмотрим только
стопные структурные типы анионных радикалов, характерные для наиболее
распространенных минералов.
(Йй) О на высоте '/4 а ® Mg на высоте 1 а
(2) О на высоте % a Q Mg на высоте '/2 °
^Ис- 118. Схема кристаллической структуры форстерита
222 ГЛАВА 12. СИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ
Изолированные тетраэдры (SiO4)4 . Характерны, например ддя
группы гранатов R3R2(SiO4)3, топаза AI2(SiO4)F2, форстерита Mg (sr?flepa-ioB
тетраэдрические группы соединяются через катионы (рис. 118) Эт^4^ ® нщ
можно рассматривать так же, как соли гипотетической ортокремн МИнера-Ч|
лоты H4SiO4, поэтому их называют ортосиликатами. Иев°й Ки^
Сдвоенные тетраэдры. Группы (SiO4)4 , полимеризуясь, соедин
парно через общую вершину атомом кислорода, суммарно формула ТСЧ
сного аниона (ShOj)6-. Такие анионы соединяются через катионы г!<Омп-,ек-
служит гемиморфит Zn4(Si2O7)(OH)2- Н2О (рис. 119). Минералы с под^'^ 4
радикалами нередко называются диортосиликатами, поскольку они пя
ривались как производные гипотетической диортокремниевой кислоты Hs^*
Есть минералы (например, эпидот), в структуре которых присутствуют гл
(SiO4)4- и (Si2O7)6-, их называют орто-диортосиликатами, например hoi?"1
Ca2Al3(SiO4)(Si2O7)O(OH). Ит
Кольца тетраэдров. Кольцевые группы могут быть составлены из трех че-
тырех, шести и большего числа кремнекислородных тетраэдров с образом-
нием замкнутых колец (рис. 120). Наиболее обычен кольцевой одноярусный
анионный радикал из шести тетраэдров, как у берилла (см. рис. 120), но есть
минералы с кольцевыми радикалами из трех и четырех тетраэдров и со сдво-
енными (двухъярусными) радикалами из четырех и шести колец. В шестерных
одноярусных радикалах число атомов кремния равно шести, но кислород иг-
рает разную структурную роль: 12 атомов кислорода в свободных вершинах
тетраэдров, которые осуществляют связь с катионами, и шесть атомов кисло-
рода в сдвоенных (соединившихся) вершинах. Итоговая формула такого ради-
кала (Si6Ol18)I2y а общая формула, например, берилла Bc3Al2(SifcO|!<). Во всех
кольцевых радикалах отношение O/Si = 3, как у гипотетической метакремни
евой кислоты H2SiO3, поэтому их иногда называют метасиликатами кольнсво
го строения. и 4alIIf
Цепочки тетраэдров. Цепочек тетраэдров много. Наиболее np°CTQHa fac-
всего встречается так называемая пироксеновая цепочка (рис. 12 )•
конечна, имеет, как видно из рисунка, период повторяемости в диОцсиД
отсюда общая формула радикала (Si2O6)4'. Примером служит минерал
Рис. 119. Схема кристаллической структуры гемиморФи
ГЛАВА 12. СИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ 223
Рис. 120. Типы кольцевых радикалов (а—д)
CaMg(Si2O6). Его можно трактовать так же, как природную соль метакремни-
евой кислоты. Такие минералы называли ранее метасиликатами цепочечного
строения.
Рис. 121. Типы цепочечных радикалов
1,74 нм
224 ГЛАВА 12. СИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ
Рис. 122. Типы ленточных радикалов
Ленты тетраэдров. Лент тетраэдров много. Наиболее распространена » си-
ликатах так называемая амфиболовая лента. Она бесконечна и состоит и»
двух соединившихся друг с другом пироксеновых цепочек (рис. 122). Нередко
так и говорят: пироксеновая — это ординарная, а амфиболовая — лв°
цепочка. .()р_
В амфиболовой ленте период повторяемости — одно кольцо. Выведе
мулу анионного радикала по рис. 122. На тетраэдры № 3 и 6 приход
одному атому кремния и по четыре атома кислорода (в сумме иМе^а,|11Т, в
Каждый тетраэдр № 1, 2, 4, 5 принадлежит сразу двум кольиам. пОЛ_аТо-
каждом из них на выбранное нами для подсчетов кольцо прихоСоГй ;1М*
ма кремния и пол-атома кислорода в вершине (в сумме имеем ? к .
нец, есть еще два атома кислорода (они указаны на рисунке стре * q, .
дый из них принадлежит двум кольцам (т.е. 2/2 =1)- Итак. 2
+ О|. Как итог получаем формулу ленты: (Si^n)6-. Tpc',tXl
Примером минерала с таким радикалом являет
Ca2Mg5(Si4Oll)2(OH)2 или Ca2Mg5(Si8O22)(OH)2. и. На”6* ’
Слои (сетки) тетраэдров. Слои тетраэдров тоже бывают раз ^ыи»”1,
важны каолинитовыс слои (сетки), поскольку они имеются * -гетр3
слюд, глинистых минералов, серпентинов. В каолинитовых & одцу ст
лежат основаниями в одной плоскости, их вершины развернут у’З*
ну, а простейшим многократно повторяемым, как трафарет на
является шестичленное кольцо (рис. 123).
ГЛАВА 12. СИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ 225
а
Рис. 123. Простейший слой тетраэдров:
— схематическое изображение слоя в разрезе; 1 —8 — номера тетра-
эдров
fl-план; б- разрез; в, г
Вычислим формулу кольца, подсчитав сначала состав единичного тетраэд-
ра. В каждом тетраэдре заключен один атом кремния, к каждому тетраэдру
относится один атом кислорода в его вершине, три других кислорода в осно-
вании принадлежат данному тетраэдру наполовину. Значит, число атомов
кислорода: 1 + (3x0,5) = 2,5. Итак, состав тетраэдра Si,O2,5. Всего таких тетра-
эдров в кольце шесть, но каждый из них принадлежит трем соседним коль-
цам Таким образом, на все кольцо приходится только два тетраэдра. Отсюда
obiii.iH формула кольца (Si,O25)2, т-е. (Si2O5)2-.
Примерами минералов с таким анионным радикалом являются каолинит
lSlCM(OH)4, тальк Mg3(Si2O5)2(OH)2, или Mg3(Si4OHI)(OH)2, и др. В химии
T(J "ia двуметакремниевая кислота H2Si2O5, поэтому минералы с каолини-
/'Н| слоями нередко называют мета- и диметасиликатами.
<" и, . СИЫе гР>П||,'1>овки тетраэдров. В каркасных группировках тетраэдры
”ы всеми своими четырьмя вершинами с соседними тетраэдрами, фор-
. |‘1Кя? °бразом бесконечную трехмерную постройку с большими «полос-
"'Шым11 Геометрия и характер симметрии таких группировок могут быть
Чрм,, из-за несколько разной ориентации тетраэдров относительно друг
F.C’i
*Рем ТетРаэдРы заняты кремнием, то получаются различные модифи-
SiO3еМа Многих учебниках и справочниках кварц и другие по-
, 2 так и считаются силикатами.
"icllo каса у всех модификаций SiO2 нулевой. Если часть тетраэдров
'|1ательньгЛОР°ДНОГО каРкаса занята алюминием, появляется избыточный
гРи к заРиД- Его компенсируют катионы, они занимают простран-
ь' мы Ркаса- Такие минералы называют алюмосиликатами. В качестве
'Сгаве кЖе пРив°Дили микроклин, анортит, нефелин.
•'я кРемЭРКаСа некотоРь|х минералов имеется бор, он занимает в них
l: 'HKiira, Ия’ как в данбурите Ca(B2Si2OK). Такие минералы называют
1С*МИ.
м,
1>|
р
л.
Il
226 ГЛАВА 12. СИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ
Таковы главные группировки тетраэдров в силикатах и аналог ‘
всех очень велико. Имеется еще много силикатов с i|ерасшифрОВа Х’ *^0
турой. Рентгеноструктурные исследования силикатов приводят к от^^ стРУк-
НОВЫХ структур. КРЬ1ТИю
Классификация
Классификации силикатов строятся на структурном принципе в
шесть подклассов: островные, кольцевые, цепочечные, ленточные сп еля,от
каркасные. ’ 1СТЫе-
В учебнике к островным силикатам отнесены силикаты с группами (S n «-
и (Si2O7)6-. Здесь следует добавить, что в некоторых книгах и учебниках коль
цевые силикаты иногда относят к островным, иногда к силикатам с замки
тыми цепочками. Силикаты с цепочками и лентами в некоторых учебниках и
монографиях объединены под общим названием «цепочечные» (но с одинар-
ными и сдвоенными цепочками). Кварц в одних книгах относят к оксидам, в
других — к силикатам.
Как было отмечено, принятые в минералогии две основы — структура и
состав — не могут привести к созданию единой, до конца логически форма-
лизованной систематики. Но эти разногласия быстро отступают на второй
план и легко преодолеваются при изучении минералов, они не создают осо-
бых трудностей в познании минералогии в объеме учебной программы. Ясно,
что для науки в целом несовершенная систематика ее объектов есть недоста-
ток, но не самый существенный. Как отмечал В. И. Вернадский, цель и суть
минералогии состоит не в статичном описании минеральных фаз как мертвых
тел и не в составлении классификаций, явление и процесс — вот главные
объекты.
ГЛАВА 13
ОСТРОВНЫЕ СИЛИКАТЫ
»•
ооВные силикаты — это наиболее многочисленный подкласс мине-
Его характерными представителями являются форстерит Mg2(SiO4),
Амандин Fe3Al2(SiO4)3, гроссуляр Ca3AI2(SiO4)3, топаз Al2(SiO4)F2, эпидот
Ca,(Al2Fe)(Sid4)(Si2O7)O(OH). Силикаты этого подкласса имеют разнооб-
разный состав — это минералы магния, железа, кальция, марганца, цинка,
титана, алюминия, редкоземельных элементов, бериллия, тория, циркония,
скандия и др. Ни в одном другом подклассе нет такого разнообразия катио-
нов.
К числу породообразующих и наиболее широко распространенных в при-
роде минералов относятся оливины, гранаты, эпидот, кианит, титанит, цир-
кон. Практическое значение имеет лишь ничтожная доля от общего числа
минералов. В качестве абразивных материалов используются минералы груп-
пы гранатов. Драгоценными минералами являются топаз, альмандин, пироп,
демантоид (разновидность андрадита), уваровит, хризолит (разновидность
Форчерита) и др. Рудным минералом бериллия является фенакит Be2(SiO4),
аеанлня — тортвейтит Sc2(Si2O7), цинка — виллемит Zn2(SiO4) и гемиморфит
1207)(ОН)2 Н2О, циркония и гафния — циркон (Zr,Hf)(SiO4).
Кристаллохимические особенности
V
Кат<)к оПп Лохимическое своеобразие минералов подкласса островных сили-
Ди<> 'иру^Г6ТСЯ сочетанием Двух факторов: а) присутствием в них орто- и
°К| 1риче ~ ^'б>4)4 и (SijO?)6-; б) большой ролью в их составе катионов
ьС " Оо«К°л ко°Рдинаиии с радиусом от 0,06 до 0,08 нм (Ti4+ — 0,061;
’‘•Ч'е.юну и к°63; Nb5* — °’064’ мё2+ ~ °>072; Fe?+ ~ 0,061-0,078 нм, по
у*1 ч>ы цп дрюиту), главными из них являются магний и железо. Такие
Jr1 ’ РУктур^Н° Упаковываются с тетраэдрами (SiO4)\ получаются компакт-
Пе ' 11 тве ' Й минеРалы характеризуются относительно высокими плот-
'С |С||цых ОСТЬ,° П° сРавнению со всеми другими силикатами. Кроме
"1катах Катионов большую роль, но не во всех, а в некоторых остров-
1'Найцц ^р’ают относительно крупные катионы восьмерной (и более)
1|с “ВДцэ 12 НМЬ ^а+ (0,118 нм), Се3+ (0,114 нм). Их координа-
..Ч>алОв Дры нес°размерны с октаэдрами и тетраэдрами. Структура та-
5 за малым исключением (гроссуляр), менее компактна. Харак-
' 228 ГЛАВА 13. ОСТРОВНЫЕ СИЛИКАТЫ
терная особенность алюминия в островных силикатах заключает
он занимает октаэдрические позиции. Ся в том
Разнообразие катионов, их разные радиусы и свойства прив °
нению кристаллических структур островных силикатов и часто ДЯТ К
в них дополнительных анионов F” и (ОН) . Особенно характерна ВХо>КЛению
оны для силикатов, содержащих одновременно группы (SiO F TaKt,c ани.
и резко различающиеся по металлическим свойствам катионы- с
(титанит), Са2+ и А13+ (эпидот), К+, Na+ и Ti4+ (лампрофиллит) доп Э * и Ti'‘
ные анионы характерны также для силикатов, в состав которых вх°ЛН,1Те'1,>'
ко группы (SiO4) и алюминий в качестве катиона, — топаза Al (Sim”r Т°’1ь'
нита Al2(SiO4)O и др. 2 4 ъ Киа-
Принцип строения ортосиликатов и диортосиликатов показан вь
примере форстерита (Mg, Fe)2(SiO4) и гемиморфита Zn4(Si2O7)(OH)2 Н,'™ На
Перечень главнейших островных силикатов приведен в табл. 34 2
Морфология и физические свойства
Островные силикаты часто образуются в виде хороших кристаллов (рис. I
124). Это объясняется их большой силой кристаллизации, что обусловлено
компактностью и простотой структур этих силикатов, многозарядностью
анионных комплексов и значительной силой связей катионов, входящих в
их состав. В виде изометричных хорошо ограненных кристаллов кубической t
сингонии (ромбододекаэдров и тетрагон-триоктаэдров) встречаются минера-
лы группы гранатов. Идеально развитые дипирамидальные и призматичс-
ские кристаллы тетрагональной сингонии образует циркон, в совершенных |
кристаллах ромбической сингонии обычно наблюдается топаз. Можно при
вести много примеров высокой степени идиоморфизма (совершенства) кр
таллов островных силикатов. Ну а сфен (теперь — титанит) даже ,,а‘-
свое название за то, что он почти всегда встречается в виде идеалЬ’^° „си-
ненных клиновидных кристаллов (от греч. sphen — клин). Из распро в
ных минералов, пожалуй, лишь минералы групп оливина и гумита
кристаллах. в иХ со-
Окраска островных силикатов обычно обусловлена присутствие^м0фор'’'
ставе в качестве главных и примесных компонентов элементов-
(Fe, Мп, Ti, V и Сг). Атомы двух- и трехвалентного железа вызыва
ных своих соотношениях зеленые (гроссуляр, эпидот), кориЧне^1нСрады ,,мГ
ставролит, титанит) цвета. Окрашенные марганцем и железом л в сочс’
ют малиново-красный, лилово-красный цвет (альмандин). т lUop1
нии с Ti вызывает коричнево-черную окраску минералов, такоБоКраскУ
мита. Хром обусловливает изумрудную, разной интенсивности аНдраЛ111'
ювелирных гранатов — уваровита и демантоида (разновидное. н, х
Он же в сочетании с Fe вызывает бордово-красную окраску ДР & и 1
ропов («богемских гранатов») — при особом сочетании кодич 11
гранаты меняют цвет от зеленых при обычном свете до кРаС аК)ТСя ,к‘
при искусственном освещении. Лишь в редких случаях встреч
ГЛАВА 13. ОСТРОВНЫЕ СИЛИКАТЫ 229
*24. Кристаллы минералов подкласса островных силикатов .
•230 ГЛАВА 13. ОСТРОВНЫЕ СИЛИКАТЫ
ные или белые островные силикаты — это химически чистые
стерит, топаз, гемиморфит. Гр°СсУляр1 *
Компактность структуры и наличие в минералах небольших Р'
рядных катионов проявляются в высокой плотности и твердое Н° Вь,с°1<о1а
этих минералов. Из-за большой твердости эти минералы черты™ 6 40
процарапывают бисквитную пластинку), даже у густо окрашены^ Да,От (они
она чуть заметна. 1Х Ми,^р^10в
Особенности условий образования
Ki
Островные силикаты — это минералы преимущественно высоких
тур и давлений, т.е. минералы больших глубин. Главными типами м^мпера-
дений являются магматические и метаморфические горные породы и н°к°*
рые метасоматиты. Как исключение они образуются в приповерхностных*1^
ловиях. ус'
Магматические горные породы. В ультраосновных глубинных горных поро-
дах (оливинитах и перидотитах) главным минералом является оливин. О глу-
бинном образовании этих пород свидетельствует то, что их ксенолиты выно-
сятся из глубоких (в том числе мантийных) очагов зарождения при вулкани-
ческих извержениях и при возникновении кимберлитовых трубок взрыва.
(Известны два полиморфа одного состава — форстерит Mg2(SiO4) и «шпи-
нель» SiMg2O4, возможно, что вторая структурная модификация является
главной в мантии как более плотная.) В основных, средних, кислых горных
породах островные силикаты играют роль акцессорных минералов — это не-
которые минералы группы гранатов, циркон, титанит. В гранитных пегмати-
тах образуются совершенные кристаллы топазов. В щелочных горных поро-
дах, в тех разновидностях, которые содержат нефелин, островные силикаты
являются характерными минералами. Это циркон, титанит, мозандрит, ламп
рофиллит. (К._
Метаморфические горные породы. В метаморфических горных n0P№,'ill0.
тровные силикаты нередко играют главную роль. Они образуются при ^1|1МХ
нальном и контактовом метаморфизме. В регионально метаморфизо
породах (гнейсах и сланцах) типичны Fe-Al и Mg-Al гранаты <альмаНД в11’ыми
роп), ставролит, кианит, эпидот. В контактовых породах (скарнах; *
минералами являются Са-Al гранаты (гроссуляр, андрадит), бол
играют в них везувиан и эпидот. торых рь1
Метасоматиты. Островные силикаты встречаются только в неко м11Кро-
сокотемпературных метасоматитах. Это в первую очередь альбит ^иТ0В. ci>e'
клиниты — участки сплошной гидротермальной переработки гр^ тОтоР,р’
нитов, нефелиновых сиенитов. К ним обычно приурочен то пир нерСдко
то фенакит. Другим типом метасоматитов являются грейзены, * грС. -
значительно обогащены топазом, иногда в некоторых разновидно
нов присутствует фенакит. м1ТГа и **
Приповерхностные условия образования типичны для вИ-п_пе
морфита — минералов зоны окисления цинковых сульфидных р
ГЛАВА 13. ОСТРОВНЫЕ СИЛИКАТЫ 231
Характеристика минералов
пина. Это группа минералов переменного состава, образующих
Групп» °лИ изоморфных смесей от форстерита Mg2(SiO4) до фаялита
^пг Р^магнезиальный член ряда — форстерит — встречается в мраморах
рС’(SA)- N типах скарнов в виде белых или желтых округлых зерен и бес-
н Н1'к,’т°Р1Л^ь1делений со стеклянным или жирным блеском. Его появление в
фор ||,,ы^бъясняегся процессами регионального метаморфизма кварцсодер-
доломитов при реакциях типа
ог«Ме(С03)2 (доломит) + SiO2 (кварц) = Mg2(SiO4) (форстерит) +
+ 2СаСО3 (кальцит) + 2СО2Т,
скарнах — привносом кремнезема высокотемпературными гидротермаль-
ными растворами
2CaMg(CO3)2 (доломит) + SiO2 (раствор) = Mg2(SiO4) (форстерит) +
+ 2СаСО3 (кальцит) + 2СО2Т
Методами термодинамики легко рассчитать значения температур и давле-
ний, при которых происходит превращение исходных минералов в форстерит
и кальцит. Форстерит обычно ассоциирует с кальцитом, зеленым и бесцвет-
ным флогопитом, магнетитом, шпинелью (черной и розовой), минералами
группы гумита.
Промежуточные члены ряда встречаются в кимберлитах и базальтах в виде
одиночных зерен, плохо образованных кристаллов и зернистых масс бутылоч-
но-зеленого, бутылочно-коричневого цвета, полупрозрачных, со стеклянным
блеском. Минералы ряда форстерит—фаялит являются также главной состав-
ной частью оливинитов и перидотитов. Из оливинов только фаялит встреча-
матцС Кварцем’ О*1 РеДок и образуется в некоторых скарнах, гранитных пег-
'•IX, гранитах, метаморфических горных породах.
и зам ' П1лротермальных процессах форстерит легко подвергается гидролизу
₽еахцц?1аСТСЯ м,шеРалами группы серпентина и тальком. Схематически эти
1 описываются, например, уравнениями
2Mgj(SiO4) (форстерит) + 2Н2О + СО2 = Mg3(Si2Os)(OH)4 (антигорит) +
+ MgCO3 (магнезит)
_ , i2U + 5СО2 = Mg3(Si4OI0)(OH)2 (тальк) +
+ 5Mg(CO3) (магнезит)
'» что в реакциях могут участвовать также какие-то анион-
Ремния в гидротермальных растворах (здесь запись SiO2 чисто
^Ki(Sio4) (форстерит) + Н2О
Ныс 1п°лагается
'Рмы
’ '"’•'М)
/л
Форстерит) г 5SiO2 (раствор) + 2Н2О = 2Mg3(Si4OI0)(OH)2 (тальк)
3^S2(SiO4) (форстерит) + SiO2 (раствор) + 4Н2О =
= 2Mg3(Si2O5)(OH)4 (антигорит)
232 ГЛАВА 13. ОСТРОВНЫЕ СИЛИКАТЫ
Оливиниты используются как огнеупорное сырье, прозрачн
товато-зеленого форстерита (их называют — хризолитом) испол 6 3ерЬ1а *е
стве ограночного материала (т. е. как ювелирный камень). Узнак^3^01 в Кач*
Требуется большой навык для уверенной диагностики минералов С Я С ТрС '
винов. В базальтах они привлекают внимание схожестью с оскг>ГРУПп*>1
лочного стекла. В ультраосновных горных породах диагностируют^1* *’
ком является частое развитие по оливину более приметных минепазМ П₽И1на-
ка и серпентина. "таль.
Фенакит Be2(SiO4). Образует шестоватые, призматические белые
лы в гидротермальных фтор-бериллиевых рудах, где ассоциирует с Kp,ICT!u-
шпатом, бертрандитом, флюоритом. В качестве ювелирного камня вс10^144
ся в пегматитах в виде крупных бесцветных прозрачных кристаллов п *
тического и ромбоэдрического габитуса, ассоциирует здесь с бериллом т ''
зом, амазонитом. ’ а‘
Циркон Zr(SiO)4. Кристаллическая структура типичная островная (рис 125)
В некоторых месторождениях встречаются разновидности циркона с различны-
ми изоморфными примесями (Th, Се, Hf, Nb, Та, Al), иногда в больших ко-
личествах. Многим из них даны даже свои названия, хотя они лишние, если
подходить к минералогической номенклатуре строго. Циркон кристаллизуется
обычно в виде идеально развитых тетрагональных кристаллов (см. рис. 124;
рис. 31 цв. вкл.), обладающих хорошо проявленным свойством типоморфш-
ма: в более щелочных горных породах образуются укороченные кристаллы. в
кислых — удлиненные. Блеск на гранях алмазный. Цвет коричневый разных
оттенков. Твердость 7—8.
Рис. 125. Структура циркона
ГЛАВА 13. ОСТРОВНЫЕ СИЛИКАТЫ 233
во всех магматических горных породах, но особенно часто в
ВстГс',аеТСЯ иенитах, сиенитах и их пегматитах. Радиоактивные разновид-
присутствуют в гранитных пегматитах. Обычен в альбититах,
циркона пОЭТОму накапливается в песках. Промышленные концентра-
пр°чеН’ характерны в песчанистых осадочных горных породах (цирко-
вц. росС,лп1у Используется как формовочный песок в металлургическом про-
, песках)- полученИЯ ОКсида циркония, для извлечения гафния. Прозрач-
цл-"сТБе’^дНОСтИ — красноватые (гиацинты), зеленые, бесцветные явля-
ине разно м камнем.
юг ч юны ^егко узнаётся по идеальной форме кристаллов, алмазному блеску,
|1ир*°тверлости. Обогащенные ураном, радиоактивные разновидности цир-
’^W°MJaK0H, циртолит и др.) подвергаются метамиктному распаду (распад
К° " '-йствием' собственного излучения). Они аморфизуются, ожелезняются,
П" L пуются. Увеличиваясь в объеме, метамиктные зерна циркона разби-
трещинами окружающие минералы, по ним происходит ожелезнение
ПОР1*! ,,
Коффинит U(SiO4). Изоструктурен с цирконом и торитом. Кристаллы край-
не репки. Обычен в почковидных агрегатах и тонкозернистых массах и смесях
с i n । ими минералами урана в некоторых месторождениях урана среди песча-
ников и других осадочных пород. Руда на уран.
Минералы группы гранатов. Это обширная группа минералов с общей фор-
мулой R,4R/*(SiO4)3. Выделяют три главные подгруппы гранатов по катионам
пни R3' и R,+: а) кальциевые — гроссуляр, андрадит, уваровит; б) алюминие-
вые спессартин, альмандин, пироп, к ним же можно отнести и гроссуляр
(он попадает в обе подгруппы); в) титановые — шорломит, а также обогащен-
ная титаном разновидность андрадита (меланит).
Нобое место занимает редкий гранат — кнорингит Mg3Cr2(SiO4)3, обнару-
В| "ы'1 в кимберлитах в виде самостоятельной фазы и изоморфных примесей
ропе. Есть и другие по составу гранаты — ванадиевые, циркониевые, гид-
* ЗЧН.ли
в, °®РазУют хорошие кристаллы в виде ромбододекаэдров и тетра-
(> Jl’KTaWoB или их комбинаций. Они имеют стеклянный или жирный
,“11 их |||1С^°Кую твеРД°сть (6,5 —7,5). Для наиболее распространенных грана-
А.И. ,,, d 11 Т,1ПЬ1 месторождений указаны в табл. 29.
1а,,н является абразивным материалом. Пироп, уваровит, демантоид
Чм|пр зеленый андрадит), железосодержащий гроссуляр — это
,,с камни.
|,У.1но^еГК° узна1°тся по форме кристаллов, окраске, твердости. Пона-
’ ~~ андпа агностиРовать лишь зеленые и коричневые гранаты ряда грос-
'',||овиках Trf ИХ сплошных’ жирных по блеску плотных массах в скар-
'1М1*Хоп , Омогают в диагностике их высокая твердость и наличие в
Шо ограненных кристалликов граната вдоль кальцитовых жи-
>»».» к
'"-’Ctdv " Группе гУмита относятся несколько минералов, сходных
' 'а в 6ecrt/Pe И По св°йствам- Минералы ярко-рыжего, коричнево-ры-
Ч)оРменных зернах и вкраплениях в мраморах. Ассоциируют с
(х
ч
п
234 ГЛАВА 13 ОСТРОВНЫЕ СИЛИКАТЫ
Таблица 29. Гранаты, их месторождения и типохимизм
Минерал Формула Цвет Мес™Р®^ омические эле® ^*
Гроссуляр Са3А12(8Ю4)з Белый, зеленый, светло-коричневый Скарн ы/caAlF^sj
Андрадит Ca3Fe2(SiO4)3 Темно-коричневый, черный Скарны,
Уваровит Саз Сг2( SiO4)3 Изумрудно-зеленый Хромич овыедадьГТ^^ нитах, SiMgCr
Альмандин Ре3А12(8Ю4)з Красно-фиолетовый, малиновый Сланцы, гнейсы, пегмати- ты, SiAlCaNaFeMn
Спессартин МпзА12(8Ю4)з Розовый То же
Пироп Mg3Al2(SiO4)3 Бордово-красный Кимберлиты, базальты, гнейсы, эклогиты, SiAlMg(Cr)
Кнорингит Mg3Cr2(SiO4)3 Голубовато-зеленый Кимберлиты, SiAJMg(Cr)
форстеритом, шпинелью, доломитом, привлекая своей окраской внимание к
этим часто неприметным горным породам и тем самым облегчая обнаружение
шпинели, форстерита и других минералов.
Группа кианита. К группе кианита относятся три полиморфа: два
ных силиката разной структуры, кианит Al2(SiO4)O и андалузит AlAKSi 4^
ленточный алюмосиликат — силлиманит Al(AlSiO5). В кианите весь
ний располагается в кислородных октаэдрах, в андалузите половина е м)).
дится в необычном (пятерном) окружении, а в силлиманите половина >
ния размещается в тетраэдрах. Поэтому плотность у кианита (3,5--^ goJ]l>lllc
чем у двух других полиморфов (3,1—3,3 г/см3), поскольку ведь 4 HHCpi'
координационное число атома, тем плотнее он упакован в струк У Р коТ<чъ
между анионами (кислородом). Также уменьшается давление, _ стрУк’
эти минералы стабильны: чем больше давление, тем более ком теМпеРя^'’,
туры и наоборот. На диаграмме видно, что при любой заданно noBbI1Jjcn>“
и андалузит, и силлиманит полиморфно переходят в кианит пр
давления. идны* кр,’С
Кианит встречается в виде удлиненно-таблитчатых, пОСКОВ^)М на
лов, бесцветных и голубовато-синих, с перламутровым °тлИ/пОпере|4 , к
очень характерна явная анизотропия твердости этих пластин а
6,5, вдоль 4,5), отсюда происходит и устаревшее название мИ”а^ь1е кР||С*,
т.е. двоякотвердый. Реже кианит образует в сланцах иголь рддиа^1'1
серого цвета (от включений графита) и их шаровидные масСЬ'овЬ|Х. 31
чистого строения. Андалузит встречается в брусковидных Р°3
r'f'nwv и пиv гитппшяпнт — н Tv'f’llKCTI IIJV ИГОЛОЧеК-
ГЛАВА 13. ОСТРОВНЫЕ СИЛИКАТЫ 235
к
м неоалы образуются метаморфическим путем при возрастании давления
температуры за счет богатых глинозёмом кристаллических сланцев, напри-
мер. по реакциям типа
KAl2(AlSi3Ow)(OH)2 (мусковит) + SiO2 (кварц) = K(AlSi3O8) (микроклин) +
+ AlAl(SiO4)O (андалузит) + Н2О
Сначала вместо слюды и кварца образуются микроклин и силлиманит
или андалузит. При еще большем увеличении давления появляется кианит
(рис. 126), поэтому в кристаллических сланцах иногда встречаются парамор-
фозы кианита по андалузиту (см. рис. 124), как свидетельство нарастания дав-
ления в ходе метаморфизма, приводящего к полиморфным превращениям
всшсетв состава Al2SiO5.
Используются для получения огнеупоров в металлургии и керамической
промышленности.
Ставролит FeAl4(SiO4)2O2(OH)2. Специфический минерал кристаллических
цИотитовых и других сланцев. Встречается в виде коричневых и черных хоро-
Их ограненных призматических кристаллов (часто это пойкилокристаллы) и
нитом?06™^ СР°СТКОВ (Рис- 32 цв. вкл.). Ассоциирует с биотитом, киа-
Регион- И силлиманитом), кварцем, альмандином. Образуется в процессах
том1 о!'1ЬНОГО метамоРфизма, вероятно, глинистых (с каолинитом и лимони-
’ чород ПО реакциям типа
+ 64(каолинит) + 2HFeO2 (гётит) = 2А12 (SiO4)O (кианит) +
*'О2 (кварц) + 2FeAl4(SiO4)2O2(OH)2 (ставролит) + 6О2 + 11Н2О
• Сингония ромбическая. Кристаллы призматического об-
Ч1! |йно ЛЬНОв (ВД°ль удлинения) штриховкой и совершенной попереч-
,1!‘Ц и R Ь*2 По пинакоиду {001} (рис. 127). Реже встречается в шестоватых
!|р° |рачн Сформеннь« выделениях. Блеск сильный стеклянный. Кристал-
1 •’ Часто’ бесцветнь1е> голубые (рис. 33 цв. вкл.), винно-желтые (рис. 34
1е кп С сект°Риально-зональным и полосчатым распределением цве-
1сгалла ТЭЛЛа (Рис- 128). Неравномерность окраски вызвана обычной
"3°мо *5Ричин°й: разной адсорбционной способностью граней в отно-
'•<о. Гра НЫх пРимсссй, но в кристаллах топаза она проявлена очень
1|,1м Же НИ Призмы и их нарастания обычно голубые (окрашены двух-
,Мм,1до1 и ез°м)> пирамиды нарастания наклонных граней (ромбической
ДР-) винно-желтые (от примеси тпехвалентного желез 1. за та-
236 ГЛАВА 13. ОСТРОВНЫЕ СИЛИКАТЫ
/>=0,88 нм
Рис. 127. Структура топаза
ыо пинакоида, рассекая весь кристалл, тянется прозрачная бесцветная поло-
са (пинакоид вообще не адсорбирует атомы железа). Высокая твердость (8).
разуется в гранитных пегматитах (в их занорышах встречаются особо
льшие кристаллы топаза массой до 10 кг и более). Является характерным
минералом грейзенов, где присутствует либо в зернистой массе грейзена, либо
в жилках и пустотах в форме хорошо ограненных кристаллов и шестовапах
агрегатов. Известны гидротермальные кварцевые гнезда с топазом в извест-
няках.
Образование топаза в кварцево-слюдяных грейзенах объясняют воздейст
вием на полевые шпаты высокотемпературных гидротермальных раствор*®"
обогащенных фтором. Схематически это мо*11
изобразить уравнением
2K(AlSi3O8) (микроклин) + 2F“ + 4^+ =
= Al2(SiO4)F2 (топаз) + 5SiO2 (кварц) + 2К +
Добывается как ювелирный камень. тапдов.
Легко узнаётся по твердости, Ф°Рме„к₽И ijHoefl*-
их штриховке и перпендикулярной к ней сп*
Рис. 128. Пример неравномерной окраскИ
топаза в поперечном срезе кристалла-
лс — желтый; г — голубой; б — бесиветн
ГЛАВА 13. ОСТРОВНЫЕ СИЛИКАТЫ 237
ЮТ ПО форме кристаллов, большей плотности топаза — 3,6
,rlpua °тЛИ1?(его так и называют — тяжеловес), направлению штриховки
1 к". 2.65 г/сМпереК удлинения кристаллов), спайности (у кварца ее нет) и
jpiia °на П бЛеску- От берилла отличается по спайности.
* rci',,lbH^Ti(SiO4)O- Широко распространен в природе, встречается в
Титанит породах в виде акцессорного минерала, т.е. такого, который
,щыХ r°Pf,blX| % объема горной массы. Большие скопления (до 5 и даже
г |СТ менее в нефелиновых сиенитах и их пегматитах. Здесь он легко
‘ , <’<’Р:иУ^]ИНОВИдНЫМ (как раздутые почтовые конверты) кристаллам ко-
' !v К>' П° вета, с сильным стеклянным (до алмазного) блеском и с грубой
г., ц|свог° вТречаются небольшие желтые, медово-желтые лучистые
оТДельносп^’ьчатого титанита
аГРй /виан Cai9AlioMg3(Si04)lo(Si207)4(OH)1(). Характерный минерал скар-
Узнаётся по тетрагонально-призматическим кристаллам и их шестова-
И°м агрегатам коричневого, серо-коричневого, коричнево-бурого, зеленого
шет! Встречается в скарнах, кроме того, в бесформенных выделениях ко-
ричневого, зеленовато-желтого цвета, неотличимых на вид и по твердости
от андрадита и гроссуляра, если в этих массах нет кристаллов (в этом слу-
чае минералы различают по их оптическим свойствам с помощью микро-
скопа).
Цоизит Ca2Al3(SiO4)(Si2O7)O(OH). Кристаллизуется в ромбической синго-
нии. Полиморф клиноцоизита. Встречается в шестоватых и призматических
кристаллах; обычно образует плотные или мелкозернистые агрегаты. Цвет
светло-серый, зеленовато-серый, зеленый, редко красный. Блеск стеклянный.
Черта белая. Спайность совершенная по {010}. Твердость 6—6,5. Плотность
3.15—3,36 г/см3. Встречается в актинолитовых сланцах, зеленокаменных и
глаукофановых породах, а также в измененных габброидах и гранодиоритах.
и Социирует с кварцем, эпидотом, везувианом, халькопиритом, магнетитом
ниТ Ц°1,зит иходит в состав соссюрита, продукта гидротермального измене-
Тан ос,,°вных плагиоклазов. Тулит (ярко-розовая разновидность цоизита) и
зую-. ,*ит (синевато-фиолетовая, ванадийсодержащая разновидность) исполь-
Р Как поделочные
"Г '’"*’дота* В группу эпидота входят
Все они Л?.У71ОЙ R2R3(siO4)(Si2O7)O(OH) -
’MX, ;
1|см в
^Ся
Групвд" и ювелирные камни.
эпидота. В группу эпидота входят три изоструктурных минерала с
ОНи ------- -\г*\клч-'4.И5«2’-'77’-Ч'-'г1у — клиноцоизит, эпидот, алланит.
,v, зе °ТНосятся к моноклинной сингонии. Клиноцоизит встречается в
з ЖнН°ВаТЫХ Уплощенных длинных кристаллах вместе с горным хрус-
‘""Роко Х альпи^Ского типа и в кристаллических сланцах. Эпидот явля-
1 Ше - РаспростРаненным минералом зеленых сланцев и скарнов, где
м и не °Ватые’ продольно исштрихованныс кристаллы со стеклянным
* <)-зеЛе ВтоРимого в других минералах, очень специфического — фис-
v К;Ж вто Г°’ ШПинатно“зс;,сного (как зеленые щи) цвета. Он образуется
чг 1!стреч Р1,чнь,й минерал по анортиту-битовниту. Третий минерал — ал-
Их КорИч СЯ В гРанитах и гранитных пегматитах в виде длиннопризма-
слуЧае Невых и черных кристаллов, часто метамиктно-распавшихся —
|ч,исхоп °НИ клееподобные, аморфные, со смоляным блеском, вокруг
побурение и растрескивание породы.
III.
'IT
238 ГЛАВА 13. ОСТРОВНЫЕ СИЛИКАТЫ
Гемиморфит Zn4(Si2O7)(OH)2H2O. Входит в состав окисленнь
руд как один из продуктов изменения сфалерита. Часто выделяется
и трещинах масс бурого железняка в виде нежно-белых игольчатых В Пуст°’а»
но-шестоватых, волосовидных кристаллов и их параллельно-иго ' УПЛои^н-
рок. Используется как один из компонентов цинковых руд. узн ..ЧатЫх хд
дом, при большом навыке. Своеобразны кристаллы гемиморфита- о^СЯ с W
наковые на разных концах — с одного конца остроконечные с пп Не °Л1)'
бы срезанные поперек (см. рис. 119) гранью моноэдра. Отсюда проис°Г°
название минерала (от греч. hemi — половина и morphe — форма) т 0Дит и
ловину оформленный, неодинаковый на разных концах. ’ ’ ‘ Нап°-
Лампрофиллит Na2Sr2Ti3(Si2O7)2O2F2. Встречается в щелочных (нефели
вых) горных породах и в щелочных пегматитах. Образует одиночные уд™
но-пластинчатыс кристаллы и их радиально-лучистые сростки. Внешне ”
отличим от астрофиллита K2NaFe7Ti2(SigO26)(OH)4F. Оба имеют бронзовый
цвет, металловидный блеск и слюдоподобную спайность. Различаются по оп-
тическим свойствам с помощью микроскопа.
ГЛАВА 14
КОЛЬЦЕВЫЕ СИЛИКАТЫ
Подкласс кольцевых силикатов объединяет спавмитргт^ .
в ода минерало». Среди „их """"
fepm - играют в некоторых случаях роль ичЛепсннйх » Л *'™" **
главных минералов некоторых минеральных месторождений’ И
Особенности структур
Основой кристаллических структур кольцевых силикатов являются одно-
или двухъярусные тройные, четверные, шестерные, девятерные кольца тетра-
эдров. Турмалин и берилл характеризуются шестерными одноярусными коль-
цами, но разной конфигурации.
В турмалине все тетраэдры в кольце лежат своими основаниями в одной
плоскости, вершины обращены в одну сторону (см. рис. 120), сечение коль-
ца не просто шестиугольное, а дитригональное. В структуре минерала коль-
на ориентированы одинаково — вершинами тетраэдров вверх, структура полу-
HMeei' резКО аСимметРичной по строению и свойствам, а кристалл турмалина
*овой ДИТригональное сечение и неодинаковые концы. Они растут с неодина-
РУк>щиеК°РОСТЬЮ’ по-РазномУ адсорбируют вещества, в том числе пигменти-
Рах111,1ЬГ°М°РфнЬ1е ПРИМССИ’ и потому разные концы кристалла нередко
•1ен шт П° ЦВС7У’ из-за асимметрии структуры в турмалине хорошо прояв-
В gg ЭЛектрический эффект.
(см ЛЭХ Кольп° гексагональное с горизонтальной плоскостью симмет-
'“1’йстраЧ{ЗИС‘ 120)- оба конца кристаллов берилла одинаковые по огранке и
И
^Рные (Sj*oX ^очетаются кольца двух типов — трехчленные (Si3O9)6 и де-
1|’ ,!,е‘степ 9 27 ’ Значительно более сложна структура кордиерита — в ней
k 'Раэп Ые И четвеРные кольца, соединяющиеся друг с другом через об-
!>Ца в в еДиный каркас.
:’асПолСТруктУРе минералов скрепляются катионами, внутри колец не-
>м ств Гаются дополнительные анионы (ОН)- или молекулярная вода.
' ‘"к о Туры кольцевых силикатов сложные и неплотные. Сингония
",|1;|-1ьн Ределяется геометрией их колец. Преобладают тригональные и
1>.ы. е минералы. Кордиерит — ромбический, псевдогексагональный
К
Рсд>
240 ГЛАВА 14. КОЛЬЦЕВЫЕ СИЛИКАТЫ
Характеристика минералов
Берилл. Обычны кристаллы явно гексагональной сингонии К
ская структура сложена кольцами (рис. 129), соединяемыми атом ИСТалЛиче-
лия (координационное число 4) и алюминия (координанионноаМИ 6epi’-i-
(рис. 130). Кольца располагаются друт под другом, так что образую ЧИсл° 61
ные каналы, проходящие вдоль кристалла. В этих каналах могут р ТСЯ Ллнн-
дополнительные (как бы сверхидеальной формулы) катионы щелоч^'611111''
лов и молекулы воды, так что осуществляется многоатомный гетеров"* MCl‘LI
изоморфизм с образованием твердых растворов внедрения по схемам ЛНТМый
кантная позиция в канале): ' "Ва-
□ + Ве2+ <— (Na-«H2O) + Li+
о + Ве2+ <— (Cs нН2О) + Li+
□ +А13+ (Na иН2О) + Fe2+
В бериллах алюминий, кроме того, может замещаться в ограниченных ко-
личествах марганцем, трехвалентными железом и хромом, а бериллий и крем-
ний — микроколичествами железа (рис. 35 цв. вкл.). Цвет разнообразны!!
голубой (примесь в позициях бериллия) у аквамаринов; зеленый у обычных
бериллов (за счет железа в позициях алюминия); водянисто-белый, молочный
у щелочных безжелезистых бериллов; яркий изумрудно-зеленый (примесь хро-
ма) у изумрудов (рис. 36 цв. вкл.); розовый (за счет марганца) у воробьевита и
морганита; желтый (за счет железа в позициях кремния) у гелиодоров. Блеск
всегда стеклянный на гранях, в изломе жирный.
Рис. 129. Структура берилла
ГЛАВА 14. КОЛЬЦЕВЫЕ СИЛИКАТЫ 241
О Вс Qai
Рис. 130. Координация бериллия и алюминия в берилле
Форма кристаллов берилла гексагонально-призматическая (см. рис. 129).
Обычна штриховка по их удлинению. Твердость 7 — 8.
У берилла хорошо проявлено свойство типохимизма — зависимости хими-
ческого состава минерала от условий его образования. Железистые бериллы
(хченые, голубые) образуются в гранитных пегматитах, альбититах, замеща-
оших гранит, в грейзенах, высокотемпературных гидротермальных месторож-
дениях с касситеритом, молибденитом и вольфрамитом. Щелочные бериллы
11 пястные, молочно-белые) обычны в гранитных пегматитах натриево-ли-
ских10 ТИПа' Громовые бериллы (изумруды) встречаются в двух специфиче-
типах месторождений — в бсрилло-флюорито-слюдистых метасомати-
ре1К|° ультраосновным породам и в кварцево-альбитовых с карбонатами
вп , земель жилах среди битуминозных известняков. Берилл и его разно-
Легк0>СТИ и.СПОльзУются для извлечения бериллия и как драгоценный камень.
Ill, .,1,1УЗна^тся по форме кристаллов, зеленому, голубовато-зеленому цвету.
Д) с кичрц молочн°-белые бериллы мало заметны, их легко спутать понача-
«РДиерит (Mg,Fe)2Al3(AlSi5O18). Трудно диагностируемый минерал, встре-
Н|.
У;:
'• “ виде окр^ГмЗх ^нТ-3
'°Р°дах — кристаллических сланцах, гнейсах, роговиках. Р
' 1Ьн°-синий цвет и полупрозрачность. Твердость 7 — 7.5. По ц ту
• dvii*1 В крУПных кристаллах, в них иногда заметен даже трихроизм. „
^,"а Турмалина. В группе объединены несколько минеральных видов с
• ~ ^(Si6OI8)(BO3)3iOH)4, .д« X = Са, Na; Mg, Li, Al,
' г = Al, Fe2+, Cr. Наиболее распространены шерл и эль^„
.„^ки сруктуры -жОТ»
Тетраэдров и анионные группировки (ВО3) (.Р
Of).
1 и фоп" D тРУнне объединены нескольк<
। Х,'г £ Ул°й \>-iY3Z6(Si6OI8)(BO3)3(OH)4, где X =
1 ' = Al, F₽2+ Un 1 »-\П I тШ II I 11
242 ГЛАВА 14. КОЛЬЦЕВЫЕ СИЛИКАТЫ
I
для самостоятельных минералов бора; в этом отношении турмалины можно
называть борато-силикатами или силикато-боратами. Сингония турмалина три-
гональная, явно видная в его кристаллах. Кристаллы дитригонально-призма-
тические, шестоватые, с грубой штриховкой по удлинению, с характерным
поперечным сечением в виде сферического треугольника. По концам они ти-
ранены с одной стороны гранями пирамид, с другой — гранью моноэдра и
пирамид (рис. 132). Часты радиально-лучистые агрегаты («турмалиновые соя
нца»). Цвет черный (за счет железа) у шерла, белый и розовый (за счет изо
морфных примесей марганца) у эльбаита (рис. 37 цв. вкл.), синий, зеле" '
коричневый у других по составу минеральных видов и разновидностей
дина. Очень характерны многоцветные (полихромные) кристаллы и кр
Рис. 132. Форма кристаллов турмалина
ГЛАВА 14. КОЛЬЦЕВЫЕ СИЛИКАТЫ 243
"----- ым распределением окраски. Есть кристаллы, в которых состав
1Ь1 с з°налзон и частей кристалла отвечает разным минеральным видам, на-
'отде^ь,х байту и дравиту (рис. 38 цв. вкл.). Блеск сильный стеклянный на
ПР,,меРХон [Ый в изломе. Твердость 7,5. Спайности нет. Хрупок, характерны
Трсшины, нередко залеченные кварцем.
поПеРеЧНЬ, истоечаютея в гранитах, гранитных пегматитах, грейзенах, вы-
У патурных гидротермальных касситерито-кварцевых жилах, в сланцах
сокотем рсзде обычен черный железистый турмалин, но в гранитных пегма-
н гне11са £ПОДуМеНом и грейзенах кроме него встречаются розовый алюмини-
Т"ТаХ иевый турмалин (эльбаит) и многоцветные (полихромные) кристаллы
еВ°”Ллина. Эльбаит обладает свойством типохимизма и является хорошим
алогическим индикаторным признаком на указанные типы месторож-
минера
пений- ,
Все турмалины легко узнаются по форме кристаллов, их поперечному раз-
везу (дитригоны и сферические треугольники), твердости, отсутствию черты.
Эвдиалит. Сложный кольцевой силикат циркония, железа, марганца с трой-
ными и девятерными кольцами. Кристаллы толстотаблитчатые явно видной
тригональной сингонии. Чаще образует изометричные зерна, вкрапленные в
другие минералы. Цвет малиново-красный (за счет марганца) (рис. 40 цв. вкл.),
коричневый (при преобладании железа). Блеск стеклянный, жирный. Твер-
дость 5,5.
Образуется в нефелиновых сиенитах и их пегматитах. При больших скоп-
лениях является рудой (пока потенциальной) на цирконий.
Легко узнаётся по малиновому цвету, ассоциации с нефелином, астрофил-
литом (рис. 41 цв. вкл.), лампрофиллитом. От альмандина отличается мень-
шей твердостью и тем, что ассоциирует не с кварцем, как альмандин, а с не-
фелином.
ГЛАВА 15
ЦЕПОЧЕЧНЫЕ СИЛИКАТЫ
К подклассу цепочечных силикатов относятся волластонит, родонит
роксены и некоторые другие минералы. Главные из них и по распространен
нести вообще — пироксены (энстатит, диопсид, геденбергит, эгирин и до»
Они слагают около 16,5 об.% земной коры. ''
Общие сведения
В кристаллических структурах всех цепочечных силикатов имеются линей-
ные (цепочечные) бесконечные группировки тетраэдров с разным ритмом их
повторяемости, например 2 — у пироксенов, 3 — у волластонита, 5 — у родо-
нита (см. рис. 121). Пироксены характеризуются значительными вариациями
их состава, поэтому их кристаллохимические особенности будут рассмотрены
подробно.
Волластонит и родонит
Каждый из этих минералов характеризуется своим типом цепочки (см-
рис.121), отличным от пироксеновой. У волластонитовой цепочки период
вторяемости равен 3 и формула анионного радикала (Si3O4)6-, У род°н
(Si5OI5),0\ Цепочки компонуются в структуре минералов параллельно
другу и соединяются атомами двухвалентных элементов — Са, Мп. * и
Волластонит Ca3(Si3O9). Минерал встречается в виде белых уплош ...
игольчатых кристаллов и их радиально-лучистых сростков. Блеск стерверЯосП’
иногда шелковистый. Спайность совершенная вдоль удлинения. р,,^ в
5 — 5,5. Волластонит встречается главным образом в мраморах и анОм-
ассоциации с кальцитом, диопсидом, гроссуляром, тремолитом,
эпидотом и другими минералами. Образуется по реакции:
ЗСаСО3 + 3SiO2 -> Ca3(Si3O9) + СО2Т
Используется при изготовлении высокосортных цементов. тых сплоти''14
Родонит CaMn4(Si5O15). Родонит встречается в тонкозернисты пИра-'
массах красивого розового цвета с черными потеками и
зита МпО2 и различных гидроксидов марганца в трещинах этих
ГЛАВА 15. ЦЕПОЧЕЧНЫЕ СИЛИКАТЫ 245
6-6,5. Образуется при метаморфизме осадочных месторождений мап
и в скарнах. Как главный компонент входит в ценный поделочный ка-
называется орденом это смесь родонита, других силикатов и капбо
марганиа и пиролюзита (рис. 39 цв. вкл.). кароо-
мснь
цат°в
Кристаддохимические особенности пироксенов
сены по составу чаще всего являются силикатами магния, железа,
^11р0 и натрия. В некоторых случаях, обычно в ассоциации с натрием, в
кальция вхолит алюминий. Он занимает или позиции магния, или крем-
, ИР° Наконец, сеть литиевый пироксен.
иИ Коисталлическая структура. В структуре пироксенов имеются бесконечные
цепочки (Si2O6)4 . Они ориентированы параллельно друг другу вдоль вытяну-
тости кристаллов и группируются попарно (рис. 133). Внутри каждой пары
цепочки соединяются через вершины тетраэдров катионами Ml, они имеют
октаэдрическую координацию. В этой позиции в диопсиде и энстатите нахо-
дится Mg. Каждая пара так устроенных цепочек соединяется с соседней парой
катионами М2. Катионы М2 имеют восьмерную координацию. В диопсиде
здесь находится Са, а в энстатите — еще один Mg. Цепочки могут иметь не-
много разный угол изгиба, их пары могут быть сдвинутыми чуть по-разному
вдоль оси с кристалла. Поэтому среди пироксенов есть ромбические и моно-
клинные минералы, а среди них — несколько различающиеся структурные
модификации.
а
ZV\WZ\AW
О О ® ® О о®®
os. О о О ® О О
М2 М2 Ml Ml _
WAAWAA
--------► /,
О О
б
13т
1 33’ £
Ma строения цепочек (а) и попарное расположение цепочек в структуре
пироксенов (б)
246 ГЛАВА 15. ЦЕПОЧЕЧНЫЕ СИЛИКАТЫ
Классификация пироксенов. Классификация пироксенов исход
дартной кристаллохимической формулы АВ( 72О6). В ней А означ Т И3 Ил ста
Fe2+, Mn2+, Na+ и Li+. Это позиция М2 кристаллической ctdvkt^1 Са2+- Мр'-'
Mg2+, Fe2+, Mn2+, Fe3+, Al3+ и Cr3+ в позиции Ml, a T — Si4+ и лги*’ B - этй
pax цепочек. По преобладающему катиону в позиции А выдел тетраэд.
ально-железистые, кальциевые, натриевые и литиевые пироксена iТ Маг'1с‘!ц
№ 162-172). (см-табл.б.
Магнезиально-железистые пироксены кристаллизуются в ромбич
татит и ферросилит) и моноклинной (клиноэнстатит и клиногЬе ^Энс'
сингониях. Раньше промежуточные составы ряда энстатит Mg (Si
силит Fe2(Si2O6) имели свои названия (бронзит, гиперстен и феррогип" • РР°'
они упразднены. еРстен),
Кальциевые пироксены включают широко распространенные минералы
прерывного ряда диопсид C aMg(Si2O6)-refleH6eprnT CaFe(Si2O6). К кальци
евым относится также и более редкий пироксен йохансенит СаМп(8цО(1) ”
Натриевые пироксены представлены эгирином NaFe3+(Si2O6) и жадеитом
NaAl(Si2O6), а литиевые — сподуменом LiAl(Si2O6).
Изоморфизм. Реальный состав пироксенов всегда более сложен, чем их
идеальные формулы. Особняком стоит только сподумен, его состав наиболее
чист.
Рассмотрим более подробно явления изоморфизма в пироксенах. Условно
возьмем за исходные формулы клиноэнстатита и диопсида. В диопсиде может
быть алюминий в структурных позициях Ml и Т за счет изоморфизма по схе-
ме Mg2+ + [Si4+] <- Al3+ + [А13+]. В пределе получаем формулу гипотетического
минала CaAl(AlSiO6). Вхождение натрия в диопсид осуществляется по схемам
Са2+ + Mg2+ <— Na+ + А13+ или Са2+ + Mg2+ <— Na+ + Fe3*. В предельном случае
получаются минералы жадеит NaAl(Si2O6) и эгирин NaFe(Si2O6).
Литий (Li+) по размеру радиуса (0,078 нм, по В. М. Гольдшмидту) соизме-
рим с Mg2* и потому легко заменяет его в силикатах, и в частности — в т
роксенах по схеме Mg2+ + Mg2+ <- Li* + А13+. Отсюда формула и структура л^
тиевого пироксена выводится из формулы чисто магнезиального минерала
клиноэнстатита. В итоге имеем сподумен LiAl(Si2O6). Q|Ilt
В пироксены могут входить также ванадий, хром, никель, титан ис^’оСТ0-
присутствуют в разных количествах — от примесных до образования
ятельных пироксенов.
Минадьный состав пироксенов
енен В”34®’
Как видно из сказанного, состав пироксенов сложен и переме • и30б-
ле XX в., еще в дорентгеновский период минералогии, было предло fpe-
ражать состав наиболее распространенных пироксенов в равносторо вПцс!Г
угольнике CaSiO3-MgSiO3-FeSiO3 (рис. 134). В нем точки пиРоксе>^а1ИноФ1
ваются в трапецоэдр. Его основание отвечает ряду клиноэнстатиТ' л03ка '
росилит, верхняя линия — ряду диопсид-геденбергит. Между нИ пиЖ°н|1
точки состава промежуточных пироксенов, называемых авгитами
ГЛАВА 15. ЦЕПОЧЕЧНЫЕ СИЛИКАТЫ 247
Рис. 134. Составы наиболее распространенных пироксенов
тами. Но треугольник CaSiO3-MgSiO3-FeSiO3 не учитывает наличие в структу-
ре пироксенов позиций Ml и М2. Кроме того, реальный состав природных
минералов много сложнее, чем тройные смеси трех несуществующих пирок-
сенов CaSiO3, MgSiO3 и FeSiO3.
Состав пироксенов можно наглядно и просто изображать в треугольниках
с <]юрмулами реальных минералов в их вершинах. На рис. 135 точки природ-
ных составов ложатся в два поля — жадеита и пироксенов смешанного соста-
ва. Между ними имеется разрыв смесимости молекул (миналов); пироксенов
не. 1з5 R
вариации состава пироксенов (А. Г. Булах, А. А. Золотарёв, 2000)
248 ГЛАВА 15. ЦЕПОЧЕЧНЫЕ СИЛИКАТЫ
в белом поле нет. Границы между минеральными видами
вилу 50 %.
По преобладающим миналам пироксенам дают составные на
диопсид-геденбергит, геденбергит-эгирин, диопсид-геденбергит-йпаНИя Типа
ОХансенит
Морфология и свойства пироксенов
Морфологически кристаллы пироксенов вытянуты вдоль цепочек
призматический габитус. На кристаллах обычно наиболее развиты по И^еют
ская призма т и три пинакоида а, Ь, с. У ромбических пироксенов ве ИЧС"
пинакоид горизонтален, формула симметрии кристалла 3L23PC, у монокл"11”
ных минералов этот пинакоид наклонен к наблюдателю, симметричность
кристалла снижается до набора Ь2РС. Угол между гранями призмы т состав
ляет около 90°.
Для кальциевых и магниевых пироксенов (диопсид, энстатит и др.) харак-
терны зернистые агрегаты и агрегаты короткопризматических кристаллов, же-
лезистые (эгирин, геденбергит) образуют шестоватые, игольчатые кристаллы,
радиально-лучистые агрегаты. Цвет минералов обычно определяется содержа-
нием в них железа и меняется от белого (сподумен, идеальный диопсид) чере»
зеленый (диопсид) до зелено-черного (геденбергит). Как исключение у редких
хромсодержащих разновидностей диопсидов он яркий изумрудно-зеленый.
Иногда у сподумена с примесью марганца цвет розоватый, очень светлый.
Блеск у пироксенов стеклянный, с металловидным или перламутровым отли-
вом у ромбических пироксенов.
ГЛАВА 15. ЦЕПОЧЕЧНЫЕ СИЛИКАТЫ 249
— V пироксенов проходит в двух направлениях (по призме) под
C,BS2V-<PHC. 136, а)
\ТЛ°М
Генезис и месторождения пироксенов
ены встречаются в магматических горных породах, скарнах, гней-
Тквисталлических сланцах.
с8Х тваосновных и основных глубинных горных породах пироксены пред-
° У" магниевыми (с железом) силикатами ромбической и моноклинной
став’!1е ий Это энстатит (и его более железистые разновидности, называе-
сЯнГ°НстарОй терминологии гиперстеном и бронзитом) и диопсид- геденбер-
^(в нем всегда есть структурная примесь натриевого и алюминиевого ми-
налов). „
Типичным минералом мантийных ультраосновных горных пород (эклоги-
тов гроспидитов) является диопсид (в нем часта структурная примесь Na и
AI).
В средних и кислых глубинных горных породах встречается диопсид (с
изоморфной примесью геденбергита и эгирина).
В щелочных горных породах (сиенитах, нефелиновых сиенитах, ийолитах
и их пегматитах) пироксены представлены своими щелочными представителя-
ми — эгирин-диопсидом, диопсид-геденбергит-эгирином (его называют эги-
рин-авгитом) и эгирином. Эгирин образуется и в окружающих щелочные мас-
сивы песчаниках, гнейсах и других горных породах в ходе их приконтактовой
гидротермальной альбитизации и микроклинизации.
В горных породах типа диабазов или базальтов пироксены чаще всего пред-
ставлены диопсид-геденбергитом, но обязательно с примесью натрия, алюми-
ния, титана.
В гранитных пегматитах натриево-литиевого типа постоянно в качестве глав-
°го минерала присутствует сподумен.
г- СКаРнах пироксены (диопсид, геденбергит) являются обязательными
ния НЫми МинеРалами. Они образуются в самую раннюю стадию формирова-
роговК"РН°В’ а в позДние стадии процесса нередко интенсивно замещаются
рЫх сГ °^Манк°й, актинолитом и тремолитом. Очень характерны в некото-
хор()Щ()РНах Крупные светло-зеленые кристаллы слабожелезистого диопсида с
Нетита ^азв*1т°й отдельностью, декорированной тончайшими вростками маг-
В п ’ такУю разновидность диопсида называют диаллагом.
’“"-енн возРастаю1Дего регионального метаморфизма осадочных, вул-
1 Уюте °садочнь1х, магматических горных пород пироксены и амфиболы
Л»П) _ Схематично в такой последовательности: актинолит (или тремо-
чзме°ВаЯ °®манка — диопсид — энстатит. Этот ряд отвечает все боль-
*1₽|1 котор|,|,ени,° исх°ДНого материала, увеличению температуры и давления,
И1нача1Х пР°текали процессы регионального метаморфизма горных по-
1Н' ' ’'’Физма!110 °^ога|пенных магнием и кальцием. Продуктами сильного ме-
Ч ',Ь|- Чаще богатЫх натрием пород являются щелочные пироксены и амфи-
Всег° это глаукофан и жадеит.
250 ГЛАВА 15. ЦЕПОЧЕЧНЫЕ СИЛИКАТЫ
Образуясь при больших и умеренных температурах и давлени
ны легко изменяются при их понижении и под воздействием ги ’ Ои₽°Ксе
ных растворов; они замещаются при этом амфиболами, слюдам Р0ТерК1а-1ь.
иногда серпентином и тальком (чаще всего им замещается маг' 5С1°₽Ит°м
ромбический пироксен энстатит). При поверхностном выветривая
развиваются глинистые минералы и гидроксиды железа. По Ним
Практическое значение из месторождений пироксенов имеют
метаморфические породы как источник добычи жадеита. Этот цецНеКОТ°РЬ1с
лочный камень особо любим в Мьянме. Рудой на литий является с ** П°йе'
сподумен.
Типохимизм пироксенов
На примере пироксенов можно еще раз проиллюстрировать одно из явле-
ний типоморфизма — типохимизм. Так, магнезиальные ромбические пирок-
сены образуются только из ультраосновных магм. Литиевый моноклинный
пироксен типичен для гранитных пегматитов. Эгирин — специфический ми-
нерал щелочных горных пород. Некоторые типохимические разновидности
.моноклинных Na-Ca-Mg-Fe пироксенов столь специфичны, что имеют свои
традиционные названия — фассаит, омфацит, авгит. Эти термины требуют
пояснения.
Фассаит — это химическая разновидность диопсида варьирующего соста-
ва, обогащенная алюминием в четверной координации. В среднем содержа-
ния миналов таковы (мол. %):
Диопсид CaMg(Si2O6) 64
Геденбергит CaFe(Si2Ofi) 3
Миналы типа CaAl(AISiO6) 24
Эгирин NaFe(Si2O6) 4
Миналы типа FeFe(Si2O6) 5
Сумма 100
Фассаит типичен для богатых кальцием геохимических обстановок, обр*
ется при контактовом метаморфизме известняков. n_rc ieH-
Омфацит — это химическая разновидность минералов ряда диопс i
бергит, обогащенных жадеитовым и эгириновым миналом (см. рис.
пичен для эклогитов. Алюминий находится в шестерной кооРДИнамонокли11'
Авгит — это термин, широко используемый для наименования сОСтав
ных Ca-Mg-Fe пироксенов магматических горных пород. Их сред
(мол. %):
Диопсид CaMg(Si2O6) 64
Миналы типа CaAl(AlSiO6) 9
Эгирин NaFe(Si2O6) 4
Миналы типа FeFe(Si2O6) 23
Сумма 100
ГЛАВА 15. ЦЕПОЧЕЧНЫЕ СИЛИКАТЫ 251
состава авгита очень значительны, поэтому исторически сложи-
рариа111111 ложная терминология, переполняющая геологическую литера-
лпестраЯ сПОЛЬЗуемые названия имеют расплывчатое содержание. Термин
*.п. но всео” все-таки используется, должен поясняться цифрами минально-
дрпгг,еСЛИ гюксена. Пироксены «авгитового» состава типичны для магмати-
состава пород. На самом деле они почти всегда являются диопсидом
ческих гор еденбергиТом, или диопсид-эгирином, но несколько усложнен-
ии ДиоПС Именно из-за пестроты химического состава минерала в его
иог° сост 'кой решетке возникают локальные структурные деформации,
кристалл влены характерные аномальные цвета интерференции, по кото-
Э111'1 ° ррал уверенно диагностируется под микроскопом в петрографиче-
РЬ1М 'шлифе. Его по старой петрографической традиции называют авгитом
СК°М г имо от фактических индивидуальных особенностей химического со-
С1 .на пироксена.
Итак фассаит, омфацит, авгит — пироксены сложного переменного соста-
ва поэтому всегда необходимо указывать содержание в них дополнительных
к диопсиду и геденбергиту миналов.
ГЛАВА 16
ЛЕНТОЧНЫЕ СИЛИКАТЫ
Кристаллические структуры минералов подкласса ленточных силикате
строены из бесконечных лент кремнекислородных тетраэдров, соедин П°
катионами. Существует много типов лент, соответственно велико разнооб
зие минералов. Главными из них по своей роли в составе земной коры янли
ются амфиболы. Они слагают около 5 % ее объема. К этому же подклассу мы
условно относим экзотический красивый минерал чароит (рис. 42 цв. вкл)
Структура амфиболов
Амфиболы имеют сходный с пироксенами валовой химический состав. Это
тоже в первую очередь силикаты кальция, натрия, магния и железа. Также
присутствует алюминий. Точно так же есть литиевые амфиболы. Главным <>i-
личием состава амфиболов от пироксенов является обязательное вхождение в
амфиболы дополнительных анионов, обычно это (ОН)“. Могут быть также
F , СГ, О2“
Каждая амфиболовая лента собрана из двух пироксеновых цепочек. Тетра
эдры в лентах неравнозначны: одни из них располагаются по краям лепт^
имеют по две свободные вершины, а другие находятся во внутренней *
лент и имеют лишь одну свободную вершину. Общая формула лен
[(Si4O11)(OH)l7- (рис. 137, а). Ленты связаны между собой атомами
Mg, Fe и др. оняюТСЙ
Очертания колец тетраэдров в лентах немного и по-разному от аМюмУ
от идеальных шестиугольников. Сами же тетраэдры могут чуть сДВ11Г-аться
разворачиваться в пространстве. Ленты в целом могут по-разному аМфн-
относительно друг друга. Все это в совокупности приводит к тому,
болы могут кристаллизоваться в разных сингониях — ромбичес енНымН
клинной и при этом могут характеризоваться разными простр
группами симметрии. - а/ Их занИ*,а|£^
Между лентами имеется пять октаэдрических позиций м- Г1ять
преимущественно Mg2+ и Fe2+ (рис. 137, б). Но оказывается, что иН-1Х. Е^
таэдров различаются по числу и положению групп (ОН) в их ца*
один целиком кислородный октаэдр М2. В вершинах двух °ктаэД о;]Нох*
дятся 4О2- и 2(ОН)“, причем гидроксильные группы лежат на ^оН) •
октаэдра. В вершинах двух октаэдров М3 имеются те же 40
ГЛАВА 16. ЛЕНТОЧНЫЕ СИЛИКАТЫ 253
а
Рис. 137. Схема строения лент (а), попарное расположение лент в структуре амфибо-
лов (б) и характер окружения катионов в позиции М (в)
гидроксильные группы располагаются в противоположных вершинах октаэдра
(см. рис. 137, в).
В «зазоре» между парами лент находится позиция В с координационным
числом 8. В ней располагаются более крупные, чем Mg2* и Fe2+, катионы Са2*.
Между «тылами» двух лент находится позиция А. Ее координационное число
12. Здесь, как правило, располагается еще более крупный Na*.
Изоморфизм и состав амфиболов
Структура амфиболов в целом, как видно, более сложная, чем у ка
Нов В ней имеется уже не две, а несколько неравнозначных п ' и
тионов, а это обусловливает значительно большее разное рази
И30моРфных химических примесей в них. и
Наиболее просты формулы Ca2Mg5(Sij>O22)(OH)2 _ син_
8t(S>1(o22)(OH)2 (это антофиллит или куммингтонит, в зависи г0
Нии>- Эти две формулы надо запомнит^, потому что по нззм
Цитироваться в сложностях химического состава других амфиболов.
и,1овая формула амфиболов записывается как АВ2С5( 8 и) 2- сто
"озициц д могут располагаться крупные катионы Na , К , а ,
эта Озииия вакантна. Например, в тремолите, антофиллите и ку Q
вЦииия ничем не занята. Иногда это обозначается полым ты
Кац, Вух позициях В располагается Са2*. Эти же позиции могут
Нами Ме2+ р 2+ ю|п2* Li* , □ с з+
'Ре*е1мИиПози,зиях С могут Размещаться катионы Mg2*, Fe *, Mri *,
йетСТв^пН’ T>4+, Li*). На рисунке структуры амфибола этим позиц
У1°т октаэдры Ml, М2 и М3.
254 ГЛАВА 16. ЛЕНТОЧНЫЕ СИЛИКАТЫ
В позициях Т находится Si4+. Здесь же может размещаться и
Позиции Y заняты дополнительными анионами ОН , F СГ и
же размещается О2-. ’ ‘ Ии°гла зЛес
Как и в группе пироксенов, амфиболы подразделяют по преоб
тионов в позициях А и В. Так выделяют Mg-Fe-Li, Са, Na-Ca и ЛаДа,111ю ка-
амфиболы. ’ Накоиец,
Магнезиально-железиспю-литиевые амфиболы кристаллизуются
ской и моноклинной сингониях. Их формулы см. в табл. 6, № j7g Р°м6иче.
К ромбическим относятся минералы изоморфного ряда а
(□Mg7(SisO22)(OH)2) — ферроантофиллит (□Fe72+(SisO22)(OH)2). Эщ°*ИЛЛИт
аналоги ромбических пироксенов ряда энстатит-ферросилит. Как
Из антофиллита можно вывести формулу еще одного ромбическог
фибола путем замещения по схеме: 2Mg2+ + 2fSi4+] <- 2А13+ + 2[А13+] Так ° ЭМ'
чается состав жедрита □Mg5A12(Si6Al2O22)(OH)2. Если теперь заместить
Mg в нем на Ее по схеме Mg2+ <- Fe2+, получится формула феррожелпктЬ
□Fe52+A12(Si6Al2O22)(OH)2. ₽
Если же в антофиллит входит литий по схеме 4Mg2+ <- 2Li+ + 2Al\ получа-
ется холмквистит □Li2Mg3Al2(SisO22)(OH)2.
Моноклинные магнезиально-железистые амфиболы представлены кум-
мингтонитом (□Mg7(SiijO22)(OH)2) и грюнеритом (□Fe^+(Si8O22)(OH)2). Они
образуют непрерывный ряд твердых растворов.
Кальциевые амфиболы кристаллизуются в моноклинной сингонии. Их
формулы см. в табл. 6, № 185—194. Важнейшими представителями явля-
ются минералы ряда тремолит □Ca2Mg5(Si8O22)(OH)2 — ферроактинолит
□Ca2Fe5(SigO22)(OH)2. Это как бы аналог пироксенов ряда диопсид — геден-
бергит.
Из формул тремолита и ферроактинолита легко вывести формулы минера-
лов, которые раньше обозначались как роговые обманки. Для них характерно
наличие одного или двух атомов алюминия в тетраэдрических позициях лен
точного радикала, т.е. имеет место изоморфное замещение в структурном
зиции Т по схеме: [Si4+] <— [А13+] с преобразованием радикала (SigO22) в
дикал (AlSi7O22)I3“ или (Al2Si6O22)15". Избыток отрицательных зарядов к°^р0.
сируется заменами в структурных позициях А и С по разным схемам
валентного изоморфизма. компен-
При радикале (AlSi7O22)13" избыток одного отрицательного заряда
сируется по двум схемам. Во-первых, в структурную позицию А м°^2, ^ес-
одновалентные катионы. В пределе образуется эденит. Его аналог с в
то магния называется ферроэденитом. Во-вторых, двухвалентный
структурных позициях М может заместиться на трехвалентныи ка д]"
марная схема гетеровалентного изоморфизма выглядит так. тГ]Осхе'
В пределе получается магнезиогорнблендит. Если же железо учас
Me Mg2+ <- Fe3+, то образуется феррогорнблендит. заря;1<’д
При радикале (Al2Si{,O22)15” имеется избыток двух отрицательнв^ д1
Для компенсации валентностей два магния в позициях М замеша ^рИ э»*’'
и Fe3+. Так получаются формулы чермакита и ферричермакита. Ес цм
магний замещен на Fe2+, образуется ферричермакит. Эти минерал
ГЛАВА 16. ЛЕНТОЧНЫЕ СИЛИКАТЫ 255
л линяются под названием роговая обманка. Только после полно-
чей 11 & о анализа роговой обманки можно присвоить ей название соот-
" 'минерального вида.
. дВУ101" кальциевые амфиболы моноклинные. Их формулы даны в табл. 6,
* №Рие%!' В них натрий может занимать одну из двух структурных пози-
195"1 ' основу взять формулу тремолита, то замещения по схемам □
unit В- ^*1 + Na* и Mg2* <- Fe2+ приводят к образованию ряда рихтерит-фер-
♦ заМешения по схемам Са2* + Mg2* <- Na* + Al3*, Mg2* <- Fe2+ и
р‘ ,KTS приводят к ряду винчит-ферровинчит.
А1 *' ые амфцболы моноклинные. Их формулы даны в табл. 6, № 199—
В них натрий располагается в двух позициях В и может занимать пози-
а Формулы, как и в предыдущем случае, выведем из формулы тремо-
замещения по схемам Ca2++Mg2+ <- Na*+Al3*, Mg2* <- Fe2+ и Al3+ <- Fe3+
11, иодят к образованию минералов ряда глаукофан-ферроглаукофан и к ри-
бекиту. Изоморфизм по трем следующим схемам: □ + 2Са2* + Mg2*<- Na* +
+2Na*+Al3*, Mg2* <- Fe2* и Al3* «- Fe3*, приводит к экерманниту и арфведсо-
ниту.
Приведенные выше схемы изоморфизма, формулы и названия амфиболов
ие являются исчерпывающими. Не рассмотрено, например, вхождение калия,
ванадия, хрома, титана, марганца, замены (ОН)” на F~ (реже СГ) и (ОН)” на
О (в последнем случае одновременно происходит замена Fe2* на Fe3*, Ti3*
или даже на Ti4*).
Важно понять хотя бы некоторые из схем изоморфизма (табл. 30), тогда лег-
че запомнить несколько простейших формул амфиболов. На основе их можно
Попытаться вникнуть в смысл других формул. Запоминать их все наизусть не
надо. Лучше научиться объяснять состав амфиболов примерно так: «черма-
кит — это минерал, моноклинный, цепочечный силикат из группы амфибо-
Таблица 30. При Схема изоморфизма аляемые«-входящие атомы) Исходная формула ^jlSi4*] <- 2АР* + 2[А13*1 2А13* Исходная формула ( меры вывода формул амфиболо Итоговая формула антофиллит): □Mg7(Si8O22)(OH LiMg5Al2(Si6Al2O22)(OH)2 с Li2Mg3 Д12( SigO22) (ОН )2 тремолит): □Ca2Mg5(Si8O22)(Ob В Итоговый амфибол )г Жедрит Холмквистит )з
l^J^Na* + [А]з+] NaCa2Mg5(AlSi7O22)(OH)2 Эденит
, IS'4*]«-AJ3+ + [др+1 —Na* Na* +2Na*+Al3~ Ca2(Mg4Al)(AlSi7O22)(OH)2 NaNaCaMg5(Si8O22)(OH)2 NaNa2(Mg4Al)(SigO22)(OH)2 Магнезиогорн- блендит Рихтерит Экерманнит
256 ГЛАВА 16. ЛЕНТОЧНЫЕ СИЛИКАТЫ
лов, это Ca-Mg железистый минерал, в ленточном радикале им
ний» или «арфведсонит — это минерал, моноклинный натриевый^” ал|°!'*и
большим содержанием двух- и трехвалентного железа, в ленточ аЛ1<^ибод
нет алюминия». м
Морфология и свойства амфиболов
Морфологически амфиболы подобны пироксенам. Их кристаллы
вдоль лент и цепочек соответственно, но у амфиболов они более шест^*1^1
уплощенные. В идеале на кристаллах развиты одни и те же простые d"
ромбическая призма (т) и три пинакоида (а, Ь, с) (табл. 31). Угол между5'^
ми призмы т у пироксенов составляет около 90°, у амфиболов — около 12(У *
Таблица 31. Сравнение пироксенов и амфиболов
Характеристики Пироксены Амфиболы
Формы одиночных кристаллов 1. в Авгит Диопсид /у ъ a mH а 1 /я'. /о ''Л»-'/ Тремол л f"//г"' 1Т b !
т а т
Схема структуры (вид сверху) Z\ JL SiO4 • Mg О Са + Вакантные позиции Na ООН о • о •• о •• • • о + волокли^’ пучистые
Агрегаты Зернистые (у эгирина шесто- ватые, радиально-лучистые) Шестоватыс радиально-J
Цвет Бело-серый, зеленый, чер- ный Бело-се| черный, рый. зелены- голубой___^---^ й стеклянный во проявяеНЯ\^. зая^—
Блеск Слабый стеклянный, жир- ный Сильны
Спайность Плохо заметна (у сподумена совершенная) ОтчетлИ вершен!
ГЛАВА 16. ЛЕНТОЧНЫЕ СИЛИКАТЫ 257
Окончание табл. 31
— 5,5—6 (у сподумена 7) 5,5-6
Черта Не характерна Зеленая (у черных амфи- болов)
„ всех амфиболов характерны шестоватые, игольчатые кристаллы, их
беспорядочные скопления, звездчатые, веерообразные сростки. Все идеаль-
ные по составу безжелезистые амфиболы бесцветны. Они приобретают зеле-
>11 Hi ло зелено-черного цвет за счет железа и переносов зарядов по схеме
he <) Fe3+. Среди щелочных амфиболов есть минералы сине-голубого цвета
(рибекит, глаукофан).
Блеск у амфиболов и пироксенов стеклянный, но у амфиболов он значи-
тельно сильнее, особенно у богатых железом роговых обманок и щелочных
амфиболов.
Спайность у амфиболов проходит в двух направлениях (по ромбической
призме) под углом около 120' . Она проявлена хорошо, четко заметны сколы
под углами около 120 и 60° (см. рис. 136, б).
Генезис и месторождения
Амфиболы встречаются в сходных с пироксенами типах минеральных мес-
рождений — чаще всего это магматические горные породы, скарны, гнейсы
совмесТаЛЛИЧеСКИе сланцы- В° всех случаях, когда оба минерала встречаются
щем L Но’ пироксен является высокотемпературным и образуется при боль-
чески^аВЛеНИИ’ Чем амФГ1бол- Пироксены чаще кристаллизуются в магмати-
болсе 1?СЛОвиях> з амфиболы (но не всегда) — в гидротермальных; первые
пич,|(1 Л Инные минералы, вторые — минералы средних глубин. Очень ти-
зуры, да Ме,Цение пироксенов амфиболами в результате понижения темпера-
о^Разова еНия и возрастания химической активности воды в среде минерало-
5с ИЯ ^°зможно происходят реакции типа
*^g(Si2o6) (диопсид) + Н2О + 6Н+ = Ca2Mg5(Si8O22)(OH)2 (тремолит) +
у + 2SiO2 (кварц) + ЗСа2+ + ЗН2О
*£‘ Ратур вескими методами нетрудно рассчитать граничные значения
*' чд и Давлений, разделяющих условия существования диопсида и тре-
," ,<’брад°с,1Овнь1х> основных, средних и кислых горных породах амфиболы
НЬ1. Как магматический минерал образуются эдениты, гастингситы
258 ГЛАВА 16. ЛЕНТОЧНЫЕ СИЛИКАТЫ
чермакиты с разным содержанием двух- и трехвалентного железа п
ния состава их объединение называют роговой обманкой. Как
гидротермальный минерал оливинитов и других ультраосновных ВТорИчНый
род образуется антофиллит. ГоРных По
В щелочных горных породах (сиенитах и нефелиновых сиенита у
торых гранитах повышенной щелочности амфиболы предстанпА^. * И He*fo-
нитом. ЛенЫаРФвелС0.
В эффузивных породах типа базальтов в виде вкрапленников вот
амфиболы типа роговой обманки. Здесь амфибол часто бывает об а*°Тся
титаном до образования самостоятельного минерального вида — _ га*исн
NaCa2(Mg4Ti)(Al2Si6O22)(OH)O. Нередко роговые обманки в базальтах*5^^
теризуются высоким значением отношения Fe3+/Fe2+, их называют базал^
ческими роговыми обманками. и'
В скарнах встречаются роговая обманка, актинолит и тремолит. В провес
сах регионального метаморфизма кальциево-магнезиальных осадочных пул
каногенно-осадочных, магматических горных пород пироксены и амфиболы
образуются схематично в такой последовательности: актинолит (или тремо-
лит) — роговая обманка — диопсид — ромбический пироксен. Этот ряд отве-
чает возрастанию интенсивности преобразования исходного материала, уве-
личению температуры и давления, при которых протекали процессы регио-
нального метаморфизма. Продуктом сильного метаморфизма богатых натрием
пород является глаукофан.
Амфиболы легко изменяются под воздействием гидротермальных раство-
ров; они замещаются при этом биотитом, хлоритом, иногда серпентином и
тальком. При выветривании по ним развиваются глинистые минералы и гид-
роксиды железа.
Практическое значение имеют лишь некоторые амфиболы. В качестве по-
делочного камня используется нефрит. Он сложен переплетающимися иго
лочками актинолита; это вязкий, прочный камень, любимый в Китае. °
шую ценность имеют магнезиорибекитовый и рибекитовый асбест (крок^
лит), получивший за свой цвет название голубого (синего) асбеста. Он
зуется в тончайших жилочках (2—3 мм) в мергелях, возможно, в пропс
эпигенетических преобразований. При разработке мергель дробят и ^^al0T
ют через сита, на которых асбест оседает в виде ваты. Ее собирают,
и используют в качестве кислото- и огнеупорного фильтра при х прС)мь1|11'
очистке растворов некоторых веществ. В цементной и огнеупорной
ленности используются куммингтонитовые и антофиллитовые
сивым поделочным камнем является волокнистый рибекит (рис.
ГЛАВА 17
СЛОИСТЫЕ СИЛИКАТЫ
И АЛЮМОСИЛИКАТЫ
К подклассу слоистых (листовых) силикатов и алюмосиликатов относятся
К ю известные всем вещества — тальк, слюды, глинистые минералы и др.
Многие из них являются породообразующими минералами. Так, слюды как
непременный компонент входят в граниты и их пегматиты, в некоторые слан-
цы и гнейсы, в грейзены. Глинистые минералы являются основными состав-
ными частями кор выветривания магматических и метаморфических горных
пород и входят в осадочные горные породы (глины, мергели и др.).
Ряд минералов из подкласса слоистых силикатов и алюмосиликатов широ-
ко используется в промышленности: это слюды-диэлектрики — мусковит и
флогопит, серпентиновый огнеупорный хризотил-асбест, природный смазоч-
ный материал тальк, тальковый и пирофиллитовый сланцы как сырье для
изготовления футеровки доменных печей. Издавна глины используются как
строительный материал и адсорбенты (очистители в разных технических и
химических производствах). Слоистые минералы никеля добываются как руда
на этот металл. К. слоистым силикатам (алюмосиликатам и боросиликатам)
особой структуры и состава относятся палыгорскит, хризоколла, пренит, да-
толи i и некоторые другие. Они резко отличаются по составу и свойствам от
ька, слюд, глинистых минералов.
Кристаллохимические особенности
Сеткам ИЧают листовые силикаты и алюмосиликаты с простыми и сложными
’’ами тетРаЭДров. Последние являются менее распространенными минера-
Ча3яютсяТЫе силикаты с простыми сетками тетраэдров. Остовом их структуры
1°Тся Пап Сетки кРемнекислородных тетраэдров (см. рис. 123). Они располага-
Ч °6pa3v ЛелЬно Друг другу и чередуются с плоскими сетками другого соста-
।. । чакеты слоев. Установлено два главных типа пакетов: а) двухслой-
НеСимНесИм^тричный; б) трехслойный 2:1, симметричный (рис. 138).
чр(,в м*”]Ричный пакет типа 1:1 состоит из одной сетки (слоя, листа) тет-
Ь|' ,|0Ма Формулой сетки |(Si2O5)(OH)] и сетки октаэдров, заполнен-
!‘а^етаИ Магния или алюминия (см. рис. 138, а). Если расчет состава та-
1 |.|Я вести только на одно исходное кольцо тетраэдров (Si2O5)2-, полу-
Рнзотила формулу Mg3(Si2O5)(OH)4. Каждый пакет имеет нулевой
260 ГЛАВА 17. СЛОИСТЫЕ СИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТЫ
Пакет
состава
2:1
Рис. 138. Два типа пакетов в слоистых силикатах (F.Liebau, 1978):
а — несимметричный двухслойный 1:1; б — симметричный трехслойный 2:1; t — сетка тетраэд-
ров; о — сетка октаэдров
Пакет
состава
1:1
суммарный заряд, он скреплен с соседними (верхним и нижним) пакетами
слабо, лишь остаточными (вандерваальсовыми) связями. Пакеты
смещены (сдвинуты) относительно друг друга. В каждом пакете Mg и А *
мают октаэдрические позиции, располагаясь между атомами О И
В хризотиле три таких октаэдра, заполненных катионами (магнием),
лините их два, заполненных алюминием. Очень часто отмечают, чТ^ДрИЧС-
тил — триоктаэдрический слоистый силикат, а каолинит — диокт
ский. Эти термины широко используются. имеется Д83
В симметричном двухслойном пакете типа 2:1 (см. рис. 138, б) и окТа-
слоя тетраэдров, обращенных друг к другу' вершинами, между н акТуются
эдрических пустотах располагаются магний или алюминий, la ^уМм-,р
структуры талька Mg3(Si4OI0)(OH)2 и пирофиллита Al2(Si4Oi0)( ,2нЬ1мп с
ный заряд пакетов равен нулю. Соседние пакеты скреплены остато^ ^к|)|1.
зями. Тальк — триоктаэдрический силикат, пирофиллит — ди°кта> н тШ1
В слоистых алюмосиликатах с простыми сетками установлен gH0 Ta.i|,K
кетов — симметричный трехслойный (2:1). В нем чередуются (по нИеМ 1
и пирофиллиту) слой тетраэдров (Si2O5)2“(OH)“, слой октаэдров с бди
алюминием, слой тетраэдров (Si2O5)2- (ОН)'. Общая формула п теТраэД1
таковым у талька и пирофиллита, но в каждом таком пакете часть
ГЛАВА 17. СЛОИСТЫЕ СИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТЫ
261
не более половины) занята алюминием. За счет замены [Si4+] на 1АР']
О1"';' приобретав заряд. В результате получаем следующие формулы пакетов
таряДЬГ
Я И\ талькового пакета — [Mg3(AlSi3Ow)(OH)2J-,
з пирофиллитового пакета - IAJ2(AlSi3OI())(OH)2J .
За счет избыточного отрицательного заряда пакетов между ними в струк-
ору минерала входит слой катионов — компенсаторов. В слюдах роль кати-
Каолинит
° ° О О ° о О
t
О О °
Мусковит
Клинохлор
Рис. 139 Структуры слоистых силикатов (T.Zoltai, J. Stout, 1984):
ТетраэДРичсская позиция; о — октаэдрическая позиция; • — группы (ОН)-
262 ГЛАВА 17. СЛОИСТЫЕ СИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТЫ
Триоктаэдрические
минералы, Mg
Диоктаэдрическис
минералы, AJ
2:1:1
t
I
о
I
t
о
t
I
о
I
t
О —Калий
о —Кислород
О —Гидроксил
• —Кремний
х —Алюминий
о —Магний
о —Октаэдрическая
ПОЗИЦИЯ
t —Тетраэдрическая
ПОЗИЦИЯ
Рис.
140. Сопоставление структур триоктаэдрических и дцоктаэдрических-
и алюминиевых слоистых силикатов
ГЛАВА 17. СЛОИСТЫЕ СИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТЫ 263
------- сатора играет К+ (натриевые слюды редки). Из структуры талька
( _ коМг,е vicrypa флогопита, из пирофиллита — структура мусковита. Фло-
е СТ^рИОктаэдрическая слюда, мусковит — диоктаэдрическая. Калий
В ’т^ ^ет№ОРДИНаЦИОННОеЧИСЛО 12'
рекн? ,,м талькового пакета можно вывести структуру хлоритов. Напри-
* Таь^е ИЗеЖДу однозарядными пакетами [MgaCAlSijOioXOH^J” разместить
цер- еслИ М1й катион [Mg2Al(OH)6]+, то получается структура клинохлора
основные структурные типы слоистых силикатов и алюмосиликатов
Таковы сеткамИ тетраэдров. Легко сопоставить структуры следующего ряда
"HHT - пирофиллит — мусковит — клинохлор (рис. 139), в них
Тальк Mg3(Si40|o)(OH)2
264 ГЛАВА 17. СЛОИСТЫЕ СИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТЫ
ГЛАВА 17. СЛОИСТЫЕ СИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТЫ 265
в октаэдрических позициях размещается алюминий. Сравнение ст
таэдрических и триоктаэдрических слоистых силикатов дают цап*1^5
хризотил — каолинит, тальк — пирофиллит, флогопит — мусков г МИне1Хч(г
первые являются триоктаэдрическими, вторые — Диоктаэдрнческим
Все слоистые силикаты и алюмосиликаты имеют свои структи И
видности за счет разного смещения (сдвига) и разворота пакетов л 1Ые ^^*0-
тельно друга, что легко осуществляется в природе из-за малых ОГн°си-
между пакетами. В итоге получаются минералы разных сингоний*1'1 СВязей
клинной (чаще всего), гексагональной, ромбической, тригональной ~ Мон°-
ной. Такие структурные разновидности слоистых силикатов называют*"111*1'
типами. Некоторые из них устойчивы только при определенных давл П°ли'
температурах и образуются только в определенной химической обета Г** И
Политипия, как видно, является частным случаем полиморфизма. Ке
Кроме минералов с указанными выше типами слоистых структур имеются
и более редкие представители этого подкласса минералов. Например, в при
роде встречаются минералы с волнообразно изгибающимися и завернутыми
по спирали слоями (некоторые серпентины и др.). Совершенно особыми по
составу и структуре являются так называемые смешанослойные силикаты:
они сложены чередующимися пакетами монтмориллонита и слюды, монтмо-
риллонита и талька, хлорита и слюды и т. п.
Слоистые силикаты со сложными сетками тетраэдров. Имеется достаточно
много редких и относительно редких минералов специфического состава со
сложными сетками тетраэдров. Строение этих сеток разное. Наиболее прсхлы
структуры сепиолита и палыгорскита. В них в тетраэдрических сетках тетра-
эдры периодически развернуты вершинами то «вверх», то «вниз» (рис. 141)
Структура чароита более сложна и является промежуточной между слоистой и
ленточной. В датолите половина тетраэдров занята не кремнием, а бором, они
развернуты в разные стороны.
Морфология и физические свойства минералов .
с простыми сетками '' *
« меЖДУ ^8*
Из-за некомпактное™ кристаллических структур, слабых связей |НЫ%
кетами лишь редкие минералы встречаются в крупных и хорошо оГ^)0рИтов- ,
кристаллах. Это кристаллы флогопита, мусковита, хрупких слюд и ||Та ••
из них крупные (и даже гигантские) кристаллы бывают только у м'ч)ТЬ1н об'
флогопита. Они имеют псевдогексагональную симметрию и пластин 1 |111ерз- I
лик. Реже встречаются бочонковидные и столбчатые кристаллы э ^инНая.а |
лов. Истинная сингония кристаллов в большинстве случаев моно
их реальные очертания далеки от совершенных. е3а.
Цвет зависит от наличия в минерале элементов-хромофоров (. KaOiH
ма, марганца), без хромофоров цвет белый. Таковы химически чИС илдог'
нит, минералы группы серпентина, тальк, пирофиллит, монтм
флогопит. В присутствии двухвалентного железа минералы приобрс
Ту разной интенсивности (тальк, минералы группы серпентина,
„то окР^хдорит), небольшая примесь трехвалентного железа придает муско-
1>гопит’ ичнеВатую окраску. Наличие в минералах одновременно двух- и
jut4 ,|VTb ого железа обусловливает появление у них грязно-коричневых,
ipe\|i LieH чневых, зелено-черных, черных окрасок, как у железистого флого-
черн°'кОрй а очень своеобразна роль хромофора Fe3+, когда он занимает в
пЯта. би пОЗИции алюминия в слоях тетраэдров: минерал становится ярким
оичневым, необычно меняются и другие его оптические свойства.
Флогопит даже получил особое название — тетраферрифлогопит (т.е.
Т8К< Ипит с железом в четверной координации).
лмесь хрома изменяет цвет в зависимости от структуры минерала. В мус-
пинте появляется яркая зеленая окраска (эта разновидность мусковита назы-
К ется фукситом). Хлориты приобретают розово-фиолетовый цвет. Марганец,
входя в сосгав литиевых слюд, вызывает их розово-лиловую окраску.
Блеск разный. На гранях кристаллов из-за их несовершенства он матовый
или жирный, на плоскостях спайности — стеклянный, у слюд — с перламут-
ровым отливом. В агрегатах блеск жирный, матовый.
У всех слоистых силикатов и алюмосиликатов с простыми сетками есть
весьма совершенная спайность по пинакоиду, так как пакеты в их структурах
связаны друг с другом слабо. Спайные пластинки у слюд (мусковита, флого-
пита, биотита) упругие; отогнутые по спайности, они притягиваются назад
из га связей, возбуждаемых в них межпакетными катионами калия. У талька,
пщкфиллита, в которых межпакетных ионов нет, спайные пластинки кро-
шатся, ломаются.
Твердость минералов низкая и определяется непрочностью их кристалли-
ческих структур. У силикатов (т.е. минералов без межпакетных катионов)
ердость 1—2, из них наиболее мягкие магниевые силикаты (так, тальк жи-
р । ()1ЦУПЬ, а пирофиллит — нет), что легко находит объяснение в большем
Мед СРС И меньшем заряде магния по сравнению с алюминием. У слюд за счет
более етнОго ка™она К+ твердость составляет 2 — 3, а у хрупких слюд за счет
бается ЫС°КОЗаРЯДНОГО Межпакетного катиона Са2+ или Mg2+ твердость повы-
Характеристика минералов
характеристику структуры, состава, свойств минералов,
I ру в пРеДылущих разделах этой главы.
, Па сеРпентина. В группу серпентина входят полиморфы — слоистые
•:м, | 'Ы Ма™ состава Mg3(Si2O5)(OH)4. Нередко используется удвоенная
”+ Формула — Mg6(Si4OI())(OH)g. Всегда проявлен изоморфизм
* 'Фи 6 ’ Н° УмеРенно- Полиморфы имеют разные названия: лизардит,
M Т’ хРизотил. Хризотил и лизардит имеют идеальную слоистую струк-
к гс>РИС *40)’ антигорите слои построены из групп тетраэдров, развер-
<1,||Угы ВВеРХ’ то вниз от плоскости слоя (рис. 142, б). В хризотиле слои
в трубку (рис. 142, а). Эти минералы встречаются в скрытокристалли-
264 ГЛАВА 17. СЛОИСТЫЕ СИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТЫ
в октаэдрических позициях размещается алюминий. Сравнение ст
таэдрических и триоктаэдрических слоистых силикатов дают паГРУКГУ₽-1’-
хризотил — каолинит, тальк — пирофиллит, флогопит — мусков 1 МИне1)‘Ч<г
первые являются триоктаэдрическими, вторые — диоктаэдрическ ^>Ис’
Все слоистые силикаты и алюмосиликаты имеют свои crpyKTv И‘
видности за счет разного смещения (сдвига) и разворота пакетов л Ые Р^но.
тельно друга, что легко осуществляется в природе из-за малых°T11Gctt-
между пакетами. В итоге получаются минералы разных сингоний*171 СВЯЗей
клинной (чаще всего), гексагональной, ромбической, тригональной ~~ Мон°'
ной. Такие структурные разновидности слоистых силикатов называ^'^11111'
типами. Некоторые из них устойчивы только при определенных давл П°Л11'
температурах и образуются только в определенной химической обстНИЯХИ
Политипия, как видно, является частным случаем полиморфизма. °ВКс
Кроме минералов с указанными выше типами слоистых структур имеютс
и более редкие представители этого подкласса минералов. Например, в при"
роде встречаются минералы с волнообразно изгибающимися и завернутыми
по спирали слоями (некоторые серпентины и др.). Совершенно особыми по
составу и структуре являются так называемые смешанослойные силикаты
они сложены чередующимися пакетами монтмориллонита и слюды, монтмо-
риллонита и талька, хлорита и слюды и т. п.
Слоистые силикаты со сложными сетками тетраэдров. 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 тетра-
эдры периодически развернуты вершинами то «вверх», то «вниз» (рис. 141).
Структура чароита более сложна и является промежуточной между слоистом и
ленточной. В датолите половина тетраэдров занята не кремнием, а бором, они
развернуты в разные стороны.
Морфология и физические свойства минералов
с простыми сетками
Из-за некомпактное™ кристаллических структур, слабых связе е|1Ны.\
кетами лишь редкие минералы встречаются в крупных и хорошо оГ^]0рМтоВ-
кристаллах. Это кристаллы флогопита, мусковита, хрупких слюд и В1)Т;1 и
из них крупные (и даже гигантские) кристаллы бывают только у Tblfi об-
флогопита. Они имеют псевдогексагональную симметрию и пласти^^ мццеР3'
лик. Реже встречаются бочонковидные и столбчатые кристаллы 1Нцая«8
лов. Истинная сингония кристаллов в большинстве случаев мои
их реальные очертания далеки от совершенных. Гжеле33'
Цвет зависит от наличия в минерале элементов-хромофоров (. с кцо11*
ма, марганца), без хромофоров цвет белый. Таковы химически я
нит, минералы группы серпентина, тальк, пирофиллит, моН^ „тают ,с
флогопит. В присутствии двухвалентного железа минералы прио
И
ГЛАВА 17. СЛОИСТЫЕ СИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТЫ 265
разной интенсивности (тальк, минералы группы серпентина,
°кРаСКУопит), небольшая примесь трехвалентного железа придает муско-
,>гопит' иЧНеватую окраску. Наличие в минералах одновременно двух- и
'|VTb К°ого железа обусловливает появление у них грязно-коричневых,
tpe!di‘L'eH цчневых, зелено-черных, черных окрасок, как у железистого флого-
черно-кОр Очень своеобразна роль хромофора Fe3+, когда он занимает в
пхта. био поЗИЦИИ алюминия в слоях тетраэдров: минерал становится ярким
фло||,пИТ^ невым, необычно меняются и другие его оптические свойства.
Ллогопит даже получил особое название — тетраферрифлогопит (т.е.
ТаК<’*'1Т с железом в четверной координации).
примесь хрома изменяет цвет в зависимости от структуры минерала. В мус-
те появляется яркая зеленая окраска (эта разновидность мусковита назы-
К<ется фукситом). Хлориты приобретают розово-фиолетовый цвет. Марганец,
даодя в состав литиевых слюд, вызывает их розово-лиловую окраску.
Блеск разный. На гранях кристаллов из-за их несовершенства он матовый
или жирный, на плоскостях спайности — стеклянный, у слюд — с перламут-
роным отливом. В агрегатах блеск жирный, матовый.
У всех слоистых силикатов и алюмосиликатов с простыми сетками есть
весьма совершенная спайность по пинакоиду, так как пакеты в их структурах
связаны друг с другом слабо. Спайные пластинки у слюд (мусковита, флого-
пита, биотита) упругие; отогнутые по спайности, они притягиваются назад
из i;i связей, возбуждаемых в них межпакетными катионами калия. У талька,
пи|Н|филлига, в которых межпакетных ионов нет, спайные пластинки кро-
шатся, ломаются.
Твердость минералов низкая и определяется непрочностью их кристалли-
ческих структур. У силикатов (т.е. минералов без межпакетных катионов)
твердость 1—2, из них наиболее мягкие магниевые силикаты (так, тальк жи-
р , ,/а О1ЦУПЬ’ а пирофиллит — нет), что легко находит объяснение в большем
'Чсре и меньшем заряде магния по сравнению с алюминием. У слюд за счет
боде'е'КеТ11ОГО катиона К+ твердость составляет 2 — 3, а у хрупких слюд за счет
1иаетрН1'1СО1<ОЗар>я'пНОГ() межпакетного катиона Са2+ или Mg2+ твердость повы-
с гея до 4.
Характеристика минералов
Лав,,н<) вНИМ °^1ЦУЮ характеристику структуры, состава, свойств минералов,
гРупПаПРеЛЫдущих разделах этой главы.
' '!’ |(Ь1 се₽пентина. В группу серпентина входят полиморфы — слоистые
ViM' 1 скаМа состава Mg3(Si2O5)(OH)4. Нередко используется удвоенная
’л Fe”+ (Юрмула — Mg6(Si4OKl)(OH)}i. Всегда проявлен изоморфизм
''Рит v’ Н° УмеРенно- Полиморфы имеют разные названия: лизардит,
'*м- Рис ,3°ТИЛ Хризотил и лизардит имеют идеальную слоистую струк-
ц Го ввр *40)’ В антигорите слои построены из групп тетраэдров, развер-
^’"Уты в т Ух’ то вниз от плоскости слоя (рис. 142, б). В хризотиле слои
РУбку (рис. 142, а). Эти минералы встречаются в скрытокристалли-
266 ГЛАВА 17. СЛОИСТЫЕ СИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТЫ
ческих аморфных на вид
ных массах белого, желтого
цвета или пестрой окрадЛ^Ного
в жилках перекристаллизан ° Ни*
редко образуются волокниста **'
бестовидные агрегаты хризот^’
кие волоконца состоят из св Га'
в трубку двуслойных пакетопе₽ИУТь,х
тила (рис. 143). иризо.
Рис. 142. Схема изгибов структур хризоти- Самостоятельный изоморф -
ла (а) и антигорита (б) образуют никелевые серпентины' РЯЛ
мещением магния никелем. Макс**
мально установленное содержание NiO в минерале составляет 56 вес % гЛ
кельсодержащие серпентины встречаются в коре выветривания ультраоснов
ных горных пород в виде тонкодисперсных смесей с другими слоистыми сили
катами. Некоторые из таких смесей получили самостоятельные названия-
ревдинскит, гарниерит.
Группа каолинита. В группу каолинита объединены полиморфы — силика-
ты алюминия состава Al2(Si2O5)(OH)4. Это каолинит, диккит, накрит, галлуа-
зит. В последнем есть межпакетный слой молекул Н2О, поэтому его формула
Al2(Si2Os)(OH)4 2Н2О. Внешне они неотличимы друг от друга, обычно образу-
ют тонкодисперсные смеси, мучнистые, белые или более плотные глинистые
массы и все вместе в таких общих агрегатах называются каолином.
Тальк Mg3(Si4O10)(OH)2. Минерал выдержанного состава, изоморфная
примесь двухвалентного железа не превышает 1,5—2 масс. % FeO. Он имеет
светло-зеленый цвет (рис. 44 цв. вкл.). Встречается в плотных, жирных на
ощупь, массах, в составе сланцев и в мягких, с весьма совершенной спайно-
стью, крупных пластинках с перламутровым блеском.
Пирофиллит Al2(Si4Oi())(OH)2- ®
став всегда почти идеально оТве1‘^_
формуле. Доля трехвалентного *е
. за обычно не превышает О, в
Ре2О3. Встречается в сплошных. Р^
вых скрытокристаллических
Полупрозрачные разновидное™
го камня получили у камнер
звание «агальматолит». _ это
Группа смектитов. СмеК™ кт;.,
общее название для ди- и р,
рических слоистых MMHePaL,py
бухающей решеткой. Струк^е1(, '
титов можно представить в^ь1Х *’
этажных пакетов, ра?Деи Соо--
слоевыми промежутками. 1(,|
ние образующих слои т^оК рн!
ских и октаэдрических с
Рис. 143. Строение волокон хризотил-
асбестов в поперечном сечении
1
ГЛАВА 17. СЛОИСТЫЕ СИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТЫ 267
слоевых промежутках находятся обменные катионы и молекулы
т|. Р ме ультате поглощения воды происходит расширение решетки (набу-
^гГучение состава, расчет формул и номенклатура смектитов в значи-
хан,,с)„ степени осложнены тем, что эти минералы образуют между собой
^ьнои азделяемые смеси, а также различные смешанослойные образования
1рУ-1110 Р минералами (например, со слюдами, хлоритами). Отличительной
с W ' 'смектитов являются исключительно малые размеры отдельных инди-
чер11,11 правило, меньше 1 мкм). Образуют плотные агрегаты и землистые,
ВЙ^°Вподобные массы. На ощупь жирные. Во влажном состоянии мягкие,
ГЛИН° чные, в сухом — хрупкие. Белые, желтые, буро-зеленые, яблочно-
^леные Нередко окраска связана с примесью других тонкодисперсных мине-
РаЛИдеалы1ЫМи предельными составами этих минералов являются
Mg,(Si4Oi())(OH)2 «H2O (сапонит), Al2(Si4OI(l)(OH)2 «H2O (бейделлит) и нон-
тронит Fe2(Si40Io)(OH)2-«H20. Наиболее распространенным представителем
является монтмориллонит, в котором в межпакетном пространстве размеща-
ются молекулы конституционной Н2О. В межпакетном пространстве распо-
лагаются примесные катионы типа М+, М2* в количестве не более 0,33. Избы-
ток заряла компенсируется за счет замещения части алюминия магнием.
Предельная формула для М* такова: (М|)33- «H20)(Al167Mgo.33)(Si40I())(OH)2.
Межпакетными катионами М* являются Na+, Li*, NH4, К+, Rb*, катионами
М2* — Са2*, Mg2*, Со2*. В реальных природных условиях состав и структура
еще сложнее: часть Si4+ в тетраэдрах занята А13*. Обычно в тетраэдры входит
не более 0,33 атома алюминия. Для такого монтмориллонита формула имеет
вид (M|133-nH2O)Mg3(Si367Al033OI0)(OH)2. Монтмориллониты способны обме-
нивать ионы межпакетного пространства на ионы окружающих водных рас-
творов, а также поглощать в межпакетный промежуток крупные органические
(так образуются органоминеральные комплексы). При поглощении
nnfCKJJI В0;1Ы монтмориллониты набухают за счет расширения межпакетного
катСТРЭ11СТВа’ при нагРевании или в сухой атмосфере вода и гидратированные
Мо||< НЬ1 Удаляются из монтмориллонитов, кристаллы уменьшаются в объеме.
слй1 Мориллониты образуют чрезвычайно тонкодисперсные плотные массы,
Труп °СНОвноя объем глины.
ДВ2 (X о СЛЮд* В труппе слюд объединены минералы с общей формулой
ре2',\^ где катионы в позиции А — это К, Na, Са; в позиции В — Mg,
До он р у Рс3 ’ Сб Li; в позиции X — Si, Al, Fe3*. Анионы в позиции Y —
ах,МоНц’ев‘ Меются редкие слюды и более экзотического состава — бариевые,
крцЫе’ Це3иевые’ ванадиевые, цинковые. Как было показано выше, ос-
1 '•> к СТаллическ°й структуры слюд являются трехслойные симметричные
"''Мет °Рые связаны между собой катионами в позиции А. Каждый пакет
'' типаСпПЛОСКИе сетки из тетраэдров [SiO4] и |А1О4|, соединенных окта-
,i; aj ОН)б, например Mg(O3OH3). Группу слюд разделяют на под-
'""оно СТВенно СДЮД, б) хрупких слюд, в) слюд с дефицитом межслое-
С 4 'чюр8 В кажлой из подгрупп, в зависимости от заполнения позиции
‘ ' ,1иды ДИОКТаэДРические (число В = 2) и триоктаэдрические (число В =
268 ГЛАВА 17. СЛОИСТЫЕ СИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТЫ
Рис. 144. Структура мусковита
Подгруппа собственно слюд. Слюды бывают ди- и триоктаэдрическими.
Среди диоктаэдрических слюд главной является мусковит (рис.
чисто или почти чисто алюминиевая слюда с незначительной примесью
леза (1 — 3, но не более 7 % Fe2O3). Ее формула KAl2(AlSi3Oio)(OH)2- рррИд-
случаях в мусковите часть алюминия замещена хромом. Такая ра3|)11тЫ с
ность слюды ярко-зеленого цвета называется фукситом. Есть мУскр,|1Ы|ЫС
частичной заменой калия на барий. Редкие самостоятельные миНррНад«с'
виды — чисто натриевая, парагонит NaAl2(AlSi3OI0)(OH)2, и чисто в^^
вая, роскоэлит KV2(AlSi3OI0)(OH)2, слюды. Особым минеральным в ='•
ляется химическое соединение, в котором полностью прошел изо ,
по схеме Al3' + [Al3*] <- Mg2' + [Si4+J- В пределе получается сили1^.аЭдри*,с'
K(AlMg)(Si4OI0)(OH)2, он называется алюминоселадонитом. К дИ°1^ралы- сС
ским слюдам также относятся более редкие железосодержащие
ладонит K(Fe3+Mg)(Si4OI0)(OH)2 и ферроселадонит K(Fe3+Fe2+)(Si4^i(l
ГЛАВА 17. СЛОИСТЫЕ СИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТЫ 269
обычно встречается в таблитчатых, листоватых бочонковидных
10уско1’и^етлО_рубинового, коричневого цвета, в тонких спайных плас-
сцВетен. Крупные кристаллы и пластины обнаружены в гранит-
°н тах, Чешуйчатые агрегаты — в гранитах, гнейсах, сланцах и грей-
пегма^ть ^дна необычная по виду цветовая морфологическая разновид-
° е Birra, за которой укрепилось название «серицит» — этот термин
ность муС' д^нфнкации, но удобный при описании месторождений. Се-
дишний *елтая Мелкочешуйчатая, иногда плотная скрытокристаллическая
рппн " овита> развивающаяся в виде псевдоморфоз по полевым шпатам
'' "са М идротермальных высокотемпературных изменениях. Изредка исполь-
прИ И*еше один нестрогий термин — жильбертит, применительно к чешуйча-
зуется таМ беСцВетного мусковита в оторочках рудных жил.
ТЫ^триоктаэдрическим слюдам относятся магнезиально-железистые и лити-
евые СЛЮДЫ.
Магнезиально-железистые триоктаэдрические слюды простейшего состава
относятся к ряду флогопит KMg3(AlSi3OI0)(OH)2-aHHHT KFe32+(AlSi3O10)(OH)2.
При вхождении в структуру флогопита и аннита алюминия по схеме Mg+ +
+ |Si4,| <- Al3+ + [Alv] образуется истонит K(Mg2Al)(AI2Si2O|())(OH)2, а по схе-
ме замещения Fe2+ + [Si4+] <- Al3* + |Al3'] из аннита образуется сидерофиллит
K(Fe2Al)(AI2Si2OI())(OH)2. Очень часто состав слюды является смешанным, про-
межуточным между аннитом, флогопитом, сидерофиллитом и истонитом. Та-
ким слюдам можно приписать общую формулу K(Mg, Fe2+, Al, Fe3+)3_2(AlSi3OI())x
x(OH, F)2. Магнезиально-железистые слюды такого смешанного состава обоз-
начаются межвидовым названием биотит.
Флогопит и биотит встречаются в чешуйчатых массах, пластинках, хоро-
ших таблитчатых и бочонковидных кристаллах, иногда гигантских. Цвет зеле-
ный, бурый, черный в зависимости от количества железа. Чистый флогопит
бесцветен, водянопрозрачен.
некоторых случаях в флогопите в позициях магния появляется Мп. Бы-
} та«жс барийсодержащие флогопиты (в них барий размещается в по-
явВИях калия) и барий-титановые биотиты. Совершенно особой слюдой
Е.ПрТСя тетРаФеРРиФлогопит. Как доказали О. М. Римская-Корсакова и
кооп । °Колова» в этой слюде позиции алюминия в радикале, т.е. в четверной
яРкш,11На11ИИ’ заняты Fe3+. Она имеет формулу KMg3(FeSi3Ol0)(OH, F)2 и
Л^РЫже-коРичневый цвет.
В Ни* иевые триоктаэдрические слюды можно разбить на три главных типа.
И в дРУгих силикатах, литий обладает геохимическим сродством к
°КТаэдрич^ЛЮМИнию (а не к калию)- Поэтому литий всегда занимает в слюдах
К Перв СКИе позиции (позиции магния и алюминия).
м К:'к б0М^л1ИПУ литиевых слюд относится тайниолит K(LiMg2)(Si4OI0)F2.
М8 т (ДЛ Фгорфлогопит KMg3(AlSi3O|0)F2, в котором произошла замена
Ко вт 1 Li* + [Si4*] , т.е. это силикат, а не алюмосиликат.
г'1 с°став °Му ТИпУ относятся циннвальдиты. Это серия слюд, близкая
ft.11 ^)(Sj пК Ряду сидерофиллит K(Fe2 *А1)(А12812О10)(ОН)2-полилитионит
3| ''м р 4 <o)F2. Их называют также темными литийсодержащими слюдами.
ДУ идет замена 2Fe2+ + 2[А13+] <- 2LF + 2[Si4+J.
;270 ГЛАВА 17. СЛОИСТЫЕ СИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТЫ
К третьему типу относится трилитионит K(Li, 5, 5А115)(Д|$' п
состав можно вывести из формулы мусковита К(А1£9(Д1813О10)рзи|0^2- 3^
ны Al^s + □ <- Li‘0+5 + Lil+. Здесь один литий садится в незанятую ПУТем 3av *
октаэдрическую позицию □. Есть литиевая слюда полилитионит ^.МУСков"д
K(Li2Al)(Si4O10)F2. Это не алюмосиликат, а силикат. Эту формулу с°Ста8
но вывести из формулы мусковита путем замены АР+ + □ + [Др+]
+ [Si4+]. Есть и другие литий-алюминиевые слюды. L1* + Lr +
Все вместе слюды третьего типа называют лепидолитами. В них
бенносгей геохимической обстановки их образования присутствуют и3'33 °Сс'
ные примеси элемента-хромофора Мп (в позициях магния и алюм^30**0^'
вызывает розовую, серебристо-розовую, лилово-розовую окраску л ИЯ °"
слюд. итиевых
Подгруппа хрупких слюд. Существенным отличием хрупких слюд явл
присутствие в их межпакетном пространстве не калия, а кальция и дп п?
двухвалентных катионов. В основе структуры лежат двухзарядные пакеты
[Al2(Al2Si2OI0)(OH)2]2“. Как и в подгруппе собственно слюд, выделяют диокта-
эдрические (маргарит CaAl2(Al2Si2OI0)(OH)2) и триоктаэдрические хрупкие
слюды. Листочки этих слюд хрупкие, что и определило их название. Цвет бе-
лый (жемчужный), бледно-желтый, зеленоватый.
Подгруппа слюд с дефицитом межслоевых катионов. Среди описываемой
подгруппы наиболее распространены слюды серии иллита со средней форму-
лой Ko65Al200(Al065Si3350|0)(OH)2 и серии глауконита со средней формулой
Ко 80(Fe^33Mg0 67)(Al0 13Si3>87O10)(OH)2. В них меньше, чем в мусковите, алюми-
ния в составе радикала и соответственно имеется дефицит калия в межпакет-
ном пространстве. Иллиты образуют чрезвычайно тонкозернистые массы и
являются наиболее распространенными минералами глин. За счет адсорбпии
громадной поверхностью их мельчайших чешуек молекул Н2О природные
массы и агрегаты иллита обогащены водой. Глауконит является железистоп
(с Fe3+ и Fe2+) слюдой. Это синий или зеленый минерал, встречающийся в
виде мельчайших округлых агрегатов и колломорфных выделений в глин
мергелях, доломитах. един-
Группа вермикулита. Вермикулит (Mg05- «H2O)Mg3(AlSi3O|0)(OH)2
ственный минерал в группе. Он часто образуется при выветривании и еТ.
тации флогопита. Гидратация минерала и изменение содержимого г0.
ного пространства сказались и на его свойствах: в отличие от свежеГ^пеСкоМ-
пита пластины и таблички вермикулита хрупкие, обладают малым icp3,ia
потеряли упругость и мнутся, изгибаются, словно сырая бумага, и минера.1
при прокаливании удаляется вода и, раздвигая пакеты, вспучивает
(его объем иногда увеличивается почти в 10 раз). пО сОстав?
Группа хлоритов. Группа хлоритов — это большая и сложная хслой'
группа минералов (силикатов и алюмосиликатов) с симметричными ^аВц| >
ными пакетами и со слоями комплексных катионов между ни*1 ’ g цде
представитель уже был назван: это клинохлор Mg5Al(AlSi301o)(0 о0вилн<’‘
он бесцветен. В некоторых клинохлорах имеется хром. Эти Ра р\
называют кочубеитом и кеммериритом. Они встречаются в хром с
в виде чешуйчатых масс и мелких вкраплений, образовавшихся Д
ГЛАВА 17. СЛОИСТЫЕ СИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТЫ 271
оливина, и окрашены в яркий розовый, карминно-красный, фио-
цвет. „ тс
летоБЬ111 хлоритах магнии замещается железом. Так образуются желези-
Част° Б Полностью железистый хлорит называется шамозитом
стые о|0)(ОН)8- Магнезиально-железистые хлориты имеют зеленый
(FejA1^ * | чешуйчатые массы, реже — отдельные таблитчатые кристаллы,
цвет, °бРтпечаются в виде псевдоморфоз по пироксенам, роговым обманкам,
Часто встр ^иоТИТу Железистые хлориты слагают оолиты в составе некото-
фЛС,пСПХоч’ных пород и сланцев.
РыХ -гиы также цинковые, литиевые, никелевые, марганцевые хлориты.
г ЗВ па палыгорскита. К группе палыгорскита относятся собственно палы-
КИГ Mg5(si40io)2(°H)2- 8Н2О и сепиолит Mg4(Si6O15)(OH)2- 6Н2О. Минера-
^встречаются в массивных, волокнистых агрегатах, землистых, пористых
ах Цвет их белый, желтоватый, серый или красноватый. Блеск тусклый,
матовый. Минералы вторичные, образуются при изменении богатых магнием
ультраосновных горных пород.
Хризоколла Cu4(Si4Oi0)(OH)4-4H2O. Встречается в плотных, массивных,
иногда в землистых агрегатах. Характеризуется зеленым или голубым цветом
и раковистым изломом. От бирюзы отличается более низкой твердостью.
Образуется в зонах окисления медных месторождений в ассоциации с мала-
хитом, азуритом, купритом и самородной медью. Второстепенная медная
руда.
Пренит Ca2Al(AlSi3O10)(OH)2. Характерны почковидные и сталактитовые
агрегаты, а также округлые группы таблитчатых кристаллов. Реже встречается
в хорошо образованных кристаллах, таблитчатых параллельно {001}. Цвет
обычно бледно-зеленый, белый. Пренит — вторичный минерал, выстилаю-
щий полости в базальтах и родственных им породах. Встречается в ассоциа-
ции с цеолитами, датолитом, пектолитом и кальцитом.
Датолит Ca(BSiO4)(OH)). Минерал встречается обычно в кристаллах, ко-
торые почти изометричные и довольно сложные по сочетанию форм, а также
Грубо- до тонкозернистых агрегатах и сплошных массах, напоминающих
дарованный фарфор. Цвет белый, часто со слегка зеленоватым оттенком.
Чиа ШТ °®разУется в пустотах базальтовых лав и подобных им пород. В ассо-
JiaMnHRC цеолитами, пренитом, апофиллитом, кальцитом и другими минера-
стречается в бороносных скарнах.
Общие условия образования. Использование
^ОИстыа
°^Ь|чно ,е силикаты и алюмосиликаты с простыми сетками тетраэдров
l ! ‘ ФлогВЛЯЮТСЯ минеРалами низких температур и давлений. Лишь муско-
•’'Ро,1;1Ч ^Пит’ био™т, литиевые слюды встречаются в магматических горных
"'^'’'Ьидп целом для эндогенных месторождений характерны слюды, тальк,
ГГ)Ит’ сеРпентины, хлориты. В экзогенных условиях формируются ми-
'' ^тио ПП каолинита> смектитов, подгруппы слюд с дефицитом межслое-
°в, некоторые серпентины и хлориты.
272 ГЛАВА 17. СЛОИСТЫЕ СИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТЫ
Слюды флогопит, биотит, мусковит образуются в магматиче
породах как первичные минералы и как постмагматические про**1* ГоРнь|Х
зультат воздействия растворов на оливин, пироксены, амфибол^1’1 "
шпаты. В эффузивных горных породах биотит иногда встречается ’ П°Ле,!’.'
фировых вкраплений. Особо крупные кристаллы флогопита, биот ВИде
вита образуются в керамических и слюдяных гранитных пегматитах3 R М'СКо-
меновых пегматитах наряду с биотитом и мусковитом присутствуют С,и' 1
слюды. Флогопит и мусковит используются как диэлектрик в радио ЛИТИС|1,‘К
ротехнической промышленности. Промышленные концентрации И ЭЛект'
кристаллов флогопита установлены в особых ультраосновных горныхКРУПНЫх
повышенной щелочности, мусковит и реже флогопит разрабатываются°Р° *'*
нитных пегматитах. 1(1:1'
Другим характерным типом месторождений для таких слюд, как мускови
литиевые слюды, реже биотит, являются грейзены. Слюды образуются здесь
за счет разложения полевых шпатов и часто встречаются в виде мелкочеилй’
чатых масс.
В метаморфических горных породах (гнейсах и сланцах) мусковит и биотит
нередко являются главными минералами. Крупные промышленные скопле-
ния больших кристаллов флогопита в ассоциации с диопсидом, шпинелью,
кальцитом образуются в этих породах по их контактам с мраморами и в виде
метасоматических жил и залежей в самих сланцах. Мусковит и биотит входят
в состав сланцев и гнейсов. Образование мусковита можно объяснить, напри-
мер, процессами глубинного преобразования глинистых (каолинитовых и
других) пород с привносом глубинными растворами калия:
3Al2(Si2O5)(OH)4 (каолин) + 2К+ = 2KAI,(AISitOl0)(OH)2 (мусковит) +
+ ЗН2О + 2Н+
Тальк и серпентин образуются в ультраосновных горных породах как обыч
ный продукт гидротермальной переработки оливина и пироксена. Они я11^
ются также обычными минералами метаморфических горных пород — *
цев, мраморов, где возникают на низких ступенях преобразования нс
горных пород. Тальк используется как огнеупорное сырье, материал И11 р
ровки доменных печей, как технические смазки и в медицине. Серп
виде асбеста используется как ценный жаростойкий материал. вНых
Никелевые серпентины встречаются в корах выветривания ультра
горных пород. Они разрабатываются как руда на никель. йХ, н°
Пирофиллит образуется в сходных с тальком и серпентином Ус^ ^оЛь1ицх
за счет гидролиза силикатов алюминия в кислых горных породах. фу.
массах он является сырьем для производства изоляторов и материал ^амень
теровки доменных печей. Агальматолит используется как поделоч ператуР"
Хлориты обычно являются либо продуктами позднего и низк риоП*"
него гидротермального изменения оливина, пироксенов, амфи проПесС°В
тов, флогопита, либо образуются как минералы низких ступене 0о.п|Т‘у
метаморфизма. Железистые хлориты входят в состав глин, они им в1>;
вое сложение, иногда слагают большие массы, а образующиеся при
ривании лимониты являются рудой на железо.
ГЛАВА 17. СЛОИСТЫЕ СИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТЫ 273
групп каолинита, монтмориллонита, палыгорскита, иллиты,
xfnHeP37 неКОТОрЬ1е серпентины и хлориты образуются в поверхностных
г.тзУкоН,ТГЫслагают глины. Их иногда так и называют — «глинистые минера-
¥Слов«'яХ ИиНиевые минералы (каолинит, галлуазит, бейделлит и др.) развива-
,1Ы»- выветривания гранитов, кислых эффузивов, затем они превра-
ются в к 5ОКСцты в более верхних зонах кор выветривания. При перемыве
поются потокамц каолиновых кор выветривания, их отмучивании и переот-
родвыми диСПерСНОГО материала в спокойных водоемах формируются залежи
ложении каолиновОй глины, она нередко имеет оолитовое сложение.
0®“° пневые минералы — сапонит, вермикулит, никелевые серпентины, нон-
__ образуются в корах выветривания на ультраосновных горных поро-
Х’габброидах.
В условиях подводного (морского) придонного разложения горных пород и
оследуюшей раскристаллизации придонных коллоидных осадков формиру-
ются смектиты, иллиты и глаукониты, магнезиально-железистые хлориты.
Уплотняясь, они превращаются в типичные глины. Главная масса глин обра-
зуется именно в ходе процессов подводного выветривания горных пород и
последующей эпигенетической переработки этих продуктов.
Глины являются ценным строительным материалом и сырьем для керами-
ческой и фарфоровой промышленности. Высокими сорбирующими свойства-
ми характеризуются чисто монтмориллонитовые глины. Они известны под
разными названиями — бентонит, гумбрин, кил и др. Серпентиновые коры
выветривания ультраосновных горных пород бывают никеленосными и ис-
пользуются как руда для извлечения никеля.
Генезис силикатов и алюмосиликатов со сложными сетками тетраэдров —
палыгорскита, хризоколлы, пренита и датолита кратко охарактеризован при
описании этих минералов.
ГЛАВА 18
КАРКАСНЫЕ АЛЮМОСИЛИКАТЫ
И ИХ АНАЛОГИ
К подклассу алюмосиликатов каркасного строения относятся важн
породообразующие минералы. В первую очередь это полевые шпаты —ИЦ111С
ные составные части гранитов, габбро, гнейсов и других горных пород
му же подклассу минералов относятся нефелин (основной минерал некоторых
щелочных горных пород), лейцит (обычная минеральная фаза в богатых кали-
ем и бедных кремнезёмом лавах). Среди алюмосиликатов есть и ценное не-
рудное сырье (это микроклин, цеолиты), минералы-руды некоторых метал-
лов — нефелин (руда на алюминий), поллуцит (руда на цезий).
Кристаллохимические особенности
В состав каркасных алюмосиликатов большей частью входят катионы ка-
лия, натрия, кальция. «Рыхлость» каркасной структуры допускает частое
вхождение в них дополнительных анионов (Cl-, СО( , SO4 и т.д.) и консти-
туционной воды в виде молекул Н2О.
Структуры каркасных алюмосиликатов сложные и многообразные, все
они состоят из тетраэдров, связанных между собой в бесконечный трехмер
ный каркас. В полевых шпатах тетраэдры группируются по восемь и четы^
ре — эти группы, соединяясь, образуют каркас с тремя типами «полос
диаметром 0,15—0,28 нм, в некоторых из них располагаются катионы.
фелине все полости одинаковые и совсем другой конфигурации, °^нкр|.
заняты катионами. Есть каркасные алюмосиликаты — скаполиты, , ^н.
нит и другие — с большими «полостями», а в цеолитах эти «полости р
велики (до 0,9 нм в сечении), они нередко открытые и сообщаю омплексы
губке». В таких «полостях» легко размещаются целые группы и крцс-
ионов и молекул, иногда свободно обменивающиеся с окружа
талл средой. в неФ*'
Состав каркаса разный с соотношением Al: Si, равным то 1 • с
лине и др.), то 1:3 (как в микроклине). Есть минералы, в котор п0№*’’
соотношение количеств алюминия и кремния (таковы, наприх
шпаты ряда альбит — анортит и минералы группы скаполита). -,оСцЛиК’
К аналогам алюмосиликатов каркасного строения относятся ^х п°3
(например, данбурит) и бериллосиликаты (например, гельвин)- е(Л.
ции алюминия в каркасе заняты соответственно бором или берЩ
ГЛАВА 18. КАРКАСНЫЕ АЛЮМОСИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ 275
Морфология и свойства
гия кристаллов и их симметрия неодинаковые у разных мине-
[^орФ07^ еделяется большим разнообразием кристаллических структур
pgjKiB. чТО ддюмосиликатов. Изометрично развитые кристаллы имеют лей-
^ркасных ла3урит, анальцим, шабазит (все они характеризуются куби-
fl|)T сод351 п’севдоКубической симметрией), часто более или менее изомет-
ческой иЛИ полевых шпатов, хотя они относятся к моноклинной и
ричны ХР синГонии, и нефелин (гексагональная). Есть каркасные алю-
тр|,к;,ин ы со столбчатыми, шестоватыми кристаллами (скаполиты, на-
М° " т) и с таблитчатыми (пластинчатыми) кристаллами (гейландит, стиль-
Н симметрии кристаллов сказывается не только общий характер структу-
м'инерала, но и особенности распределения в ней алюминия.
^физические свойства минералов имеют более одинаковый характер. Кар-
касные структуры с сильными (ковалентно-ионными) связями, с одной сто-
роны, и «рыхлость» каркаса — с другой, приводят к тому, что почти все
минералы имеют среднюю твердость порядка 4,5—6, а плотность их невели-
ка (около 2,1 —2,6 г/см3), что определяется также небольшими атомными
массами калия, натрия, кальция — главных катионов в каркасных алюмоси-
Л11ЫК1Х.
Характер связей и состав обусловливают стеклянный блеск и прозрач-
ность или полупрозрачное! ь минералов. В минералы, как правило, не входят
элементы-хромофоры, поэтому их собственный цвет белый. Однако именно
У каркасных алюмосиликатов наиболее часто по сравнению с силикатами
Других подклассов проявлены собственные окраски, связанные не с хромо-
форами, а с «красящими» центрами — дефектами в структуре минералов,
амии, например, природа чернильно-синей, густо-синей окраски содалита
и лазурита.
несоЛаГ°ДарЯ <<ячеист°й», «пористой» структуре этих минералов в них входят
,1с. "р‘,змеРные с кислородом дополнительные анионы с явно иными хими-
ради'МИ СВЯЗЯМи- В содалите — это хлор — типичный ионообразователь с
СОм 0,181 нм (по Шеннону и Прюиту), в лазурите — это типичный для
- —1 анион (S2)2 , а также другие анионы серы.
ко ,неодноР°Дности строения каркасов, наличия в них «полостей» раз-
'ах б ГуРации, ослабляющих химические связи, в каркасных алюмоси-
|;1 По Ывает хорошо проявлена спайность. Она проходит в минералах
К ь|||цьщВУМ ТРем и более направлениям. Блеск на плоскостях спайности
К J (1 I
* ,>бЩи °’ Подобие свойств каркасных алюмосиликатов хорошо объясни-
<>в (Пс^И чеРтами их кристаллического строения и тождественностью ка-
">с,ик1ТИ всегда это Na+, К+, Са2+), что нередко делает непростой их
' щ (У’ Поэтому для определения каркасных алюмосиликатов студент
мице„ Иться в совершенстве определять характер спайности и морфоло-
°т дРУга°В ^ТОт навык поможет ему отличать каркасные алюмосиликаты
"СРСульфИДОв
Из-з-
Ной
к
t)
ti-
ll
л
276 ГЛАВА 18. КАРКАСНЫЕ АЛЮМОСИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ
Полевые шпаты
ИЗ связанных
По химическому составу минералы группы полевых шпатов п
собой изоморфные смеси следующих компонентов: K(AlSi3O8) ыДСТавлЯ1от
Ca(Al2Si2O8) и в значительно меньшей степени — Ba(Al2Si2O8) ИМЭ
же редчайшие полевые шпаты экзотического состава — R ЮТсята/
(NH4)(AlSi3O8), рубиклин Rb(AlSi3O8) и Ba-Sr состава. ади,1ГгоцИт
Наиболее распространенные в земной коре полевые шпаты мо
ставить как изоморфные смеси главным образом первых трех комп*'0 Прел'
K(AlSi3O8), Na(AlSi3O8) и Ca(Al2Si2O8). МП01|ент0к
Все минералы группы полевых шпатов имеют однотипную крист
скую структуру. Она представляет собой бесконечный каркас из связа”ИЧе
между собой вершинами (через общие кислороды) кремниевых и алюминю*
вых тетраэдров. Если бы все тетраэдры были бы кремниевыми, каркас имсз
бы нулевой заряд, как у кварца. Но от 1/4 до 2/4 из них занято алюминием*
Так в каркасе появляется «избыточный» отрицательный заряд. Он компенси-
руется зарядами катионов, размещающихся в полостях каркаса. Это явление
можно проиллюстрировать схемами: [Si^] <- [А13+] + Na+ (в альбите); |Si^| <-
<- [А13+] + К+ (в микроклине); 2[Si4+] <- 2|А13+] + Са2+ (в анортите). В качестве
изоморфных примесей часто присутствуют Rb+, Cs+, Sr2+, Pb2+ и другие хими-
ческие элементы.
Калиевый полевой шпат K(AlSi3O8). Всегда проявлено изоморфное замеще-
ние калия натрием, поэтому более полная формула (К, Na)(AlSi3Q,). Извест-
ны три структурные разновидности калиевого полевого шпата — микроклин,
ортоклаз и санидин.
Структура. В 1933 г. В. Тэйлор расшифровал структуру санидина с Везу-
вия. Это была вообще одна из первых расшифровок структур каркасных
алюмосиликатов. Он изобразил фрагмент решетки санидина при взгляде на
нее вдоль первой кристаллографической оси. В разных книгах и справочни
ках его рисунок структуры почти всегда дают в виде условных схем и в
извольной ориентировке. Их трудно сопоставлять друг с другом. В н^°'
учебнике мы воспроизводим чертеж, построенный Дж. Папике и М. ‘ ь_
ном в 1976 г. Решетка изображена при взгляде на нее сверху вдоль вер
ной кристаллографической оси с (рис. 145). и тет-
На рис. 145 четко видны большие полости, обрамляемые восьмер
раэдров, в них размешаются на разной высоте атомы калия. Калии' нЬ)е из
вятерную координацию. Также видны вертикальные каналы, со щннами
четверных колец тетраэдров. В кольцах тетраэдры ориентированы еЖу на
вверх и вниз. Если формально оценить симметрию структуры по ^альи)10
рис. 145, можно обнаружить горизонтальную ось симметрии Ь2, ве
плоскость симметрии т и центр симметрии С. ьно з:,,,йТ
В каждой четверке один из тетраэдров (и только один!) g 19”
алюминием, отсюда — анионный радикал имеет формулу (AIS13 в санНдИн*
Т. Барт предположил, что различия свойств и внешней симметр струь''^.
ортоклаза и микроклина обусловлены характером расселения в
алюминия. Где же размещается этот один атом алюминия, в ка
ГЛАВА 18. КАРКАСНЫЕ АЛЮМОСИЛИКАТЫ И ИХ АН АЛОГИ 277
а
Рис. |45 ”
РУктура калиевого полевого шпата (вид сверху вдоль оси с) (а) и характер
*^У*ки _ к РаспРеделения атомов алюминия в тетраэдрах (б, в, г):
' более темные тетраэдры — здесь может быть А1; (010) — плоскость симметрии
эЛр"' с
1,1,51 ’<азь ТУРЫ каждого из тРех минералов? Как именно позиция алюми-
Pa.i.i ' ается на симметрии реальной структуры и на сингонии мине-
Ьь* 'То алюл1иния- Детальные рентгеноструктурные исследования пока-
’ ’1ровСаНИДИне’ °Ртоклазе и микроклине алюминий расселен в четверках
5 Л(д1) ’-Действительно, по-разному. Тетраэдры обозначены на рис. 145
,/4.4'тл0)-
""Мине °' в' г схематически показан характер распределения алюминия
’ ортоклазе и микроклине. В санидине алюминий может занять
278 ГЛАВА 18. КАРКАСНЫЕ АЛЮМОСИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ
любой из тетраэдров, но в каждой четверке свой. В целом по ст
миний распределен хаотически и все тетраэдры равнозначны РоКТуре а
нахождения алюминия в любом из тетраэдров составляет 25% г
0,25). В ортоклазе алюминий располагается в одном из двух тето В До-1ях
или Tt(0)), а два других тетраэдра (Г2(щ) и Г2(0)) заняты кремнием*'?17'^
ственно вероятность нахождения алюминия в двух тетраэдрах Т '“°°Твет-
(или 0,5), а в тетраэдрах Т2 — 0 %. В микроклине же в каждом из ^РЙВНа
раэдров алюминий занимает только тетраэдр типа 1\(т), а пози ТЫрех Тст-
71(0), 7^(0) заняты кремнием. Вероятность нахождения алюминия в*1
pax 1\(т) равна 100% (или 1,0), в остальных — 0% (или 0,0). тетРаэд-
В 1975 г. В. Риббе объяснил разное расселение алюминия тем
роды, соединяющие тетраэдры, несколько различаются. Одни кислороды °"
заны с двумя атомами К на расстоянии 2,9 ? 10?8 см (0,290 нм), другие — СВЯ
ко с одним атомом К на расстоянии 2,78 ?10?8 см (0,278 нм). Поэтому локтя'
ный баланс распределения отрицательных зарядов в тетраэдрах оказывается
тоже чуть разным. Он нивелируется за счет разного расселения Si4+ и АР’
Итак, в идеальном санидине распределение алюминия случайное, полно-
стью неупорядоченное, в ортоклазе оно частично упорядочено, а в идеальном
микроклине — полностью упорядоченное (такой идеальный микроклин иног-
да называют максимальным микроклином). Между санидином, ортоклазом и
микроклином возможны взаимные переходы, обусловленные разной степе-
нью упорядоченности расположения А13+ и Si4* в тетраэдрах кристаллической
решетки.
Симметрия структуры. При сравнении схем структуры каждого из трех
полевых шпатов видно (см. рис. 145, б— г), что в санидине и ортоклазе можно
мысленно провести плоскость симметрии; влево и вправо от нее будет статис-
тически одинаковое число атомов алюминия. В микроклине такая плоскость
невозможна. Внешне в морфологии кристаллов это проявляется в том, что.
ортоклаза они моноклинные с набором элементов симметрии Ь2РС, у микро
клина — триклинные, только с центром симметрии С. В санидине плоек
симметрии обусловлена статистически равновероятностным нах°*^
алюминия в любой позиции, его кристаллы тоже моноклинные (Ь2г ’м
Альбит. Идеальная формула Na(AlSi3O8). Структура изучена В. э
в 1934 г. Она подобна санидину. Известны три модификации (С1Р^ ' пр0-
разновидности минерала)^ Две являются триклинными (обе относя сТКИ).
странственной группе С1, но несколько различаются метрикой ^^1|ТОм.
В петрографической литературе их называют низким и высоким , р11
Одна разновидность моноклинная (С2/т). Ее называют мональбит уП»’Г'
структурные разновидности альбита характеризуются разной степ разнЫ*
доченности в расселении алюминия в тетраэдрах, они образуются
температурах и режимах кристаллизации. ктУРнЬ,с Р '
Анортит. Идеальная формула Ca(Al2Si2O8). Известны две стрУ1^-
новидности минерала, обе триклинной сингонии (примитивная
но-центрированная /1). . Их наЗЬ1В а
Калиево-натриевые полевые шпаты K(AlSi3O8)-Na(AlSi3O8)- -за ра3'^"1
калиево-натриевыми, или щелочными, полевыми шпатами. Из
ГЛАВА 18. КАРКАСНЫЕ АЛЮМОСИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ 279
Na(AlSi3O8)
Ca(Al2Si2O8)
Нагриево-кальциевые полевые шпаты (плагиоклазы)
Рис. 146. Составы полевых шпатов при температурах выше 300 °C
Ремерах катиона К+ (0,155 нм, по Р. Шеннону и К.Прюиту, для координаци-
ям °го числа 9) и катиона Na+ (0,124 нм) изоморфизм осуществляется наибо-
^полно только при высоких температурах (рис. 146).
11 Ка(А1ч-инералов- ® зависимости от полноты смесимости миналов K(AlSi3O8)
I р ’’О’*) ПРИ разных температурах выделяют три ряда минералов.
Н°клин санидииа — это гомогенные калиево-натриевые полевые шпаты мо-
Но при °И Сингонии- О™ кристаллизовались при температурах более 800 °C,
став с °Стывании сохранили свое структурное состояние без изменений. Со-
*ским рерханием натриевого компонента около 63 мол. % является крити-
С1ся в мо РИ меньшем содержании натриевого минала минерал кристаллизу-
содер^ОКЛИНИо^ синг°нии, при большем — в триклинной. Полевые шпа-
ЮО*** 1 2'^110 63—90% Na(AlSi3O8), называются анортоклазами. Отрезок от
к0Х1У»). о ° IX,a(AlSi3Og) отвечает альбиту (высокотемпературному, или «высо-
'1)Ч|У резок О| 50 до 63 % соответствует санидину (точнее — так называе-
2 РЯд ^Иевому санидину).
и ' '•"‘Ц1иРТ°КЛа3а пРедставлен калиево-натриевыми полевыми шпатами, об-
l4tl1 ' та *Ися ПРИ более низких температурах (< 800 °C). В этом ряду сохра-
е точка 63 %, разграничивающая составы, изначально кристалли-
280 ГЛАВА 18. КАРКАСНЫЕ АЛЮМОСИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ
Натриевый
санидин Анортоклаз Альбит
Санидин (мон.) (мон.) (трикл.) (трикл.)
К 1 50 63 90 1140
Ортоклаз (мон.)
К Ь—-------------------с—---L_
63
Микроклин (трикл.)
К I---------------------------------
0 Содержание Na, в атомных %
Альбит
(трикл.)
1-----I Na
Альбит
(трикл.)
------i Na
100
Санидин
Ортоклаз
Микроклин
а
Рис. W7- Пределы изоморфизма (а) и структуры распада твердых растворов в калиевых
полевых шпатах (б)
зовавшиеся в моноклинной или триклинной сингониях. Твердые растворы
средней части ряда при понижении температуры распадаются на две полево-
шпатовые фазы. Их срастания друг с другом называют пертитами- В
топертитах толщина пластин менее 5, в микро---5 — 50, в макро—
50 мкм. Влево от точки 63 % они состоят из ортоклаза и альбита, вправо
нее — из анортоклаза и альбита. 650'0
3. Ряд микроклина — это изначально низкотемпературные (< 600— в
триклинные калиево-натриевые полевые шпаты. Смесимость отсутст!
средней части ряда. Кристаллы в области разрыва смесимости сложен
Титовыми сростками микроклина и альбита. обра-
Итак, гомогенные калиево-натриевые полевые шпаты ряда санид
зуются только при высоких температурах и могут сохраняться в виде эн-
ного твердого раствора лишь при условии быстрого охлаждения (закал
нерала. Такие условия создаются только в стекловатых эффУзИВНЬ1 в пр
породах, что и определяет ограниченную распространенность саНИД^аЮт ег° в
роде. Санидины обычно наиболее насыщены натрием (они удержи ^оЧТц |К''
своей структуре), наименее — микроклины. Кроме того, в санидине ,
пертитов, в ортоклазе их больше, а в микроклине их много и они
ные, иногда толщиной до 1 — 1,5 мм (рис. 147).
ГЛАВА 18. КАРКАСНЫЕ АЛЮМОСИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ 281
я и свойства. Морфологически кристаллы санидина, ортоклаза,
ц1(1рФоЛО и прОМежуточных разновидностей почти неотличимы друг от дру-
иИЙ’0КЛИНагО наиболее простые кристаллы характерны для ортоклаза (рис. 45
имеют близкое к изометрическому развитие и образованы доми-
ив. и гранями второго и третьего пинакоидов (Ь, с на рис. 148, а), ром-
ннрУ|01и.И1^рИзмы (т на рис. 148, б) и другими, обычно мелкими гранями;
бИческ°и накОИд вовсе отсутствует. Угол Р между гранями второго и третьего
пеРвЫИ в составляет 90°, поэтому в кристалле есть вертикальная плоскость
пина*0 весь набор элементов симметрии — Ь2РС. Точно такие же крис-
£цммстр ^^3 У микроклина угол между вторым и третьим пинакоидами
отличается от 9(Г (от 90‘41' до 90°). Из-за этого «ничтожного перекоса»
чзГП’ей третьего пинакоида исчезает вертикальная плоскость симметрии, и
1^>епал оказывается триклинным с единственным элементом симметрии С.
Угол «скоса» от 0° до 41' отражает «степень триклинности» минерала. Визуаль-
этм различия незаметны, их выявляют при помощи специального оптичес-
кого прибора (гониометра) или рентгеновскими методами исследования.
По своей форме резко отличаются от других несколько удлиненные крис-
таллы призматического габитуса (см. рис. 148, б), иногда они водяно-про-
зрачные. Калиево-натриевый полевой шпат в таких кристаллах получил осо-
бое название — адуляр.
Общая особенность калиево-натриевых полевых шпатов — образование
простых двойников срастания и прорастания, этим они отличаются от пла-
гиоклазов, у которых двойники полисинтетические. Разновидностей двойни-
ков у кадиевых полевых шпатов много (рис. 149). Наиболее просты и легко
узнаваемы карлсбадские двойники ортоклаза: в них один кристалл развернут
относительно другого на 180° вокруг вертикальной оси, сросток часто оказы-
вается четырехглавым (по две головки кристалла сверху и снизу).
Цвет минералов белый, серый, розовый (от вростков гематита), серо-зеле-
вые (°Т вростков эгиРина или других цветных минералов), зеленый. Краси-
ТаМ(раз|1овидности минералов изумрудно-зеленого цвета называют амазони-
Прзв<РИС’ цВ‘ вкл-) (СУДЯ по степени триклинности, чаще это микроклин).
‘ина амазонитовой окраски до конца не выяснена. По предположениям,
Рис. 148. Кристаллы ортоклаза (а) и адуляра (б)
282 ГЛАВА 18. КАРКАСНЫЕ АЛЮМОСИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ
Рис. 149. Двойники полевых шпатов
а — карлсбадский; б — манебахский; в — бавенски!;
г — альбитовый
она обусловлена появлением центров окраски за счет искажений в структур
минерала при изоморфизме по схеме + Si4+ <- Pb2+ + А13+, К+ + К+
+ □ или К+ <- РЬ+. .. уд.
Блеск стеклянный на спайности и хороших гранях, в изломе жи,7Н1^гГро-
товый. Имеются ортоклазы с красивым мерцающим блеском и пеРл 'йК>т
вым переливом из-за наличия в них криптопертитов альбита. Их в |П.
лунным камнем и ценят как поделочный материал. Ортоклаз из сие сй.
под Ларвика в Норвегии испускает изнутри яркое голубое свечение.
енит является дорогим декоративным камнем. с 90°41'" п°
Спайность проходит в двух направлениях под углом от 90 Д° меНее
третьему пинакоиду (совершенная) и второму пинакоиду (нес ко яВдяетсЯ
совершенная) (рис. 150). Излом неровный. Твердость 6 (ортокл
эталоном этой твердости в шкале Мооса). матИчеСК,|М
Генезис. Калиево-натриевые полевые шпаты образуются ма . дрУ’11'
путем, в гидротермальных условиях, при процессах метаморФ*1 пег>,;|"
явлениях. Это главные породообразующие минералы гранитов кОнОмеГ'
тов. В последних часто встречаются графические структуры — кристД|
вростки кварца в полевом шпате. Они образуются при совместно
ГЛАВА 18. КАРКАСНЫЕ АЛЮМОСИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ 283
вух минералов (рис. 47 цв. вкл.). Кади-
ли этих ые полевые шпаты входят также в состав
’^цаТРие® клиновых сиенитов и других горных
^ец|'т°в’ 48 цв. вкл.). Они образуют вкрапленники
пор"1 (рИСэффузивных горных породах. В гидротер-
В *|К 1,1Х словиях появляются чаще всего в высоко-
^ьных У ера1урныХ месторождениях в составе
* ‘^ил или в ореолах метасоматического изме-
рул,,ь,х Сужающих их горных пород. В метаморфи-
НСН,|Я° рНЫХ породах (гнейсах, гранитогнейсах и
*скИХ миНералы образуются на стадиях максималь-
Л₽)ЭТпубинного преобразования исходных горных
н0ðà кристаллы адуляра образуются в пустотах
цевых жил в гнейсах и кристаллических слан-
^Калиево-натриевые полевые шпаты образуются
в виде мельчайших зерен и кристаллов на стадии
диагенеза при формировании песчаников, алевроли-
тов, глинистых сланцев, известняков.
Типоструктурные особенности. В характере рас-
Рис. 150. Спайный выко-
лок полевого шпата
пределения алюминия по структурным позициям Т подмечена геологическая
закономерность. В молодых (мезо- и кайнозойских) эффузивах калиевый по-
лети! шпат вкрапленников наиболее часто представлен санидином с хаоти-
чакнм, неупорядоченным распределением алюминия по всем возможным
позициям. В древних (протерозойских и архейских) гранитах, пегматитах,
гнейсах он чаще является микроклином, в нем порядок распределения макси-
ма и.пый (весь алюминий занимает только тетраэдры одной разновидности),
Р1’-1' здесь бывает ортоклаз. Выявлено, что в более высокотемпературных и
^отро кристаллизовавшихся калиевых полевых шпатах степень упорадоче-
Зк' |Н распределении алюминия обычно меньше, чем в низкотемпературных.
то^3ВСтречаются промежуточные по упорядоченности микроклины и ор-
п>|.,Й3 ’акже установлено, что изоморфные примеси рубидия, цезия пре-
;i, ‘ Уют Упорядочиванию структуры калиевого полевого шпата. Взяв за эта-
Л1‘щи РО1Ио Установленные геологические факты и закономерности распреде-
ИзнаТа ^Люминия, можно выявить типоструктурные особенности полевого
*"" ОниИпП°; ЬЗОВать их в качестве минералогических индикаторных призна-
‘“Цдо цо Удут Указывать на условия и химическую обстановку образования
^ч1№с,,еВОГ2 шпата в других местах его нахождения.
Они будут
*7******** о ZtpyiFlA MCvldA Cl U НллОхКДСНИЯ.
"'•ням Радиево-натриевые полевые шпаты подвергаются разным из-
"'"гичяТаВЛ Нэиболее часто это грейзенизация и мусковитизация
’ "'"ИзацЦИЯ ~ При высокотемпературных преобразованиях минералов,
Ия — при выветривании:
ЗК(д.е- лл
Ws) (микроклин) + 2Н+ = KAl2(AlSi3O,0)(OH)2 (мусковит) +
21^ + 6SiO2 (кварц) + 2К+
(микроклин) + Н2О + 2Н+ = Al2(Si2O5)(OH)4 (каолинит) +
+ 4SiO2 (раствор) + 2К+
284 ГЛАВА 18. КАРКАСНЫЕ АЛЮМОСИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ
Таблица 32. Продукты изменения полевых шпатов
Тип процесса Исходные минералы
плагиоклаз калиевый полевой шпат
Скарновый + - Скаполит
+ - ГроссУ™^андр^
Грейзеновый + + МустовитТ^^Т^Г'
Гидротермальный + + Альбит
+ + Мусковит + кварц
4- - Цоизит + кальцит + хлорит (соссюрит)
+ - Эпидот
+ - Пренит
+ + Цеолиты
Выветривания + + Каолинит
+ + Гидроксиды алюминия
Использование. Калиевые полевые шпаты являются сырьем для керамичес-
кой промышленности, так как фарфор, электротехническую, бытовую кер
мику готовят путем обжига их смеси с каолином и кварцем. Для добычи i
левого шпата наиболее ценны гранитные пегматиты, но качественных “ ^же
рождений такого типа недостаточно, поэтому приходится разрабатывать «
некоторые граниты с высоким содержанием микроклина и ортоклаза. £
тивным облицовочным камнем является ортоклазовый сиенит ларви
49 цв. вкл.). эталонной
Диагностика. Визуально узнают по цвету, блеску, спайности,
твердости. Друг от друга внешне почти неотличимы. Санидин ^ама-
серого цвета. Микроклин нередко розовый или изумрудно-голуо местОро»'
зонит), содержит явно заметные пертиты. Ортоклаз из некоторых очень
дений имеет кремово-желтый, коричневато-желтый цвет и сод Р ^^рЫ»1
мелкие пертитовые вростки. Эти минералы часто называют про тцчес1с,,>
полевым шпатом, оставляя точное определение до выполнения испо-5^
исследований в шлифе под микроскопом. В настоящее время ш аТОР п°
зуются методы рентгеновской диагностики калиевых полевых
структуре. Og).
Кальциево-натриевые полевые шпаты Na(AlSi3O8)-Ca(A12» z gce
ный ряд минералов, меняющих состав от альбита до анортита-
ГЛАВА 18. КАРКАСНЫЕ АЛЮМОСИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ 285
плагиоклазами. Они связаны друг с другом гетеровалентным изо-
„ до схеме Na+ + [Si4+] <- Са2+ + [АРД.
^|рФ,,зМ° плагиоклазов принято обозначать номером, который указывает на
* достав удержание анортита в смеси. Всего имеется 101 номер плагио-
про11енТН°е но рдэделлют На кислые (от 0 до 30-го номера), средние (30—
идазз. иХ вНЬ)е (70— ЮО) плагиоклазы по содержанию в них SiO2 (оно умень-
7i4i,ocH нуЛевого номера к сотому). Весь ряд условно разбит на альбит
олигоклаз (11 — 30), андезин (31 — 50), лабрадор (51—70), битов-
° 71—90) анортит (91 — 100). Эти внутривидовые названия минералов
ивл (7 и широко используются в геологической литературе.
удобны , м Плагиоклазы являются триклинными минералами. Альбит,
^тит и промежуточные члены ряда имеют по несколько структурных мо-
аН*икаиий (разновидностей), близких друг другу, но все же различающихся
между собой метрикой и симметрией решетки (выявлены примитивная, цен-
трированная, переходная элементарные ячейки, ординарные и удвоенные).
Поэтому изоморфизм в плагиоклазах проявлен неодинаково при разных тем-
пературах.
Гомогенные плагиоклазы непрерывного ряда альбит—анортит возможны
только при высоких температурах (рис. 151). При понижении температуры в
плагиоклазах происходят структурные превращения с образованием несколь-
ких структурных разновидностей. Плагиоклаз валового состава № 5 — 25 со-
стоит из двух полевошпатовых шпатов (альбит0 и олигоклаз20_35). Они образу-
ют тончайшие пластинчатые срастания друг с другом. Такие структуры назы-
ваются перистеритами. Их наличие внешне проявляется в голубом внутреннем
свечении минерала — его иризации. Двухфазное строение имеет плагиоклаз
лабрадорового состава. Здесь выявлены тончайшие срастания плагиоклаза45 и
ллап1оклаза5()_60. Их называют срастаниями Бёггильда. -Плагиоклаз такого
^Роения и состава ярко переливается изнутри павлиньими цветами. Сраста-
уттенлошера сложены тончайшими пластинками плагиоклаза65 и анор-
а структурного типа Z.
гиот ’^<><>Л(>гця и свойства. Сингония всех структурных разновидностей пла-
Ka.ii Ва ТрИклинная. Морфология кристаллов в принципе такая же, как у
••Ногокпо ПОлевых шпатов. Очень типично для плагиоклазов образование
(полисинтетических) двойников, так что каж-
из множества пластинчатых индивидов толщи-
«м повторяющихся
онокристалл» состоит
Низкие температуры
рис. 151. Ряды плагиоклазов при разных температурах:
О —100 — номера плагиоклазов
286 ГЛАВА 18. КАРКАСНЫЕ АЛЮМОСИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ
ной в сотые-десятые доли миллиметра. Этим они отличаются
полевых шпатов, у которых двойники простые. Наиболее обычн°Т Калиевы
по альбитовому закону (см. рис. 149, г), в них соседние кристадГ ДВойн,>Ки
ются по плоскости второго пинакоида — она является для ИТы сРасъ
плоскостью симметрии.
Цвет плагиоклазов белый, зеленый, серо-черный (от вростков
нералов), серо-сиреневый. У олигоклаза и лабрадора на плоскостяхДРУГВх Ми~
отмечаются радужные переливы разных цветов (рис. 50, 51, 52 цв СПаин°сти
вызваны интерференцией света при его прохождении через срастания^ °ЙИ
нок двух фаз, из которых состоят эти плагиоклазы (см. ранее). ^асти-
Спайность, совершенная в двух направлениях (по второму и треть
накоидам), под углом около 86°. Твердость 6—6,5. пи'
Блеск стеклянный на спайности, в изломе жирный, матовый На пл
стях спайности (на одной или реже — на обеих) видна тонкая штрихов^-
след полисинтетического двойникования кристаллов.
Плагиоклазы можно узнать по спайности и штриховке на ней, блеску ми
неральной ассоциации, а олигоклаз и лабрадор — по радужным переливам на
плоскостях спайности.
Генезис и типохимизм. Плагиоклазы образуются как продукты магматиче-
ской кристаллизации, в гидротермальных условиях, при метаморфизме.
В магматических горных породах они являются главными породообразу-
ющими минералами кислых, средних, основных и щелочных горных пород —
гранитов (и их пегматитов), диоритов, габбро, сиенитов, нефелиновых сиени-
тов, а также их эффузивных и дайковых аналогов. Наиболее крупные гига-
нтские выделения плагиоклаза (олигоклаза) наблюдаются в гранитных пегма-
титах.
Типохимизм плагиоклазов магматических горных пород известен давно и
прост. Он выражается в том, что в кислых горных породах встречаются кис-
лые плагиоклазы, в средних — средние, в основных — основные. Эта законо-
мерность столь четка, что может являться хорошим индикаторным мин^^0
гическим признаком: только по составу обнаруженного плагиоклаза
делать прогнозы на возможную с ним ассоциацию минералов ^'а^сстес
кварц и мусковит возможны вместе с олигоклазом, но недопустимы
битовнитом). месторож-
В типичных гидротермальных условиях (в грейзенах и других ве-
дениях) образуется лишь альбит. Он разъедает своими сахаровид нерСчко
сами более ранние минералы гранитов, сиенитов, пегматитов мццС'
представлен агрегатами пластинчатых кристаллов, замещающими за|10ры-
ралы, щетками, стебельчатыми агрегатами в открытых трещинах^ Вс
шах. Характерно, что альбиту сопутствуют рудные минералы ,
и ДР- юТ в гне^с3'Х’
В метаморфических горных породах плагиоклазы присутству
амфиболитах и др. козовЫх
В осадочных горных породах плагиоклазы содержатся в аР^о пре<”’р'
чаниках как обломочный материал. На стадиях диагенетичес нараст;,‘ ‘
зования первичного материала осадков образуется альбит, оН
ГЛАВА 18. КАРКАСНЫЕ АЛЮМОСИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ 287
й пих прозрачных бесцветных каемок на обломочные зерна поле-
те тонча таКЖе метасоматически замещает детритовый материал. Из-
ianaT°^ замещения альбитом вещества раковин брахиопод. Альбит об-
ЛстеН слУ4 с анальцимом при подводных диагенетических преобразо-
^сгся вмее,с
Р83- . туфов.
в8*”' ' ия Характерными продуктами гидротермального изменения пла-
И-'!ене яъЛЯК([ся мусковит (серицит), скаполит, эпидот и др. (см. табл. 32).
(цокяазоа вании плагиоклазы замещаются каолинитом.
При выв ское применение. Из всех плагиоклазов широкое применение на-
брадор- Он используется как облицовочный камень.
Другие минералы
Данбурит Ca(B2Si2O8). По составу данбурит является аналогом анортита, в
котором вместо алюминия в тетраэдрах размещен бор. В кристаллической струк-
туре так же, как и в полевых шпатах, имеются четверки тетраэдров, из кото-
рых собрана вся структура. Образует удлиненно-призматические кристаллы
ромбической сингонии с грубой штриховкой вдоль их удлинения. Бесцвет-
ный, иногда винно-желтый, прозрачный. Твердость 7—7,5. Блеск стеклян-
ный. Встречается редко в некоторых скарнах, гранитных пегматитах и в соста-
ве ангидритовых осадочных толщ. Является компонентом промышленных руд
бора.
Лейцит K(AJSi2O6). Лейцит образует кристаллы (нередко идеально разви-
тые) в виде тетрагон-триоктаэдров. Они состоят из тончайших сдвойникован-
ных пластинок тетрагональной сингонии, возникших при распаде первичного
кристалла. Эти кристаллы встречаются в виде порфировых вкрапленников в
гатых калием основных лавах действующих и древних вулканов, некоторых
ковых горных породах, алмазоносных лампроитах. Они полупрозрачные,
Ш’етные, со стеклянным блеском.
взаимо °СТывании расплава в особых условиях может происходить реакция
сЬ|с д леисТвия дейцита с магмой, при этом его кристаллы замещаются сме-
'""•'ваю ^а3 ~ ,,еФелина и калиевого полевого шпата. Такие псевдоморфозы
в ПсевД°лейцитом. Под воздействием остаточных щелочных раство-
а*^егато^аСТЬ1Би1е® Горной породе кристаллы лейцита нередко замещаются
' "’т эци МикР°к-Г1ина, мусковита, цеолитов и др. Эти псевдоморфозы назы-
"•|ч1мЛеИЦИТ0М‘ Нак°нец, при выветривании лейцит легко замещается
. затем каолинитом, облагораживая почвы удаляющимся из него
"е|1ндЗНа^1СИ по Ф°Рме кристаллов и приуроченности к эффузивам.
j1 ' 'Иц асс°пиация лейцит + кварц, так как при их реакции образуется
'"'Разуд/^А^ОД точнее Na3K(AlSiO4)4. Специфический главный по-
' 1'Кам д Ий минерал щелочных горных пород. Определяется по трем
К” |,азруц.О пеРВЬ1Х’ на поверхностях выветривания на месте нефелина (он
ается) образуются углубления, каверны по форме его зерен, сам
288 ГЛАВА 18. КАРКАСНЫЕ АЛЮМОСИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ
нефелин чуть покрыт пленкой порошковатых масс вторичных м
вторых, в свежих сколах он имеет особенный мясо-красный ^мерад^
жирный блеск (его так и называют — мясной, жирный камень) Hb)ii UBer и
спайности. В-третьих, вместе с нефелином часто (но не обязател’ И ? Нем Нет
ются яркие, хорошо приметные минералы — сахаровидный апатит ’ ВСТреча-
малиново-красный эвдиалит, коричневые титанит и астрофиллит ч’
деления нефелина бесформенные, но в некоторых щелочных эфд ₽11аИвЬ1-
сиенитах можно обнаружить его хорошие кристаллы четырех- и ,!ах 11 в
него сечения. eL 1иУюль.
Нефелин — главный минерал нефелиновых сиенитов, иолитов и их
титов, используется как руда на алюминий. Его легко поначалч пегма'
кварцем. Последний тверже, не выветривается, не бывает вместе с эвли-
том. Нефелин и кварц — минералы-антагонисты, где есть один, другою бы"
не может. Это объясняют такой условной схемой реакции: нефелин + kkidi -
альбит, или Na(AiSiO4) + 2SiO2 = Na(AlSi3Og). *“
Иногда нефелин путают с зеленым полевым шпатом, они отличаются по
спайности.
Скаполит. Скаполит — это серия минералов сложного состава. Упро-
щая, их можно трактовать как минералы непрерывного изоморфного ряда
Na4(AlSi3Og)3Cl-Ca4(Al2Si2Og)3(CO3). По составу они как бы аналоги плагио-
клазов с дополнительными анионами С1" и (СО3)2 , несколько сходны и их
кристаллические структуры — у скаполитов тоже четверные кольца тетраэд-
ров собраны в каркас с полостями двух типов (рис. 152). Кристаллы тетраго-
нально-призматические, шестоватые, столбчатые (отсюда происходит и на-
звание «скаполит» — столбчатый камень). Цвет белый, зеленоватый, салат-
ный, розовый. Блеск стеклянный. Плохая спайность вдоль удлинения под
углом 90°. Образуется в скарнах за счет изменения плагиоклазов, в мегамор
фических горных породах, обогащенных кальцием.
ГЛАВА 18. КАРКАСНЫЕ АЛЮМОСИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ 289
иит №бСа2(А18Ю4)6(СОз)2 -ЗН2О. Минерал щелочных (нефелино-
вых пород и щелочных пегматитов, часто дает полные и частичные
рЬ1х) г0рН2д^озь1 по нефелину, но может кристаллизоваться и независимо от
. .ч’РЗ°м°Р<дег длиннопризматические выделения с явной спайностью по гек-
О®3.' прИЗМе. Цвет молочно-белый, розовато-белый, желто-коричне-
сагональН° на спайности стеклянный, в агрегатах жирный. На поверхности
вЬ1й. ^леС11оИВается, покрываясь порошковатыми пленками вторичных мине-
(1еП<оВ^т нефелина отличается по своей отчетливой спайности, от полевого
Р3*®’ __ТПО углу спайности.
Ш г ялит 1Ча8(А18Ю4)бС12. Минерал образует серо-синие, чернильно-синие
и жилки в нефелиновых сиенитах. Является в них вторичным мине-
Г‘гЛазурит Na6Ca2(AlSiO4)6(SO4, S2)2. Встречается лазурит в виде густо-синих,
щурно-синих пятен, гнезд, жилок, вкраплений в мраморах. Образуется в ме-
таморфических горных породах как реакционный минерал по контакту мра-
моров с жилами гранитных пегматитов. Используется как декоративный ка-
мень и для изготовления синей краски.
Цеолиты. К семейству цеолитов относятся минералы нескольких групп.
Формулы даны в табл. 6, № 268 — 274. Эти каркасные алюмосиликаты (их
около 40) характеризуются особо «рыхлой» структурой — до 50 % ее объема
занято большими полостями и «каналами». Они заселены крупными катиона-
ми (Са, Na, К), способными к ионному обмену с окружающими растворами,
и молекулами воды. Вода кристаллизационная, но в цеолитах, в отличие от
кристаллогидратов с плотной кристаллической структурой, она может удалять-
ся из полостей без нарушения каркасного остова структуры цеолитов. Эго
происходит при медленном нагревании минералов или при их выветривании в
*арком сухом климате. При смене условий вода может вновь поглотиться ми-
нералом. За свои особые свойства эта разновидность кристаллизационной
0^1,1 получила название цеолитной. Обезвоженные цеолиты подобно губке
ни ‘"*“°т высокой сорбционной способностью. Они используются для очист-
°ргХМвой В0ДЬ| и понижения жесткости технических вод, для разделения
По/ 1,еских м°лекул в химическом производстве как молекулярные сита,
разммолекулы одного размера и не пропускающие молекулы другого
пРимеи’ Одьшего’ чем пустоты в минерале (рис. 153). Обезвоженные цеолиты
133:1 г ‘rJ010” также Для отгонки азота от кислорода, для очистки природного
Ми к.цалД его транспортировкой по газопроводам. Они являются прекрасны-
кор 1за,оРами в ряде химических производств и используются как добав-
Иеоли У Животных для лучшего усвоения и переваривания пиши.
^Рм । |Ь 1 — низкотемпературные минералы. Они образуются либо гидро-
)ро м путем (например, за счет переработки нефелина в щелочных гор-
11Т: , х или отложения из растворов в пустотах, миндалинах базальтовых
Hi. лав), либо IT V'/'XTTO пттлгдчапп ГТ гчоп nzxTrt тт тх/ тч/zkz-тт-от тттп non nntTI It IV ГАГТ-
, лав), либо в ходе диагенеза в осадочных, туфогенно-осадочных гор
”Р°дах и туфах (как продукт разложения полевых шпатов, вулкан
СТекла и как цемент), либо в почвах.
/“1ты легко узнаются в щелочных горных породах, базальтах в' ^тотах
И,1а*, где они обычно образуют крупные выделения - одиночные
290 ГЛАВА 18. КАРКАСНЫЕ АЛЮМОСИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ
Рис. 153. Схема строения каналов в структуре цеолитов (а, б)
кристаллы, их щетки, радиально-лучистые, пластинчатые агрегаты. Все о»
в чистом виде белые, со стеклянным блеском, легкие (плотность 2,1 —2,2 г/с
не очень твердые (3,5 — 5). Из них стильбит характеризуется Ра^,цеп‘пеН()СТЬЮ
пластинчатыми кристаллами (рис. 54 цв. вкл.) с совершенной еПа” )Ь|М
по таблитчатости, их плотными щетковидными агрегатами, перлам? кие
блеском на плоскостях спайности. У натролита кристаллы призма
(квадратного сечения), шестоватые, с совершенной спайность10 х пОд
линения (по двум ромбическим призмам, т.е. в четырех направ крцс-
углом около 45°), обычны сноповидные, радиально-лучистые ср<3 р фор-
таллов. Анальцим характеризуется идеально развитыми крист крцс> '
ме тетра гон-триоктаэдров. Шабазит легко запоминается по фор ^р0>ц«
лов — это как бы чуть сдавленные по одной из осей «кУ
эдры). наваемы-
В осадочных горных породах, туфах, почвах цеолиты неуз 1Х чя1
из-за своей тонкой зернистости они неотличимы от других со ^я 11
этих горных пород и имеют окраску, общую с горной п°Род0110^еНно 11е1’
мышленных целей важны именно эти цеолиты, среди них ос гОрЯдя °
скопления клиноптилолита. Разрабатывается и используется вся
ГЛАВА 18. КАРКАСНЫЕ АЛЮМОСИЛИКАТЫ И ИХ АНАЛОГИ 291
пая цеолитом. В осадочных горных породах также широко рас-
_ ломонтит и филлипсит, последний характерен для океанических
к-s-Хранены лом
1Ков- Cs(AISi2O<>) • лН2О. Занимает особое генетическое положение по
1ХПо^,1И,к другим цеолитам. Это очень редкий специфический минерал
(|ТЯо1ЛенИ,° 1Х гранитных пегматитов, которые легко узнаются по присут-
' ''МеН их розового турмалина (рубеллита) и розовых литиевых слюд (лепи-
t ю в них ) ПОЛЛуцИТ малоприметен, очень похож на кварц, но не-
д,"'1Га И сличается от него окраской, белесо-серой, как у разбавленного во-
(колько отличается от кварца несколько большей плотностью. Являет-
ся молока, vn
Грудой на цезий.
ГЛАВА 19
СОЛИ КИСЛОРОДНЫХ КИСЛОТ
Для большей простоты изложения материала в этой главе объединены
нералы, которые могут быть названы природными солями кислородных МИ'
лот. Например, минерал барит Ba(SO4) является по своей химической cv'C
ности солью серной кислоты, с точки зрения химика — это природный сеп
нокислый барий.
Общие сведения
Здесь будут охарактеризованы карбонаты, бораты, фосфаты, арсенаты, суль-
фаты, вольфраматы, хроматы, нитраты. Для всех этих соединений характерно
наличие в их структуре комплексных анионов с ковалентной связью внутри
аниона по донорно-акцепторному механизму. Классическими примерами та-
ких анионов являются группы (СО3)2-, (РО4)3~, (ВО3)3-. Они участвуют в струк-
турах минералов как самостоятельные компактные группировки атомов. В фор-
мулах этих минералов кислотные радикалы (комплексные ионы) выделяю!
скобками: Са(СО3) (кальцит и арагонит), Mg3(BO3)2 (котоит), Се(РО4) (мона-
цит), Co3(AsO4)2 • 8Н2О (эритрин), Ba(SO4) (барит), Ca(WO4) (шеелит), РЬ(СгО4)
(крокоит), K(NO3) (калиевая селитра).
Ортосиликаты и метасиликаты имеют формулы, подобные приведенным
выше. По написанию формул их можно тоже условно считать солями гип°тс
тических природных кремниевых кислот H|SiO4H H2Si2O6. По сущности они
имеют совершенно иную кристаллохимическую природу и описаны вы
среди силикатов. , а10ттр«
Как и в химии, среди природных солей кислородных кислот аПрцмсР
типа соединений. Во-первых, это кислые соли (с ионами водорода), рр.
Са(НРО4) — монетит. Возможно иное написание формулы — Са( з ^а^о4).
вторых, это средние (нормальные) соли — кальцит Са(СО3), анЫШР _
В-третьих, это основные соли (с ионами гидроксила) — малахит Си2( С11льн‘’**
апатит состава Са5(РО4)3(ОН). В некоторых из них вместо 1 иДР и апат,,г‘’
группы может присутствовать анион F-, СГ, О2-. Например, в сер OLnop'
имеются минералы состава Ca5(PO4)3F и Са5(РО4)3С1. В минерал
ные соли называются солями с дополнительными анионами. ge3 цдн
Кроме того, те же соли могут быть безводными и водными, г”
молекулами кристаллизационной воды. Примеры водных
ГЛАВА 19. СОЛИ КИСЛОРОДНЫХ КИСЛОТ 293
И О эритрин Co3(AsO4)2- 8Н2О. В минералогии их называют крис-
faiSO-*)таМи. Такие соединения наиболее часто образуются, когда в мине-
* ,,гпЛРа есора3мерные друг с другом структурные частицы. В эритрине это
* Ч°ЛЯТ атомы металла (радиус Со2* примерно 0,070 нм, по Шеннону и
^..-‘ьКие крупные анионные группировки (AsO4)3‘ (условный радиус со-
ЛрЮйТУ) *' мерно 0,3 нм). Молекулы кристаллизационной воды гидратиру-
ст.1,:1Я„ет Д так образуется крупный комплексный катион (Со2+-4Н2О)2*, со-
101 ' ^й с анионом. Поэтому формулу минерала можно написать так:
^'1h%(AsO4)2.
(Со? ° - как и в общей химии, минералы могут быть простыми, двойны-
На^оЖНыми солями. Простые соли — это, например, магнезит Mg(CO3)
И пит Са(СО3). Двойная соль — доломит CaMg(CO3)2, в ней кальций
И магний занимают в структуре вещества свои самостоятельные и неравно-
И чине позиции. Двойной (и основной в то же время) солью является, на-
* алунит KA13(SO4)2(OH)6. Сложной солью является полигалит
K2MgCa2(SO4)4- 2Н2О.
Фосфаты, арсенаты, ванадаты
в кристаллических структурах минералов этого класса присутствуют тетра-
эдры - сложные анионы (РО4)3’, (AsO4)3 , (VO4)3-. Кроме того, у ванадатов
известны анионы (VO5)5 , (VO6)7-, (V2O8)6’ и более сложные. Во многих мине-
ралах присутствуют дополнительно ОН , F , С1, а также молекулы кристалли
заиионной воды. Из катионов наиболее представлены Са, Al, Fe^Cu, Со, 1,
в храповые слюдки входит катион шестивалентного урана (UO2) +-
Общее число фосфатов — более 400, арсенатов — более 250, ванадатов
около 100, в сумме — более 800, т.е. по числу минеральных видов они зани-
маю । второе после силикатов место. Однако по роли в составе земной коры
фосраты и их аналоги принадлежат к довольно редким минералам.
Примечательно другое — многие фосфаты являются биогенными минера-
лами и входят в ткани человека и животных (табл. 33).
Монацит Се(РО4). Помимо церия в минерал входят и другие редкоземель-
Ь1с элементы. Устанавливаются изоморфные примеси тория (изоморфизм
™ схемам Се3* + Се3* <- Са2+ + Th4+ и Се3* + Р5* <- Th4* + Si4*) в количестве до
»ес. % ThO2, урана (до 7 вес. % UO2) и др.
Нь стРечается в толстотаблитчатых и изометрических коричневых одиноч-
но 0ГСдкИх кристаллах в гранитных пегматитах. Здесь они похожи на гранат,
Ви Личаются наличием спайности и меньшей твердостью (5,5). Монацит в
ОДИНО1,НЬ1Х зерен и кристаллов отмечен в грейзенах и гнейсах. Наиболь-
^"^трации образует в россыпях (речных и морских), где наблюдается
На тог.е В ВИлс мельчайших коричневых зерен. Отсюда он добывается как руда
и перий.
бе. 1|И?ТИм Т(РО4). В качестве примесей в минерале присутствуют Th, Zr,
hi ,, ингония тетрагональная. Встречается в призматических кристаллах,
’’бразует сростки с цирконом. Желтый, красный, коричневый, иногда
294 ГЛАВА 19. СОЛИ КИСЛОРОДНЫХ кислот
Таблица 33. Фосфаты в тканях человека (по Le Geros""19g4) ""—
Вещество Формула
Аналог апатита (Са, Na, Sr, РЬ, К)|(|(РО4, СО3ОН)6(ОН2- иН2О) Эмаль, ден^Гк^~27^^ слюнных желез, зубной! вые камни, обызвествлен^ е' ких тканей в опухолях и
Аналог витлокита Са3(РО4)2 Камни слюнных желез и зуб ' обызвествление легких и X, ' тканей при туберкулезе, xS в межпозвонковых дисках nZ, хее 1
Октафосфат кальция CagH2(PO4)6- 5Н2О Зубной и мочевыекамни
Аналог брушита СаНРО4-2Н2О Зубной камень, затвердения в костях старых людей, окостене- лых хрящах
Пирофосфат кальция Са2(Р2О7) 2Н2О Больные суставы при подагре
Аналог струвита Mg(NH4)(PO4) • 6Н2О Мочевые камни
Аналог ньюберита MgHPO4-3H2O Мочевые камни
Аморфный фосфат кальция Переменный состав Невнутренние обызвествления, клапаны в аорте
зеленоватый. Часто радиоактивен. Акцессорный минерал в кислых и щелоч-
ных породах и их пегматитах; накапливается в россыпях. Источник редкозс
мельных элементов и иттрия. г ОН>
Группа апатита. В группу входят минералы серии апатита: апатит -(
с формулой Са5(РО4)3(ОН), апатит -(CaF) с составом Ca5(PO4)3F, п
~(СаС1) с формулой Са5(РО4)3С1 и др., и изоструктурные с ними . ц
РЬ5(РО4)3С1, ванадинит Pb5(VO4)3Cl и миметезит (миметит) Се2О.’>
В апатитах отмечаются примеси Sr (до 44 вес. % SrO), Се (до 12 вес. ®ecUBCT.
и др. Сингония гексагональная. Часто образует хорошо ограненные 1|2
ные, зеленые, голубые к 1>р,.
призматического облика т£ьгтон
пинакоида по концам к
(рис. 154). Встречается В ф..,
новатых, бесцветных, г
2 см
а в мР3*1'1'
Рис. 154. Кристаллы апати
ГЛАВА 19. СОЛИ КИСЛОРОДНЫХ КИСЛОТ 295
* иных и полупрозрачных зерен. Блеск от стеклянного до жирного.
Н^- ^эталонная — 5.
ТвеГ!,к являются широко распространенными минералами, обнаружива-
I дцатитЫ всех т11пах горных пород и месторождений, но в виде одиноч-
П°ЧТяллов и зерен, обычно очень мелких (1—2 мм). Наиболее крупные
|tbi\ н1|,с ные кристаллы наблюдаются в гранитных пегматитах, в мраморах,
и с°ве,? ического значения они не имеют — их слишком мало.
но пРаКТ 1ыШленных концентрациях апатит встречается в щелочных (с нефе-
В Посадочных и метаморфических горных породах. В щелочных горных
шномь образует частую вкрапленность зерен и их почти сплошные жил-
',0Л си I гнезда, мощные и протяженные залежи, где содержание апатита
кН ЛИНЯ»» *
достигает 80 об. %.
В месторождениях в осадочных горных породах апатит слагает конкре-
ции тонкоигольчатого строения, желваки, почки. Такие горные породы на-
чваются фосфоритами, их генезис химический, биогенный или биохими-
ческий- Другой вид фосфоритов — осадочные породы с многочисленными
обломками ракушек, костей и другими органическими остатками, сложен-
ными апатитом. Биогенный исходный фосфат в них имеет состав, близкий
кСаЛРО4)2(СО3ОН))(ОН)2. В виде мельчайших кристаллов, обволакиваемых
белковым веществом, он слагает волокна твердых тканей костей. В ходе пре-
! образований первичного материала костей и раковин образуется в зернистый
агрегат апатита, а органическая составляющая твердых тканей исчезает. Но
бывают случаи, когда она надолго остается в составе фосфорита. Наконец,
имеются карстовые фосфориты — это натечные, фарфоровидные массы, об-
разующиеся химическим путем в поверхностных условиях. Во всех фосфори-
1 в апатит представлен своей разновидностью с гидроксилом, с крайне незна-
ипельными другими примесями.
Месторождения апатита в метаморфических горных породах — это пласты
доломитов с апатитом среди гнейсов и кристаллических сланцев.
в0 патит используется для получения ортофосфорной кислоты для произ-
тва суперфосфата, фосфора и других химических веществ.
р1' ет₽0МО₽ФиТ РЬ5<РО4>зСХ Минерал зоны окисления галенитовых руд. Об-
। кристаллические корочки, мелкозернистые массы. Кристаллы апатито-
1, in - Ые‘ ^вет зеленый разных оттенков, иногда желтый, фиолетово-бурый,
алмазный.
е,,'! •нк^ТеЗИТ <миметит) Pb5(AsO4)3CI. Встречается в виде призматических,
1 час ДНых и игольчатых кристаллов, образует друзы, корочки, натеч-
' "ыи Ы’ ПОчк°видные агрегаты. Окраска желтая, буро-зеленая. Блеск ал-
в ione ’ *иРНь|й- Характерен чесночный запах при нагревании. Встречается
Ванад Исления-
1,1 ri’vible ИТ ^(VO^G. Образует призматические до игольчатых кристал-
’ 1евИднПРИЗМЫ (Футляровидные скелетные кристаллы) и их сростки, а также
’'Краем ~ Почковилные, шестоватые и волокнистые агрегаты, корки. Руби-
г> ' :"”го рИ’ °Ранжево-кРасный, коричневый, желтый, бледно-смолистый до
""'РфиТо^СТречается в зоне окисления свинцовых руд в ассоциации с пи-
вульфенитом и другими минералами.
296 ГЛАВА 19. СОЛИ КИСЛОРОДНЫХ кислот
Группа вивианита. В группе объединены три гипергенных мине
анит Fe3(PO4)2- 8Н2О, эритрин Co3(AsO4)2- 8Н2О, аннабергит Ni JS? " вивк
Вивианит обычно образуется в торфяниках, озерных органом
отложениях (сапропелях), в болотных и озерных бурых железняк ИНеральнЫх
руется в ранние этапы диагенеза первичных осадков в восстанови И ^°РМи-
становке. Он также встречается в пустотах захороненных ракушекЛЬН°Й
это землистые порошковатые массы голубовато-синего цвета, реже*^
чатые кристаллы с хорошей спайностью и перламутровым блеском" Та6л,гг'
радиально-лучистые сростки таких кристаллов. В свежеизвлеченном Э Гак*е
нии он бесцветный, а в атмосферных условиях быстро, на глазах иСОС10я'
окраску на голубую, синюю, бурую, коричневую, черную за счет постеш^^1
го окисления железа. СНно*
Эритрин образуется в зоне окисления скуттерудита и других минет
кобальт-мышьяковых руд в виде порошковатых налетов и масс ярко-розон0°о
цвета. Иногда отмечаются его лучистые кристаллы и их сноповидные сростки
Яркая окраска эритрина является хорошим поисковым признаком на место-
рождения кобальт-мышьяковых руд и урановых с кобальтом и мышьяком р\д
Аннабергит встречается в зоне окисления никелина и других минералов
никель-мышьяковых руд в виде ярко-зеленых налетов, пленок. Ярким зеле-
ный цвет аннабергита является хорошим поисковым признаком на арсениды
никеля.
Скородит Fe(AsO4) 2HZO. Встречается в виде дипирамидальных, призма-
тических кристаллов, в плотных массах, натечных и порошковатых агрегатах.
Цвет зеленовато-белый, зеленый, бурый от включений гидроксидов железа,
буровато-красный. Развивается в зоне окисления по арсенопириту.
Урановые слюдки. Это минералы торбернит Cu(UO2)2(PO4)2-8H2O, отопит
Ca(UO2)2(PO4)2-8Н2О, карнотит K2(UO2)2(VO4)2-ЗН2О, тюямунит CaflJO?)?*
x(VO4)2-8Н2О и др. Образуются в зоне окисления урановых месторождении»
виде землистых, порошковатых масс или хороших пластинчатых сл,одО,ч’^е_
ных кристаллов. Характерны яркие окраски (желтая, желтовато-зеленая^
ная), слюдоподобная спайность и перламутровый блеск на ней. Сильно
диоактивны. массы.
Бирюза СпА16(РО4)4(ОН)8 4Н2О. Образует скрытокристаллические^^^
тонкозернистые, гроздевидные и массивные агрегаты; корочки, воС-
вкрапленность, прожилки. Голубой, голубовато-зеленый, зеленый. нерал:
ковой. Излом раковистый. Твердость 5—6. Хрупкая. Гипергенныидуется
иногда образуется за счет ископаемых костей и зубов животных.
как ювелирный камень.
Сульфаты о
Сульфаты являются природными солями серной кислоты. Йзве ,(1,.
300 таких минералов. Самыми распространенными являются г ’
барит, тенардит, мирабилит. Почти все сульфаты — это экзогенн
исключение составляют барит, алунит и некоторые другие.
ГЛАВА 19. СОЛИ КИСЛОРОДНЫХ КИСЛОТ 297
Рис. 155. Форма кристаллов барита
барита. В группу барита вхо-
ГрУ1,па „структурных минерала — ба-
) Целестин Sr(SO4) и англе-
р«т Ва ?о V Кристаллы барита и целес-
Зцт р ^^бо-призматического облика
гина или таблитчатые, часто про-
(рис- 1 цдет белый, желтый, коричне-
:1'Ч,(1Ыт включений лимонита), голубой.
1,1,111 ° стеклянный, жирный. Хорошо
^ша (по трещинкам и ступенчатым
^дам) совершенная спайность в трех
Направлениях (по двум граням призмы
"пинакоиду)- Твердость у барита и це-
лестина 3-3,5, у англезита 2,5—3. Вы-
сокая плотность: у барита около 4,5, у целестина около 4, у англезита около
6,2 г/см3.
Кроме одиночных кристаллов барит и целестин встречаются в щетках, дру-
зах и зернистых массах. Барит образуется в гидротермальных средне- и низко-
температурных месторождениях, целестин встречается в виде секреций в оса-
дочных горных породах.
Барит и целестин узнаются по высокой плотности, спайности. Друг от дру-
га отличаются по условиям нахождения в природе.
Барит используется для изготовления красок, в химической, резиновой,
бумажной промышленности, для утяжеления бурового раствора с целью уве-
личения его давления на нефтегазоносные пласты и затруднения выбросов
нефти и газа при бурении скважин. Целестин применяется при производстве
сахара, в пиротехнике, химической промышленности и фармацевтике.
Англезит — распространенный продукт окисления галенита. Образует плот-
“bie зернистые и натечные агрегаты, друзы, кристаллические корки. Кристаллы
зматически-таблитчатые. Бесцветный, белый, серый.
НВДРИТ Ca(SO4). Типичный минерал хемогенньгх осадков (эвапоритов).
ине Т* в ТОлц1е осадочных горных пород зернистые сплошные мраморовид-
(иног^° Не ^^^ющие от соляной кислоты) прослои разной мощности
TtpM а До * ООО м). ассоциирует в них с гипсом. Обнаружен во многих гидро-
1сРУпнь',1Ь1Х сРелнетемпературных месторождениях сульфидных руд в виде
Нос1ЬК)Х Зерен и кристаллов белого, серого, сиреневого цвета с хорошей спай-
Нек "°,Трем взаимно-перпендикулярным пинакоидам. Также обнаружен в
roi°miei Метам°Рфических горных породах. Используется как сырье для из-
*ипс с" Цемента и как поделочный камень.
Образует уплощенные и призматические кристаллы
**иКц, так Женн°й моноклинной сингонии. Часты и характерны по виду двой-
П₽0,Рачн Назь,ваемые ласточкины хвосты (рис. 156). Кристаллы бесцветные,
’1ич.ц он е' ^леск стеклянный и перламутровый. Совершенная спайность по
П|,|||'"1но“ ^*0) (Рис. (57), благодаря этому кристаллы легко подвергаются
'-'"Ро? Пластической деформации (рис. 56 цв. вкл.). В агрегатах белый,
“Рачный, непрозрачный. Твердость в кристаллах 1,5—2.
298 ГЛАВА 19. СОЛИ КИСЛОРОДНЫХ кислот
Гипс образуется как низкотемператуп
ротермальный минерал, кристаллизует на-
земных вод в песчаниках (рис. 55 Ся Из под.
глинах, но чаще всего выпадает в ВИДеВ‘ В’С|’) «
мических осадков на дне усыхаии^ ГЦДрохи-
(пластов, чередующихся со слоями анги?0^’0®
каменной соли). По мере пересыщения п?И'й 11
сначала осаждается гипс, затем ангидрит UB°Pa
галит. Осадочные гипсы - это мелкозернис^
массивные горные породы. В них и 'Ые
к в ходе пере-
кристаллизации образуются жилы, гнезда жео
хороших кристаллов гипса и его жилки’ парад'
лельно-волокнистого строения. Гипс может вы-
растать и на поверхности усыхающих, растрес-
кивающихся глин в виде хорошо оформленных
Рис. 156. Двойник гипса («лас- кристаллов (их можно собирать как грибы), при
точкин хвост») своем росте они отталкиваются, приподнимают
глину, а сами вырастают чистыми. Гипс исполь-
зуется для производства цемента, в медицине, как скульптурный камень (але-
бастр). Легко узнаётся по форме кристаллов и их двойников, спайности, мяг-
кости.
Мирабилит Na2(SO4) ЮН2О. Типичный минерал в составе осадков, выпа-
дающих зимой из усыхающих морских лагун и озер и вновь частично раство-
ряющийся летом. Образует землистые, порошковатые массы, начеты слабого
горько-соленого вкуса, бесцветные, желтоватые, зеленоватые. Легкий — удель-
ный вес около 1,5 г/см3.
Алунит KA13(SO4)2(OH)6. Встречается как продукт гидротермальной пере-
работки кислых эффузивов. Его образование объясняют воздействием на эф
ГЛАВА 19. СОЛИ КИСЛОРОДНЫХ КИСЛОТ 299
цдротермальных сернокислых растворов. Полевые шпаты, например,
ПеР 3K(AlSi3O8) + 2SO42- + 6Н+ = KA13(SO4)2(OH)6 + 9SiO2 + 2К+
встречается в виде сплошных плотных халцедоновидных масс пес-
(Желтые, бежевые пятна алунита в буро-красной массе других
тр°‘' °ов) рыхлых гипсоподобных масс, замещающих эффузивы. Твердость
МЙНе₽ егатов разная — от 7 до 3. Разрабатывается как алюминиевая руда и
^попутного получения поташа.
^Япозит KFe3(SO4)2(OH)6. Минерал зоны окисления сульфидов железа,
чается в сплошных, порошковатых, зернистых массах охристо-желтого
ВС та На ошупь более жирный, чем лимонит, в этом его отличие.
Хроматы, вольфраматы и молибдаты
К этим классам относится около 65 минералов. Среди этих минералов
(хроматы, вольфраматы и молибдаты) в их структуре есть типичные соли с
тетраэдрами (CrO4)2-, (WO4)2 (рис. 158) и (МоО4)2-. Главные из них относят-
ся к группе шеелита: это сам шеелит Ca(WO4), вульфенит РЬ(МоО4) и повел-
лит Са(МоО4).
Крокоит РЬ(СгО4). Крокоит образуется в зоне окисления свинцовых руд,
извлекая хром из вмешаюших руду горных пород, встречается в виде сверка-
ющих алмазным блеском ярких оранжево-красных призматических кристал-
лов с продольной штриховкой, а также в виде примазок по трещинкам в рудах
и окружающих горных породах.
Рис. 158. Структура шеелита
300 ГЛАВА 19. СОЛИ КИСЛОРОДНЫХ кислот
Шеелит Ca(WO4). В минерале отмечается изоморфная прим
гония тетрагональная, кристаллы дипирамидального облика, окг>СЬ сив
неправильные выделения в кварце, кальците, диопсиде. Цвет бельг^ 3еРНа
желтый, зеленоватый. Блеск жирный. Твердость 4,5. Спайность е И’ Крек’°во
но заметна плохо. Большая плотность — около 6 г/см3. ’Но
Минерал образуется в высокотемпературных кварцевых жилах
Разрабатывается как руда на вольфрам. Узнаётся с трудом. Можно* СКарНа*-
кварцем по жирному блеску и цвету, но шеелит мягче и имеет спаГ СПутать с
кальцита отличается по жирному блеску, худшей спайности и отсут Н°СТЬ' 01
акции с соляной кислотой. Диагностировать шеелит помогает его^11*0
светиться в ультрафиолетовых лучах. CB0licib()
Вульфенит РЬ(МоО4). Характеризуется квадратными в сечении таб
чатыми кристаллами. Цвет оранжевый до желтого. Яркий блеск. Вуль<ЬЛИГ'
встречается в зоне окисления с другими вторичными минералами свин
особенно церусситом, ванадинитом и пироморфитом. Образует псевдомер
фозы по англезиту и церусситу. Второстепенный источник молибдена ₽
Повеллит Са(МоО4). Встречается в мелких таблитчатых и дипирамидаль-
ных кристаллах. Обычны псевдоморфозы по молибдениту. Цвет бледно-жел-
тый, серовато-белый, реже желтовато-зеленый. Блеск алмазный, жирный, в
землистых агрегатах тусклый, матовый. В ультрафиолетовых лучах люминес-
цирует кремовато-желтым до желтого цветом. Встречается в зоне окисления
молибденсодержаших месторождений.
Бораты
-г-
К классу боратов относится около 150 минералов разнообразной структ-
уры, но почти всегда сходного валового состава. Это главным образом кальци-
евые, магниевые, натриевые соли (кислые, средние; водные и безводные) р<"
личных борных кислот — Н3ВО3, НВО2, Н2В4О7. Бор (В5 = ^2^2р') — 031111
самых малых по размеру атомов, радиус иона В3 составляет всего лишь
0,2- КУ8 см (0,2А). В соответствии с соотношением его радиуса с радмуг
О2’ бор образует треугольные комплексы (ВО3)3, но при малом
высокой валентности также легко способен образовать тетраэдры 1 сИ.
По кристаллохимическим особенностям бораты во многом близки
ликатам, но в отличие от кремния у бора в боратах имеется не оаи^'теТра-
типа исходных комплексных анионов: треугольные группы собра3°'
эдры (ВО4)5'. В них кислород может замещаться гидроксилом О •
ванием треугольных комплексов (ВО2ОН)2‘ и тетраэдрических ( ’чь11ы'
(ВО2(ОН)2)3, (ВО(ОН)3)2 (примем в дальнейшем для обозначения гр йСуТСТво-
групп значок Д, для тетраэдров — В). Эти анионные группы могут ^рово*
вать в структурах боратов совместно с образованием их сложных Р
(рис. 159, 160). тьостровны^’
Структуры боратов подобно структурам силикатов могут быт раз
цепочечными, ленточными, кольцевыми, слоистыми и каркаснь
нообразие велико.
ГЛАВА 19. СОЛИ КИСЛОРОДНЫХ КИСЛОТ
301
ОН
Рис. 159. Островные (а) и кольцевые (6) анионные группировки в боратах
Иньоит
Са(В3О3(ОН)5)-4Н2О
Островные радикалы могут состоять, прежде всего, из одиночных треуголь-
ных групп (ВО3)3- (А), как в котоите Mg3(BO3)2 и сассолине Н3(ВО3), и оди-
ночных тетраэдров (ВО4)5“ О, как в синхалите MgAl(BO4) (формально, это
аналог форстерита). «Острова» могут состоять также из спаренных группиро-
вок 2Д и 2К. В ссайбелиите Mg2(B2O4(OH))(OH) «остров» 2Д состоит из
Кальциборит
са(В2О4)
а
Гвдроборацит
CaMg( В3О4(ОН)3)2 ЗН2О
Колеманит
Са(В3О4(ОН)3)5Н2О
(В4О6(ОН)2)2-
Кернит
Na2(B4O6(OH)2) ЗН2О
Рис.
б
Цепочечные (а) и ленточные (б) анионные группировки в боратах
302 ГЛАВА 19. СОЛИ КИСЛОРОДНЫХ кислот
(ВО3)3 и (ВО2(ОН))2, соединенных через обший кислород R
ся (В2О4(ОН))3-. Р Л ИТоге по^
Кольцевые радикалы состоят из тетраэдрических и треугольны
родных групп. В них внешние кислородные вершины обычно зам* б°Р0Кис’Ю-
ми (ОН)-. Здесь могут быть трехчленные кольца из двух тетраэ еНень* иоца.
треугольника (2S + Д), как в иньоите Са(В3О3(ОН)5) -4Н2О. Быва°В И
членные кольца из двух тетраэдров и двух треугольников (2К + 2д)°Т Че,Ь1Рех-
Na2(B4O5(OH)4) 8Н2О). Кольца могут состоять из двух треугольни “ бурс
тетраэдров (2Д + 3N), как в улексите CaNa2(B5O6(OH)6) 5Н2О) К°В и
Цепочечные радикалы собраны из треугольных групп (ВО3)3~ со
через общие кислороды. Такой радикал будет иметь формулу (В О V cT?11Ых
установлен в кальциборите Са(В2О4). 2 4
Ленточныерядикалымогутбытьразными. В колеманите Са(В3О4(ОН) ) sh
они состоят из двух тетраэдров (ВО3ОН)4 , (ВО2ОН)2)3 и треугольника (ВО ?
(2N + Д). Лента в керните Na2(B4O6(OH)2- ЗН2О) собрана из двух тетраэдров и
двух треугольников (2N + 2Д).
Листовые (или слоистые) радикалы состоят из четверок тетраэдров, связан-
ных через общие кислороды. Общая формула листа получается (В,О7)(ЗН). как
в йохачидолите СаД1(В3О7). Это редчайший минерал. Он включен в обзор
только из-за его структуры.
Каркасы в структуре боратов состоят из разных сочетаний п треугольни-
ков (ВО3)3- и m тетраэдров (ВО4)5-. В общем виде состав и заряд каркаса вы-
ражается формулой (B1J11BJ1vO2m+(3/2)n)m". Примером каркасных боратов явля-
ется борацит Mg3(B4B3O12)OCl.
Минералы бора чаще всего белые или бесцветные. Колеманит образует
шестоватые полупрозрачные кристаллы со спайностью вдоль удлинения и со
стеклянным блеском, гидроборацит обычен в виде радиально-лучистых агре-
гатов, улексит образует игольчатые массы. Прайсеит и ссайбелиит встречают-
ся в виде белых тонкозернистых плотных (прайсеит) или порошковатых (ссаи
белиит) агрегатов. Иньоит часто образует полупрозрачные ромбоэдрачсскпе
кристаллы, в изломе похожие на лимонную кислоту. Все эти минералы
но встречаются совместно. часТ0
Людвигит имеет черный цвет, образует радиально-лучистые агрегаты,
чуть припорошенные белым порошком вторичного ссайбелиита. атрИя "
В природе наиболее распространены бораты кальция, магния, обр1'
иньоит, ссайбелиит, колеманит, прайсеит, гидроборацит, улексит. иТ011уе)
зуются при усыхании озер и в лагунах как гидрохимические ^эва^°Р1(|| зн"
осадки в составе гипсоносных и ангидритовых толщ. При выветри
толщ, растворении и выносе из них каменной соли и гипса ми кромс
накапливаются и образуют промышленные месторождения. Изве и в
того, эндогенные минералы бора, образующиеся в скарнах (л
вулканических возгонах (сассолин). оимене,1,|е В
Бор, борная кислота и соли борных кислот находят широкое в и3г<”'”'
промышленности и сельском хозяйстве. Например, в медицине теЛЬ и*-’’1
ления моющих средств, как флюс, в ракетном топливе, как пог
ронов в атомных реакторах, и др.
ГЛАВА 19. СОЛИ КИСЛОРОЛНЫХ КИСЛОТ 3Q3
Карбонаты
адам класса карбонатов относятся соли угольной кислоты, чаще
К мИН сопи кальция, магния, натрия, меди. Всего в этом классе известно
всеГ° ЭГп минералов. Некоторые из них очень широко распространены в при-
2апример кальцит и доломит.
роДе’ н Лтурах всех карбонатов четко выделяется обособленный треугольный
В с,го )2-, известны также минералы с добавочными анионами ОН , F~,
раДи^ Особыми соединениями являются минералы смешанного состава (кар-
С1 ’ осульфаты, карбонатофосфаты), например тихит Na6Mg2(SO4)(CO3)4.
б0113,1 огие из широко распространенных карбонатов, в особенности же каль-
^агнезит, сидерит, доломит, имеют сходные черты морфологии кристал-
иЯТ’ сдцзкие физические свойства и встречаются в одинаковых агрегатах. По-
лоВ’ V бывает трудно, а порой невозможно различить их по внешним призна-
кам твердости, спайности. Издавна используется простой прием диагностики
карбонатов по характеру их реакции с соляной кислотой. Для этого наносят
каплю разбавленной кислоты (1:10) на зерно карбоната. Кальцит реагирует
активно, и капля раствора вскипает от выделяюшихся пузырьков СО2, доло-
мит реагирует слабо, только в порошке, а магнезит — при нагревании. На-
дежные результаты дают следующие лабораторные исследования: точное оп-
ределение их показателей преломления; проведение микрохимических реак-
ций на отполированных пластинках пород с реактивами, красящими разные
минералы в различные цвета; термический анализ (определение температу-
ры разложения минерала, у каждого карбоната она своя); рентгеновские ис-
следования.
Кальцит Са(СО3). Изоморфные при-
меси Mg, Fe, Мп. Поэтому более пол-
ная формула (Са, Mg, Мп)(СО3), -преде-
лы изоморфной смесимости видны на
Wc- 18. Сингония минерала тригональ-
Главные особенности кристалличес-
Дел1(СТруктУРЬ| можно изобразить на мо-
L к г-MWe Р°мбоэДРа — сжатого по оси
’Ране *1 ^ИС‘ 161)- В вершинах и центрах
ребе?1 разМс|11ается кальций, посередине
р^!<кад В Центре Ромбоэдра — плоские
Ровки 1,4 (СО3)2-. Все анионные группи-
4РУТу С)|1Ис,1тиР°ваны параллельно друг
ПИ|° ст° 1условливая резкую анизотро-
1(11 Мин ,°ения кристаллической решет-
^Р°ходяРаЛа и его оптических свойств.
4Ик>Ляр'|'1ерез такУЮ структуру перпен-
*1°J14Pii3v К °СИ ^3’ СВет максимально
Сра’>|(>Й еТСЯ и Распадается на два луча
6кГ>И(.1а СКоРостью их распространения
е и, значит, с разным показа-
с
Рис. 161. Схема структуры кальцита
304 ГЛАВА 19. СОЛИ КИСЛОРОДНЫХ кислот
телем преломления. По сравнению с другими минералами это с-
жено в кальците наиболее сильно, так что даже его тонкие цЛа
ливо раздваивают изображение. Но есть одно направление в r-C™H101
цита — его оптическая ось, вдоль которой не происходит ппойГЛ'
ломления. Это ось L3. Ног<
-°>ч
кристалл'^1-
Рис. 162. Кристаллы кальцита
глава 19. соли кислородных кислот 305
Рис. 163. Спайный выколок
кальцита
является магнезиальным.
встречается в друзах и одиночных
|4а.'1Ы1ИТ разН()й формы — ромбоэдрических,
^н^прических (рис. 57 цв. вкл.), призмати-
ск^ен0Э даСТинчатых и более сложных (рис. 162).
чесь"4- п в сплошных массивных зернистых
рн 1,,,ь1чевИДе зернистых прожилков, гнезд и отде-
на£саХЛформенных вкраплений. Кристаллы и зер-
*НЫХ ° ачные, полупрозрачные. Цвет белый, изред-
на "Г<оватый (от изоморфных примесей марганца),
» ^‘ветый (от изоморфных примесей стронция), а
10,1 загрязнении другими минералами — серый,
•• черный и т.п. Совершенная спайность в
^"'направлениях (по ромбоэдру, рис. 163). Блеск
стеклянный, матовый, иногда (на плоскостях спай-
^оспО перламутровый. Твердость эталонная — 3.
Главные массы кальцита образуются в извест-
няках хемогенным или биогенным путем. Иногда
хсмогснный кальцит, выпавший в теплых морях,
Нередко таким же высокомагнезиальным является вещество Са(СО3) в твер-
дой ткани некоторых организмов: при диагенетическом преобразовании и
эпигенезе оно превращается в магнезиальный кальцит. Как видно, кальцит в
известняках может быть разным по составу. При региональном метаморфизме
известняк превращается в мрамор. Кроме того, кальцит образуется в скарнах,
в средне- и низкотемпературных гидротермальных месторождениях.
Известняки и мраморы используются как строительный материал, для извест-
кования почв, получения извести, как статуарный камень. Прозрачные кристал-
лы кальцита (исландский шпат) являются ценнейшим оптическим сырьем.
Родохрозит Мп(СО3). Обычно встречается в зернистых массах и сфероли-
®^вых агрегатах, изредка — в ромбоэдрических кристаллах. Диагностируется
г нетло-розовому цвету, но нередко имеет белый, серый, зеленовато-серый
। и тогда трудно отличим от кальцита и доломита. Образуется как минерал
Дений^И* местоРожден1™ марганца и некоторых гидротермальных месторож-
Известны зональные родохрозитовые сталактиты (рис. 58 цв. вкл.).
•*ых агнезит Mg(CO3). Встречается в перекристаллизованных, переработан-
ного с дротеРмальными растворами доломитах в виде сплошных масс зернис-
и пр0"°ЖеНия с пятнистой бело-серой окраской. Также образуется в гнездах
Ти(.р о ИЛКах в серпентинитах в виде белых плотных фарфоровидных масс,
i iidcicJb ^спользуется как руда на магний и как огнеупорный материал.
Сцдеп ° ТрУдом- Нужен навык для верной диагностики.
Встречается в виде коричнево-бурых ромбоэдрических
и в °Рразньк) кристаллов с сильным стеклянным (металловидным) блес-
лецЛМде 3еРнистых масс в гидротермальных среднетемпературных место-
' ‘ ЬопгЛ' Основная масса сидерита образуется хемогенным путем в осадоч-
' °боа аХ’ На Стадиях позднего эпигенеза сидерит перекристаллизовывает-
1ч‘*чому ванием конкреций. Является рудой на железо. Легко узнаётся по
Цвету (но неокисленные зерна и кристаллы белые), плотности.
306 ГЛАВА 19. СОЛИ КИСЛОРОДНЫХ кислот
Смитсонит Zn(CO3). Вторичный минерал, продукт окисления —
вых руд. Встречается в натечных, почковидных землистых массах
таллах. Цвет белый, зеленоватый, бурый. ’ ^е>Ке в кР|)с
Доломит CaMg(CO3)2. Двойная соль кальция и магния с изомопл
месью железа в позициях магния, вплоть до образования минерал*0** *1ри-
CaFe(CO3)2. Структура доломита подобна структуре кальцита, в кот аН*ер,,та
пендикулярно оси с чередуются слои ионов Са и Mg. Встречается в °Р°** ,1Ср'
боэдрических, иногда искривленных кристаллов и сплошных зерни ВНЦе ₽°м'
Цвет белый, коричневато-серый, ржавый. Твердость 4. Спайность и б Ы* Масс‘
у кальцита. Леск’ как
Образуется в средне- и низкотемпературных гидротермальных местор
ниях, в осадочных толщах. В осадочных породах он является первичным*^
нералом лишь в редких случаях его кристаллизации из высокосоленых (б МИ
15 %) вод в лагунных водоемах. Чаше образуется за счет поздней эпигенепТ
ческой перекристаллизации магнезиального кальцита с распадом его на две
фазы — доломит и кальцит:
10(Ca0,8Mgo,2)(C03) = 2CaMg(CO3)2 + 6Са(СО3)
Узнаётся с трудом. Даже при большом навыке часто его невозможно визу-
ально отличить от кальцита, магнезита, сидерита. В этих случаях выполняют-
ся специальные лабораторные исследования.
Доломитовые породы используются как флюс, огнеупорный материал, стро-
ительный камень и в сельском хозяйстве для известкования кислых почв до-
ломитовой мукой.
4 Арагонит Са(СО3). Сингония минерала ромбическая. Одиночные кристал-
лы таблитчатые или призматические, но они почти всегда образуют тройни-
ковые сростки правильных шестиугольных очертаний с входящими углами и
свилями по стыкам кристаллов (рис. 164). Встречается также в виде оолитов
(гороховый, икряной камень), стеблевидных агрегатов (железные цветы), н
течных масс, в виде тончайших пластинок в составе перламутра. Цвет
желтовато-белый, серый. Блеск стеклянный, жирный. суЛЬ.
Образуется в отложениях минеральных источников, в зоне окисления^
филных руд и корах выветривания, в морских хемогенных осадках и кар мИ
пещерах. Наиболее часто связан с биог ^^цх
процессами и входит в состав PaKOpl’^,priaMyi-
моллюсков, костей ряда животных. кадь-
ре слои арагонита чередуются со слОЯХ[]ОЛииа-
цита и органического вещества — обы,|И°
Стронцианит Sr(CO3>- Кристалл
игольчатые, радиальные. Агрегаты ^eJ]Tbiii-
стые, зернистые. Цвет белый, 5еРЬ11^терма-1Ь'
зеленый. Низкотемпературный С
ный минерал, встречающийся в ас ^сТоЧнИк
баритом, целестином и кальнитом-
стронция.
Рис. 164. Тройник арагонита
ГЛАВА 19. СОЛИ КИСЛОРОДНЫХ кислот 307
ий используют в пиротехнике, а также при очищении сахара от ме-
СтРоН игОтовлении различных соединений стронция.
.^^В^СОз). Кристаллы всегда сдвойни кованы по {110}, образуя псев-
ритер нальНЫе бипирамиды. Бывает также гроздевидным, шаровидным,
догсКсаГ°1М иди зернистым. Цвет белый, серый; бесцветен. Витерит характе-
высокой плотностью. Встречается в гидротермальных жилах в ассо-
ризУетсЯ^ галеНИТОМ. Второстепенное сырье бария.
циа|1,,и т рь(СО3). Вторичный минерал, продукт окисления свинцовых руд.
ет тонкозернистые, плотные, тяжелые массы серого, полосчатого-серо-
O6p‘,33L а также встречается в виде отдельных кристаллов и их двойниковых
Г° ° ов' Кристаллы полупрозрачные, серовато-белые, с алмазным блеском на
^нях и жирным в изломе. Излом обычно неровный или раковистый. Руда на
свиней-
Малахит Си2(СО3)(ОН)2. Минерал зоны окисления халькопирита и других
сульфидов меди вблизи с мраморами. Образует натечные, почковидные, ради-
ально-лучистые, гроздевидные и более сложные агрегаты (рис. 59 цв. вкл.),
пленки, примазки по трещинам и в пустотах. Часто встречается в псевдомор-
фозах по самородной меди, куприту, азуриту. Цвет ярко-зеленый, в почковид-
ных массах характерно чередование более светлых и более темных зеленых зон
и голубых прослоев хризоколлы. Блеск стеклянный, матовый, шелковистый.
Используется как краска и как ценный (и теперь очень редкий) декоратив-
ный и поделочный камень. Входит в состав медных руд.
Азурит Си3(СО3)2(ОН)2. Встречается вместе с малахитом в виде зернистых,
кристаллических агрегатов (рис. 60 цв. вкл.) и потеков темно-синего и голу-
бого цвета. Используется как синяя краска. Является компонентом медных
РУД.
#"•
Нитраты
ест^ИнеРалы этого класса структурно родственны карбонатам, так как у них
(NO ,)Л°СКИе треугольные группы (NO3) , похожие на группы (СО()2. Группы
Нотц соелиняются с одновалентными катионами с образованием структур,
Рец ^Ь1е ПОдо®НЬ| структурам карбонатов. Так, нитратин Na(NO3) изострукту-
сти Каль|зитом и одинаков с ним по облику кристаллов и характеру спайно-
Ниграт есТе с тем в связи с меньшими зарядами катиона и анионной группы
с более Н Мягче кальцита и плавится при более низкой температуре, а в связи
се.ш ipa*1^^0^ агомной массой катиона имеет меньшую плотность. Калиевая
Po-.h)l является структурным аналогом арагонита. Нитратин имеет
л‘,тРой скую полиморфную модификацию, изоструктурную с калиевой се-
сКи\ ^Ри™11 ^a(NO3) (натриевая селитра). Редко встречается в ромбоэдриче-
'иыйСТаллах- Обычно образует массивные агрегаты и корки. Минерал бес-
l|(J х°Лоп ИЛИ белый’ красновато-коричневый, серый, желтый. Распознается
,ворЧеТсяЯщемУ вкусу и гигроскопичности. Поскольку нитратин хорошо рас-
в воде, его находят только в засушливых и пустынных районах.
308 ГЛАВА 19. СОЛИ КИСЛОРОДНЫХ кислот
В Чили он встречается на огромных площадях в виде пластов
щихся с песком, слоями галита, гипса и т.д. Нитраты используютс^6^1’’^
чатка и как удобрение. я Ка« вЗрЬ)6
Селитра K(NO3) (калиевая селитра). Обычно встречается в и
корочек или шелковистых игольчатых кристаллов. Цвет белый Ле*156
рима в воде. Характерен охлаждающий вкус. Негигроскопична Кал ° Раств°-
литру находят в виде тоненьких корочек, выцветов на поверхнос Иеву,°сс-
стен, камней и пр. Она входит как составная часть в некоторые поч По'<в,>|-
тности в рыхлые почвы известковых пещер. Не столь распростпан ’В Час'
натриевая селитра, однако иногда добывается в промышленном м Я’ Как
Используется как источник азотных соединений. Шта(*
ГЛАВА 20
ГАЛоГЕННЫЕ И ОРГАНИЧЕСКИЕ
СОЕДИНЕНИЯ
В главе объединены сведения о разных типах минералов — галогенных
и органических.
Общая характеристика галогенных соединений
К типу галогенных соединений относится более 150 минералов. Это соли
кислот HF, HQ, HBr, HI. Например, NaF (виллиомит), NaCl (галит), AgBr
(бромаргирит), Agl (иодаргирит). Состав этих веществ очень разнообразен.
Имеются двойные и тройные соли типа К2РЬС14 (псевдокотуннит) или
KlNaFcCl6 (риннеит). Бывают минералы-кристаллогидраты, например, такого
состава: MgCl2 6Н2О (бишофит), KMgCl3 6Н2О (карналлит). Особый тип со-
единений — это оксигалогенные и гидроксигалогенные вещества. Таковы ми-
нералы состава Си2С1(ОН)3 (атакамит), РЬС1(ОН) (лаурионит) и др.
в структурном отношении все минералы этого типа являются существенно
ионными соединениями и чаще всего кристаллизуются в кубической синго-
нии. Особо выделим структуры фторидов кремния типа Na2SiF6 (малладрит).
чих кремний занимает позицию в центре октаэдров (SiF6)2~, т.е. имеет ред*
°« Шя него координационное число 6.
бром П галогеннь,х соединений разбит на пять классов — фториды, хлориды,
РалыИ-1Ы’ ИОдиды’ оксигалогенные соединения. К фторидам относятся мине-
др 1рупп виллиомита NaF и др., флюорита CaF2 и др., криолита Na3AIF6 и
^ч'итаТкИТй и ДР- Среди хлоридов выделяют группы нашатыря NH4C1,
MgC] ~ галит и КС1 — сильвин), хлораргирита AgCl и др., бишофита
2 атакамита Си2С1(ОН)3, карналлита KMgCl3- 6Н2О и др.
Характеристика галогенных минералов
Kri iz
* солян кристаллы в виде куба (рис. 61 цв. вкл.). Встречается в соста-
**at[)()[/>x Отл°жений в сплошных зернистых скоплениях грязно-бурого,
°ГЛи^аетсяВеТа ^За Счет механических примесей) (рис. 62 цв. вкл.). От галита
^Ит. п ” По гоРько-соленому вкусу. Образуется в тех же условиях, что и
11< "оль УсЬ1хании озер выпадает в осадок последним.
"";|1ых ЗУеТся как сыРье для получения калийных удобрений и различных
пРепаратов для медицины, парфюмерии, фотографии.
310 ГЛАВА 20. ГАЛОГЕННЫЕ И ОРГАНИЧЕСКИЕ СОЕДИНЕНИЯ
Галит NaCl. Сингония кубическая. Структура образована бли
нейшей упаковкой хлора с натрием в октаэдрических пустотах к
Кристаллы в виде кубов и кубооктаэдров (прозрачные до полуп ₽Ис- 5)
встречаются на стенках промоин в соляных отложениях, на стенкаР°ЗРаЧКь1х1
ной крепи соляных шахт, на стенках кратеров вулканов, в отложе ’ Дереьян-
осадочной соли. Обычно же образует зернистые массивные и шп. ИЯх СаМо-
гаты, слагающие пропласты в осадочных горных породах. Цвет белый drpc'
пятнами, чернильно-синий (за счет появления в кристаллах галита ИИо,Да
окраски при вхождении в позиции Na1 атомов Na°). Блеск стеклянный6*^0**
ный. Твердость 2. Совершенная спайность по кубу. ’ ЖиР-
Является хемогенным осадком замкнутых заливов морей и озер Такие
дочные горные породы называются каменной солью. В незначительных к^
чествах галит образуется как продукт вулканических возгонов.
Значение соли в жизни человека общеизвестно. В химической промыт
ленности из нее получают соду, соляную кислоту, металлический натрий ед-
кий натр, хлор. Она широко применяется в металлургии, электротехнике
Карналлит KMgCl3-6H2O. Встречается в сплошных зернистых массах. Белый,
бесцветный, иногда розовый. Очень гигроскопичен. Имеет особый горько-со-
леный вкус. Образуется в составе толщ осадочных солей. Является важной ру-
дой на калий и магний и сырьем для производства калийных удобрений.
Флюорит CaF2. Структура флюорита образована по принципу плотнейшей
упаковки ионов Са2+, F" (рис. 165). Минерал часто содержит изоморфные
примеси редких земель (Се, Y и др.), входящих в минерал по сложным схемам
изоморфизма: Са2+ <— Y3+ + F" (фтор размещается в межузельном пространс-
тве, в пределе возможно вещество YF3) и 2Са2+ <— Ce3+ + Na' (в пределе возмо-
жен минал Ceo>5Nao>5F2). Кристаллы в виде октаэдров, кубооктаэдров, кубов,
от прозрачных до непрозрачных. Часто флюорит образует сростки, друзы. Р*1'
диально-шестоватые, зернистые агрегаты, пленки по трещинам, вкрапления
отдельных зерен. Цвет белый или чернильно-синий, зеленый, фиолетовым
примесей редких земель, которые образуют в минерале центры ок|^т]О11.
Блеск на гранях стеклянный, в изломе и агрегатах жирный. Твердость
Рис. 165. Структура флюорита
ГЛАВА 20. ГАЛОГЕННЫЕ И ОРГАНИЧЕСКИЕ СОЕДИНЕНИЯ J
Спайность совершенная по октаэдру, по четырем плоскостям (см.
яая да с№лах больших кристаллов часто видны трешины спайности,
р||С бающиеся под углами 60°.
цересС ял обычен в виде вкраплений и небольших кристаллов в грейзенах и
^,,Н£ мпературных ыщротермальных месторождениях. Особо большие скоп-
’ыС0К°сПЛОШНые зернистые и радиально-лучистые агрегаты образуются в не-
лС,,ИЯ’ средне- и низкотемпературных гидротермальных месторождениях, из
Котору флЮорИТ добывается в качестве флюса и сырья для химической про-
^^енности. Известны месторождения прозрачных крупных однородных
флюорита в виде скоплений и друз в пустотах гранитных пегмати-
|СРИ уакие кристаллы являются ценным оптическим сырьем. Встречается в
Т оольшом количестве в известняках и мраморах.
* Легко узнаётся по форме кристаллов, спайности, их разнообразной окраске
(рис 63, 64, 65, 66 цв. вкл.). Иногда — в шестоватых агрегатах — поначалу его
принимают за кальцит, но у флюорита более жирный блеск, более «мокрый
вид»- Тонкозернистые фарфоровидные (халцедоновидные) массы белого флю-
орита по блеску можно случайно спутать с кварцем, но они резко отличаются
от кварца по твердости.
Органические минералы
Природные органические соединения кристаллической структуры образу-
ются по трещинам в углях, торфах, песках и битуминозных сланцах, в составе
гуано и в других гипергенных образованиях.
Характеристика и систематика органических соединений является одним
из наиболее слабо разработанных разделов минералогии. К настоящему вре-
мени известно около 40 минералов этого типа. Десять из них представлены
|Рир°дными кристаллическими углеводородами, причем для пяти определс-
кристаллические структуры. Больше всего минералов — около 20, это соли
нИчаНИЧеских КИслот (оксалаты и др.). Два минерала являются окси-нитроорга-
РаК)СКИМИ Единениями. Важнейшей причиной, тормозящей развитие мине-
'•’•юцпИ Оргг™еских соединений, является специфика их строения, состава,
Черен Г° И агРегатного состояния. Как правило, они представляют собой дис-
"г вы'6 Смеси’ ',то затрудняет их идентификацию и, соответственно, препятст-
|’гюречЯВЛеНию с₽еди них минералов. Этим можно объяснить скудность и про-
НедЬзВОСГЬ данных °б органических минералах в справочной литературе.
,|;1Рь ч НС Гнуться двух больших минералогических проблем. Первая —
”ение Т° Традициоиный объект старой минералогии. Но кристаллическое
"Рио В НеМ Не выявлено- Вторая — природные парафины. Они типичны
‘ецчя Дных восков, асфальтов, озокерита. В них выявляются признаки
1,1Ь|е крисГ1Х кристаллов- Такие вещества имеют регулярные пространствен-
МодеадЛИЧеские постройки, собранные из молекул. Геометрическую мо-
кУляРного кристалла предложили А. И. Китайгородский (1955) и
*1||х,ды ИИ ^001). Будущее за полным познанием атомарно-молекулярной
этих веществ и их геохимической судьбы.
ГААБА 21
МИКРО- И НАНОМИР МИНЕРАЛОВ*
В предыдущих главах учебника и на всех практических занятиях по мин
ралогии студенту давались сведения о непосредственно осязаемых им минер6
лах. Однако, пользуясь даже простыми или бинокулярными минералогичс
скими лупами разного увеличения, удается полнее познать минералы и обна-
ружить невидимые простым глазом детали. Петрографический микроскоп с его
наборами увеличений до 2000 крат еще более расширяет возможности позна-
ния морфологии, строения, свойств, условий роста кристаллов и разных вклю-
чений в них. Следующая ступень — это использование электронных микро-
скопов. Они дают увеличения до 250000 крат, в них можно различать объекты
диаметром до 0,1 нм, а химический состав обнаруженных фаз можно сразу же
определить с помощью электронного или ионного микрозонда. Электронные
микроскопы другого типа дают изображение в просвечивающих электронах с
увеличением до 20 миллионов крат. Становятся доступными для визуального
изучения ультрамельчайшие объекты минералогии.
Нанообъекты мира минералов и любого физического мира независимо от
их форм и конкретных размеров отличаются от микрообъектов прежде всего
проявлением принципиально новых физических свойств на квантовом УР011'
не. Они фиксируются спектроскопическими и другими детальными новейин’
ми методами исследований. Эти свойства и формы их проявления также
личны от таковых в макромире минералов.
Граница микромира
Каждое свойство имеет свои пределы обнаружения, или, п^Р^^рел-
формирования каждого свойства и его проявления нужны свои разм
мета. Например, можно определить удельный вес магнетита FeFe2 л 0()Ь-
ми физическими методами — он равен 5,2 г/см3. Его большим зная * магхк’*
ясняют осаждение и сегрегацию магнетитовых руд в придонных ча Зца*>е‘
тических камер. Но бессмысленно относить измеренное таким спосо ^иНера>
ние удельного веса к кластеру атомов FeFe2O4 — зародышу будушеГ0 Hl1e i*-1”
так как взаимодействие этого зародыша с тем же расплавом (вепдь
погружение в нем) не подчиняется простым законам гравитации.
---------- неР3-10'
* См. более полно: Булах А. Г. ЗВМО, 1998. — №5, а также Булах А. Г. ОбшаЯ МИ
2-е изд. — 1999; 3-е изд. — 2002. — С. 284—299.
>п'”
ГЛАВА 21. МИКРО- И НАНОМИР МИНЕРАЛОВ 313
окже, что одни свойства со-
ЯсН° с конечным объемом ве-
отНрсЯТС^ристалла, зерна (например,
Ш^^’ддугренняя энергия кристалли-
па1НаЯ решетки минерала), другие - с
4fcK01'остыо частиц (например, удель-
^‘’'верхносгная энергия). Поэтому
яаЯ некотором критическом соотно-
ПР" между объемом микрокристал-
ше”плошадью его поверхности каждый
да1кр0Кристалл меняет свои свойства.
М" Графически смена свойств изоб-
ражается в виде гипербол с изгибом
в интервале размеров частиц в 150—
20 мкм (рис. 166). Этот размер, в сред-
нем 0,1 мм (10 4 м), принят Р. И. Коне-
свым (1994) и А. Г. Булахом (1998) за
Рис. 166. Изменение удельной поверхно-
сти минералов в зависимости от размера
зерен (В. П. Кузнецов, 1985)
условную границу макро- и микроми-
ра минералов. Н.П.Юшкин (2005)
принял эту же верхнюю границу для
микромира минералов. Ее нижнее
значение он оценил в 1 мкм (10-6 м).
Меньшие размеры, вплоть до 1 нм (10~9 м), он приписывает наномиру мине-
ралов. Еще ниже идет мир атомов и элементарных ячеек кристаллических
решеток минералов. Обратим внимание на то, что в этом учебнике мы упот-
ребляем термин «наномир минералов», но не «наноминералы».
Минералы — узники микромира
естр"Э>КДЬ1^ минеРал начинает свою жизнь в природе с микрозародышей. Это
•*ерь]ТВеНН°е И °^Ычное явление. Но все же, почему у некоторых веществ раз-
разих кристаллов так и не выходят за верхнюю границу микромира?
х<>|<1т МерЬ1 частиц каолинита, монтмориллонита, серпентина обычно не вы-
к,К| пРеДелы микромира. Эти минералы имеют слоистую кристалличес-
Иакет РуктУРУ, собранную из электронейтральных пакетов. В слюдах каждый
1,,':чОе*1есет св°й заряд, поэтому кристалл активно достраивает себя за счет
’ 1 и тИнения атомов калия и следующего пакета, снова атомов калия и па-
А,Юсть ”Се Время есть ненасыщенные химические связи, а отсюда — воз-
Ч>лИни Роста больших кристаллов слюды. Кристаллическая же постройка
в°сПр01П°в’ Смектитов, серпентинов столь малоактивна в своем собственном
, °Дстве и столь непрочна по сравнению со слюдами, что всегда об-
0ц1е ’Рдько микрокристаллы.
, ’ся ц ^Ная выше закономерность не абсолютна. Например, тальк ветре-
но,1Ц °льШих кристаллах, хотя он имеет такую же по типу структуру, что
т- Возможно, свою роль играет здесь число центров кристаллиза-
314 ГЛАВА 21. МИКРО- И НАНОМИР МИ И ГРАДОВ
ции. Вероятно, оно разное в среде образования каолиновых гдИн
зовании талька в гидротермальных и метаморфических месторож ” При °бРа-
Помимо каолинитов, смектитов, серпентинов назовем гидро , Ниях-
и алюминия сложной слоистой структуры, а также гидроксиды и Железа
ганца слоистых и тоннельных структур. Они тоже имеют нсодги^СИД1>1 МаР-
своему строению структуры с контрастно гетеродесмическими Р°ДНь*е Чо
встречаются в тонкодисперсном состоянии в почвах, коре выветриваВЯЗЯМи и
нах, окисленных рудах. Однако и этот перечень не абсолютен. Гётит Я’Гли'
докрокит способны в особых случаях образовывать кристаллы размером Лепи"
2—3 мм, а иногда — до 2 — 3 см. ОКОло
Из трех природных гидроксидов алюминия гиббсит и бёмит почти
чительно тонкодисперсны. От них резко отличается диаспор. Он также Т"
сложную слоистую структуру, но между слоями в нем проявлена сильная
дородная связь. В результате кристаллы диаспора могут достигать больших
размеров, до 5 —10 см.
Итак, одна из вероятных причин принадлежности минералов к микромиру
кроется в особенностях их кристаллических структур. Иначе говоря, кристал-
лам некоторых веществ очень часто суждено оставаться карликами.
Известны де-факто, но не объяснены природные обстановки, не благопри-
ятствующие переходу размера зерен и кристаллов через границу микромира.
Опалы и продукты распада метамиктных минералов остаются криптокристал-
лическими (от греч. kryptos — скрытый). Возможно, это происходит из-за от-
сутствия перепадов температуры как фактора, который мог бы вызвать их
перекристаллизацию и укрупнение частиц. Отметим обычность присутствии
микролитов кристобалита и тридимита в вулканическом стекле кислых эффу-
зивных пород. Их перекристаллизация с укрупнением зерна и переход в низ-
котемпературный кварц оказываются невозможными в близповерхностных
условиях земной коры.
Особые свойства микрочастиц
Внешняя часть любого кристалла является, как известно, дефектом, ^‘Срн0
рушением регулярности в строении кристаллической решетки минер' ()СТ1(
выражается в ненасыщенности химических связей атомов на п
кристалла и в искажении (уменьшении или увеличении) по этой npi н0Ст-
плоскостных расстояний в его внешней зоне. Иначе говоря, вся п ^авЛя-
ная оболочка кристалла является дефектом в его строении. К этом^ат£ чеМ
ются точечные дефекты разного рода и выходы дислокаций. В РезУ Прояв-1Я"
меньше частица (чем больше ее удельная поверхность), тем сильн ярЛЯетс*
ются особые свойства самих частиц. Пороговым, как было ука
размер частиц порядка 150—20 мкм. ь1 эдем^11
В микрочастицах меняются (возрастают или убывают) парам ^аз0В мс,,я
тарной ячейки веществ. В. Н. Квасница показал, что кристаллы ал ра^
ют свою огранку при размерах менее 0,5—0,4 мм. Установлено, превР‘
зерен и кристаллов кварца влияет на температуру его полиморф
ГЛАВА 21. МИКРО- И НАНОМИР МИНЕРАЛОВ 3^5
МиКРофракции пирит3» золота, серебра значительно обогащены эле-
примесями по сравнению с более крупными фракциями этих же ми-
Н1 ,0И нических зонах при образовании милонитов минералы превраща-
В теКТнкодисперсный агрегат обломочных микрочастиц. Такое же измель-
в тС' адов является обязательным процессом при рудоподготовке и обо-
4t""L ova При размерах зерен менее 10 мкм возникает особая разновид-
гаШсН,’И 1аТНОГО СОСТОяНИЯ минералов. В. И. Ревнивцев, Г.И.Доливо-Добро-
Н°стЬ 8 я П. С. Владимиров (1982) показали, что такие мелкие частицы обладают
в1’" ^^/техническими свойствами. Это обусловлено высокой концентрацией
01 1,1 дефектов (поверхностных и объемных), введенных в структуру минера-
® механической обработке руды, а также вызвано остроугольной нерав-
Л°весной формой частиц и их большой удельной поверхностью.
Н Обломочные малые частицы имеют иную механическую прочность (твер-
n„T. xnvnKOCTb, пластичность), иные магнитные и электромагнитные свой-
сит. другой характер термолюминесценции. Меняются способность хими-
ческого взаимодействия минералов с разными реагентами, сорбционные свой-
ства зерен, их смачиваемость и растворимость. Могут изменяться темпера-
туры полного и частичного плавления и спекания вещества. Минералоги-
технологи изучают свойства обломочных малых частиц для управления про-
цессами измельчения и переработки руд на обогатительных фабриках с целью
более полного извлечения из руды полезных компонентов.
Насыщенность дефектами и большая их концентрация на поверхности при-
водят к тому, что обломочные малые частицы 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 в при-
родных милонитах, а также при обработке руд, и минералоги и технологи ищут
способы управления ими.
Топохимические реакции
К
самойТ°П°Химическим относятся реакции, протекающие непосредственно на
внутриПОВерхнос™ кристалла или зерна и в тончайшем приповерхностном слое
В геолоКРИСТалла’ в КОТОРОМ еще сказывается характер строения поверхности.
И "|'!оде1'ЧеСКИХ явлениях с таких процессов начинается любое химическое
11 гоп ИСтвис Минерала с окружающей его средой — соседними кристалла-
11 т.д Ои п°Роде, магмой, жидким раствором, смесью вулканических газов
",,Г)вецНо Н СКоР°стей топохимических реакций очень широк. Это могут быть
' MoryT пР°исходящие явления, вызванные импульсными воздействиями,
/Ки>- свой Ь1ТЬ И пР°должаюшнеся десятки лет процессы изменения техниче-
1||1,;>ют В неШеств или еще более долгие превращения в мире минералов.
tnji СЛеДУющие предельные варианты локализации топохимических ре-
зная локализация на поверхности кристаллов, очаговая локализа-
316 ГЛАВА 21. МИКРО- И НАНОМИР МИНЕРАЛОВ
ция реакций на поверхности всех или некоторых граней, протека "•
внутри кристаллов, комбинированные формы локализации топ Ие РеакИИй
реакций. ОХИМическ11)!
Первоначально очаги реакции зарождаются на активных цент
ности, вероятнее всего ими являются вершины и ребра Кристал ю Пог!еР*-
дефекты и другие структурные неоднородности кристаллической решет1 Зерен-
распространении реакции по поверхности формируется плоский фп КИ‘
ции. Фронты сближаются, и в реакцию вовлекается вся поверхность з Т Реак'
кристалла. epHa ,Llu
Сплошная локализация реакции на поверхности кристалла может ос
вляться на всех гранях одинаково или избирательно. В топохимии кино Ссь
выделяют пассивные и активные грани, такое разделение граней определяет
строением кристаллической решетки кристаллов. В целом реакционная спо
собность одного и того же минерала зависит в природе от характера его крис-
таллов — их размеров, развитых на них простых кристаллографических форм
дефектов и их распределения по поверхности и в теле кристаллов, участков
сброса внутренних напряжений в кристаллах, наличия или отсутствия зон и
пирамид различающегося химического состава. Химические процессы старту-
ют и идут вначале в микромире. Мы видим их макрорезультаты, на них стро-
им все свои термодинамические теории химических процессов в макромире
веществ.
Нанообъекты и явления
«Нано-» соответствует объектам, соизмеримым с размерами атомов. В ми-
нералогии — это группировки и кластеры атомов внутри кристаллическом ре-
шетки, на его поверхности или в среде роста и существования кристалла.
Группировки атомов внутри кристаллической решетки минерала могут
сываться в его общую структуру. Также они могут быть как бы чужерол>
включениями в ней. Первое явление описывается в литературе под н*елЫ10.
. ем фрагментарного строения или полисоматизма (буквально, много
сти) кристаллических структур некоторых минералов. cOg-
Фрагмен гарность. Кристаллические решетки многих минералов каКенТ0В —
раны природой из одинаковых, но по-разному чередующихся фРаг
цепочек, лент, пакетов, блоков и более сложных модулей разного с ^ollHo бы
явление давно известно в минералах группы гумита. Их струкгуры
собраны из блоков форстерита и брусита. peiu<-‘lKl1
В 1950-х годах Г. и Дж.Донней выявили, что кристаллическ сиНХцзнта
фторкарбонатов редкоземельных элементов паризита, бастнезита^
состоят из чередующихся по-разному двух одинаковых блокооТВечас
Они назвали это явление синтаксией. Валовой состав одного л pop1'1" ’
формуле СаСО3, другого — CeCO3F. Комбинируя их в разной е^ко3е><
можно получить брутто-формулы паризита, синхизита и других р^^ 1|В>
ных карбонатов. Позднее Дж. Томпсон показал, что модель стру таДьКа, 4
лита можно мысленно собрать из цепочек диопсида и пакетов
F
ГЛАВА 21. МИКРО- И НАНОМИР МИНЕРАЛОВ 317
Рис. 167. Схема природной «сборки» структур синхизита, паризита и бастнезита из
одинаковых фрагментов (А. С.Поваренных, 1966)
хорошо увязывается с тем, что формула тремолита как бы явля
суммирования:
2CaMg(Si2O6) + Mg3(Si4O10)(OH)2 = Ca2Mg5(Si8O22)(OH)2
в Дальнейшем было установлено несколько таких композитныхие
^истых силикатов (рис. 168). Их называют биопириболами, а са
образования полисоматизмом. мно-
Рагментарность строения кристаллических структур^р°я® соедИ них
Других веществах, особенно в слоистых силикатах, ж д ПОСпойно
чег^пУЖень1 смешанослойные минералы. Они как бы состоят ита и
i'i(,^Щихся пакетов — монтмориллонита и хлорита, мон
; i(,Dlbl’ СЛ1оды и хлорита и т.д. Чередование может быть еспор ВСТрО-
г^ченным; пакеты могут переслаиваться в любой пропорции или^встро_
ЧесКигРИТ°м Целочисленных соотношениях — в первом случа ии
” С°СТав переменный, во втором он подчиняется закону своеоб-
^ментарное строение кристаллических решеток характерно Д™^воеоб
4 ’« составу и структуре нестехиометрических сульфосолеи,
1Н’^ ниобо- и^татаносиликатов, гидроксид-карбонатов. Само явление
318 ГЛАВА 21. МИКРО-И НАНОМИР МИНЕРАЛОВ
в Mg2(Si2O6) Mg7(SigO22)(OH)2
~ ленгоч-
|1| НИ
Энстатит
Рис. 168. Фрагментарное строение кристаллических структур биопир!гболов
но-слоистых силикатов (Р. Buseck, D. Burnham, 1977)
фрагментарности (полисоматизма) рождает проблему того минимального объ
ема кристаллической решетки, которое можно принимать за минерал как ин-
дивидуальное химическое соединение.
Наноиндивиды*. Наноиндивиды — это мельчайшие закономерно построен-
ные группировки атомов, подобные кристаллическим постройкам обычных
минералов. Они имеют свои кристаллографически оправданные границы. На-
ноиндивиды покрывают поверхности макрофаз, находятся в среде минерато-
образования. Минерал растет, поглощая или преобразовывая их. В какой-то
мере наноиндивиды являются зародышами макрокристаллов. Характерны не-
обычные для микромира морфологические формы — сфероиды, трубки, фиб-
роиды, спиральные тела.
Кластеры. Так назовем группировки атомов наноразмерности. К ним отно-
сятся кватароны А. М.Асхабова. Это кластеры-предшественники кристалли-
ческих зародышей и других форм структурной организации вещества нано
размерности. Кластерами являются фуллерены углерода — шаровидные полы
молекулы состава С60, С90, С96О. Некоторые из них выявлены в шунгитов
сланцах. Они установлены также в импактных брекчиях, углистых хондр
в межзвездном пространстве.
_____________ ноГ0 Peiuf 1
* См. подробно: Юшкин Н.П. Ультра- и микродисперсное состояние миН^^59.
и проблемы наноминералогии. Наноминералоги. — СПб.: Наука, 2005. — С. 1
ГЛАВА 22
ПРИЕМЫ И МЕТОДЫ
МИНЕРАЛОГИЧЕСКИХ
ИССЛЕДОВАНИЙ
Минералог прежде всего является геологом. Но он может быть занят в дру-
паботах и исследованиях — техническом синтезе кристаллов, ювелирного
я минеральных пигментов, минеральных удобрений, производстве кера-
мики и цемента. Он может вместе с биологами и медиками исследовать крис-
таллические и аморфные фазы в тканях человека, животных и растений. Об-
ластей приложения минералогических знаний много. Приемы и методы ис-
следований всецело определяются задачами выполняемых работ. «
Минералогические методы в геологических работах
В ходе поисковых работ главными целями минералога являются диагности-
ка минералов, установление индикаторных минеральных ассоциаций и пара-
К'дчисов и выявление тех типоморфных особенностей минералов, которые
м"|-г быть использованы в качестве индикаторных минералогических при-
маков месторождений на территории геологической съемки. Важным мине-
ралогическим методом является шлиховой анализ.
по ЛИХ ~ ЭТО концентрат зерен тяжелых минералов. Естественным путем
Mcn.',l,,tHHbIe кониентрации тяжелых минералов образуются в песке, конгло-
Эо-<,„ И других рыхлых отложениях на отмелях, в руслах рек, полосе пляжа,
>ix наносах пустынь. Легкие минералы в этих условиях под действием
11Одных потоков, ветра отсеиваются, а более тяжелые накапливаются.
пескОв МинеРалы слагают участки, прослои, линзы темных или даже черных
Че|'1П.ц В котоРых среди других минералов встречаются промышленные кон-
пИИ ЗОдота’ платины, циркона, ильменита. Искусственным путем шлих
111ц ДогкеЛУЧИТЬ’ °™ывая тяжелые минералы от легких в специальном ковше
" !|||-1хгНеРаЛЬНОМу составУ шлиха можно оценивать распространенность раз-
,.1Х РНь|х пород в питающей провинции и вести поиск полезных иско-
’’ Pv РИ обследован^ речной системы для этого берут серию шлиховых
'1Ный Реки и ее притоках снизу вверх, против течения. Определяя ми-
’’ Реки СОсгав шлихов, постепенно выявляют области (участки), откуда в
и 1ен V И ее ПРИТОКОВ могли поступать те или иные минералы. Широко
1 ‘ к°Ре ПеХ иредложенного Н. Н. Сарсадских и А. А. Кухаренко метода по-
нвых месторождений алмазов в Якутии по наличию в составе шли-
320 ГЛАВА 22. ПРИЕМЫ И МЕТОДЫ МИНЕРАЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
хов красных, хорошо заметных зерен пиропа, частого спутника ал
берлитовых трубках Африки. Этим методом Н. Н. Сарсадских еппо ЭЗа в Ким
в Якутии участки перспективного поиска, а Л. А. Попугаева выявил °ЗИровэ.1а
пам в шлихах водораздельный участок, откуда сносились в русло П° Пир°-
на нем действительно обнаружила первое в СССР коренное мес ПИропь*. и
алмазов. Методом шлихового анализа обнаружено большинство n P0)iCle,JHe
месторождений золота и платины. Сь|Пных
При геологической разведке уже обнаруженных месторождений цели
ралога становятся иными. Главным оказывается: 1) установление поли МИНе'
нерального состава сырья по его геологическим и технологическим ми'
ностям и во всем объеме месторождения; 2) выявление и детальное изуч *
полезных и вредных особенностей состава и свойств минералов по разновн^
ностям руд опять же во всем объеме месторождения.
При разработке технологии обогащения минерального сырья минерало! ис-
следует поведение минералов в техническом процессе. Он определяет мине-
ральный состав промежуточных и конечных продуктов обогащения сырья, вы-
являет изменения свойств минералов в ходе обработки сырья с целью лучше-
го извлечения полезных компонентов из первичной горной массы.
Генетические исследования начинаются с составления геолого-минерало-
гических карт и схем, подробных минералогических зарисовок и фотодоку-
ментации геологических объектов. Затем осуществляются лабораторные иссле-
дования собранных образцов и проб минералов.
Приемы визуальной диагностики минерала
Визуальная диагностика проводится по внешним признакам минерала- мор
фологии его зерен и кристаллов, характеру агрегатов и физическим свойствам.
Важнейшим признаком для верной диагностики является минеральная
циация. В Приложении 1 эти признаки минералов даны в виде таблиц, к. •
из которых отвечает классификационным таксонам общей системы
лов, конкретно — каждая таблица соответствует одной из глав 8—2 -
Лабораторные исследования
ю °бъеК'
Лабораторные минералогические исследования проводятся с не рфаЮ"
тивной и точной диагностики минералов, детального изучения иХиССЛедов3'
гии, состава, структуры и свойств. Особая область лабораторных ^cTa-1'
ний — это изучение включений в минералах, захваченных растуш o_xiiMl1'
лом. Принципиально важным методом минералогии является Ф
ческий эксперимент. оцтичеС^'
Диагностика минералов выполняется путем определения ^rag;i. 3 ,
свойств, плотности, твердости, констант кристаллической реШетКИ Bll3ya,н1
Изучение кристаллов — их огранки и морфологии, выполняется
и при помощи гониометров. Характер поверхности изучают cHa4aJ
ГДЛВА 22. ПРИЕМЫ И МЕТОДЫ МИНЕРАЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ 321
-гл Ппиемы диагностики минералов при полевых работах и в лаборатории
—------------------------------------------------------------------
Приемы
при лабораторных исследованиях
при полевых геологических работах
Диагностические ассоциация и парагенезис минералов
Диагностические морфология и физические свойства
Тесты на химический состав
Визуальная диагностика, простейшие методы лабораторной диагностики Оптическая микроскопия
Рентгеновский анализ
Электронная микроскопия
Определение химического состава
Расчет формулы
зуально, а затем — с помощью оптических и электронных сканирующих мик-
роскопов. В срезах кристаллов, наблюдая их визуально или под микроскопом,
исследуют зональность, секториальность, блочность и другие элементы внут-
реннего строения кристаллов с тем, чтобы по этим признакам реставрировать
эволюцию формы кристаллов во времени.
Химический состав минералов изучается в лабораториях разными методами
аналитической химии и физики (табл. 35). Все более совершенствуются ло-
кальные физические (рентгеноспектральный и др.) методы. Они позволяют
определить состав минерала в точке диаметром от 1 до 10 мкм. Правда, здесь
Таблица 35. Лабораторные методы исследования химического состава минералов
Метод Цели метода
и,ьваниеВа>1Ие’ химические тесты, взве- ра ~~ Определение содержаний Н2О, СО2
—^кение проб, химические тесты Раздельное определение FcO и Fe2O3
сионный спектральный анализ Определение содержаний всех элемен- тов
^^^Фотометрия Атп..,, _ Определение содержаний К, Na и др.
*"и 1111 ю^11)СКТ₽альный (квантометрия. Полный количественный анализ соста- ва минерала, частные определения
-^^^оресцентный
322 ГЛАВА 22. ПРИЕМЫ И МЕТОДЫ МИНЕРАЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
Око)
Метод Цели метода
Радиометрия Определение содерж^Тр^^^ ных элементов АИ')актив.
Резонансная спектроскопия (ЯМР, ЭПР, Мёссбауэровский метод) Выявление парамагнип^^Г~^ ходных химических элементов Пере'
Инфракрасная спектроскопия Выявление и ппределен^^^ Н2О, (СО,)2 и др.
Люминесцентный анализ Выявление особеннотей^^17' рала и дефектов в его структуре
все явственнее проявляется противоречие: состав минерала в точке никогда не
отвечает среднему составу его зерна или кристалла, т.е. из результатов точеч-
ного анализа почти невозможно узнать состав кристалла в целом. Тем более
сложно определить этими методами средний состав минерала в месторожде-
нии, а он важен в общегенетических построениях и для оценки качества руды
и подсчета ее запасов.
Исследование кристаллической структуры минерала — это особая область
кристаллографии, физики и химии. Современная минералогия немыслима без
знания кристаллических структур минералов.
Физические свойства минералов. Это различные приемы измерения удель-
ного веса (плотности) минерала (пикнометрия, гидростатическое взвешива-
ние, термоградиентные определения), установление его твердости на склеро-
метрах разной конструкции, съемка на спектрофотометрах спектров поглоще-
ния и отражения минералов, измерение магнитной восприимчивости, элект
ропроводности и других свойств минералов.
Физико-химический эксперимент заключается, во-первых, в попытках
делирования тех условий, в которых происходит образование миперл
природе, и, во-вторых, в выработке рациональных приемов технического
теза кристаллосырья. Очевидны большие возможности таких исслед
но необходима осторожность перенесения их результатов на толкова!
ности природных процессов.
Диагностика минералов
й степень1° 118
Диагностика минералов выполняется по-разному и с разной аМц.
дежности. Ее можно производить визуально и лабораторными м ^ь1Стр° 8
Визуально минерал диагностируется, когда требуется палУчиТЬ^хОди'г '
хотя бы ориентировочно сведения об его природе. Такое бывает нео ^ра;
в полевых геологических условиях при первом изучении собранн щ>
горных пород и руд. Диагностика базируется на «узнавании» ми в ^сгл*
рактерным для него (т.е. индикаторным, специфическим) формам
(ЛАВА 22. ПРИЕМЫ И МЕТОДЫ МИНЕРАЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ 323
физическим свойствам и ассоциации сопутствующих минералов.
зеРеН^ие минералов закладывается у студентов лишь во время их практи-
зН абораторных и самостоятельных занятий с эталонными и рабочими
чд*"'; ^яМИ и при посещении музеев.
Р1 ’ jKU отношении учебный курс минералогии — коварный для студентов
В эТ°Мтак как вид, свойства, ассоциацию бессмысленно заучивать дома.
пГ-' (мет, то ^т0 небЫСтро приходят навыки визуальной диагностики минсра-
ТР‘ соаз'у удается правильно определять твердость минерала, распознавать
ЛОВ- его цвета и особенности блеска, выявлять спайность. К сожалению,
ключа (алгоритма) для определения всех минералов нет. Важно про-
е;" I, упорство, а затем в какой-то момент придут и станут привычными на-
Хи работы с минералами.
Студенту важно составлять для себя таблицы минералов (как в Приложе-
нии П но заносить в них надо только те сведения о минералах, которые он
НИИ >7,
сумел увидеть сам и по которым он сам будет диагностировать минерал на
контрольных работах, а потом в геологических экспедициях.
Лабораторную диагностику лучше всего начинать с определения минерала
по его оптическим свойствам с помощью петрографического микроскопа. Для
этого используются тончайшие срезы камня (шлифы) или зерна минералов.
Рудные минералы изучаются с помощью рудного микроскопа.
В хорошо оснащенных научных и производственных центрах минерал
можно однозначно идентифицировать по его химическому составу и по ха-
I рактеристикам его кристаллической структуры. Но это очень специальное
Дею, требующее высокой квалификации исследователя и использования
крайне дорогой и сложной аппаратуры.
ГЛАВА 23
СОВРЕМЕННЫЕ ТЕНДЕНЦИИ
РАЗВИТИЯ МИНЕРАЛОГИИ
Минералогия — одна из старейших наук о веществе (минералах) из
рого состоят объекты исследования геологов, петрографов, литологов сп°Т°
алистов по месторождениям полезных ископаемых, геохимиков и геофизико
Вместе с тем предметом научных интересов и исследований минералогов все
более становятся разные по своей природе объекты. Постоянно совершен-
ствуются методы исследования, а это, в свою очередь, видоизменяет и расши-
ряет круг объектов и целей минералогии. Более того, минералогические идеи
и приемы исследования вещества оказываются приложимыми в совершенно
других науках и областях деятельности человека, нежели только геология или
горнорудное дело.
Множественность объектов исследования
Минералы в их трактовке в настоящем учебнике являются прямыми объек-
тами минералогии. Это обязательные и простые (т.е. ординарные) по сути оп-
ределения объекты, но они — не единственный предмет изучения в минера-
логии (табл. 36). Также к прямым, но усложненным, объектам следует отнеет
некристаллические вещества. Таковы, например, капельки жидкой ртути, на
холящиеся в месторождениях киновари; газовые, жидкие, смешанные в
чения, которые образуются в природных кристаллах минералов во вРемЯ(1а.
роста; аморфные или частично аморфные продукты радиогенного самор
да некоторых минералов урана и тория; все это закономерные продукты
Ии минералов. Хотя они не обязательно имеют кристаллическое строен
всегда являются индивидуальными химическими веществами, они не яТи
быть исключены из рассмотрения явлений образования минералов и
из минералогии. Нельзя исключить из прямых объектов минерало
как форму существования в виде твердого коллоидного раствора двух
лов (кристобалита и тридимита). е пор0'
К прямым, но дополняющим, объектам минералогии относятся гор н> та*
ды, руды, минеральные месторождения и другие геологические оо аЛоП’я
как минералы являются их составной частью и вне связи с ними ми
теряет свой смысл как геологической науки. Минералогия без этих
лишается начального источника информации об условиях образова
ралов в природе. Все это обязательные объекты минералогии.
ГЛАВА 23. СОВРЕМЕННЫЕ ТЕНДЕНЦИИ РАЗВИТИЯ МИНЕРАЛОГИИ 325
Тиблииа 36. Примеры объектов минералогам \ / Объекты минералогии \ Косвенные А Природные, но не Полностью или частич- геологические но созданные челове- КОМ Минсралоподобные Минералоподобные и другие вещества и другие вещества в костей, зубов, почеч- цементе и керамиках ных камней, мягких (муллит) тканей человека (апатит биоген.) Минералоподобные Продукты шахтных и другие вещества в пожаров и горения тканях современных терриконов (бажено- животных и расте- вит) ний (кальцит био- спи, ген., кварц биоген., Синтетические ана- опал биоген.) логи минералов (ал- маз синт., рубин синт., апатит синт., сапфир синт., кварц синт., изумруд синт.)
1 Прямые Дополняющие Микро- и нанораз- мерные Кластеры и заро- дыши кристаллов Группировки ато- мов внутри крис- таллической ре- шетки минерала и на ее поверх- ности
Макроразмерные Горные породы и руды (гранит, пегматит, из- вестняк, гнейс, сланец) Среды кристал- лизации мине- ралов (раство- ры, рассолы, рапы, магмы) Включения в минералах (ру- тил, раствор галит, газ, за- стывший рас- плав)
Главные Усложненные Продукты мета- миктного рас- пада минералов (виикит) Аморфные ве- щества, твердые коллоиды (опал) Жидкие мине- ральные фазы (ртуть)
Ординарные Кристаллические вещества геоло- гической приро- ды (алмаз, рубин, кварц, апатит, кальцит, араго- нит. сапфир)
326 ГЛАВА 23. СОВРЕМЕННЫЕ ТЕНДЕНЦИИ РАЗВИТИЯ МИНЕРАЛОГИИ
i В то же время лёд (минерал, по нашему определению) явтя'^'""'^^
гляциологии и грунтоведения; оксалаты, фосфаты, ураты, карбо ТСЯ 0&ЬеКт0
щие камни в почках человека, — объекты изучения как в медщГ011’ Cjlara^
особой ветви минералогии, называемой биоминералогией. ИНе> Тах и в
' Еще менее определенно положение тех природных химических
кристаллической структуры, которые искусственно получены чс С°еДИненИй
формируются сами в ходе техногенных явлений. Например, при ОВек°м
вольном возгорании терриконов, химических превращений захороСаМ°Пр°И1'
ходов производства, взаимодействия фильтратов сточных вод с rnv НЫ>1 °1'
разуются разнообразные кристаллические химические соединения °5'
многих природных процессов образования минералов решается ппи « aRVuca
этих объектов. Р Учении
«Минералогия во всем пространстве сего слова» — таков девиз на
деятельности исследователей, объединяемых Российским минералогиче - ™
обществом. Вместе с тем так широко трактуемая минералогия перекрывается
во многом с другими отраслями геологических знаний, а также с физикой
химией, биологией, медициной, и это естественно.
! В современной минералогии можно выделить несколько основных направле-
ний, иногда они самостоятельны, иногда перекрывают друг друга, часто неотде-
лимы от смежных наук. Часть исследований удобно объединить под названием
sтеоретической минералогии, часть отнести к прикладной минералогии.
Основные направления теоретической минералогии
Основными направлениями теоретической минералогии в настоящее время
являются: 1) изучение конституции и свойств минералов; 2) топоминсрапшия.
3) генетическая минералогия; 4) экспериментальная минералогия; 5) физика
минералов; 6) биоминералогия; 7) органическая минералогия; 8) наноминер
логия; 9) космическая минералогия; 10) минералогия мантии; И) минер
гия дна океанов. Время постоянно рождает новые задачи и направления
следований. Минералог всегда кооперируется в своих работах с предс
лями других наук. Более того, минералы постоянно оказываются в
. исследований не собственно минералогов, а и других специалистов. яв.
Описательная минералогия. Изучение конституции и свойств М11Н^ всугсрЯ'
ляется основным направлением исследований в минералогии. Он° раМкз»
ло и не потеряет в будущем своего основополагающего значения, и
этого направления ведется изучение конституции (состава и стРУ" по •*'
свойств минералов как самостоятельных индивидов, обобщение д оВден1,с
морфологии, физическим свойствам и химическому составу, ^СсВОистваМ’1
причинных связей между составом, структурой и физическими MJ1Hepa-ib'
минералов, разработка вопросов их систематики, открытие НОВяЫстРУ^рНаЯ
ных видов. Современным базисом таких исследований являете
(по Н. В. Белову) минералогия. адьная МЙЯ
Топоминералогия (от греч. topos — место, местность), или регио цзУ1,еН
. нералогия, занимается обобщением результатов минералогическо
ГЛАВА 23. СОВРЕМЕННЫЕ ТЕНДЕНЦИИ РАЗВИТИЯ МИНЕРАЛОГИИ 327
'НИХ территории и рудных провинций для установления закономер-
оПре1еЛеИсПределения минералов и их ассоциаций в связи с историей геодо-
»’oC'L"nro развития региона.
П1ческ° ^еская минералогия, или учение о генезисе (происхождении) минера-
Ген#?1 своей главной целью выяснение условий образования (генезиса)
лов. ,,ме „х природных ассоциаций в природе. Генетическая минералогия
^инеР^013
объеДИ“.^ению и филогению (от греч. ontos — сущее, phile — племя, род и
а* 0 _ происхождение) минералов, исследующих процессы зарождения,
гене31‘\ преобразования минеральных индивидов и агрегатов под влиянием раз-
геолого-геохимических факторов;
ЛЙб) учение о типоморфизме минералов. Типоморфные, типофизические и
^химические свойства и признаки минералов могут служить индикатора-
ми условий их образования (температуры, давления, состава растворов или
расплавов, вариаций щелочности-кислотности и др.). Их используют при
оценке рудоносности горных пород, поисках месторождений полезных иско-
паемых, определении промышленного значения рудопроявлений, поиске
скрытых рудных тел и в практических задачах;
в) количественную оценку температуры, давления, состава среды при обра-
зовании минералов на основе изучения включений в них. Главными методами
являются гомогенизация гетерофазных включений, криометрия и декрепита-
ция включений. Химический состав включений определяется путем анализа
газовой фазы, выделяющейся при их нагревании (декрепитации), методом
водных вытяжек, микрозовдовым анализом и др.;
г) физико-химическую минералогию. Она исследует физико-химические ус-
|«вия формирования минералов, горных пород и руд методами термодинами-
ческих расчетов, парагенетического анализа минералов и физико-химическо-
10 Моделирования минералообразующих процессов.
Экспериментальная минералогия занимается моделированием природных
еСС°В И изУчением физико-химических систем с целью выяснения усло-
н<н Возникновения минералов в природе; разработкой методов промышлен-
ч получения синтетических аналогов минералов (алмазов, кристаллов пье-
Иск^ца> ОПтического флюорита, рубинов, гранатов и др.), а также синтезом
твенных соединений с необходимыми техническими свойствами.
Рнчес3UKa минеРалов изучает физические (магнитные, люминесцентные, элект-
Мицег)Ие’ тепловые, спектроскопические и др.) свойства минералов. Физика
Матер °В Занимает пограничное положение между физикой твердого тела,
И'к‘ст , 1ОБедением, кристаллографией и описательной минералогией. Она
1-.».1ЁаЧ)^Ндаментальное значение для познания природы минерального ве-
ИоЛо " ИГ^ает большую роль в разработке научных основ поисковой и тех-
Ской минералогии, материаловедения и др.
это громадная быстро развивающаяся область знаний о
1 ** Ми|1еРалах и о биокосньгх («живое—мертвое») явлениях. Изучают-
' i.»x связв И взаимодействия живого мира с минералами. Выявляется роль
'и ₽Гаиизмов в процессах образования минеральных месторождений и
вЫветривании. Особое явление — это симбиоз живого и неживого в
328 ГЛАВА 23. СОВРЕМЕННЫЕ ТЕНДЕНЦИИ РАЗВИТИЯ МИНЕРАЛОГИИ
обстановке минералогенезиса, например в постройках черных
рильшиков на дне океанов. и
Биогенные минералы относятся к трем типам веществ. Одни
как прямой результат участия живых существ в геохимически° Pa3°Baji»iCb
Особенно характерны такие явления для придонных осадков озе Пр°ЦСссах
океанов. В них, в илах и постепенно каменеющем тонкодисперснР' М°Рей и
ном материале бактерии, водоросли и другие многочисленные °М °Сад°ч-
способствуют появлению тех форм и локальных концентраций вешРГаНИЛМЬ|
торые достаточны для зарождения и кристаллизации минералов Усга'
большая роль микроорганизмов в образовании вторичных минералов 0НлеНа
окисления сульфидов и выветривания горных пород. Второй тип биог 3°hax
минералов — те вещества (фосфаты, карбонаты, кремнезём и др) котННЬП<
образуются в раковинах, костях, мягких тканях животных и растений В°₽ЫС
вом организме они находятся в виде органоминеральных (по А А Кораго
1992) агрегатов, т.е. кристаллических и аморфных минералоподобных фаз ii
окружающих их пленок белков и других органических веществ. При геологи-
ческих процессах эти вещества преобразуются в обычные апатит, кальцит
халцедон, опал и другие минералы. Органическое вещество нередко долго
сохраняется в составе горной породы. Третий тип веществ — минералы, воз-
никающие в ходе процессов преобразования продуктов жизнедеятельности
животных (например, в фосфоритах, залежах гуано, мумиё и т. п.).
Органическая минералогия — один из наиболее слабо развитых разделов
минералогии. К настоящему времени известно около 40 органических мине-
ралов. Между тем органические химические соединения широко распростра-
нены в разных геосферах. Трудности их изучения кроются в тонкой дисперс-
ности многих из них и в принадлежности к веществам, по-старому считаю-
щихся аморфными. Органическая минералогия в сочетании с биоминсралоги-
ей и наноминералогией даст новый путь к изучению геохимии углерода, а
также фосфора и азота и выявлению форм их существования в живой и нежи
вой природе. iio,ic
Наноминералогия изучает минералогические явления наномира.
зрения наноминералогии входит широкий круг природных объектов, от в
кулярных комплексов и атомных группировок в растворах и криста
нанотрубок (как в хризотиле), нанокомпозитов (как в перламутре) и
ных упорядоченных архитектурных построек из наночастиц (как в со3,1а.
Наноминералогия открывает пути к открытию новых свойств вегасс
нию новых материалов и разработке новых технологий их получения
с ними. __ пдане7-
Космическая минералогия изучает минералогию космических тел
их спутников, астероидов, комет, метеоритов, космической пыли- х qae^
Минералогия мантии занимается изучением минералогии глу и горНых пР'
Земли. Объектами исследований являются образцы минералов и иЗВер*с'
род, которые в ходе геодинамических процессов (горообразованг к()зоРь1
ние вулканов и др.) становятся доступными для исследования цо ’
судят о состоянии вещества вплоть до глубин -150 км. Включает ^ения4
дования кристаллического вещества при высоких температура* и
ГЛАВА 23. СОВРЕМЕННЫЕ ТЕНДЕНЦИИ РАЗВИТИЯ МИНЕРАЛОГИИ 329
пгия дна океанов изучает процессы минералообразования в совре-
^^садках морей и океанов. Рассматривает источники вещества, их ге-
,к-|",ь,х ° е и минералогические формы, распределение в воде, взвеси и осад-
(|1.... ,еСКИие климата и тектонического режима на образование и преобразо-
^минералов в осадках, а также минералогию гидротермальных отложе-
нш'ы’^аНСКИХ рифТ°В‘
Основные направления прикладной минералогии
п вкладная минералогия решает задачи практического использования
Р логических знаний: применение минералогических критериев для
101 ков и оценки месторождений полезных ископаемых; вовлечение в про-
^ ini |енное использование новых минералов; рациональное использование
свойств минералов для применения их в той или иной отрасли техники и
промышленности; проведение минералогических исследований, направлен-
ных на более полное комплексное использование минерального сырья и по-
вышеннис уровня извлечения его полезных компонентов; минералогическое
картирование месторождений с целью выделения технологических сортов
руд; изучение зависимости технологических свойств минералов от их состава
и структуры; поведение минералов в процессе обогащения руд и химико-
технологической переработки концентратов; использование минералогиче-
ских методов в экологии и др. Главными направлениями прикладной мине-
ралогии являются поисковая, технологическая, техническая минералогия,
минералогическое материаловедение. Наука и практика постоянно рожда-
ют иные направления прикладной минералогии. Значительна роль минера-
лов и минералогических методов в геммологии и в некоторых областях ме-
дицины.
Поисковая минералогия включает разработку минералогических методов
сков и разведки месторождений полезных ископаемых.
сов ИНералогические признаки руд издревле были главными при их поисках,
В Ршенство знания этих признаков рудознатцами до сих пор удивляет нас.
Исполь°ЯиДее врсмя поисковые работы обязательно включают комплексное
ч<чких3°ВаНИе 1 еологических’ геофизических, геохимических и минералоги-
.i1||l( МетоДов- Мы акцентируем здесь внимание студентов на чисто минера-
Рохдр К.Их признаках, которые используются при поисках и разведке место-
Вцде В Полсзных ископаемых.
^оци- ЛЯют следующие минералогические поисковые признаки: устойчивые
’1,,КаторЬ1ИИ Мш1ералов; «запрещенные» сочетания минералов; минералы-ин-
I t(lfj полезных ископаемых; индикаторные свойства минералов.
ы Как е Устойчивые ассоциации минералов, которые могут быть использо-
Их поисковые признаки, перечислены в таблицах Приложения 2. Сту-
•|ц51 Над° твердо знать и уметь определять визуально. Выработка этого
Л*|1а являться одним из итогов прохождения курса минералогии.
,равч.1а Zpe/"'f>/e>> сочетания минералов — это косвенный признак (действие
«Не ищи здесь бесполезно»). Приведем лишь два примера таких «за-
330 ГААБА 23. СОВРЕМЕННЫЕ ТЕНДЕНЦИИ РАЗВИТИЯ МИНЕРАЛОГИИ
претов»: с кварцем не встречаются нефелин, лейцит, корунд, Шп
ритом не ассоциирует пентландит. ’ Нель; с
Обнаружение минералов-индикаторов — минералов, которые св
ствием указывают на определенный генетический или промышле^ Пр,,сУт-
минерального месторождения. Так, кристаллы шпинели в мраморе в* *^ т”п
рийской толще переслаивания мраморов и кристаллических слащ Л°Ке'|{’-
тельствуют о возможности обнаружения флогопитового месторожл В СВ|,Лс-
дом с эритрином должна быть первичная руда с арсенидами кобальт**51
же могут быть урановые руды. Фиолетовые иголочки холмквистита в a3^611’
литах указывают на наличие поблизости редкометалльных пегматитов п°
меры минералов-индикаторов приведены в таблицах Приложения 2 РИ
Индикаторные свойства минералов — это особые черты их морфон
физических свойств, состава и структуры. Например, по составу граната мо **’
но точно или почти точно оценить, в каких горных породах он образовался
Известен ярко проявленный типохимизм турмалинов: (полихромные и розо-
вые) марганецсодержашие турмалины (эльбаит) почти безошибочно указыва-
ют на некоторые редкометалльные руды. Прогноз продуктивности пегматитов
может быть дан по количеству в полевом шпате изоморфных примесей руби-
дия, цезия, бария.
Нередко роль поискового признака могут играть морфологические особен-
ности минерала. Известны работы, доказывающие, что в облике кристаллов
киновари, пирита, кварца, корунда, касситерита, шпинели, форстерита, цир-
кона, кальцита, флюорита и других минералов четко отражаются условия их
образования (отсюда и родился термин «типоморфизм» — типичная форма).
Авторы привели конкретные примеры минералогических войсковых при-
знаков, однако не смогли дать каких-либо общих правил и критериев. Это не
случайно: явление типоморфизма минералов сложно, многообразно и в раз-
ных случаях может иметь разные выражения. Очень важно выявлять не прос-
то индикаторные минералы, а те из них, которые обладают градиентом свойств
(закономерным изменением каких-либо свойств минерала по мере приближ
ния к рудному телу и т.п.). ,.сТВ
Технологическая минералогия изучает зависимость технологических с
минералов от особенностей их химического состава и физических сво
целью построения рациональных схем обогащения и переработки слож таТЬ
составу руд. Без минералогических исследований невозможно
технологию обогащения минерального сырья и извлечения из него п
компонентов. цзмеНеИ,,Я
Большие перспективы открывают возможности направленного оВ цч
свойств минералов путем «генерирования» или «залечивания» дец*7 ^ц..
кристаллической решетки. Это осуществляют разными способами- ^льТрз-
ческим (особые режимы и приемы измельчения руд), акустическим ||-111
звуковая обработка), термическим (нагревание и последующее renTaM,h
медленное охлаждение), химическим (протравливание, обработка P (1). рЗ"
способными «легировать» поверхность минералов примесными и gblcTp,q
диационным (облучение рентгеновскими и гамма-лучами, потока
частиц и т.п.).
ГЛАВА 23. СОВРЕМЕННЫЕ ТЕНДЕНЦИИ РАЗВИТИЯ МИНЕРАЛОГИИ 331
кая минералогия — это обширная область прикладной минерало-
{ехниче ^т[[()СЯТСЯ исследования техногенных веществ — аналогов минера-
ми- неМ ках на стенках труб и резервуаров; в продуктах раскристаллизации
лов (в °С продуктах преобразования отходов промышленного производства и
сгеК<’-л: п пустой породы; в агломератах и шлаках). Опыт и знания минерало-
вотва-пах минералогическими методами исследования кристаллических
(811 аюТ возможность уверенно диагностировать различные техногенные
jeuiecTB минералов> что важно для решения разных технических задач. В свою
81' 0ГИ выяснение условий образования таких техногенных веществ нередко
04 гельно дополняет представления о природном генезисе минералов.
3" М нералогическое материаловедение — это исследование разных веществ
нами минералогии, а также процессов спекания, преобразования и фазо-
М |\ превращений сырья при производстве абразивов, цементов, керамики, ог-
минеральных пигментов и других материалов. Сюда же можно отнес-
ти изучение минералогическими методами продуктов выветривания строитель-
ного камня в зданиях и сооружениях.
Минералогическая геммология (от лат. gemma — драгоценный камень и греч.
tyos _ учение, слово) — наука о минералах, ювелирных и поделочных камнях
(самоцветах), их физических свойствах и особенностях химического состава,
определяющих декоративно-художественные достоинства, технологию обра-
Coikii и облагораживания природных камней, методы их синтеза. Собственно
геммология включает в себя маркетинг ювелирного и поделочного материала
и и пелий из них, она изучает роль камня в искусстве и истории культуры, чер-
naci от минералогии, кристаллографии, физики минералов представления о
природе камня, методах его диагностики, обработки и синтеза. В практические
задачи геммологии входит: диагностика ювелирных камней в изделиях; уста-
ион (сние отличий самоцветов (алмаз, рубин, сапфир, изумруд, александрит и
АР» от их синтетических аналогов, а также от искусственных соединений; •
Разработка методов облагораживания самоцветов (усиление или изменение их
ГвММОЛОГИЯ зародилась в ранний период существования минерало-
-11 в современном виде она оформилась к началу XX в. после появления
1х методов исследования минерального вещества.
Ан. । ицинская минералогия. Минералогия и используемые ею методы иссле-
ф, ПИя ве1Дества получают все большее развитие при изучении анатомии и
ия>ЛОГИИ человека и в медицине. Это одновременно и прикладная минера-
Фармац” в асть Те°ретических и практических изысканий биологов, медиков и
ЛОпод°бные вещества в организме человека. Главными из этих веществ
КОстСя Фосфаты (см. табл. 33).
Ф человека среднего возраста состоят приблизительно на 70 % из фос-
Ф либоЦИЯ’ На 30 % из органического вещества. Фосфат кальция либо амор-
0 "И1че °0разУет мельчайшие призматические кристаллы длиной до 100 нм.
11 ’'*Рот К°е вещество костной ткани — это различные коллагены, жиры,
4 'здп еИны и Другие соединения. Вместе с органическим веществом такие
^^eHnjbl Слагают> выстраиваясь цепочкой, волокна костной ткани. У ново-
1Х и детей часть фосфатного вещества аморфная, с возрастом оно
'332 ГЛАВА 23. СОВРЕМЕННЫЕ ТЕНДЕНЦИИ РАЗВИТИЯ МИНЕРАЛОГИИ
постепенно все более раскристаллизовывается, размер кристал >>
.доля органического вещества в составе волокон, костной ткани v°B Растет
волокна теряют эластичность, кость становится более хрупкой с еНьи]а<Дся8
таллического фосфата кальция костной ткани точно не установ °СТав кРи<\
жет быть приблизительно выражен формулой Cai0(PO4)4(CO OHlT Чо-
:Са10_0,5И(РО4)6_„(СОз)„(ОН)2-иН2О. По составу и свойствам он явад Н>3 К1н
бы биогенным аналогом апатита, но в его кристаллической ctdvk *
тетраэдров (РО4)3“ замещается группами (СО3ОН)3~ или (СО3)2~ ^рс Ч:и".
кристаллов в биологической среде организма человека. Главной P<Xrtc
. ческой фазой в веществе хрящей опять-таки является биогег 1ный (ьОг?л'1и'
аналог апатита, он слагает до 5 % объема хрящей. "
Эмаль зубов состоит на 96 %, а дентин на 70 % из биогенного аналога
тита, остальной объем ткани сложен белковыми веществами амиогенино113
энамелином. Эмаль как бы собрана из призм, скрепленных этими белковыми
соединениями. В свою очередь, каждая призма представляет собой субпар,"
дельный агрегат шестоватых кристалликов биогенного «апатита», погружен-
ных в белковое вещество.
Отолиты — это песчинки (ушные камни) в вестибулярном аппарате чело-
века; они являются мельчайшими кристалликами биогенного карбоната каль-
ция. Есть указания на то, что в шишковидной железе имеется «мозговой пе-
сок» — это мельчайшие включения биогенного аналога апатита.
В некоторых злокачественных опухолях пациентов обнаружены агрегаты
кристаллитов биогенного «апатита»» размером до 2 см. В обызвесткованных
легких больных туберкулезом главными кристаллическими фазами являются
биогенные аналоги апатита и витлокита. Известен случай прорастания тканей
сердца апатитоподобным фосфатом кальция.
Мочевые камни, камни в почках, печени, желчнем пузыре, трахее, наросты
в аортах образованы различными аморфными и кристаллическими фазами,
разных органах это фосфаты, карбонаты, оксалаты либо ураты. Их
Среди них есть прямые аналоги минералов, тождественные с ними по •
ческому составу, структуре, морфологии кристаллов. При росте камНе*льНих
навливаются те же признаки образования конкреций, ритмично-зо^'
агрегатов, геометрического отбора, расщепления кристаллов, друзового
которые обычны для минералов в природе. попа-
Минералы внешнего происхождения (экзогенные) в организме чело ()ПаСцЫ
дают в дыхательные органы человека из воздуха. Среди них наи серПСцтин>
тальк, каолин, кварц, волокнистые (асбестовидные) амфиболы и хаТель-
поскольку они вызывают силикоз и другие болезненные явления ^1ЛоКон11а
ных путях и легких. Тончайшая пыль кварца забивает альвеолы. овЬ1й at'
асбестов рвут и протыкают их как иголочки. Особо опасен амфи
бест, так как его волокна очень остры и упруги. БезусЛ°рн?
Использование минералов в пище, гигиенических и лечебных целях. в п1ц ю
первым, но не единственным примером минералов, использу х тгцп
является галит NaCl. Общеизвестно применение тонкоперетер меТцчг4
качестве присыпок. Он входит также в рецептуру разных к явля<-’11'
средств и парфюмерных изделий. Чистая монтмориллонитовая г
ГЛАВА 23. СОВРЕМЕННЫЕ ТЕНДЕНЦИИ РАЗВИТИЯ МИНЕРАЛОГИИ 333
„иродным моюшим средством, а ее сухой порошок очищает желу-
<оРо111 бактерий- При лечении артрозов и других болезней суставов использу-
Д0К<В|11ПОФИТ- гг
е1сЯ 0,1 остаточно много лекарств от внутренних и наружных болезней, в
ЕсТЬ Д коТОрЫХ входят минералы. Особо большой опыт использования ми-
реи1’,1Т^Рулечебных целях накопила традиционная медицина в Тибете и Внут-
нер-“^Монголии. В древних китайских источниках указано около 365 ле-
penHL’li и3 них 46 (т.е. 12 %) названы минералами. Из 424 лекарств, рецепту-
карсТВ’ ых приведена в учебнике «Традиционная китайская фармакология»,
Р^'.рства (т.е. 5,4%) готовятся на основе минералов.
Важно однако, понимать, что врачи нередко пользуются своим толковани-
понятия «минерал» (см. с. 11). Кроме того, неверно идентифицируются
еМцсралы, указываемые в древних книгах по медицине. Например, как одно
”3 наиболее употребимых лекарств традиционной медицины Внутренней
Монголии современная публикация называет каламин. Как известно, кала-
лин — это старое название гемиморфита Zn4(Si2O7)(OH)2 • Н2О. Но в описа-
нии лекарства сказано, что «каламин — это вид смитсонита из семейства
природных карбонатов группы кальцита», т.е. имеется в виду Zn(CO3). Очень
трудно, но важно выявлять такие ошибки.
Методы исследования. Изучение минералоподобных веществ в организме
человека ведется разными методами. Диагностика выполняется по оптиче-
ским свойствам, методом рентгенофазового анализа и по химическому со-
ставу. Делаются термовесовые анализы, изучаются люминесцентные свой-
ства. инфракрасные спектры, определяются плотность и другие физические
свойства.
Археоминералогия. Термин введен в 1985 г. Р.Д. Митчеллом. В 2004 г. в
Ьт шне на английском языке издана монография Джорджа Р. Раппа под на-
зкшием «Archaeomineralogy». В ней обобщены минералогические методы диа-
гностики материалов древних находок и описана история использования ми-’
ралон в предметах труда, быта, искусства людей древних цивилизаций и
, гУр. Так очерчены области применения минералогических методов и зна-
"'ftf археологии.
,.инералогия окружающей среды. На протяжении XX столетия основным
» КТом Минералого-геохимических исследований являлся достаточно узкий
й.,ь.?аиболее Распространенных в природе породообразующих минералов,
Лаалец1”СТВ° И3 которых формируется в условиях повышенных температур и
tih Ии‘ Такая направленность объяснялась главным образом необходимо-
л. нимания процессов, определяющих состав и строение Земли (в первую
'"•ни " Земной коры) для изучения процессов рудообразования и концен-
hec,<Ofli Пр°МЬ1Шленно важных химических элементов. Однако за последние
"Г>ип0 Лет низк°температурные минеральные ассоциации, образующиеся
<113, рхностных условиях, привлекают все большее внимание исследова-
'АцОв ЯЗи с их важностью для решения экологических проблем и разработ-
^0Роц(Ра14ИОНального пРиР°ДОГ1ОЛЬЗОвания.
11 Степень° известно, что мобильность радиоактивных и токсичных элементов
Их воздействия на биосферу (в том числе и на человека) определя-
334 ГЛАВА 23. СОВРЕМЕННЫЕ ТЕНДЕНЦИИ РАЗВИТИЯ МИНЕРАЛОГИИ
ется структурно-химическими формами их существования, таки
пень окисления, координация, природа лигандов, комплексооб ’ ст?
т.п. В зависимости от физико-химических условий элементы Разованце и
ствовать в виде адсорбционных комплексов, образовывать твердые ПрисУт-
или самостоятельные минеральные фазы. Устойчивость этих фаз и Раств°Ры
ность к иммобилизации радиоактивных и токсичных элементов nv-п* Сп°с'"-
чения их в свою кристаллическую структуру оказывают решающее вп М Bklh’'
миграцию этих элементов в условиях окружающей среды. Ян,1е на
Вместе с тем полная картина приповерхностных минералообпа
процессов характеризуется повышенной сложностью, большим разно
ем компонентов и физико-химических условий и как таковая еще далек33”
понимания. В частности, неясны даже простые эмпирические закономеп <Л
ти, связывающие структурные особенности минеральных фаз с их термодп^
мической устойчивостью. Изучение таких закономерностей возможно только
путем объединения исследователей самых разных специальностей. Это — важ
ная потребность обеспечения будущего нашей жизни.
Минералогия и новые науки
В приведенном выше обзоре направлений развития теоретической и при-
кладной минералогии использовались разные термины — биоминера, югия,
наноминералогия, археоминералогия и другие. Что это — новые зарожда-
ющиеся науки или старая минералогия на новых рубежах исследований? По-
следнее вернее. И второй вопрос: насколько самостоятельны эти новые на-
правления старой минералогии? Здесь лучше придерживаться проверенною
временем жизненного правила: всегда очень важно выделить, показать, под-
черкнуть новое в каждом начинании. Но всегда важно не отделяться от базис
ных достижений старых наук и работать в кооперации с другими спеииали
стами, старыми и новыми. 0.
Минерал есть объект природы. Их может изучать и изучает геолог, *
граф, литолог, специалист по геологии и генезису месторождении п
ископаемых, геохимик, физиолог, химик, физик, геммолог — всех ^pa-
числить. Поэтому лучше бы говорить не «Минералогия», а «Наука о
лах».
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
!> • позади изучение трудного курса минералогии, тренировки с эталон-
И| и’рабочими коллекциями, посешение музеев, тяжелые коллоквиумы,
ИЫМ,,цание сложных и непривычных формул минералов, запоминание их ас-
аний. Между тем умение диагностировать минерал и знать его состав —
с° лишь одно из профессиональных качеств минералога.
ЭТ°Авторы надеются, что еще не раз вы обратитесь к этой книге, желая полу-
чить первую ориентировку и начальные сведения по разным разделам мине-
рамгии как широкой науки. Мы надеемся, вы поняли, что без знания мине-
рами и владения теоретическим содержанием минералогии и ее методами
невозможно решать общие теоретические и прикладные проблемы геологии,
вести геохимические и геофизические поиски месторождений рудного и не-
рудного минерального сырья, разрабатывать технологию его добычи, обога-
щения, промышленной переработки и использования в разных отраслях хо-
зяйства. А также невозможно полноценно оберегать экологию среды обитания
человека, синтезировать новые материалы на основе минералов.
Но учебник есть учебник. О каждом минерале в нем рассказано по-разно-
*<У- За детальными сведениями о них вам придется обращаться к специальным
справочникам, энциклопедиям, техническим руководствам.
Если вы хотите посвятить себя целиком минералогии, то знайте, что бака-'
^®ров и магистров по этой специальности готовят на кафедрах минералогии
псковского и Санкт-Петербургского университетов. На этих же кафедрах, а
же в Московской горно-геологической академии готовят геммологов. Спе-
® Cai<lyi° МинеРалогическУю и геммологическую подготовку можно получить
икт-Петербургском горном институте, в университетах Новосибирска,
^^ывкара, Томска и Горной академии в Екатеринбурге.
УпорСтУЧИТЬ Сг™альность можно везде, если есть желание, серьезность,
Tejieii 2°' Человек делает себя сам. Он сам находит вокруг себя хороших учи-
Так. р| и в вУзе, и в жизни. Если студент ленив и бесцелен — все вокруг не
Далеко не всегда в ранние годы жизни приходит глубокий и за-
® МцНеЯ,0111ий интерес к делу. Желаем вам успехов, друзья! И не обязательно