Серпентины
МОНОКЛИННЫЕ ( —)
Mg3[Si205]@HL
Nm
A
Np
Nm
Ng
— 2V
Дисперсия
Уд. в.
Тв.
Спайность
Двойникование
Цвет
Элементарная
ячейка
Пространственная группа
Хризотил
1,532 — 1,549
—
1,545—1,556
—
—
—
=•2,55
2,5
Волокна (|| х)
—
Желтый, белый
серый, зеленый;
в шлифах от
бесцветного до
светло-зеленого
Лизардит
1,538—1,554
—
1,546—1,560
—
—
—
=«2,55
2,5
По {001}
совершенная
Зеленый, белый; в
шлифах от
бесцветного до
светло-золеного
У всех разновидностей а =«5,3, 6 =«9,2, с<=*
Z=2
—
Ст.
Антигорит
1,558—1,567
1,565
1,562—1,574
37—61°
Np приблизительно
параллельно z; пл.
о. о. 1 @10)
r>v
2,6
2,5—3,5
По {001}
совершенная
Редко
Зеленый, зеленовато-
голубой, белый; в
шлифах от
бесцветного до
светло-зеленого
7,3 А, р =-= 93 или 90°,
Сто
Разлагаются в кислотах (особенно легко хризотил)
Все основные минералы серпентиновой группы имеют состав,
приблизительно отвечающий формуле H4Mg3Si209, причем в природных
образцах замещение одного из указанных в формуле элементов каким-либо
другим очень невелико. Наиболее хорошо изученный серпентиновый
минерал — хризотил слагает жилки, состоящие из шелковистых
волокон, и представляет собой наиболее важный промышленный тип асбеста.
Прочность на растяжение у хризотил-асбеста выше, чем у волокнистых
амфиболов; однако в тех случаях, когда требуется кислотостойкое и
термически устойчивое волокно, используются амфиболы. Волокна хризотил-
асбеста обычно ориентированы перпендикулярно стенкам жилок (хотя
встречаются и продольно волокнистые разновидности). Длина волокна,

Серпентины 199
как правило, не превышает 1,2—1,3 см, однако может достигать и 15 см.
В структурном отношении все серпентины представляют собой, по
существу, триоктаэдрические аналоги каолинита. Среди серпентинов
существуют три основные полиморфные модификации: хризотил, антигорит
и лизардит *. Свое название серпентин получил в связи с характерным
обликом поверхности многих серпентинитов, напоминающей спину змеи
(serpent). Слово «хризотил» произошло от греческих chrusos, золотой,
и tilos, волокно; антигорит и лизардит получили свои названия от
географических наименований — Антигорио в Италии и Лизард в Корнуэлле.
Для характеристики этой группы сходных минералов в качестве
собирательного термина используется название «серпентин», тогда как породы,
состоящие главным образом из серпентина, называют серпентинитами.
Структура
В настоящее время имеется достаточно доказательств, что все серпен-
тиновые минералы, несмотря на волокнистый характер некоторых из них,
обладают слоистой структурой, сходной со структурой минералов группы
каолинита** (Warren, Hering, 1941; Aruja, 1943; Whittaker, 1953). Одна
из частей серпентинового слоя представляет собой псевдогексагональную
сетку связанных друг с другом тетраэдров SiO4 с приблизительными
параметрами а 5,3, Ъ 9,2А. Все тетраэдры в этом слое обращены в одну сторону
и соединяются с бруситовым слоем, в котором с одной стороны два из
каждых трех гидроксилов заменяются атомами кислорода, представляющими
собой вершины тетраэдров SiO4 (фиг. 42). Расстояние по нормали между
сложными слоями такого типа равно примерно 7,3А. Сопоставление бру-
ситового и тридимитового слоев *** свидетельствует, что соединение этих
двух структурных элементов, вероятно, сопряжено с заметным
несоответствием их размеров. (В гексагональной элементарной ячейке
соответствующие параметры приблизительно оравны: в бруситовом слое 5,4 X 9,ЗА,
а в тридимитовом слое 5,0 X 8,7А). По-видимому, многие
кристаллографические и морфологические особенности серпентиновых минералов
обусловлены различными способами взаимного приспособления двух главных
структурных элементов. Кроме того, в структуре серпентинов, как и в
структурах других слоистых минералов, могут проявляться различные
типы упорядоченного и неупорядоченного наложения слоев, в связи с чем
возникают дополнительные полиморфные модификации. Существует три
способа, посредством которых составляющие слой двумерные сетки
многогранников могут наилучшим образом приспосабливаться друг к другу:
а) одновременно или порознь проявляющаяся замена ионов Si в тетраэдри-
ческом слое более крупными ионами и замена в октаэдрическом слое
ионов Mg более мелкими ионами; б) совместное или раздельное искажение
идеальных мотивов октаэдрической или тетраэдрической сеток, вероятно,
* Вряд ли можно рассматривать их как полиморфные модификации, так как
их различия касаются деформаций решетки и морфологии кристаллов.— Прим. ред.
** Серпентины, однако, отличаются от каолинитовых минералов триоктаэдри-
ческим характером слоев и способом их упаковки в структуре.
*** Тетраэдры в слое тридимитовой структуры в отличие от серпентиновых
тетраэдров попеременно обращены вершинами в противоположные стороны; тем не
менее структура тридимита принимается как основа для вывода параметров свободной
от напряжений тетраэдрической сетки.

200
Породообразующие минералы
сопровождаемое возникновением напряженных конфигураций, которые,
по-видимому, могут уравновешиваться под влиянием сильных межслоевых
А А А
V V V
I I «о
© 2
о 3
х 4
4 5
3@Н)на ячейку —i
ЗМд на ячейку —i
2@),1@Н)на ячейку
\ 2 Si на ячейку —i
F)
ФИГ. 42. Структура серпеитинового слоя.
о — проекция тетраэдрической сетки SI2O6 на горизонтальную плоскость; б — проекция тетра-
эдрический сетки па плоскость, перпендикулярную оси у; в — проекция триоктаэдрической
сетки серпентинового слоя па горизонтальную плоскость; г — проекция серпептинового слоя
на плоскость, перпендикулярную оси у (Zussman, 1954). 1 — атомы кислорода,
принадлежащие обеим сеткам; 2 — ионы (ОН) на нижней поверхности бруситовой сетки; 4 — ионы магния;
5 — ионы кремния.
связей; в) искривление всего сложного слоя с тетраэдрическим
структурным элементом с внутренней стороны поверхности изгиба. У серпентино-
вых минералов могут осуществляться и комбинации всех
вышеперечисленных способов взаимного приспособления сеток слоя.
Результаты многочисленных экспериментов свидетельствуют о
существовании у серпентиновых минералов изогнутых слоистых структур.
При рассмотрении волокон хризотила под электронным микроскопом
часто можно видеть их трубчатый облик (фото 1а, 16), а на рентгеновских
дифракционных картинах хризотила проявляются особенности, которые

ФИГ. 1а. Электронно-микроскопический снимок трубчатых волокон хризотила из
Глоба, Аризона. Увеличение X 40 000 (Nagy, Faust, 1956).
ФИГ. 16. Электронно-микроскопический снимок трубчатых волокон
искусственного хризотила. Увеличение X 21 400 (Noll et al., 1958).

202 Породообразующие минералы
полностью объясняются изгибом слоев. У большинства хризотилов их
основные слои изогнуты вокруг оси х с образованием или полых
концентрических цилиндров, или стержнеобразных кристаллов, вытянутых
параллельно оси х. В таких случаях несоответствие размеров структурных
элементов слоя в направлении оси волокна частично может облегчаться
искажениями структуры, происходящими при изгибе. Хотя направление оси
у хризотила следует по кривой, Уиттакер (Whittaker, 1953), используя
данные рентгенограмм волокна хризотила, получил проекцию структуры
этого минерала на радиальную плоскость, соответствующую проекции
плоскослойной структуры на плоскость @10). Проекция электронной
плотности подтверждает каолинитовый тип слоя. Рентгеновские снимки
волокон указывают, что элементарная ячейка хризотила охватывает два
слоя, а также свидетельствуют о существовании двух разных типов
взаимного расположения слоев с р ~ 93° и р = 90°, которые соответственно
характерны для клинохризотила и ортохризотила. Ортохризотил имеет
ромбическую симметрию (если пренебречь искривлением структуры), а его
элементарная ячейка является двуслойной. Последнее обстоятельство
обусловлено тем, что в последовательных слоях два типа положений
занимаются попеременно то ионами Mg, то ионами (ОН), и наоборот, а также
смещением чередующихся слоев попеременно в направлениях -\-х и —х.
В клинохризотиле последовательные слои смещены в одну сторону и
имеют одну и ту же конфигурацию ионов Mg — ОН, однако чередующиеся
слои смещены на различные величины и имеют незначительные различия
в положениях атомов, и в этом случае приводящие к двуслойной
элементарной ячейке. Хотя взаимное расположение слоев относительно
трансляций в направлении х является упорядоченным, взаимное расположение
слоев в направлении у характеризуется полным трансляционным
беспорядком. Поэтому фактически атомы, располагающиеся в основаниях
слоев, приурочены не к строго локализованным углублениям нижележащих
слоев, а к впадинам вдоль дуг конечной длины.
Кроме ортохризотила и клинохризотила, существует третья
разновидность это*го минерала, названная парахризотилом, в которой осью
изгиба служит направление у, а не х (Whittaker, 1956c).
Та часть серпентиновой породы, которая слагает связующую массу
жилок хризотил-асбеста, представлена лизардитом. Лизардит очень тонко-
зернист, но под электронным микроскопом видно, что его кристаллики
имеют пластинчатую форму. Весьма вероятно, что незначительные
размеры кристаллов этой разновидности определяются напряжениями,
возникающими в процессе взаимного приспособления структурных элементов
слоя и ограничивающими рост кристаллических индивидов. Согласно
порошковым рентгенограммам, лизардит имеет однослойную
гексагональную (Р = 90°) элементарную ячейку, однако детали его структуры не
установлены. Повторяемость в этой структуре с периодом в один слой может
•быть нестрогой из-за беспорядочного чередования слоев с двумя
альтернативными типами конфигурации групп (Mg, ОН). Некоторые волокнистые
и массивные серпентины имеют шестислойную гексагональную
элементарную ячейку (Zussman, Brindley, 1957), и можно полагать, что
существуют и другие типы взаимного расположения слоев. Искусственный
серпентин, в котором весь кремнезем замещен германием, имеет
кристаллы пластинчатой формы и шестислойную гексагональную элементарную
ячейку. Это наиболее яркий пример уменьшения несоответствия размеров
сеток слоя благодаря ионным замещениям. В обоих отмеченных выше
случаях шестислойной ячейки структура приближенно характеризуется дву-

Серпентины
203
слойной элементарной ячейкой, однако Гиллери (Gillery, 1959) указывает
на существование некоторых искусственных серпентинов и септехлоритов
с шестислойной элементарной ячейкой, которые приближенно можно
описать и с помощью трехслойной ячейки.
Другой структурно отличный серпентиновый минерал — антигорит.
Размеры Ъ и межплоскостные расстояния @01) у образцов антигорита
близки к соответствующим величинам хризотила и лизардита, однако
они обладают большим параметром а элементарной ячейки; в большинстве
•ФИГ. 43. Структура антигорита в проекции на плоскость, перпендикулярную оси у.
Изогнутые слои (радиус кривизны 75А) меняют свою полярность в положениях РР', RR'
и вблизи QQ' (Kunze, 1956).
случаев его величина близка к 40А. При рентгеновском изучении методом
монокристалла одного из образцов антигорита были установлены
параметры а 43,5А и р 91,4°, а также однослойность ячейки (Aruja, 1945). Судя
по дифракционным картинам, псевдоячейка антигорита имеет параметр
а ~ 5,3А; таким образом, структуру антигорита можно представить как
результат регулярного искажения формы идеальных серпентиновых
слоев. Большую величину параметра а можно объяснить изгибом
серпентиновых слоев вокруг оси у с образованием параллельных этой оси
волнообразных изгибов, чередующихся с периодом а. При рентгеноструктур-
ном исследовании (Kunze, 1956, 1958) у антигорита установлена
структура, в которой серпентиновые слои волнообразно изгибаются таким
■образом, что на каждой линии перегиба полярность слоев меняется на
противоположную. Картины дифракции электронов от монокристаллов
антигорита обнаруживают целую совокупность значений параметра а;
экспериментально былиотмечены величины а~33, 35, 38, 40, 43А (Zussmanet al.,
1957). Кроме того, у разновидности, получившей название «ю-йен-стоун»,
наблюдалось значение а аи 100А, ао у другой волокнистой разновидности
антигорита параметр а был ~ 18,5А. По-видимому, параметр а принимает
значения, приблизительно разделяемые интервалами, кратными 5,3/2А.
В волокнистом антигорите, иногда называемом пикролитом, ось у всегда
параллельна оси волокна в отличие от большинства хризотилов, в которых
ось волокна совпадает с осью х. Характерные особенности различных
структур серпентинов сведены в табл. 28. Никелевые аналоги серпентинов
имеют примерно такие же параметры (d0Qi = 7,35А для Ni —
Si-разновидностей и 7,49А для Ni — Ge-разновидностей), тогда как у
алюминиевого серпентина d00L ~ 7,1 А.

204
Породообразующие минералы
Детальная информация о природе волокон хризотила получена по
данным рентгенограмм, заснятых в областях малых и больших углов
рассеяния, по картинам дифракции электронов и многочисленным электронно-
микроскопическим снимкам. Волокна хризотила могут иметь различные
диаметры, но наиболее часто встречаются волокна с внутренним
диаметром ИОЛ, впешним диаметром 260Л и с толщиной стенок трубрк в десять
слоев. Ненапряженный слой имеет радиус кривизны около 88А. Эти
цифры, полученные по данным широкоугловых рентгенограмм (Whittaker,
1957), согласуются с данными рассеяния в области малых углов (Fanku-
chen, Schneider, 1944; Jagodzinski, Kunze, 1954), а также с наблюдениями
под электронным микроскопом (Noll el al., 1958, и др.). Уиттакер (Whit-
laker, 1955) классифицировал и описал различные возможные
цилиндрические решетки. Это решетки из концентрических замкнутых цилиндров,
Таблица 28
ПАРАМЕТРЫ ЭЛЕМЕНТАРНОЙ ЯЧЕЙКИ СКРПЕНТИНОВЫХ МИНЕРАЛОВ
а (к)
Ь(к)
с (А)
Количество слоев
в ячейке
Ось
волокнистости
Хризотил
(Whittaker, 19ЬВ а, Ь, с)
клино-
5,34
9,25
14,65
93°16'
2
X
орто- | пара-
5,34
9,2
14,63
90°
2
X
5,3
9,24
14,7
90°
2
У
Лизардит
CWhitla-
ker,
Zussman,
1956)
5,31
9,20
7,31
90 °
1
6-слойный ортоге-
ксагопальный
серпентин (Zussman, Bri-
nrtley, 1957)
Mg-Si
5,322
9,219
43,59
90°
6
X (у

ЛОКНИСТОГО)
Mg-ee
5,436
9,415
44,66
90°
6
Аитигорит
(Kunze,
1У56)
43,3
9,23
7,27
91,6°
1
у (у волок
нистого)
из спирально свернутых слоев или слоев, характеризуемых
расположением сходных атомов по винтовой линии. Изучение естественных
хризотилов дифракционными методами свидетельствует в одних случаях о
существовании у них концентрических цилиндров, а в других — о винтовом
расположении; иногда имеющиеся данные позволяют предполагать
наличие расщепленных вдоль образующих фрагментов цилиндрических
поверхностей. Вероятно, у хризотила проявляются многие различные
конфигурации цилиндрических решеток.
Структурные соотношения между серпентином и продуктом его
разложения при нагревании — оливином изучались рядом исследователей.
Оливин, образующийся за счет хризотила при нагревании, обладает
заметной унаследованной ориентировкой. Направления [010] или [013]
элементарной ячейки * оливина располагаются параллельно оси волокна
хризотила [100] (Epprecht, Brandenburger, 1946; Hey, Bannister, 1948);
были установлены и другие типы ориентировки (Aruja, 1943; Wondra-
tschek, 1956). Оливин, образующийся при нагревании лизардита и
волокнистого антигорита, имел несколько унаследованных кристаллографических
направлений; кроме отмеченного выше типа ориентировки, оси [ООП
* Форстерит относится к ромбической сингонии и имеет следующие параметры
элементарной ячейки: а 4,755, Ь 10,21, с 5,985 А.

Серпентины 205
или [011] оливина были в этом случае параллельны оси [010] серпентина,
а направление [100] оливина совпадало с осью z серпентина (Brindley,
Zussman, 1957). Помимо простых пространственных соотношений, при
переходе серпентина в оливин отмечаются также простые соотношения
параметров элементарных ячеек: 2асерп — ЬОПИВ и 2&серп ~ Зсолив. Таким
образом, в этом случае механизм превращения относительно прост и сходен
с механизмом, описанным для хлоритов (Brindley, АН, 1950). При
рентгеновском изучении этого перехода на различных промежуточных его
стадиях была установлена зависимость хода процесса от характера
элементарной ячейки исходного серпентина — однослойной или двуслойной.
Двуслойные серпентины ведут себя при нагревании так же, как и двуслойный
•силикат алюминия — диккит, образуя промежуточный продукт,
структура которого характеризуется мслшлоскостным расстоянием 14,5А; это
соединение очень мало изменяется при дальнейшем нагревании. В
результате же нагревания однослойных серпентинов возникает промежуточный
продукт с межплоскостным расстоянием, постепенно уменьшающимся
от 14 до примерно 10 А. Установлены также признаки крупной ячейки,
существующей во время перехода и представляющей собой наименьшую
кратную ячеек серпентина и оливина. Такую ячейку можно назвать
«переходной»; по отношению к ней весь процесс реорганизации вещества
описывается во многом таким же образом, как весь кристалл описывается
через ого элементарную ячейку.
В литературе описапы ориентированные сростки хризотила с
другими серпентинами и кальцитом (Wondratschek, 1957) и бруситом.
Химизм
Химизм минералов группы серпентина в целом относительно прост,
•гак как в большинстве случаев состав природных минералов мало
отличается от идеальной формулы H1Mg3Si>()9. В серпентине кремний может
замещаться алюминием, а магний — алюминием, закисным и окисным
железом. Никель может выполнять функции магния, о чем говорит
возможность получения искусственных чисто никелевых серпентинов, а
также существование гарньерита — природного никелевого серпентина.
В большинстве случаев, однако, содержание никеля в магнезиальных
серпентинах невелико (в среднем около 0,25%). В небольших количествах
встречаются хром, медь и платина. Как известно, существуют минералы
со слоистой триоктаэдрической структурой каолинитового типа,
характеризующиеся очень высоким содержанием железа (например, гриналит
и нехлоритовая структурная разновидность шамозита, см. стр. 191),
однако в серпентинах замещение магния железом проявляется в пезна-
чительной степени. Когда серпентиповые минералы образуются за счет
перидотитов, то большая часть железа, присутствовавшего в материнских
оливинах или пироксенах, не входит в структуру серпентина, а выделяется
в форме магнетита или гематита.
Соотношения химических составов различных минералов группы
серпентина— хризотила, лизардита и антигорита—окончательно не
установлены. Предполагается, что разновидности серпентина представляют
собой чисто полиморфные модификации одинакового химического состава,
в связи с чем их существование связывается с различными физическими
условиями устойчивости структур. Продукты синтеза серпентина пред-

Таблица 29
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ СЕРПЕНТИНА
Хризотилы
SiO2
тю2
А12О3
Fe2O3
Сг2О3
FeO
NiO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
so3
co2
H2O+
н2о-
Сумма
Np
Nm
Ng
— 2V
Уд. в.
i
41,80
0,05
0,11
0,68
0,003
0,05
0,00
0,04
42,82
0,10
0,03
0,01
0,09
0,01
14,04
0,28
100,11
—
—
—
2
41,97
—
0,10
0,38
—
1,57
—
—
42,50
—
—
0,08
_
—
13,56
-
100,26
1,549
—
1,556
—
2,56
3
41,83
0,02
0,30
1,29
—
0,08
—
0,04
41,39
СЛ.
—
—
—
—
13,66
1,57
100,18
—
—
—
4
42,02
0,00
0,52
0,19
-
0,11
—
0,03
41,44
0,00
—
—
—
—
14,04
1,64
99,99
—
1,540
—
Лизардиты
5
41,80
0,10
0,19
0,93
0,003
0,06
0,00
0,04
42,67
0,19
0,02
0,01
0,08
0,04
13,88
0,24
100,25
—
—
—
6
41,25
0,02
0,54
1,32
—
0,09
0,07
41,84
0,02
—
—
—
13,68
0,97
99,80
—
—
7
44,29
0,03
2,18
0,50
—
—
—
—
40,43
0,03
—
—
—
—
12,42
—
99,88
1,545
1,545
1,555
2°
2,55

Количества ионов в пересчете на 9 (О, ОН)
Si
А1
Fe+з
Al
Fe+з
Сг
Fe+2
Mn
Mg
Ca
Na
К
(OH)
(H4)
1,921 -,
— 5- 1,92
_ J
0,006
0,024
0,001
0,001
2,937
0,005
0,001
4,00
0,079
2,98»
1,943 -.
0,001 } 1,96
0,014 J
0,061
2,932
0,004 i
4,188
3,00
1,950 -,
— }■ 1,95
_ J
0,016
0,045
0,003
0,001
2,877
— J
4,248
2,94
1,954
0,026
0,001
0,004
0,001 J- 2,
2,871
- J
4,352
1,926 -.
0,010 }■ 1,97
0,032 J
0,002
0,002
2,930
0,008
0,002
4,00
0,066
2,956
1,924 -,
0,030 } 1,95
_ J
0,046
0,004
0,002
2,904
0,001
4,250
2,96
2,004 i
— } 2,00
_ J
0,117 1
0,018
2,738
0,002
— j
3,87
2,88B
1. Поперечно-волокнистый хризотил-асбест, Эбаутвилл, Нью-Йорк (Kalousek, Muttart, 1957). Аналитик У. И. Смит.
2. Волокнистый хризотил-асбест, район Дэнвилл, Квебек, Канада, (Pundsack, 1955a). Аналитики Т. Сопочи и Р. Уилли. (Кроме того, в
анализе 0,10 других окислов.)
3. Поперечно-волокнистый хризотил-асбест (из проявления в метаморфизовашшх карбонатных породах), Трансвааль (Brindley, Zussman, 19 57).
Аналитик У. А. Дир.
4- Хризотил, месторождение асбеста, округ Гила, Аризона (Nagy, Faust, 19 56). Аналитик Дж. Дж. Фейхи.
5. Лизардит из серпентинитовой основной массы, вмещающей жилу хризотил-асбеста, представленного в настоящей таблице апал. 1,
Эбаутвилл, Нью-Йорк (Kalousek, Muttart, 1957). Аналитик У. И. Смит.
6. Лизардит из серпентинитовой основной массы, вмещающей жилу хризотил-асбеста, представленного в настоящей таблице анал. 3,
Трансвааль (неопубликованные данные). Аналитик У. А. Дир.
7. Лизардит (белый серпентин), Кеннак-Ков, Лизард, Корнуэлл (Midgley 1951, "Whittaker, Zussman, 1956). Аналитик Л. Дж. Ларнер Второй
анализ этого образца произведен У. А. Диром. Здесь приведено среднее значение из двух анализов, причем формула вычислялась с
использованием объема элементарной ячейки и удельного веса.
а В том числе Т1 0,003.
6 В том числе Ti 0,004.
в В том числе Ti 0,001-

Таблица 29 (продолжение)
Антигориты
А1-серпентин
9
43,45
0,02
0,81
0,88
Не опр.
0,69
Не опр.
0,00
41,90
0,04
0,05
0,02
12,29
0,04
10
44,70
0,00
0,50
0,07
—
0,29
—
—
42,05
0,12
—
—
12,43
0,06
11
12
Ni-серпентин
SiO2
TiO2
А12О3
Гс2О3
Сг2О3
FeO
NiO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
SO3
GO2
H2O+
Сумма
Np
Nm
Ng
— 2V
Уд. в.
43,60
0,01
1,03
0,90
0,02
0,81
0,16
0,04
41,00
0,05
0,01
0,03
12,18
0,08
1,5615
1,5660
1,5670
47V2°
2,607
44,50
0,00
1,41
0,00
0,06
0,35
0,095
0,00
41,56
0,02
0,00
0,00
12,36
0,00
42,54
5,68
1,06
0,74
35,57
0,13
13,26
0,38
41.00
0
3
0
15
22
0
,22
|28
,40
,56
,86
,30
9,74
6,22

Количества иопов в пересчете на 9 (О, ОН)
Si
А1
Fo+з
Al
Fe+з
Сг
Fe+2
Ni
Mn
Mg
Ca
Na
К
(OH)
2,028
0,057 ■
0,032
—
0,032
0,006
0,002
2,863
0,003
0,001
0,001
3,807
Ъ 2,03
■ 3,00
2,022
— } 2,02
_ J
0,044 ■
0,030
—
0,027
2,905
0,002
0,004
— .
3,814
• 3,01
2,060
0,024 "i
0,024
—
0,011
—
2,886
—
—
— ,
3,818
• 2,06
■ 2,95
2,055
0,069 •
—
0,001
0,014
0,003
2,859
0,001
—
3,806
- 2,06
■ 2,95
1,970
— J- 2,00
_ J
0,280 ■
0,037
—
0,029
—
2,246
0,006
—
—
4,098
2,60
2,225
- } 2,23
0,013 ■
0,134
0,018
0,678
1,849
0,017
—
3,528
2,71
9.
10.
11.
12.
13.
Антигорит, окрестности Каракаса, Венесуэла (Hess et al., 1962). Аналитик Л. К. Пекк.
Антигорит, Кропп-Ривер, Миконнуи, Новая Зеландия (Zussman, 1954). Аналитик Р. А. Хауи.
Антигорит (ю-йеи-стоун), Пей-ва-ку и Ляо-йе-линд, провинция Ляонин, северо-восток Китая (Nagy, Faust; 1956). Аналитик Дж. Дш. Фейхи.
Антигорит, карьеры Стсйт-Лайн, рудник Лоус, Рок-Спрингс, округ Сесил, Мэриленд, США (Nagy, Faust, 1956). Аналитик Дш. Дж. Фейхи.
Алюминиевый хризотил, ущелье Контакт, бассейн реки Маркопидж, Северный Кавказ (Сердюченко, 1945).
Никелевый серпентин из гидротермальной жилы в дуните, Уэбстер, Северная Каролина, США (Ross et al., 1928). Аналитик Ф. А. Гонье.
Купце (Kunze, 1956) приводит Ng 1,568, —2V 37°.

210 Породообразующие минералы
ставляют собой или очень мелкие волокна хризотила или вообще не
поддаются более точному определению, за исключением их принадлежности
к группе серпентина, в связи с чем поля устойчивости этих
разновидностей серпентина до сих пор не установлены. Если разновидности
серпентина действительно не различаются по химическому составу, то можно
предполагать, что образованию той или иной из них в природе
благоприятствуют некоторые специфические условия. Например, возможно, что
волокна хризотила легче возникают в обстановке бокового сжатия или
продольного растяжения. Вероятно также и то, что каждая из трех
разновидностей несколько отличается от других по химическому составу. Тогда
можно предполагать, что пластинчатые серпентины содержат больше
трехвалентных ионов (особенно А1), чем хризотил, так как вхождение
в структуру серпентина этих ионов уменьшает масштабы необходимой
взаимной приспособляемости слоистых структурных элементов решетки.
Это положение экспериментально подтверждается синтезом серпентинов
с изоморфными замещениями в их составе. Так, серпентины с
ощутимыми количествами А1, замещающего Si и Mg, или Ge, замещающего Si,
имеют кристаллы пластинчатой формы, тогда как обычные серпентины
дают волокнистые выделения. Эту идею (и вытекающее из нее обратное
положение) следует очень осторожно применять к природным объектам,
так как антигорит, дающий пластинчатые кристаллы, тем не менее, по
данным рентгеноструктурных исследований, обладает искривленной
слоистой структурой и, следовательно, не нуждается в высоком содержании
А1. По данным химических анализов антигорит не характеризуется
повышенным содержанием алюминия; и в действительности, в некоторых
образцах антигорита (например, анал. 10, табл. 29) А1 меньше, чем в лизардите
и хризотиле. У лизардита, однако, не установлено никаких признаков
трубчатой или гофрированной структуры, так что и у него как будто не
исключена возможность повышенного содержания А1. Но опять-таки
химические анализы не подтверждают этих предположений, и некоторые
лизардиты (обычно основная связующая масса жил хризотил-асбеста)
содержат столь же мало алюминия, как и сам хризотил (ср. анал. 5 и 1,
а также 6 и 3, табл. 29). В этих образцах величина кристаллов
чрезвычайно мала; возможно, что напряжения, возникающие вследствие
несоответствия размеров структурных элементов слоев, терпимы лишь в очень
малых участках структуры. В связи с этим примечательно, что в одном
образце лизардита с относительно крупными пластинчатыми
кристаллами (табл. 29, анал. 7) содержание А1 заметно выше, чем в других
хризотилах и лизардитах. Выявление небольших, но постоянных различий в
химическом составе серпентинов довольно затруднительно, так как в них часто
присутствуют примеси, представленные очень тонкозернистым
материалом. Поэтому более высокое содержание трехвалентного железа в
серпентинах основной массы, включающей хризотиловые жилки, может быть,
например, связано с повышенным количеством неотделимых примесей *.
Специфическая особенность химического состава антигорита, видимо,
заключается в несколько более высоком отношении Si : Mg, чем для
идеального состава серпентинов. Это вполне закономерно, если исходить
из модели структуры с гофрированными слоями. В противоположность
* На пластинчатый или волокнистый характер серпентиновых минералов может
оказать влияние история образования минерала. Так, серпентин, образующий
псевдоморфозы по слюде (сунгулит), наследует пластинчатый характер материнской
слюды.— Прим. ред.

•Серпентины • ■ 11
этому в ряде анализов хризотила (Kalousek, Muttart, 1957) при пересчете
на основе 9 (О,ОН) обнаруживается дефицит Si по сравнению с двумя
атомами на формульную единицу в идеальном составе серпентина, а также
некоторый избыток ионов водорода (сверх требуемых идеальной
формулой четырех атомов), который точно балансируется дефицитом кремния.
(Подобным способом были, в частности, распределены ионы анал. 1,
табл. 29.) Эти факты позволяют предполагать некоторое замещение
атомов кислорода ионами (ОН) в сетке тетраэдров, вероятно,
осуществляющееся по типу, описанному Мак-Коннеллом (McConnell, 1954) применительно
к серпентинам и различным другим минералам. Такой же дефицит ионов
Si обнаруживается ив материале серпентиновойсвязующей массы, однако
в этом случае отсутствует избыток водорода и не достигается столь точной
сбалансированности в составе (см. табл. 29, анал. 5). Нет хорошей
сбалансированности и в анализах нескольких других образцов хризотила.
При пересчетах анализов чистого хризотила на количества ионов,
эквивалентных 9 (О,ОН), обращают на себя внимание несколько меньшие
количества ионов в тетраэдрических и октаэдрических положениях по
сравнению с их идеальными значениями (соответственно 2 и 3). Такая же
особенность наблюдается у лизардитов, за исключением грубозернистого
образца (табл. 29, анал. 7), где дефицитна лишь сумма ионов в
октаэдрических положениях. Эти колебания состава явно отличаются от
колебаний, проявляющихся у антигоритов, у которых при пересчетах возникают
повышенные количества катионов в тетраэдрических положениях. Для
пересчетов анализов антигоритов на количества ионов, эквивалентных
двум тетраэдрическим катионам на ячейку, особенно показателен дефицит
катионов в октаэдрических положениях, а также дефицит анионов,
причем обе эти особенности состава антигоритов увязываются с известными
деталями их кристаллической структуры. Этот вывод согласуется с
заключением, вытекающим из непосредственной оценки содержаний химических
элементов в элементарной ячейке (Zussman, 1954). При аналогичном
пересчете формул хризотила и лизардита на основе двух тетраэдрических
катионов на ячейку обнаруживается избыток анионов. Этот факт вместе с выяв^
ленным избытком водорода наталкивает на мысль о возможности
противоположной (по отношению к антигориту) интерпретации химического
состава хризотила и лизардита, что опять-таки находится в соответствии
с известными данными по атомной структуре этих минералов. Избыток
ионов (ОН) и замещение этими ионами атомов кислорода, вероятнее всего,
осуществляются на ребрах серпентиновых слоев, и если частицы
минерала достаточно малы, то эти дополнительные анионы могут появиться
в количествах, выявляемых химическим анализом. Так, для
бесконечных лент избыток анионов на ребрах можно было бы установить
экспериментально при условии, что ширина лент была бы порядка 100 А.
Существование подобных лент иногда приходится предполагать как единственно
возможное объяснение результатов рентгеновских и
электронно-микроскопических данных и определений удельного веса некоторых образцов
хризотила (см. стр. 216). При изучении лизардита это предположение
находит меньшее подтверждение. Избыточные анионы должны здесь
определяться экспериментально на ребрах мелких частичек, средний размер
которых равен примерно 150 А. Как известно, размер частиц массивного
лизардита очень мал, и хотя отдельные частицы указанной выше
величины видны под электронным микроскопом, средние размеры частиц
примерно в пять раз больше. Важно, однако, отметить, что в грубозернистом
лизардите отсутствует избыток анионов или водорода (табл. 29, анал. 7).
14*

212 Породообразующие минералы
В табл. 29 приведены химические анализы и количества ионов нескольких
образцов серпентиной каждой структурной модификации. Абсолютные
количества ионов в элементарной ячейке можно установить лишь в тех
случаях, когда известны объем элементарной ячейки и удельный вес,
но даже при соблюдении этого условия вопрос о распределении ионов по
различным структурным положениям часто бывает спорным. Отдать
предпочтение какому-либо варианту можно лишь при наличии
дополнительных структурных, химических и физических данных. Избыток
водорода (в некоторых случаях) можно удовлетворительно объяснить
присутствием его атомов, связанных с кислородом в виде прочно
адсорбированной воды. После изучения ряда надежных химических анализов
различных серпентиновых минералов Бейтс (Bates, 1959) пришел к выводу, что
«количество водорода — наиболее важное различие между пластинчатыми
и трубчатыми разновидностями». Бейтс для изучения минералов групп
серпентина, септехлорита и каолинита применил методику
количественных измерений величины несоответствия между компонентами слоя,
которая выводится из изоморфных замещений катионов.
Анал. 12 отражает состав глиноземистого серпентина, в котором
небольшое число ионов в октаэдрических положениях, видимо,
свидетельствует о структуре, промежуточной между диоктаэдрическим и триокта-
эдрическим типами. Ряд описанных образцов гарньерита, никелевого
гимнита или гентита в действительности представляют собой смеси
серпентина с другими водными силикатами (Ресога et al., 1949). Анал. 13
отражает состав никелевого силиката с формулой, близкой к формуле
серпентина, в котором магний замещается никелем.
Экспериментальные исследования. При нагревании серпентинов на
воздухе при температуре около 600° С образуется оливин. В большинстве
случаев оливин при этом появляется еще до полного разрушения
структуры серпентина. Температура разложения антигорита несколько выше, чем
у других разновидностей серпентина. Образование оливина за счет
серпентина, по-видимому, происходит по следующей реакции:
2Mg3Si206@HL -»- 3Mg2SiO4 + SiO2 + 4H2O.
Серпентин Форстерит
SiO2 присутствует в продукте разложения серпентина в виде
аморфного кремнезема (Vermaas, 1953). Кристаллографические соотношения,
имеющие место при переходе серпентина в оливин, были рассмотрены
в предыдущем разделе. В процессе ранних экспериментов по разложению
серпентина при нагревании отмечалось образование энстатита при
относительно низкой температуре (СаШёге, 1936), однако эти данные не
подтвердились более поздними исследованиями (Hargreaves, Taylor, 1946).
Дифференциальные кривые нагревания получены для многих
серпентинов. Они несколько различны в связи с разной величиной зернистости
исследуемого материала, а также различиями в условиях эксперимента,
однако во всех случаях антигоритовый эндотермический пик приходится
на интервал температур 750—780° С, тогда как эндотермическая реакция
у хризотила и лизардита имеет место между 680 и 750° С. Этот
эндотермический пик соответствует выделению из серпентина «структурной» воды,
а следующий непосредственно за ним экзотермический пик связан с
образованием оливина. Экзотермический пик при 800—820° С весьма
различен по величине, а в некоторых случаях вовсе отсутствует. Возможно, что

Серпентины 213
процесс дегидратации так быстро сменяется образованием оливина, что
экзотермический пик перекрывается эндотермическим и уменьшается
из-за эндоэффекта. У некоторых серпентинов наблюдается слабый широкий
пик при низких температурах, связанный с выделением воды,
удерживаемой на поверхности частиц тонкозернистого материала. В процессе
химического анализа хризотила часть этой воды можно ошибочно отнести
к Н2О+, так как для полного ее удаления необходимо продолжительное
нагревание при 110° G.
Изучение химизма коллоидальных и поверхностных явлений в
хризотиле (Pundsack, 1955a) показало, что он ведет себя подобно слоям бру-
сита на субстрате из кремнезема: 0,5%-ная суспензия хризотила в воде
имеет рН 10,33, тогда как у брусита рН 10,37. В кислых растворах частицы
хризотила приобретают положительный заряд, а в щелочных растворах
или в дистиллированной свободной от СО2 воде они заряжаются
отрицательно. В связи с этим становится понятным, почему разложение «бруси-
тового» слоя хризотила возрастает в кислых и уменьшается в щелочных
растворах. В то время как хризотил легко разлагается в кислотах, анти-
горит обладает большей устойчивостью. После часовой обработки
хризотила 1н. НС1 при температуре 100° С рентгеновские базальные рефлексы
у него становятся неразличимы, тогда как антигорит после такой же
обработки совершенно не изменяется (Nagy, Bates, 1952). Структурализар-
дита при таком испытании также не разрушается, однако она не
выдерживает воздействия более крепких кислот, в то время как антигорит и в этом
последнем случае остается неизменным. Рентгеновские данные по
устойчивости в отношении воздействия кислот можно использовать для опреде-
ленрщ относительного содержания хризотила и антигорита в их смесях
(Nagy, Faust, 1956) при условии, что лизардит в испытуемом материале
отсутствует (Whittaker, Zussman, 1958). Экспериментальное изучение
системы MgO — SiC>2— Н2О (Bowen, Tuttle, 1949) показало, что серпентин
можно получить при температуре ниже 500° С и давлении от 2000 до
40 000 фунт/кв. дюйм (от 140 до 2800 кг/см2) *. В гидротермальной
обстановке при температуре выше 500° С серпентин разлагается на форстерит,
тальк и пар (см. фиг. 29). Без введения каких-либо других реагентов, кроме
воды, серпентинизация оливина осуществляется лишь при температуре
ниже 400° С (серпентин + брусит ^ форстерит + пар), а
железосодержащие оливины серпентинизируются при еще более низких температурах,
причем этот процесс сопровождается образованием магнетита или
гематита. При описанном выше синтезе серпентина и в других экспериментах
(например, Noll, 1944) всегда возникали очень мелкие волокна хризотила,
и все попытки вырастить более крупные волокна не увенчались успехом.
В некоторых случаях кристаллизовались мелкие чешуйчатые зерна
серпентина (Brandenburger et al., 1947; использовались Na2Si03 и MgCl2),
однако ни разу не удалось установить получение лизардита или
антигорита. При использовании в качестве реагента NiCl2 был получен
волокнистый никелевый серпентин — гарньерит (Noll, Kircher, 1952). При
введении А12О3 в систему MgO — SiO2 — Н2О (Yoder, 1952) до температуры
520°С устойчив пластинчатый алюминиевый серпентиновый минерал
состава 5MgO- Al2O3-3SiO2. Выше 520° С этот минерал переходит в
равновесных условиях в клинохлор.
* Кривые моновариантных равновесий, отличающиеся от приведенных на
фиг. 29, были получены для системы MgO — SiO2 — Н2О Беннингтоном (Benning-
ton, 1956), который использовал при их построении термодинамические данные.

214 Породообразующие минералы
В серии экспериментов, проведенных методом гидротермального
синтеза, по определению влияния изоморфных замещений на форму
кристаллов серпентинов Рой и Рой (Roy, Roy, 1954) получили многочисленные
продукты, обладающие «триоктаэдрической каолинитовой» структурой.
Нельсон и Рой (Nelson, Roy, 1958) предложили называть вещества
с подобной структурой септехлоритами (см. стр. 191). Этот термин
относится к собственно серпентинам и к серпентинам, в которых основные
компоненты замещены другими ионами, а также к амезиту; «септешамозит»,
например,— структурный аналог соответствующего железистого
минерала. Эти термины можно считать пригодными, поскольку рассматриваемые
вещества по своему химизму ближе к хлоритам, чем к минераламогруппы
каолинита; их можно считать полиморфными разновидностями с 7
А-структурой в отличие от истинных хлоритов (с межплоскостным расстоянием
14 А). Из исходной смеси окислов 3MgO • 2SiO2 получены трубчатые волокна
хризотила с верхним пределом устойчивости 490° С. Из исходного
материала состава 3MgO-2GeO2 были получены гексагональные пластинчатые
кристаллы, для которых впоследствии была установлена шестислойная
гексагональная элементарная ячейка (Zussman, Brindley, 1957). При
замене магния никелем CNiO-2SiO2) образуются пластинчатые и
трубчатые частицы, причем введение в шихту NaCl благоприятствует
кристаллизации трубок. Искусственный никелево-германиевый серпентин
кристаллизуется в пластинках, а трубчатые кристаллы у него не возникают даже
в присутствии NaCl; это свидетельствует, что главным фактором,
регулирующим этот процесс, является размер ионов основных элементов,
входящих в состав минерала, хотя ионы-примеси и оказывают некоторое
влияние на форму кристаллов серпентина. Температура кристаллизации
заметно не влияет на форму образующихся кристаллов, однако
медленная кристаллизация в присутствии NaCl благоприятна для образования
трубок. При замене магния в исходной шихте марганцем, цинком или
кобальтом серпентины не кристаллизовались. При замене магния
алюминием возникали пластинчатые кристаллы алюминиевого серпентина, в
которых А1 входит как в откаэдрические, так и в тетраэдрические слои (Roy,
1952). Состав 5MgO-Al2Oy3SiO2 при 600° С давал хорошо образованные
пластинчатые кристаллы; присутствие в исходной шихте всего лишь
1 мол.% алюминия вызывало тенденцию к кристаллизации таблитчатых
кристаллов. При некотором увеличении количества алюминия до состава
амезита, 4MgO-2Al2O3-2SiO2, в продуктах кристаллизации уменьшалось
базальное межплоскостное расстояние. В опытах по синтезу серпентинов
были также испробованы шихты со следующими сочетаниями элементов:
Мп — Gc, Ga — Go, Ga — Si, Cr — Si и Fe+3— Si, однако серпентиновых
минералов при этом получить но удалось. Рой и Рой определили верхние
пределы устойчивости нескольких искусственных серпентинов:
Mg—Si 490° С, Mg—Ge 520° С, Ni—Si 530° С, Ni—Ge 360° С.
Новейшие исследования по синтезу магнезиально-глиноземистых
серпентинов и хлоритов с использованием в качестве исходного материала гелей
(Gillery, 1959) показали следующее. Из состава с содержанием А1 более
0,50 на формульную единицу @,25 [А1]6 и 0,25 [А1]4) кристаллизовался
хлорит при температуре выше 500° С. При температурах ниже 500° С были
синтезированы септехлориты всех составов от Mg3Si205 (OHL
(серпентин) до (Mg2Al) (SiAl) О5 (ОНL. В структурах серпентинов — септехло-
ритов были выявлены три полиморфные модификации. При
незначительном содержании А1 возникали волокнистые формы, сходные с природным

Серпентины 215
хризотилом. |При высоком содержании А1 кристаллизовались
пластинчатые кристаллы; одни из них имели однослойную гексагональную ячейку,
тогда как другие — такую же шестислойную ячейку. При самом высоком
содержании А1 кристаллизовались септехлориты преимущественно с ше-
стислойной структурой.
Оптические и физические свойства
Присущая серпентинам тонкозернистая природа делает, как правило,
невозможным полное изучение оптических свойств; исключение
представляют лишь некоторые образцы. У кристаллов антигорита можно
определить все три показателя преломления, угол оптических осей и оптическую
ориентировку. Все зерна антигорита имеют форму пластинок,
параллельных @01), а многие из них обладают прямоугольными очертаниями,
обусловленными проявлением спайности по @10) и A00). Удлинение антигорита
иногда параллельно у, а иногда х, плоскость оптических осей
перпендикулярна @10), а острая биссектриса почти перпендикулярна @01).
Величина угла оптических осей колеблется от 37 до 61°, и кристаллы имеют
оптически отрицательный характер. Иногда у антигоритов проявляются
простые двойники и тройники, повернутые относительно друг друга
на 60° вокруг нормали к пластинке кристалла.
Грубозернистый лизардит из Кеннак-Ков, Лизард, Корнуэлл, имеет
Np 1,545, Nm = Ng 1,555 (Midgley, 1951), небольшой 2V и отрицательный
оптический знак. В других случаях у лизардита удается определить лишь
среднее светопреломление, величина которого колеблется от 1,54 од 1,55.
Показатели преломления антигорита и лизардита отличаются очень мало,
в связи с чем по одним оптическим константам различить эти минералы
невозможно. Светопреломление волокон хризотила различно в
направлении их удлинения и перпендикулярно ему; при этом хризотил имеет
положительное удлинение. Правильная интерпретация оптических свойств
хризотила может осложняться свертыванием (или по крайней мере
изгибом) основных серпентиновых слоев, беспорядочной ориентировкой
волокон (фибрил) относительно оси волокна, а также неопределенностью дву-
преломления, связанной с очень мелкими размерами частиц.
Интереснейшим представляется тот факт, что во многих случаях в совершенно
однородном сплошном агрегате серпентина в скрещенных николях
обнаруживается петельчатая структура (Selfridge, 1936; Francis, 1956). В типичном
агрегате серпентина петельчатая структура создается решеткой
вытянутых жилок поперечно-волокнистого хризотила, включающих участки
изотропного или почти изотропного материала (фиг. 44, а). Волокна в
прожилочках имеют положительное удлинение, тогда как ядра состоят из
волокон с отрицательным удлинением, ориентированных иногда в одном
направлении, а иногда образующих агрегаты разноориентированных волокон
типа «песочных часов» (фиг. 44). Волокна с положительным удлинением
называют у-серпентином, а с отрицательным удлинением — а-серпенти-
ном; наблюдается петельчатая структура, в которой ядра состоят из
«серпентина, а прожилки из ^-серпентина. Известны и другие формы
распределения волокнистого материала, например серии параллельных
поперечно-волокнистых жилок, границы которых подчеркиваются
цепочечными выделениями магнетита; магнетит и гематит могут частично или
полностью выполнять ядра в петельчатой структуре. Часто наблюдаются весь-

216
Породообразующие минералы
ма различные структуры агрегатов серпентина, однако истинная природа
слагающих их компонентов и способ их образования неизвестны. Очень
легко допустить, что волокна в петельчатой структуре сходны с волокнами
жил хризотил-асбеста, но имеют гораздо меньшие размеры. Франсис
(Francis, 1956) установил, что двупреломление петельчатого у-серпентина
меньше, чем хризотил-асбеста из жил. По существу, для доказательства
волокнистого характера материала достаточно установить у него лишь
волнистое погасание. Труднее понять, почему волокнистый материал
иногда выглядит изотропным (за исключением случая, когда оп обращен
к наблюдателю торцами волокон), и, вероятно, не случайно а-серпентин
а , б
ф и г. 44.
о — схема серпентиновой петельчатой структуры; б — схема серпептиповой структуры типа
«песочных часов». F = Np.
не встречается в виде крупных волокон. Возможно, различия между
а-серпентином, у-серпентином и изотропным серпентином обусловлены
просто разной ориентировкой одного и того же материала. С другой стороны,
изотропные ядра петельчатой структуры (иногда относимые к серпофиту)
могут представлять собой аморфный материал, по составу отвечающий
серпентину, оливину или энстатиту.
Физическая природа хризотила некоторое время представлялась
загадочной. Для объяснения его волокнистого характера с точки зрения
атомной структуры привлекали в качестве аналогии волокнистые амфибол-
асбесты, у которых хорошая спайность по призме обусловлена цепочкопо-
добной атомной структурой. (Однако даже в отношении амфиболов
остается неясным, почему одни образцы имеют волокнистое строение, а другие
лишены его.) Хризотил обладает слоистой структурой, и его волокнистое
строение объясняется искривлением и свертыванием слоев.
Доказательством существования такой формы у кристаллов хризотила служат
картины дифракции рентгеновских лучей и электронов, а также данные
электронной микроскопии (фото 1), показавшие, что многие частицы хризотила
представляют собой полые трубки (Noll, Kircher, 1952; Bates et al., 1950;
Bates, Comer, 1959). Однако предположение о существовании полых
трубок противоречит данным измерений удельного веса плотно
сцементированных волокон (Pundsack, 1955a, в). Удельный вес хризотила из Дэнвил-
ла (табл. 29, анал. 2) сопоставим с удельным весом сплошной массы
серпентина с плоскослойной структурой B,56 г/см3), тогда как полые трубки
соответствующих размеров, уплотненные насколько возможно, при
условии реального существования их междутрубочного и внутритрубочного
полого пространства должны были бы иметь эффективный удельный вес
около 1,9 г/см3. Даже плотно упакованные сплошные цилиндры должны

Серпентины 217
были бы иметь удельный вес на 10% меньше, чем образец без пустот.
В связи с этими сопоставлениями Пандсак предположил, что трубки,
наблюдаемые под электронным микроскопом, отсутствуют как таковые
в образцах до их подготовки к исследованию, и хризотил в естественном
состоянии состоит из плотно упакованных лентоподобных частиц, которые
могут затем изгибаться вокруг оси волокна.
Предположение о возникновении трубок в процессе измельчения
препаратов или при экспозиции под пучком электронных лучей
опровергается репликами, получаемыми с боковых и торцовых поверхностей
блоков хризотила. Эти электронно-микроскопические реплики дают картину,
почти полностью отвечающую представлениям о трубчатой форме
кристаллов хризотила *. Измерения удельного веса других образцов
хризотила (Kalousek, Muttart, 1957) показали, что в ряде случаев удельный вес
такой же, как и у образца из Дэнвилла без пустот, а в образце из Глоба,
Аризона, было установлено наличие пустот, занимающих около 12%
общего объема. По мнению Уиттакера (Whittaker, 1957), как определения
удельного веса, так и другие наблюдения хорошо согласуются с
существованием трубок, значительная часть которых заполнена изогнутыми
лентами; такие же фрагменты цилиндров могут заполнять большинство
промежутков между трубками. В процессе приготовления суспензии частиц
исследуемого материала для изучения под электронным микроскопом
значительная часть «набитых» трубок должна выпадать в осадок, и в
препарат, помещаемый для рассмотрения под электронный микроскоп, будут
попадать преимущественно полые трубки. Относительное содержание
трубок и лент, вероятно, меняется для различных образцов. Некоторым
доводом в пользу существования чрезвычайно узких лент могут служить
интерпретации химических анализов хризотила, приведенные на стр. 211.
Определение удельного веса хризотила из Дэнвилла, произведенное
Пандсаком, показало, что в этом случае пустоты были выполнены
адсорбированной водой, которая вызывала набухание связок волокон. При
температурах 175—200° С эта адсорбированная вода выделяется из хризотила
обратимо, однако при нагревании свыше 200° такая вода удаляется и не
может быть вновь адсорбирована. При относительной влажности 100%
и температуре 25° С адсорбированная вода в количестве до 2,5%
вызывает увеличение объема на 6,7%. Измерения адсорбции газов (Young,
Healey, 1954) показали, что азот, аргон и двуокись углерода
адсорбируются волокнистым хризотилом не в большем количестве, чем обычным
массивным серпентином, тогда как вода и аммиак поглощаются в аномально
больших количествах. По мнению Янга и Хили, «пробки» воды на концах
трубок хризотила препятствуют вхождению других газов. Эти
эксперименты не могут подтвердить существование полых трубок хризотила, так
как не позволяют различить пустоты внутри волокон и между ними.
Кроме того, было установлено, что величина адсорбции водорода менялась
от 4 м21г до 50 м2/г в зависимости от степени дисперсности образцов (Pund-
sack, 1956a). Определения адсорбции производились также Ноллом с
соавторами (Noll et al., 1958). Были определены инфракрасные спектры
поглощения всех главных структурных разновидностей серпентинов
(Brundley, Zussman, 1959); эти спектры можно использовать для отличия
антигоритов от других серпентинов.
* Были изготовлены и изучены под электронным микроскопом поперечные
срезы пучков волокон хризотила (Maser et al., 1960). На снимках обнаруживаются
многочисленные торцы концентрических трубок.

218 Породообразующие минералы
Хризотил-асбест часто встречается в форме шелковистых волокон,
весьма ценных в практическом отношении; иногда он жирен на ощупь,
а иногда жесткий или хрупкий. Пока не установлено какой-либо связи
между макроскопическими особенностями и внутренней структурой
асбеста. Однако картины дифракции электронов некоторых расщепляющихся
образцов показывают, что их структура характеризуется более высоким
трехмерным порядком. Возможно, жесткость асбеста зависит от
содержания воды. Антигорит, имеющий удельный вес около 2,61 г/см3, обычно
встречается в очень мелких кристаллах, которые, однако, иногда менее
упорядочены, чем волокнистая разновидность антигорита — пикролит.
Лизардит (уд. в. 2,55 г/см3) образует преимущественно очень
тонкозернистые зеленые массивные агрегаты, но встречается также в виде мелких
белых чешуек. Массивный зеленый серпентин часто состоит из смеси
лизардита и хризотила, но известны и другие смеси серпентиновых
минералов.
Диагностические признаки
Антигориты довольно легко отличить от слюд, так как последние
имеют большее двупреломление. Из сходных с серпентином хлоритов
делессит имеет большее светопреломление, а рипидолит обладает заметным
плеохроизмом. Двупреломление у хризотила меньше, чем у хлоритов.
Ng волокон хризотил-асбеста меньше 1,58, тогда как больший
показатель преломления волокнистых амфиболов всегда выше 1,58. При
размалывании в ступке волокнистые амфиболы истираются в порошок, а
волокна хризотила образуют спутанный агрегат, который истирается в порошок
с большим трудом.
Парагенезис
Серпентиновые минералы образуются преимущественно за счет
ультраосновных пород. Процессы серпентинизации дунитов, пироксенитов
и перидотитов были предметом длительной дискуссии (см., например,
Du Rietz, 1935; Hess, 1938; Sosman 1938; Hess, 1955). Экспериментальное
изучение системы MgO — SiO2 — H2O (Bowen, Tuttle, 1949) показало,
что серпентины не возникают при температурах выше 500° С и что
формирование серпентина в результате воздействия воды на форстерит может
осуществляться лишь при температуре ниже 400° С. Боуэн и Таттл не
обнаружили в системе жидкой фазы до температуры 1000° С и давления
15 000 фунт/кв. дюйм (~ 1050 кг/см2), в связи с чем сделали вывод о
невозможности образования серпентинов в процессе интрузии сравнительно
низкотемпературной магмы серпентинового состава. По мнению Боуэна
и Таттла, возникновение серпентинов в результате воздействия на смесь
кристаллов оливина и пироксена материнского водного раствора
ультраосновной магмы маловероятно:
Mg2Si04 + MgSi03 + 2H20 -> Mg3Si206@HL.
Форстерит Энстатит Серпентин
Боуэн и Таттл полагают, что оливиново-пироксеновые породы
внедрялись в твердом состоянии и содержали небольшое количество воды, а впо-

Серпентины 219
следствии серпентинизировались при температуре ниже 500° С под
действием паров воды, выделявшихся из влажных вмещающих пород. Если
ультраосновная порода состоит из одного оливина, то при воздействии
паров воды при температуре ниже 400° С будут возникать серпентин
и брусит:
2Mg2SiO4 + 3H2O -+ Mg3Si2O5(OHL+Mg(OHJ.
Форстерит Серпентин Брусит
В присутствии СО2, способствующей удалению магнезии в форме
растворимого карбоната, серпентин может кристаллизоваться до
температуры 500° С. Еще одна реакция серпентинизации оливина идет с прив-
носом кремнезема:
3Mg2SiO4+SiO2 + 2H2O ->■ 2Mg3Si206@HL.
Эта реакция должна сопровождаться большим увеличением объема;
однако признаки такого увеличения совершенно не обнаруживаются при
полевых исследованиях. В некоторых случаях перидотит, повторно нагретый
под воздействием растворов, поступавших извне, может серпентинизи-
роваться при охлаждении, как это, видимо, имеет место в тех случаях,
когда наблюдаются псевдоморфозы талька по энстатиту:
6MgSiO3 + 3H2O -> Mg3Si2O5(OHL + Mg3Si4Oi0(OHJ.
Энстатит Серпентин Тальк
Примером серпентинизации ультраосновных пород могут служить породы
района Глен-Уркуарт (Francis, 1956). Здесь полевые наблюдения говорят
о внедрении ультраосновных пород в твердом состоянии, однако ряд
данных свидетельствует и о возможном проявлении последующего автомета-
соматического изменения под воздействием воды и растворов,
сопровождавших образование ультрабазитов. Вопреки результатам
экспериментов по системе MgO —- SiO2 — Н2О полевые наблюдения иногда
позволяют предполагать магматическое происхождение перидотитов и
серпентинитов (Bailey, McGallien, 1953; Wilkinson, 1953).
Другая проблема парагенезиса серпентиновых минералов
заключается в выявлении условий, благоприятных для образования каждой
структурной разновидности, в особенности антигорита. Необходимо помнить,
что во многих прежних работах термин «антигорит» был лишен точного
кристаллохимического содержания и поэтому мог применяться
практически для обозначения любой разновидности серпентина. В большинстве
случаев, очевидно, антигорит образуется за счет хризотила. Однако, по
данным Хесса с соавторами (Hess et al., 1952), простой термический
метаморфизм недостаточен для такого превращения, и хризотил переходит
в антигорит постепенно при низкой температуре в условиях
ориентированного давления. Ступень метаморфизма, соответствующая образованию
антигорита, располагается между хлорит-биотитовой фацией зеленых
сланцев и альбит-эпидот-амфиболитовой фацией. Уилкинсон (Wilkinson, 1953)
описал образование антигорита за счет хризотила при термальном
метаморфизме близ массива гранитов. По мнению Франсиса (Francis, 1956),
лнтигорит может непосредственно замещать оливин или энстатит, но чаще
развивается по петельчатому серпентину, причем в Глен-Уркуарте
антигорит формировался главным образом в условиях ориентированного
давления. Однако в ряде случаев образование антигорита не сопровождалось
ориентированным давлением, и, наоборот, не во всех случаях проявления
ориентированного давления в соответствующей обстановке присутствует

220 Породообразующие минералы
антигорит. Важную роль в формировании того или иного серпентиновото
минерала (хризотила или антигорита) играет, видимо, химизм среды.
Можно предполагать, что в общем за счет оливина образуется хризотил,
а за счет энстатита — антигорит (Hess et al., 1952). Основанием для такога
утверждения служат «баститовые» псевдоморфозы по энстатиту,
пластинчатый характер которых делает их похожими на антигорит. Однако на
нескольких образцах было показано, что кристаллы бастита — это не
антигорит. Тем не менее антигорит может предпочтительно образовываться
по энстатиту, так как последний минерал содержит больше А1 и Si, чем
оливин. Эти особенности поведения антигорита сказываются и в
специфике его химизма по сравнению с хризотилом.
При образовании серпентинов любым из рассмотренных выше
способов в ассоциации с ними часто появляются многие акцессорные (по
отношению к серпентину) минералы: оливин (сохранившийся при изменении
или регенерированный), пироксен, тремолит, актинолит, хлорит, тальк,
брусит, кальцит, магнезит, магнетит, хромит и халцедон. Описание сер-
пентинитовых массивов Тетфордского района, Квебек, и в особенности жил
хризотил-асбеста можно найти в работе Кука (Сооке, 1937). Этот автор
в результате детальных исследований пришел к выводу, что образование
асбестовых месторождений определяется тремя факторами:
дизъюнктивной тектоникой вплоть до брекчирования перидотитов, создающей каналы
для проникновения и циркуляции растворов; достаточным поступлением
разбавленных водных растворов; близостью даек кислых магматических
пород, способствующих прогреву серпентинитов и образованию
растворов. Кук возражает против представлений об образовании жил асбеста
в результате замещения массивных серпентинитов, осуществляющегося
от стенок тонких трещин, а также против мнения об их возникновении
в результате выполнения ранее существовавших открытых трещинных
полостей. Кук пришел к выводу, что волокна начинали расти в узких
трещинах из раствора, который пропитывал вмещающие породы, а затем
растущие волокна раздвигали стенки трещины. По мнению Риордона
(Riordon, 1955), при образовании асбеста осуществлялись как
метасоматоз стенок трещин, так и выполнение полостей, причем при
формировании любой жилы хризотил-асбеста мог проявиться преимущественно
какой-либо один способ образования *
В Южной Африке хризотил часто встречается в основных
изверженных породах в виде жилок, окаймляющих зерна магнетита. В некоторых
случаях здесь, очевидно, имело место воздействие газовой фазы гранитов,
однако иногда тела гранитов отсутствуют. Серпентиновые минералы
Трансвааля (Каролина, Пилгримсрест, район Питерсбург) находятся в
других парагенезисах. Здесь серпентины присутствуют в метаморфических
породах и в метаморфизованных известняках и доломитах. В Трансваале
серпентинизированные доломиты ассоциируют с силлами диабазов. С сер-
пентинизированными доломитами связаны параллельные контакту жилы
хризотил-асбеста, лишенные магнетита и других примесей, за
исключением небольшого количества талька. Кремнеземистые доломиты превра-
* Ни Риордон, ни Кук пе учитывают тот важный факт, что в процессе
образования серпентинита при формировании асбестовых месторождений имеет место большой
вынос серпентинового вещества. Что же касается самих хризотиловых жилок, то они
имеют контракционный характер. Доказательства были получены при измерении
объемов исходных пород и новообразованных серпентинитов, проведенном на ряде
месторождений асбеста СССР (Еремеев В. П. и др., 1959. Тр. ИГЕМ АН СССР, 31).—
Прим. ред.

Серпентины 221
щались в форстерит, который впоследствии серпентинизировался:
2CaMg(CO3J +• 2SiO2 -»- 2СаСО3 + Mg2Si04 + 2СО2.
Доломит Кремнезем Кальцит Форстерит
Полдерваарт (Poldervaart, 1950) рассмотрел образование
серпентина под воздействием интрузии долерита, внедрившейся в доломиты
в Бечуаналенде. Но его мнению, в результате повышения температуры
вадозовые воды, циркулировавшие в доломитах вдоль поверхностей
напластования, насыщались кальцием, карбонатом магния и кремнеземом.
При последующем охлаждении из этих обогащенных магнием флюидов
кристаллизовался хризотил-асбест. Если при нагревании и возникали
энстатит и форстерит, то они, вероятно, серпентинизировались при более
низкой температуре, а в участках пониженной концентрации магния
кристаллизовались тальк и кальцит. В этих условиях рост волокна, по-
видимому, происходил при медленном замещении массивного агрегата
серпентина. Холл (Hall, 1930) установил, что длина волокна уменьшается
по мере удаления от дневной поверхности. Серпентиновые минералы могут
также присутствовать в контактово метаморфических зонах и в
гидротермальных жилах.
ЛИТЕРАТУРА
А г u i a E., 1943. An X-ray study of silicates, Clirisotile, antigorite, giimbelite, Ph.
D. Thesis, Cambridge.
Aruja F., 1945. An X-ray study оГ the crystal structure of antigorite, Mineral. Mag.,
27, 65.
Bailey E. В., McCallien W. J., 1953. Serpentine lavas, the Ankara melange
and the Anatolian thrust, Trans. Roy. Soc. Edin., 62, 403.
Bates T. F., 1959. Morphology and crystal chemistry of 1 : 1 layer lattice silicates,
Am. Mineral., 44, 78.
Bates T. F., Comer J. Т., 1959. Further observations on the morphology of chry-
sotile and halloysite, Proc. 6th Natnl. Clay Conf. Clays and clay minerals,
Monograph No. 2, Earth Science series, Pergamon Press.
Bates T. F., Sand L. В., Mink J. F., 1950. Tubular crystals of chrysotile
asbestos, Science, 111, 512.
Bennington K. 0., 1956. Role of shearing stress and pressure in differentiation
as illustrated by some mineral reactions in the system MgO — SiO2 — H2O,
Journ. Geol., 64, 558.
В о w e n N. L., T u 11 1 e O. F., 1949. The system MgO — SiO2 — H2O, Bull. Geol.
Soc. Am., 60, 439.
Brandenburger E., Epprccht W., N i g g 1 i P., 1947. Die Scrpentin-
Mineralen und ihre Synthese, Ilelv. Chim. Acta, 30, 9 (M. A. 10—265).
Brindloy G. W., A 1 i S. Z., 1950. X-ray study of thermal transformation in some
magnesian chlorite minerals, Acta Cryst., 3, 25.
Brindley G. W., Knorring O., 1954. A new variety of antigorite (ortho-
antigorite) from Unst, Shetland Islands, Am. Mineral., 39, 794.
Brindley G. W., Zussman J., 1957. A structural study of the thermal
transformation of serpentine minerals to forsterite, Am. Mineral., 42, 461.
Br i n d 1 e у G. W.,'Zussman J., 1959. Infra-red absorption data for serpentine
minerals, Am. Mineral., 44, 185.
■Gaillere S., 1936. Contribution a 1'etude des mineraux de serpentines, Bull. Soc.
Franc. Min., 59, 163.
-С о о k e H. C, 1937. Thetford, Disraeli and eastern half of Warwick map areas. Quebec,
Canadian Geol. Surv., Mem. 211.

222 Породообразующие минералы
D u R i e t z Т., 1935. Peridotites, serpentines and soapstones, of northern Sweden,
Geol. For. Forh. Stockholm, 57, 135.
Epprecht W., Brandenburger E., 1946. Die Entwasserung von Chrysotil
und Antigorit, Schweiz. Min. Petr. Mitt., 26, 229.
Fankuchen J., Schneider W., 1944. Low angle X-ray scattering from chry-
sotiles, Journ. Am. Chem. Soc, 6C, 500.
Francis G. H., 1956. The serpentinite mass in Glen Urquhart, Inverness-shiro,
Scotland, Am. Journ. Sci., 254, 201.
Gillery G. H., 1959. X-ray study of synthetic Mg — Al serpentines and chlorite.%
Am. Mineral., 44, 143.
Hall A. L., 1930. Asbestos in the Union of South Africa, Union of S. Africa GeoL
Surv., Mem. 12.
Hargreaves A., Taylor W. H., 1946. An X-ray examination of decomposition
products of chrysotile (asbestos) and serpentine, Mineral. Mag., 27, 204.
Hess H. H., 1938. A primary peridotite magma, Am. Journ. Sci., 5th ser., 35, 321.
Hess H. H., 1955. Serpentines, orogeny, epeirogeny. Crust of the earth (a symposium),
Geol. Soc. Am., Special Paper 62, 391.
Hess H. H., Smith R. J., Dengo G., 1952. Antigorite from the vicinity of
Caracas, Venezuela, Am. Mineral., 37, 68.
Hey M. H., Bannister F. A., 1948. A note on the thermal decomposition of
chrysotile, Mineral. Mag., 28, 333.
J agodzinski H., К u n z e G., 1954. Die Rollchenstruktur des Chrysotils, I,
II and III, Neues Jahrb. Min., Monat,, 95, 113, 137.
Kalousek G. L., Muttart L. E., 1957. Studies on the chrysotile and
antigorite components of serpentine, Am. Mineral., 42, 1.
К u n z e G., 1956. Die gewellte Struktur des Antigorits, I, Zeit. Krist., 108, 82.
К u n z e G., 1957. Die gewellte Struktur des Antigorits, Fortsch. Min., 35, 46.
К u n z e G., 1958. Die gewellte Struktur des Antigorits, II, Zeit. Krist., 110, 282.
McConnell D., 1954. Ortho-antigorite and the tetrahedral configuration of hydro-
xyl ions, Am. Mineral., 39, 830.
Maser M., Rice R. V., К lug H. P., 1960. Chrysotile morphology, Am.
Mineral., 45, 680.
Midgley H. G., 1951. A serpentine mineral from Kennack Cove, Lizard, Cornwall,
Mineral. Mag., 29, 526.
N a g у В., Bates Т. F., 1952. Stability of chrysotile asbestos, Am. Mineral., 37,
1055.
Nag у В., Faust G. Т., 1956. Serpentines: natural mixtures of chrysotile and
antigorite, Am. Mineral., 41, 817.
Nelson B. W., Roy R., 1958. Synthesis of the chlorites and their structural and
chemical constitution, Am. Mineral., 43, 707.
Noll W., 1944. Anwendung der Elektronmikroskopie beim studium hydrothermaler
Silikatreaktionen, Kolloid. Zeits., 107, 181.
Noll W., 1950. Synthesen im System MgO/SiO2/H2O, Zeits. anorg. Chem., 261,.
Noll W., Kircher H., 1952. Synthesen von Garnierites, Naturwiss., 39, 233.
Noll W., Kircher H., S у b e r t z, 1958. Adsorptionsvermogen und specifi-
sche Oberflache von Silikaten mit rohrenformig gebauten Primarkristallen, Koll.
Zeit., 157, 1.
P о с о г a W. Т., Н о b b s S. W., M u r a t a K. J., 1949. Variations in garnierite
from the nickel deposit near Riddle, Oregon, Econ. Geol., 44, 13.
Poldervaart A., 1950. Chrysotile asbestos produced by dolerite intrusions in
dolomite, Colonial Geol. Min. Resources, 1, 239.

Серпентины 223
Pundsack F. L., 1955a. The properties of asbestos, I, The colloidal and surface
chemistry of chrysotile, Journ. Phys. Chem., 59, 892.
Pundsack F. L., 1955b. The properties of asbestos, II, The density and structure
of chrysotile, Journ. Phys. Chem., 60, 361.
Riordon P. H., 1955. The genesis of asbestos in ultrabasic rocks, Econ. Geol., 50, 67
Ross C. S., Shannon E. V., G о n у е г F. A., 1928. Origin of nickel silicates
at Webster, North Carolina, Econ. Geol., 23, 528.
Roy D. M., 1952. Phase equilibria in the system MgO — A12O3 — H2O and in
quaternary systems derived by the addition of SiO2, CO2 and N2O5( Ph. D. thesis,
The Pennsylvania State University, 1952.
Roy D. M., Roy R., 1954. An experimental study of the formation and properties of
synthetic serpentines and related layer silicate minerals, Am. Mineral., 39,957.
Selfridge G. C, 1936. An X-ray and optical investigation of the serpentine
minerals, Am. Mineral., 21, 463.
Сердюченко Д. П., 1945. Алюмо-хризотил, член изоморфной серии серпентин —
паракаолинит, Докл. АН СССР, 46, 117.
Sosman R. В., 1938. Evidence on the intrusion-temperature of peridotites, Am.
Journ, Sci., 5th ser., 35A, 353.
V e r m a a s F. H. S., 1953. The thermal characteristics of some Transvaal serpentines
and the production of forsterite, Journ. Chem. & Mining Soc. of South Africa,
53, 191.
Warren B. E., Hering K. W., 1941. The random structure of chrysotile
asbestos, Phys. Rev., 59, 925 (abstract).
Whittaker E. J. W., 1953. The structure of chrysotile, Acta Cryst., 6, 747.
Whittaker E. J. W., 1955. A classification of cylindrical lattices, Acta Cryst.,
8, 571.
Whittaker E.J.W., 1956 a. The structure of chrysotile, II , Clinochrysotile, Acta
Cryst., 9, 855.
Whittaker E. J. W., 1956b. The structure of chrysotile, III, Orthochrysotile,
Acta Cryst., 9, 862.
Whittaker E.J.W., 1956c. The structure of chrysotile, IY, Parachrysotile, Acta
Cryst., 9, 865.
Whittaker E. J. W., 1957. The structure of chrysotile, Y, Diffuse reflexions and
fibre texture, Acta Cryst., 10, 149.
Whittaker E. J. W., Z u s s m a n J., 1956. The characterisation of serpentine
minerals by X-ray diffraction, Mineral. Mag., 31, 107.
Whittaker E. J. W., Z u s s m a n J., 1958. The characterization of serpentine
minerals, Am. Mineral., 43, 917.
Wilkinson J. F. G., 1953. Some aspects of the alpine-type serpentinites of
Queensland, Geol. Mag., 90, 305.
Wondratschek H., 1956. Ober die V orange bei der Entwasserung des Chrysotils,
Tercera Reunion Internacional sobre reactividad de los Solidos, Madrid.
Wondratschek H., 1957. Orientierte Verwachsungen von Chrysotils mit Mine-
ralen der Serpentin-Gruppe und mit Kalzit, Neues. Jahrb. Min., Monat., 135.
Y о d e r II. S., J г., 1952. The MgO — A12O3 — SiO2 — H2O system and the related
metamorphic facies, Am. Journ. Sci., Bowen vol., 569.
Young G. J., II e a 1 e у F. H., 1954. The physical structure of asbestos, Journ.
Phys. Chem., 58, 881.
Zussman J., 1954. Investigation of the crystal structure of antigorite, Mineral. Mag.,
30, 498.
Zussman J., Brindley G. W., 1957. Serpentines with 6-layer orthohexagonal
cells, Am. Mineral., 42, 666.
Zussman J., Brindley G. W., Comer J. J., 1957. Electron diffraction
studies of serpentine minerals, Am. Mineral., 42, 133.