авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 8 | 9 || 11 | 12 |

«САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ А. Г. БУЛ АХ Рекомендовано Учебно-методическим объединением ...»

-- [ Страница 10 ] --

У р а н о в ы е с л ю д к и. Это м и н е р а л ы торбернит С и ( и О г ) 2 ( Р 0 4 ) 2 • 8 Н 0, отенит C a ( U 0 ) 2 ( P 0 ) 2 • 8 Н 0 (рис. 206), к а р н о т и т K ( U 0 ) 2 ( V 0 ) 2 • З Н 0 и д р. Образуются 2 4 2 2 2 в зоне окисления урановых месторождений в виде з е м л и с т ы х, порошковатых масс или хороших п л а с т и н ч а т ы х слюдоподобных к р и с т а л л о в. Х а р а к т е р н ы я р к и е окраски ( ж е л ­ т а я, ж е л т о в а т о - з е л е н а я, з е л е н а я ), слюдоподобная спайность и п е р л а м у т р о в ы й блеск на ней. Сильно р а д и о а к т и в н ы.

СУЛЬФАТЫ М и н е р а л ы - с у л ь ф а т ы я в л я ю т с я природными солями серной к и с л о т ы, есть среди них кислые, основные, средние соли и к р и с т а л л о г и д р а т ы (табл. 43). Во всех этих ми­ нералах в их к р и с т а л л и ч е с к о й с т р у к т у р е имеются обособленные с л о ж н ы е анионы — 2 тетраэдры ( S 0 4 ) (см. рис. 207). Вообще с у л ь ф а т о в в природе м а л о, больше всего с у л ь ф а т о в ж е л е з а, н а т р и я, к а л и я, а л ю м и н и я, к а л ь ц и я, бария. С а м ы м и распростра­ ненными я в л я ю т с я гипс, ангидрит, барит, алунит, тенардит, мирабилит. Почти все с у л ь ф а т ы — это экзогенные м и н е р а л ы, исключение составляют барит, алунит.

Г р у п п а б а р и т а. В нее входят д в а изоструктурных м и н е р а л а — барит Ba(S04) и целестин S r ( S 0 4 ) — и их п р о м е ж у т о ч н ы е по составу разновидности. Сингония ромби­ ч е с к а я. К р и с т а л л ы ромбо-призматического облика (см. рис. 207) или т а б л и т ч а т ы е, часто прозрачные. Цвет белый, ж е л т ы й, коричневый (от включений л и м о н и т а ), го­ лубой. Б л е с к с т е к л я н н ы й, ж и р н ы й. Хорошо з а м е т н а (по т р е щ и н к а м и с т у п е н ч а т ы м сколам) совершенная спайность в трех направлениях (по д в у м г р а н я м п р и з м ы и пи накоиду). Т в е р д о с т ь 3,5. В ы с о к а я плотность — около 4,5 г / с м.

Т а б л и ц а 43. Г л а в н ы е м и н е р а л ы - с у л ь ф а т ы Син­ Группа Минерал Твердость гония 3-3, Барита Барит Ba(S0 ) Ромб.

Целестин Sr(S0 ) 3-3, Ангидрита Ангидрит Ca(S0 ) 3-3, Англезит Pb(S0 ) » 2,5- Гипса Гипс Ca(S0 ) - 2 Н 0 Мон. 1, 4 Купоросов Эпсомит Mg(S0 ) • 7 Н 0 Ромб. 2-2, 4 Мелантерит Fe(S0 ) • 7 Н 0 Мон. 4 Халькантит Cu(S0 ) • 5 Н 0 Трикл. 2, 4 2- Тенардита Тенардит Na (S0 ) Ромб.

2 Мирабилита Мирабилит Na (S0 ) • 10Н О Мон. 1,5- 2 4 Астраханита Астраханит Na Mg(S0 ) - 4 Н 0 » 2,5- 2 4 2 Полигалита Полигалит K C a M g ( S 0 ) • 2 Н 0 Трикл. 2,5 - 2 2 4 4 Алунита Алунит K A l ( S 0 ) ( O H ) Триг. 3,5- 3 4 2 Ярозит KFe (S0 ) (OH) » 2,5-3, 3 4 2 Мон. 3,5- Брошантит Cu (S0 )(OH)e 4 К р о м е одиночных к р и с т а л л о в эти м и н е р а л ы встречаются в их щетках, д р у з а х и в зернистых массах. Б а р и т образуется в г и д р о т е р м а л ь н ы х средне- и низкотемпера­ т у р н ы х м е с т о р о ж д е н и я х, целестин встречается в виде секреций в осадочных горных породах.

Минералы группы б а р и т а у з н а ю т с я по в ы ­ сокой плотности, спайности. Д р у г от друга от­ л и ч а ю т с я по условиям их н а х о ж д е н и я в при­ роде.

Б а р и т используется д л я изготовления кра­ сок, в химической, резиновой, б у м а ж н о й про­ мышленности, д л я у т я ж е л е н и я бурового рас­ твора с целью увеличения его д а в л е н и я на нефтегазоносные п л а с т ы и затруднения вы­ бросов н е ф т и и газа при бурении с к в а ж и н. Це­ лестин применяется при производстве сахара, В пиротехнике, ХИМИЧеСКОЙ промышленности Рис. 207. Форма кристаллов барита.

и фармацевтике.

А н г и д р и т Ca(SC4). Т и п и ч н ы й м и н е р а л хемогенных осадков (эвапоритов). С л а г а е т в толще осадочных горных пород зернистые сплошные мраморовидные (но не вскипа­ ющие от соляной кислоты) прослои разной мощности (иногда д о 1000 м ), ассоциирует в них с гипсом (см. рис. 92). О б н а р у ж е н во многих г и д р о т е р м а л ь н ы х среднетемпера т у р н ы х м е с т о р о ж д е н и я х с у л ь ф и д н ы х р у д в виде крупных зерен и к р и с т а л л о в белого, серого, сиреневого цвета с хорошей спайностью по трем взаимно п е р п е н д и к у л я р н ы м пинакоидам. Т а к ж е обнаружен в некоторых м е т а м о р ф и ч е с к и х горных породах. Ис­ пользуется к а к сырье д л я изготовления цемента и к а к поделочный камень.

А н г л е з и т Pb(S04). Распространенный продукт окисления галенита. Образует плотные зернистые и натечные агрегаты, д р у з ы, кристаллические корки. К р и с т а л л ы призматические т а б л и т ч а т ы е. Бесцветный, белый, серый.

Г и п с Ca(S04) • 2Н2О. Сингония моноклинная. Образует уплощенные и призмати­ ческие к р и с т а л л ы с совершенной спайностью по пинакоиду. Х а р а к т е р н ы двойники, так н а з ы в а е м ы е л а с т о ч к и н ы хвосты (рис. 209). К р и с т а л л ы бесцветные, прозрачные.

Б л е с к с т е к л я н н ы й и п е р л а м у т р о в ы й. В агрегатах белый, полупрозрачный, непрозрач­ ный. Твердость в к р и с т а л л а х 1,5-2, в зернистых массах д о 3.

Гипс образуется к а к низкотемпературный г и д р о т е р м а л ь н ы й м и н е р а л, к р и с т а л л и з у ­ ется из подземных вод в песчаниках (см. рис. 49, 50) и глинах, но чаще всего в ы п а д а е т в виде гидрохимических осадков на дне усыхающих водоемов (пластов, чередующихся со слоями ангидрита и каменной соли, см. рис. 92). П о мере пересыщения р а с т в о р а с н а ч а л а о с а ж д а е т с я гипс, затем ангидрит, потом галит (см. р и с. 9 1 ).

Осадочные гипсы — это мелкозернистые массивные горные породы. В них в ходе перекристаллизации образуются ж и л ы, гнезда, ж е о д ы хороших к р и с т а л л о в гипса и его ж и л к и параллельно-волокнистого строения. К р и с т а л л ы легко подвергаются при­ родной пластической д е ф о р м а ц и и (рис. 210). Гипс м о ж е т в ы р а с т а т ь и на поверхно­ сти усыхающих, растрескивающихся глин в виде хорошо о ф о р м л е н н ы х к р и с т а л л о в (их м о ж н о собирать как грибы), при своем росте они о т т а л к и в а ю т с я, приподнимают глину, а сами в ы р а с т а ю т чистыми.

Рис. 210. Деформированный кристалл гипса из пустот в осадочной гипсовой толще.

Используется д л я производства цемента, в медицине, к а к с к у л ь п т у р н ы й к а м е н ь (алебастр).

Л е г к о узнается по ф о р м е к р и с т а л л о в и их двойников, спайности, м я г к о с т и.

М и р а б и л и т Na2(S04) • I O H 2 O. Т и п и ч н ы й минерал в составе осадков, выпадаю­ щих зимой из усыхающих морских лагун и озер и вновь частично р а с т в о р я ю щ и х с я летом. Образует землистые, порошковатые массы, н а л е т ы слабого горько-соленого вкуса, бесцветные, ж е л т о в а т ы е, зеленоватые. Л е г к и й — плотность около 1,5 г / с м.

А л у н и т КА1з(8С4)2(ОН)б. В с т р е ч а е т с я к а к продукт г и д р о т е р м а л ь н о й переработки к и с л ы х э ф ф у з и в о в. Его образование о б ъ я с н я ю т воздействием на э ф ф у з и в ы гидротер­ м а л ь н ы х с е р н о к и с л ы х растворов. П о л е в ы е шпаты, например, переходят в алунит по реакции 3 K ( A l S i 0 ) + 2 S 0 " + 6Н+ = K A 1 ( S 0 ) 2 ( 0 H ) + 9Si0 + 2К+.

3 8 3 4 6 Алунит в с т р е ч а е т с я в виде сплошных п л о т н ы х халцедоновидных масс пестрой о к р а с к и ( ж е л т ы е, б е ж е в ы е п я т н а а л у н и т а в буро-красной массе других м и н е р а л о в ), р ы х л ы х масс, з а м е щ а ю щ и х э ф ф у з и в ы. Т в е р д о с т ь этих агрегатов р а з н а я — от 7 д о 3. Разраба­ т ы в а е т с я к а к а л ю м и н и е в а я руда и д л я попутного получения поташа.

Я р о з и т KFe (S04)2(OH)6- Минерал зоны окисления с у л ь ф и д о в ж е л е з а. Встреча­ ется в сплошных, порошковатых, зернистых массах охристо-желтого цвета. Н а ощупь более ж и р н ы й, чем лимонит, в этом их отличие.

ВОЛЬФРАМАТЫ К этому классу относится около 20 минералов (собственно в о л ь ф р а м а т о в и их аналогов — молибдатов). Среди в о л ь ф р а м а т о в есть типичные соли с т е т р а э д р а м и ( W O 4 ) в их с т р у к т у р е (рис. 211). Главные из 2 них шеелит C a ( W 0 4 ), в у л ь ф е н и т Р Ь ( М о 0 4 ), по в е л л и т Са(МоС4). Д р у г и е имеют цепочечную структуру.

Ш е е л и т Ca(W04). Отмечается изоморфная примесь Мо. Сингония т е т р а г о н а л ь н а я, к р и с т а л л ы д и п и р а м и д а л ь н о г о облика, о к р у г л ы е зерна, не­ п р а в и л ь н ы е в ы д е л е н и я в кварце, к а л ь ц и т е, дио псиде. Цвет белый, к р е м о в о - ж е л т ы й, зеленова­ т ы й. Б л е с к ж и р н ы й. Т в е р д о с т ь 4,5. Спайность есть, но обычно з а м е т н а плохо. Б о л ь ш а я плот­ н о с т ь — около б г / с м.

Минерал образуется в в ы с о к о т е м п е р а т у р н ы х кварцевых жилах и скарнах. Разрабатывается к а к руда на в о л ь ф р а м. У з н а е т с я с т р у д о м. М о ж ­ но спутать с к в а р ц е м по ж и р н о м у блеску и цвету, но шеелит м я г ч е и имеет спайность. От к а л ь ц и т а о т л и ч а е т с я по ж и р н о м у блеску, худшей спайно­ сти и отсутствию реакции с соляной кислотой.

Помогает диагностировать шеелит его свойство 1. Структура шеелита. светиться в ультрафиолетовых лучах.

ХРОМАТЫ К классу хроматов относится около 10 минералов. Это соли хромовой к и с л о т ы с 2 тетраэдром ( С г 0 ) в их структуре.

К р о к о и т Р Ь ( С г 0 4 ). Э т о главный м и н е р а л этого класса. Он образуется в зоне оки­ сления свинцовых руд, и з в л е к а я хром из вмещающих руду горных пород, и в с т р е ч а е т с я в виде сверкающих а л м а з н ы м блеском я р к и х о р а н ж е в о - к р а с н ы х п р и з м а т и ч е с к и х кри­ с т а л л о в с продольной штриховкой, а т а к ж е в виде примазок по т р е щ и н к а м в рудах и о к р у ж а ю щ и х горных породах.

БОРАТЫ К классу боратов относится более 100 м и н е р а л о в разнообразной с т р у к т у р ы, но по­ чти всегда сходного состава. Э т о г л а в н ы м образом к а л ь ц и е в ы е и магниевые соли (кислые, средние;

водные и безводные) борных кислот Н 3 В О 3, Н В О 2, Н2В4О7.

Рис. 212. Некоторые типы анионных группировок в боратах.

В боратах известны треугольные анионные группы типа ( В О з ) ~ и т е т р а э д р ы типа ( В О 4 ) • В них, во-первых, кислород м о ж е т з а м е щ а т ь с я гидроксилом О Н, во-вторых, 5 они могут о б р а з о в ы в а т ь с л о ж н ы е группировки (рис. 212). С т р у к т у р ы боратов подобно с т р у к т у р а м с и л и к а т о в могут б ы т ь островными, цепочечными, л е н т о ч н ы м и, кольце­ выми, с л о и с т ы м и в зависимости о т степени полимеризации анионных групп.

В природе наиболее распространены бораты к а л ь ц и я, магния, н а т р и я — иньоит С а ( В В 0 ( О Н ) ) - 4 Н 0, ашарит M g ( B 0 O H ) ( O H ), к о л е м а н и т С а ( В 0 ( О Н ) ) • Н 0, 2 3 5 2 2 2 4 3 4 3 пандермит С а ( В 4 В О г ( О Н ) 5 ) -НгО, гидроборацит C a M g ( B 2 B 0 4 ( O H ) 3 ) - З Н 0, улексит 2 ^ С а ( В О б ( О Н ) б ) • бНгО. Они образуются к а к гидрохимические осадки в составе гип соносных и ангидритовых т о л щ (см. рис. 91). П р и выветривании этих т о л щ с у л ь ф а т ы в ы н о с я т с я, а бораты остаются. Т а к и е м е с т о р о ж д е н и я имеют промышленное значение к а к источник с ы р ь я д л я получения бора и его соединений. И з в е с т н ы, к р о м е того, эн­ догенные м и н е р а л ы бора, образующиеся в скарнах, — людвигит (Mg, Fe) Fe(B03)0 и 2 др., в в у л к а н и ч е с к и х возгонах — сассолин. Н3ВО3.

Все перечисленные м и н е р а л ы бора, кроме людвигита, белого цвета или бесцветны.

К о л е м а н и т образует шестоватые полупрозрачные к р и с т а л л ы со спайностью вдоль удлинения и со с т е к л я н н ы м блеском, гидроборацит обычен в виде р а д и а л ь н о - л у ч и с т ы х агрегатов, улексит образует игольчатые массы. П а н д е р м и т и ашарит в с т р е ч а ю т с я в виде б е л ы х т о н к о з е р н и с т ы х п л о т н ы х (пандермит) и л и порошковатых (ашарит) агре­ гатов. Иньоит часто образует полупрозрачные ромбоэдрические к р и с т а л л ы, в изломе похожие н а лимонную кислоту. Все э т и м и н е р а л ы обычно в с т р е ч а ю т с я совместно.

Л ю д в и г и т имеет черный цвет, образует р а д и а л ь н о - л у ч и с т ы е агрегаты, часто ч у т ь при­ порошенные б е л ы м порошком вторичного ашарита.

КАРБОНАТЫ К м и н е р а л а м к л а с с а карбонатов относятся соли угольной к и с л о т ы, чаще всего это соли к а л ь ц и я, м а г н и я, н а т р и я, меди (табл. 44). Всего в этом классе известно около 100 м и н е р а л о в. Н е к о т о р ы е из них очень широко распространены в природе, например к а л ь ц и т и доломит.

Т а б л и ц а 44. Г л а в н ы е м и н е р а л ы - к а р б о н а т ы Группа Минерал Твердость Сингония Кальцита Триг. Кальцит СаСОз Родохрозит МпСОз 3,5-4, Магнезит M g C 0 4-4, Сидерит РеСОз 3,5-4, »

Смитсонит ZnC0 Доломита Д о л о м и т CaMg(C0 ) 3,5- »

3 Арагонита Арагонит СаСОз Ромб. 3,5- Витерит ВаСОз 3 - 3, Стронцианит SrC0 3,5- Церуссит РЬСОз 3-3, Малахита Мон. 3,5- Малахит С и ( С 0 ) ( О Н ) 2 3 Азурит С и ( С 0 ) ( О Н ) » 3,5- 3 3 2 Редкоземельных Бастнезит Ce(C0 )F Триг. 4 - 4, карбонатов 4, Паризит CeCe (C0 )F »

2 3 — Соды Натрит N a C 0 Мон.

2 Нахколит NaHC0 2, »

Натрон N a C 0 • 10Н О 1 - 1, 2 3 Шортита Шортит N a C a ( C 0 ) Ромб. 2 2 3 Ниеререита Ниеререит Na Ca(C0 ) » 2 3 кислород Рис. 213. Схема строения радикала 2 ( С 0 ) в кальците (Kornelius, Harlut, 1993).

В с т р у к т у р а х всех карбонатов четко в ы д е л я е т с я обособленный треугольный ради­ 2- - к а л ( С О з ) (рис. 213), известны т а к ж е м и н е р а л ы с добавочными анионами О Н, F, - 2 С 1, О. Особыми соединениями я в л я ю т с я м и н е р а л ы смешанного состава (карбона т о с у л ь ф а т ы, к а р б о н а т о ф о с ф а т ы ), например тихит NaeMg (S04)(C03)4. Многие и з широко распространенных карбонатов, в особенности ж е кальцит, маг­ незит, сидерит, доломит, имеют сходные ч е р т ы морфологии к р и с т а л л о в, близкие ф и ­ зические свойства, в с т р е ч а ю т с я в одинаковых агрегатах и часто имеют переменный химический состав (см. р и с. 99). Поэтому бывает трудно, а порой н е в о з м о ж н о раз­ л и ч и т ь их по внешним п р и з н а к а м, твердости, спайности. И з д а в н а используется про­ стой прием диагностики карбонатов по характеру их реакции с соляной кислотой.

Д л я этого наносят к а п л ю разбавленной (1 : 10) к и с л о т ы н а зерно карбоната. К а л ь ­ цит реагирует активно, и к а п л я р а с т в о р а вскипает от в ы д е л я ю щ и х с я п у з ы р ь к о в С О г, доломит реагирует слабо, т о л ь к о в порошке, а магнезит — при нагревании. Б о л е е на­ д е ж н ы е р е з у л ь т а т ы д а ю т следующие лабораторные исследования: точное определение их показателей п р е л о м л е н и я ;

проведение микрохимических реакций н а отполирован­ ных п л а с т и н к а х пород с р е а к т и в а м и, к р а с я щ и м и р а з н ы е м и н е р а л ы в р а з л и ч н ы е цвета;

термический а н а л и з (определение т е м п е р а т у р ы р а з л о ж е н и я м и н е р а л а, у к а ж д о г о к а р ­ боната она своя);

рентгеновские исследования.

К а л ь ц и т С а С О з. И з о м о р ф н ы е примеси M g, Fe, M n. Поэтому более п о л н а я ф о р ­ м у л а (Са, M g, М п ) С О з, пределы изоморфной смесимости видны н а рис. 99. Синго­ ния м и н е р а л а т р и г о н а л ь н а я. Главные особенности к р и с т а л л и ч е с к о й с т р у к т у р ы м о ж н о изобразить на модели в виде ромбоэдра — к а к бы с ж а т о г о по оси L3 к у б а (рис. 214).

Рис. 2Ц. Схема структуры кальцита.

В вершинах и центрах граней р а з м е щ а е т с я к а л ь ц и й, посередине ребер и в центре ром­ б о э д р а — плоские р а д и к а л ы ( С 0 ) ~. Все анионные группировки о р и е н т и р о в а н ы па­ р а л л е л ь н о д р у г другу, обусловливая р е з к у ю анизотропию строения к р и с т а л л и ч е с к о й решетки м и н е р а л а и его оптических свойств. Проходя через т а к у ю с т р у к т у р у пер­ пендикулярно к оси L3, свет м а к с и м а л ь н о п о л я р и з у е т с я и р а с п а д а е т с я на д в а л у ч а с разной скоростью их распространения в к р и с т а л л е и, значит, с р а з н ы м п о к а з а т е л е м преломления. По сравнению с другими м и н е р а л а м и это свойство в ы р а ж е н о в к а л ь ц и т е наиболее сильно, так что д а ж е его тонкие пластинки отчетливо р а з д в а и в а ю т изобра­ ж е н и е (см. рис. 62). Но есть одно направление в к р и с т а л л е к а л ь ц и т а — его о п т и ч е с к а я ось, вдоль которой не происходит двойного л у ч е п р е л о м л е н и я. Это ось 3.

К а л ь ц и т в с т р е ч а е т с я в дру­ з а х и одиночных к р и с т а л л а х разной ф о р м ы — ромбоэдри­ ческих, п р и з м а т и ч е с к и х, пла­ с т и н ч а т ы х и более с л о ж н ы х (рис. 215, 216, см. т а к ж е рис.96, 97). Он обычен и в сплошных массивных з е р н и с т ы х массах, в виде з е р н и с т ы х п р о ж и л к о в, гнезд и о т д е л ь н ы х бесформен­ ных вкраплений. Кристаллы и зерна прозрачные, полупро­ з р а ч н ы е. Цвет белый, и з р е д к а розоватый (от изоморфных примесей марганца), голубова­ т ы й (от и з о м о р ф н ы х примесей стронция), а при з а г р я з н е н и и другими м и н е р а л а м и — с е р ы й, р ж а в ы й, черный и т. п. Совер­ шенная спайность в трех на­ правлениях (по ромбоэдру, рис. 217). Б л е с к с т е к л я н н ы й, матовый, иногда (на плоскос­ т я х спайности) п е р л а м у т р о в ы й.

Т в е р д о с т ь э т а л о н н а я — 3.

215. Кристаллы кальцита.

Рис. 217. Характер спайно­ Рис. 216. Агрегат скаленоэдрических кристаллов сти в кальците.

кальцита.

Главные массы к а л ь ц и т а образуются в и з в е с т н я к а х хемогенным (рис. 218, см. т а к ж е рис. 91) или биогенным (рис.219) путем. Иногда хемогенный кальцит, выпавший в те Рис. 218. Карта распределения кальцита в донных осадках.

1, 2, 3— распределение СаСОз в донных осадках (1 — 25%, 2—25 — 75%, 3—75%);

4 — срединно-океанические хребты.

плых морях, я в л я е т с я магнезиаль­ ным. Нередко т а к и м ж е высокомаг­ незиальным является вещество С а С О з в твердой т к а н и некоторых организмов;

при диагенетическом преобразовании и эпигенезе оно пре­ в р а щ а е т с я в м а г н е з и а л ь н ы й кальцит.

К а к видно, к а л ь ц и т в и з в е с т н я к а х м о ж е т б ы т ь р а з н ы м по составу. П р и региональном м е т а м о р ф и з м е извест­ няк превращается в м р а м о р. К р о м е того, к а л ь ц и т образуется в скарнах, в средне- и низкотемпературных ги­ дротермальных месторождениях.

И з в е с т н я к и и м р а м о р ы использу­ ются к а к строительный м а т е р и а л, д л я известкования почв, получения извести, к а к статуарный к а м е н ь.

Прозрачные кристаллы кальцита (исландский шпат) я в л я ю т с я ценней­ шим оптическим сырьем.

Р о д о х р о з и т МпСОз. Обычно встречается в зернистых массах и с ф е р о л и т о в ы х агрегатах, изредка — Рис. 219. Окаменелые остатки третичных водо­ в ромбоэдрических к р и с т а л л а х. Д и а - рослей, целиком сложенные кальцитом.

гностируется по светло-розовому цвету, но нередко имеет белый, серый, зеленовато серый цвет и тогда трудно отличим от к а л ь ц и т а и доломита. Образуется к а к м и н е р а л осадочных м е с т о р о ж д е н и й марганца и некоторых г и д р о т е р м а л ь н ы х месторождений.

М а г н е з и т M g C 0 3. К р а й н и й член изоморфного р я д а магнезит — сидерит. Встреча­ ется в перекристаллизованных, переработанных г и д р о т е р м а л ь н ы м и р а с т в о р а м и доло­ митах в виде сплошных масс зернистого с л о ж е н и я с пятнистой бело-серой окраской.

Т а к ж е образуется в гнездах и п р о ж и л к а х в серпентинитах в виде б е л ы х п л о т н ы х ф а р ф о р о в и д н ы х масс. Т в е р д о с т ь 4. И с п о л ь з у е т с я к а к руда на магний и к а к огнеупорный м а т е р и а л. У з н а е т с я с трудом. Н у ж е н н а в ы к д л я его верной диагностики.

С и д е р и т РеСОз. К р а й н и й член изоморфного р я д а сидерит — магнезит. Встре­ чается в виде коричнево-бурых ромбоэдрических (чечевицеобразных) к р и с т а л л о в с с и л ь н ы м с т е к л я н н ы м (металловидным) блеском и в виде зернистых масс в гидротер­ м а л ь н ы х среднетемпературных м е с т о р о ж д е н и я х. Основная масса сидерита образуется хемогенным путем в осадочных породах, а на с т а д и я х позднего эпигенеза сидерит пе р е к р и с т а л л и з о в ы в а е т с я с образованием конкреций. Я в л я е т с я рудой на ж е л е з о.

Л е г к о у з н а е т с я по р ж а в о м у цвету (но неокисленные з е р н а и к р и с т а л л ы белые), плотности.

С м и т с о н и т Z n C 0 3. Вторичный минерал, продукт окисления с ф а л е р и т о в ы х руд (см. рис. 130). Встречается в натечных, почковидных з е м л и с т ы х массах, р е ж е в кри­ с т а л л а х белого, зеленоватого, бурого цвета.

Д о л о м и т C a ( M g, Ре)(СОз)2- Д в о й н а я соль к а л ь ц и я и м а г н и я с и з о м о р ф н о й приме­ сью ж е л е з а в позициях м а г н и я, в п л о т ь д о образования м и н е р а л а состава C a F e ( C 0 ) 2 Встречается в виде ромбоэдрических, иногда искривленных к р и с т а л л о в и сплошных зернистых масс. Цвет белый, коричневато-серый, р ж а в ы й. Т в е р д о с т ь 4. Спайность и блеск, к а к у к а л ь ц и т а.

Образуется в средне- и низкотемпературных г и д р о т е р м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и я х, в осадочных т о л щ а х. В осадочных породах он я в л я е т с я первичным м и н е р а л о м л и ш ь в редких с л у ч а я х его к р и с т а л л и з а ц и и из высокосоленых (более 15%) вод в л а г у н н ы х водоемах. Ч а щ е образуется з а счет поздней эпигенетический п е р е к р и с т а л л и з а ц и и маг­ незиального к а л ь ц и т а с распадом его н а две ф а з ы — д о л о м и т и кальцит, например, по такой схеме:

10(Ca 8Mg )(CO ) = 2CaMg(C0 ) + 6 С а С 0.

o 0(2 3 3 2 Д о л о м и т о в ы е породы используются к а к ф л ю с, огнеупорный м а т е р и а л, строитель­ ный к а м е н ь и в сельском хозяйстве д л я известкования к и с л ы х почв доломитовой му­ кой.

У з н а е т с я с т р у д о м. Д а ж е при большом н а в ы к е часто его н е в о з м о ж н о визуально от­ л и ч и т ь от к а л ь ц и т а, магнезита, сидерита. В этих с л у ч а я х в ы п о л н я ю т с я специальные лабораторные исследования.

Ц е р у с с и т Р Ь С О з - Вторичный минерал, продукт окисления свинцовых руд (см.

рис. 130). Образует тонкозернистые, плотные, т я ж е л ы е массы серого, полосчато серого цвета, а т а к ж е в с т р е ч а е т с я в виде отдельных к р и с т а л л о в и их двойниковых сростков. К р и с т а л л ы полупрозрачные, серовато-белые, с а л м а з н ы м блеском н а гра­ н я х и ж и р н ы м в изломе. И з л о м обычно неровный или р а к о в и с т ы й. Р у д а н а свинец.

А р а г о н и т С а С О з. Сингония м и н е р а л а ромбическая. Одиночные к р и с т а л л ы та­ б л и т ч а т ы е или призматические, но они почти всегда образуют тройниковые сростки п р а в и л ь н ы х шестиугольных очертаний с входящими углами и с в и л я м и по с т ы к а м кри­ с т а л л о в (рис. 220). В с т р е ч а е т с я т а к ж е в виде оолитов (гороховый, и к р я н о й к а м е н ь ), стеблевидных агрегатов (рис. 221) ( ж е л е з н ы е цветы), натечных масс. Ц в е т белый, ж е л т о в а т о - б е л ы й, серый. Б л е с к с т е к л я н н ы й, ж и р н ы й.

Образуется в о т л о ж е н и я х м и н е р а л ь н ы х источ­ ников, в зоне окисления с у л ь ф и д н ы х руд и к о р а х выветривания, в морских хемогенных осадках и карстовых пещерах (см. рис. 88). Наиболее ча­ сто связан с биогенными процессами и входит в состав раковин многих м о л л ю с к о в, костей р я д а ж и в о т н ы х. В п е р л а м у т р е слои арагонита череду­ ются со с л о я м и к а л ь ц и т а и органического веще­ с т в а — конхиалина.

. Рис. 220. Тройник арагонита.

Рис. 221. Арагонитовые цветы.

Малахит Си (С0 )(ОН).

2 3 Минерал зоны окисления х а л ь к о ­ пирита и д р у г и х с у л ь ф и д о в меди вблизи с м р а м о р а м и (см.рис.130).

Образует натечные (рис. 222), почковидные, ради ал ьно-лучис­ тые, гроздевидные агрегаты, плен­ ки, п р и м а з к и по трещинам и в пу­ стотах. Ч а с т о в с т р е ч а е т с я в псев­ д о м о р ф о з а х по самородной меди, куприту, азуриту. Цвет ярко-зе­ леный, в почковидных массах ха­ рактерно чередование более све­ т л ы х и более т е м н ы х зеленых и голубых зон (рис. 223). Б л е с к сте­ к л я н н ы й, матовый, шелковистый.

Используется к а к к р а с к а и к а к ценный (и теперь очень редкий в России) д е к о р а т и в н ы й и поделоч­ ный камень. Входит в состав мед­ ных руд.

Рис. 222. Натечные агрегаты малахита.

Рис. 223. Полосчатый агрегат малахита.

А з у р и т Сиз(СОз)2(ОН)2- В с т р е ч а е т с я вместе с м а л а х и т о м в виде з е р н и с т ы х кри­ с т а л л и ч е с к и х агрегатов и п о т е к о в темно-синего и голубого цвета. И с п о л ь з у е т с я к а к синяя краска. Я в л я е т с я компонентом медных руд.

Контрольные вопросы 1. Какие сложные анионы минералов, относящихся к солям кислородных кислот, вы можете привести? Каковы кристаллические структуры э т и х минералов?

2. Какие минералы представляют собой кислые, средние, основные, водные и безводные соли? Приведите примеры таких минералов.

3. Каков химический состав апатита, где он образуется, как используется?

4. Какие арсенаты являются поисковыми признаками на кобальтовые и никелевые руды?

5. Какой сульфат является рудой на а л ю м и н и й, как она образуется?

6. Как отличить шеелит от кварца и кальцита?

7. Ч е м определяется сильное двупреломление кальцита?

8. Как образуется кальцит, в чем выражается его типоморфизм?

Глава ГАЛОГЕННЫЕ И ПРОЧИЕ СОЕДИНЕНИЯ ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГАЛОГЕННЫХ СОЕДИНЕНИЙ К типу галогенных соединений относится около 100 м и н е р а л о в. Э т о соли кислот H F, НС1, НВг, H I. Н а п р и м е р, N a F (виллиомит), N a C l (галит), A g B r (бромаргирит), A g l (иодаргирит). Состав этих веществ очень разнообразен. И м е ю т с я двойные и т р о й н ы е соли т и п а К г Р Ь С Ц (псевдокотуннит) или KsNaFeCle (риннеит). Б ы в а ю т м и н е р а л ы к р и с т а л л о г и д р а т ы, например, такого состава: M g C h 6Н2О (бишофит), K M g C b 6Н2О ( к а р н а л л и т ). Особый тип соединений — это оксигалогенные и гидроксигалогенные ве­ щества. Т а к о в ы м и н е р а л ы состава Си2С1(ОН)з (атакамит), P b C l ( O H ) (лауриноит) и ДР В с т р у к т у р н о м отношении все м и н е р а л ы этого типа я в л я ю т с я существенно ионными соединениями и чаще всего к р и с т а л л и з у ю т с я в кубической сингоний. Особо в ы д е л и м с т р у к т у р ы ф т о р и д о в к р е м н и я т и п а Na2SiF6 ( м а л л а д р и т ) — в них кремний з а н и м а е т 2 позицию в центре октаэдров ( S i F e ), т.е. имеет редкое д л я него координационное число б.

Т и п галогенных соединений разбит на п я т ь классов — ф т о р и д ы, х л о р и д ы, бромиды, иодиды, оксигалогенные соединения. К ф т о р и д а м относятся м и н е р а л ы групп в и л л и о м и т а N a F и д р., ф л ю о р и т а C a F 2 и д р., к р и о л и т а NaaAlFe и д р., с е л л а и т а M g F 2 и д р.

Среди хлоридов в ы д е л я ю т группы н а ш а т ы р я NH4CI, г а л и т а ( N a C l — г а л и т и КС1 — сильвин), х л о р а р г и р и т а A g C l и д р., б и ш о ф и т а M g C b • 6Н2О, а т а к а м и т а СигС1(ОН)з, к а р н а л л и т а K M g C b • 6Н2О и д р.

КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О МИНЕРАЛАХ Ф л ю о р и т C a F 2 - Иногда с о д е р ж и т и з о м о р ф н ы е примеси редких з е м е л ь (Се, Y 2 1 3 + и д р. ), входящие в минерал по с л о ж н ы м схемам и з о м о р ф и з м а : Са ^ " Y — +F ( ф т о р р а з м е щ а е т с я в м е ж у з е л ь н о м пространстве, в пределе возможно*вещество YF3) 4 - N a (в пределе в о з м о ж н о вещество TRo 5Nao sF2). Ойнгония ф л ю ­ 2+ 3+ + и 2Са TR — i i орита кубическая. К р и с т а л л ы в виде октаэдров, кубооктаэдров, кубов, !|т п р о з р а ч н ы х до непрозрачных. Ч а с т о ф л ю о р и т образует сростки, д р у з ы, радиальнСншестоватые, зернистые агрегаты, пленки по трещинам, в к р а п л е н и я отдельных зерен. Цвет бе­ л ы й или чернильно-синий, зеленый, ф и о л е т о в ы й (от примесей редких з е м е л ь, кото­ рые образуют в м и н е р а л е центры окраски. Б л е с к на г р а н я х с т е к л я н н ы й, в изломе и агрегатах ж и р н ы й. Т в е р д о с т ь э т а л о н н а я — 4. Спайность совершенная по октаэдру, по ч е т ы р е м плоскостям (рис. 224). Н а с к о л а х больших к р и с т а л л о в часто видны трещины спайности, пересекающиеся под углами 60°.

Минерал обычен в виде вкраплений и неболь­ ших к р и с т а л л о в в грейзенах и высокотемператур­ ных г и д р о т е р м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и я х. Особо большие скопления, сплошные зернистые и ра диально-лучистые агрегаты образуются в неко­ т о р ы х средне- и н и з к о т е м п е р а т у р н ы х гидротер­ м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и я х, из к о т о р ы х ф л ю о р и т добывается в качестве ф л ю с а и с ы р ь я д л я хими­ ческой промышленности. И з в е с т н ы м е с т о р о ж д е ­ ния прозрачных к р у п н ы х однородных к р и с т а л л о в ф л ю о р и т а в виде скоплений и д р у з в пустотах гранитных пегматитов. Т а к и е к р и с т а л л ы я в л я ­ ются ценным оптическим сырьем. В с т р е ч а е т с я в Рис. 224- Спайный выколок из небольшом количестве в и з в е с т н я к а х и м р а м о р а х.

кристалла флюорита.

Л е г к о узнается по ф о р м е к р и с т а л л о в, их раз­ нообразной окраске, спайности. Иногда — в шестоватых агрегатах — поначалу сту­ д е н т ы принимают его з а кальцит, но у ф л ю о р и т а более ж и р н ы й блеск, более " м о к р ы й в и д ". Тонкозернистые ф а р ф о р о в и д н ы е (халцедоновидные) массы белого ф л ю о р и т а по блеску м о ж н о случайно спутать с кварцем, но они резко о т л и ч а ю т с я от к в а р ц а по твердости.

Г а л и т N a C l. Сингония кубическая. С т р у к т у р а образована близкой к плотнейшей упаковкой х л о р а (с натрием в октаэдрических пустотах см. рис. 1). К р и с т а л л ы в виде кубов и кубооктаэдров (прозрачные до полупрозрачных) в с т р е ч а ю т с я на стенках про­ моин в с о л я н ы х о т л о ж е н и я х, на стенках и деревянной крепи с о л я н ы х шахт, на стенках кратеров вулканов, в о т л о ж е н и я х самосадочной соли. Обычно ж е образует зернистые массивные и слоистые агрегаты, слагающие п р о п л а с т ы в осадочных горных породах.

Цвет белый, иногда п я т н а м и, чернильно-синий (за счет п о я в л е н и я в к р и с т а л л а х га­ + л и т а центров окраски при вхождении в позиции N a атомов N a ° ). Б л е с к с т е к л я н н ы й, ж и р н ы й. Т в е р д о с т ь 2. Совершенная спайность по кубу.

Ч а щ е всего входит в состав эвапоритов, т. е. я в л я е т с я хемогенным осадком замкну­ т ы х з а л и в о в морей и озер (см. рис. 91, 92). Т а к и е осадочные горные породы называ­ ются каменной солью. В незначительных количествах галит образуется к а к продукт вулканических возгонов.

Значение соли в ж и з н и человека общеизвестно. В химической промышленности из нее получают соду, с о л я н у ю кислоту, металлический натрий, едкий натр, х л о р. Она широко применяется в металлургии, электротехнике.

С и л ь в и н КС1. Сингония кубическая. К р и с т а л л ы в виде куба. В с т р е ч а е т с я в со­ ставе с о л я н ы х о т л о ж е н и й в сплошных зернистых скоплениях грязно-бурого, красного цвета (за счет механических примесей). От галита о т л и ч а е т с я по горько-соленому вкусу. Образуется в тех ж е условиях, что и галит (см. р и с. 9 1, 92). П р и усыхании озер в ы п а д а е т в осадок последним. Используется как сырье д л я получения к а л и й н ы х удобрений и р а з л и ч н ы х к а л и й н ы х препаратов д л я медицины, в п а р ф ю м е р и и, ф о т о ­ графии.

К а р н а л л и т K M g C b • 6Н2О. Встречается в сплошных зернистых массах. Б е л ы й, бесцветный, иногда розовый. Очень гигроскопичен. Имеет особый горько-соленый вкус. Образуется в составе с о л я н ы х осадочных пород (см. р и с. 9 1, 92). Я в л я е т с я в а ж н о й рудой на калий и магний и сырьем д л я производства к а л и й н ы х удобрений.

ПРОЧИЕ СОЕДИНЕНИЯ К р о м е о х а р а к т е р и з о в а н н ы х выше типов химических соединений в мире минералов встречаются т а к ж е редкие вещества, образующиеся в особых, экзотических геологи ческих условиях. Это к а р б и д ы (их четыре — например, когенит РезС), с и л и ц и д ы (их д в а — например, ф е р с и л и ц и д FeSi), нитриды (их семь — например, осборнит T i N ), фос­ ф и д ы (их ч е т ы р е — например, шрейберзит F e 2 N i P ), твердые углеводороды (их т р и — например, к а р п а т и т С24Н12) и органические соединения (их около 20).

Природные органические С о е д и н е н и я кристаллической с т р у к т у р ы образуются по трещинам в углях, т о р ф а х, песках и битуминозных сланцах, в составе гуано и в дру­ гих гипергенных образованиях. По своей химической природе это, во-первых, соли щавелевой к и с л о т ы — о к с а л а т ы к а л ь ц и я, к а л и я, ж е л е з а, н а т р и я, м а г н и я, а л ю м и н и я, во-вторых, соли уксусной к и с л о т ы — ацетаты к а л ь ц и я, натрия, а л ю м и н и я, в-третьих, азотистые органические соединения — урикит и д р.

Контрольные вопросы 1. Какие из галогенных соединений наиболее распространены в природе, какие — наименее?

2. В каком из минералов кремний занимает редкую для него позицию с координационным числом 6?

3. Каковы формы вхождения редкоземельных элементов в состав флюорита?

4. Какова причина чернильно-синей окраски некоторых кристаллов галита?

5. Что такое эвапориты (эвапоритовые осадки)?

Глава МИНЕРАЛЫ В СТРОЕНИИ ВСЕЛЕННОЙ МИНЕРАЛЫ МЕТЕОРИТОВ К настоящему времени изучен минеральный состав около 2800 метеоритов. Устано­ влено громадное разнообразие их состава, т е к с т у р, тонких с т р у к т у р и возраста. Все множество метеоритов разбито на 4 класса и д а л е е — на подклассы. П р и м е р ы ми­ н е р а л ь н ы х ассоциаций в метеоритах р а з н ы х классов д а н ы н и ж е ( ц и ф р ы в скобках — процент находок от общего числа обнаруженных метеоритов). Поясним, что хондриты и ахондриты — это каменные (существенно силикатные) метеориты;

первые состоят из агрегата хондр (глобул), вторые имеют равномерное зернистое сложение:

Хондриты (85,7) Энстатит, тенит Оливин, гиперстен, тенит Оливин, моноклинный пироксен пижонит С е р п е н т и н, х л о р и т, у г л е р о д и с т о е вещество Ахондриты (7,1) Энстатит Гиперстен Оливин Оливин, пижонит, тэнит Авгит Диопсид, оливин Железистые (5,7) Камасит (феррит) Камасит, тэнит Тенит Железокаменные (1,5) Оливин, тенит Энстатит, тэнит Гиперстен, оливин, тенит Пироксен, плагиоклаз, тенит Полагают, что метеориты я в л я ю т с я ф р а г м е н т а м и каких-то р а з о р в а в ш и х с я косми­ ческих тел. Разнообразие с т р у к т у р, особенностей минерального состава и возраста метеоритов соответствует р а з л и ч н ы м я в л е н и я м (продуктам) прямой магматической к р и с т а л л и з а ц и и и метасоматического изменения у ж е твердых пород в р а з н ы е этапы р а з в и т и я первичных по отношению к метеоритам космических т е л. Б о л ь ш а я ч а с т ь метеоритов приходит к З е м л е из пространства м е ж д у орбитами Марса и Ю п и т е р а.

Известны случаи образования метеоритов из вещества, отторгнутого с поверхностей Марса и Л у н ы.

В целом, около ста минералов обнаружено в составе метеоритов. Наиболее ча­ сто главными м и н е р а л а м и в р а з н ы х метеоритах я в л я ю т с я оливин, пироксен, плагио к л а з, тэнит, к а м а с и т ( ф е р р и т ), т р о и л и т FeS, шрейберзит Р е г М з Р и г р а ф и т, а в некото­ р ы х специфических углеродистых м е т е о р и т а х — п е р в и ч н ы й оливин, в т о р и ч н ы е монт­ мориллонит, серпентин, хлорит, а т а к ж е углеродистое а м о р ф н о е вещество. И з редких специфических м и н е р а л о в р а з н ы х метеоритов, не известных н а З е м л е, наиболее ори­ гинальны по составу карлсбергит O N, осборнит T i N, баррингерит (Fe, N1)2Р, добрелит FeCr2S4, ольдгамит CaS, брецианит O3S4, синоит Si2N203, лавренсит (Fe,Ni)Cl2, кос мохлор, и л и юриит NaCr(Si20e).

К а к с к а з а л известный исследователь метеоритов Р. Д о д д, " н а ш и з н а н и я о метеори­ тах все еще ограничены т е м, ч т о м ы имеем и с к а ж е н н у ю и неполную выборку проб из метеорито-формирующих объектов и родительских т е л ". Они я в л я ю т с я ч а с т и ц а м и многих, м о ж е т б ы т ь, 70-80 родительских т е л и все, з а м а л ы м и с к л ю ч е н и е м, образо­ в а л и с ь д о более древних горных пород З е м л и и Л у н ы, известных сейчас. Н е к о т о р ы е хондриты с о д е р ж а т м а т е р и а л, в о з м о ж н о, более ранний, чем С о л н е ч н а я система, и (или?) поступивший из-за её пределов.

МИНЕРАЛЫ ВНУТРЕННИХ И ВНЕШНИХ ПЛАНЕТ И н ф о р м а ц и я о м и н е р а л а х других, чем З е м л я, п л а н е т основана т о л ь к о н а косвенных д а н н ы х и н а п р е д п о л о ж е н и я х. В последнее в р е м я о природе м и н е р а л о в н а поверхно­ сти некоторых п л а н е т и их спутников удаётся судить по с п е к т р а м о т р а ж е н и я от их поверхности, к о т о р ы е б ы л и получены приборами н а л е т а т е л ь н ы х а п п а р а т а х т и п а Ве­ нера, Викинг, Вега, В о й я д ж е р, Пионер. Н а поверхности п л а н е т земной г р у п п ы (это Меркурий, Венера, З е м л я, Марс) установлены п р и з н а к и существования о б ы ч н ы х зем­ ных м и н е р а л о в (см. р и с. 100). О д н а к о совсем другие м и н е р а л ы, с у д я по с п е к т р а м от­ р а ж е н и я, распространены н а поверхности внешних п л а н е т и их спутников, а именно:

S (крист.) и SO3 (крист.) — н а поверхности Ио;

Н2О (крист.) — н а поверхности Европы, Ганимеда, К а л л и с т о (всё э т о спутники Ю п и т е р а ) ;

Н2О (крист.) — в к о л ь ц а х С а т у р н а ;

Н2О (крист.) — н а поверхности А р и э л я (спутник У р а н а ) ;

СН4 (крист.) — н а поверхно­ сти П л у т о н а.

В о з м о ж н о, ч т о планеты-гиганты состоят и з небольшого каменного и л и м е т а л л о к а менного я д р а, о к р у ж е н н о г о г р о м а д н ы м и ф л ю и д н о й и газовой о б о л о ч к а м и.

У п о м я н е м у ж здесь и о кометах. И х я д р а состоят и з тончайшей " п ы л и " и и з ч а с т и ц льда, диспергированных в газе. Э т о т л ё д ф о р м а л ь н о т а к ж е м о ж н о с ч и т а т ь м и н е р а л о м.

МИНЕРАЛЫ ЛУНЫ Д е с я т к и к и л о г р а м м о в горных пород с поверхности Л у н ы д о с т а в л е н ы у ж е н а З е м л ю.

Около 90 м и н е р а л о в о б н а р у ж е н о в и х составе. Б о л ь ш и н с т в о г о р н ы х пород имеет маг­ матический генезис, но под в л и я н и е м ударов метеоритов они подверглись процессам импактного (ударного) м е т а м о р ф и з м а (брекчированию, термическому воздействию, спеканию). Н а Л у н е в ы я в л е н ы т р и группы м и н е р а л ь н ы х образований (горных пород):

а) б а з а л ь т ы л у н н ы х морей (их в о з р а с т около 3,9-3,1 м л р д. л е т ) ;

б) A N T - п о р о д ы (по на­ ч а л ь н ы м б у к в а м названий анортозит, норит, троктолит, и х в о з р а с т о к о л о 4,6-3,6 м л р д.

л е т ) ;

в) K R E E P - п о р о д ы (несколько обогащенные к а л и е м, р е д к и м и э л е м е н т а м и, ф о с ­ ф о р о м породы того ж е состава). В районе полюсов имеется Лед.

Главными и з установленных минералов Л у н ы я в л я ю т с я п л а г и о к л а з ы, моноклин­ ные и ромбические пироксены, оливин и специфический м и н е р а л Л у н ы а р м о л к о л и т (Mg, Fe)Ti205. В т о р о с т е п е н н ы е — и л ь м е н и т, х р о м о в о - ж е л е з и с т а я ш п и н е л ь. О к о л о о с т а л ь н ы х м и н е р а л о в и г р а ю т р о л ь акцессориев. Все о б н а р у ж е н н ы е м и н е р а л ы и сами горные породы, из них состоящие, я в л я ю т с я составной ч а с т ь ю реголита. Э т о тон­ кий поверхностный слой н а Л у н е, он состоит и з кластического и переплавленного материала, который о б р а з о в а л с я в процессе бомбардировки поверхности Л у н ы метео­ ритами. Предполагается, что под реголитом залегают "морские" б а з а л ь т ы и н и ж е — андезитовое габбро. Но следует помнить, что все образцы л у н н ы х горных пород со­ браны всего л и ш ь в восьми у ч а с т к а х поверхности Л у н ы и на глубине очень незна­ чительной (5-30 с м ). Минеральный состав Л у н ы и в особенности её внутренних зон проблематичен.

МИНЕРАЛЫ ОКОЛОЗЕМНОГО ПРОСТРАНСТВА И ГИДРОСФЕРЫ ЗЕМЛИ Минералы существуют в атмосфере в тонкорассеянном состоянии и образуют аэро­ золи. Главным минералом я в л я е т с я л ё д Н 0 (крист.). Мельчайшие частицы кварца, полевых шпатов, к а л ь ц и т а, хлоритов, монтмориллонита, циркона, а п а т и т а и некото­ рых других минералов, рассеивающихся в результате эолового в ы в е т р и в а н и я горных пород, я в л я ю т с я обычными компонентами аэрозолей. Кроме того, около 1-2 м л н. т космической пыли постоянно рассеяно в атмосфере. Её состав изучают в пробах глу­ боководных к р а с н ы х глин, в з я т ы х со д н а Океана, или в пробах л ь д а из высокогорных ледников. Законсервированная в ил ах и этих л ь д а х п ы л ь состоит из мельчайших космогенных частиц ("шариков"), в них о б н а р у ж е н ы магнетит, вюстит FeO, к а м а с и т ( ф е р р и т ), шрейберзит Fe2NiP, треворит NiFe204, гематит и некоторые с и л и к а т ы.

К о с м и ч е с к а я п ы л ь з а пределами а т м о с ф е р ы З е м л и, т. е. в космическом простран­ стве, представлена, судя по спектроскопическим д а н н ы м, ч а с т и ц а м и ромбического пи­ роксена и оливина, в ней в о з м о ж н ы графит, а л м а з, твердые ароматические углеводо­ роды. К о н ц е н т р а ц и я частиц в этой " п ы л и " составляет в среднем около единицы на 10 к м.

Минералы в гидросфере З е м л и существуют в виде суспензий, гидрозолей и гелей.

Это тот ж е набор минералов, что и в атмосфере, но, кроме того, они входят в состав организмов, обитающих в гидросфере. Э т о апатит и другие ф о с ф а т ы (в костях, зубах, раковинах и других твердых т к а н я х ), арагонит и к а л ь ц и т (в раковинах моллюсков, твердых т к а н я х водорослей и ж и в о т н ы х ), кристобалит и т р и д и м и т (в о п а л о в ы х ске­ летах и твердых т к а н я х водорослей и ж и в о т н ы х ).

В А Л О В О Й М И Н Е Р А Л Ь Н Ы Й СОСТАВ З Е М Н О Й КОРЫ Оценка валового минерального состава земной к о р ы произведена н а двух независи­ м ы х основах: первая — по распространенности горных пород в земной коре, в т о р а я — по их количественному минеральному составу. Расчеты очень трудоемки и требуют знания реального геологического строения земной коры. Они п о в т о р я л и с ь много р а з в 1900-1930 гг. д л я условно принятой тогда глубины земной к о р ы в 10 м и л ь (16 к м ).

Т а к полученные ц и ф р ы с тех пор и переходят из книги в книгу.

В 1960-1980 гг. А. Б. Ронов, А. А. Ярошевский и А. А. Мигдисов планомерно система­ тизировали все п о я в л я ю щ и е с я ф а к т и ч е с к и е д а н н ы е о геологическом строении земной коры, её разрезе, мощностях в р а з н ы х геотектонических регионах З е м л и. К а к итог они п р е д л о ж и л и в 1989 г. обобщённую схему геологического строения земной к о р ы и д а л и ц и ф р ы по распространенности главных горных пород в в ы д е л е н н ы х ими в земной коре зонах. Пересчет этих ц и ф р А. Г. Б у л а х о м (1996) на валовой состав земной коры д а л р е з у л ь т а т ы (в об. %), приводимые на рис. 225.

В целом, в земной коре обнаружено около 3500-4000 м и н е р а л о в (минеральных ви­ дов). Н о всё это богатство и разнообразие к р и с т а л л и ч е с к и х веществ н и ч т о ж н о по отношению к о всему количеству твердого вещества внутри З е м л и и на других т е л а х Космоса.

рудные минералы - 1, Рис. 225. Распространенность минералов в земной коре (об. % (Булах, 1996).

) РАСПРЕДЕЛЕНИЕ МИНЕРАЛОВ НА ЗЕМЛЕ В ПРОСТРАНСТВЕ И ВО ВРЕМЕНИ К р а й н я я неравномерность распределения м и н е р а л о в н а поверхности З е м л и и их связь с определенными геологическими эпохами и о б ъ е к т а м и у ж е д а в н о известны.

Это хорошо видно, например, и з следующих ориентировочных д а н н ы х (они в з я т ы и з американской "Минералогической энциклопедии" з а 1975 г. и и л л ю с т р и р у ю т неравно­ мерность распределения минерального с ы р ь я по с т р а н а м ;

в скобках — % о т м и р о в ы х запасов):

— Австралия (32), Гвинея (23), Ямайка (6), Бокситы С Ш А (0,5), прочие (38,5) — Бразилия (15), Канада (12), Австралия (10), Железо С Ш А (2), прочие (61) Кобальт — Заир (28), Новая Каледония и Австралия (27), Замбия (14), прочие (31) Марганец — Ю А Р (37), Австралия (6), Габон (4), прочие (53) — С Ш А (21), Ч и л и (16), Канада (9), Перу (7), Медь Замбия (7), прочие (40) — С Ш А (73), Ч и л и (16), Канада (9), прочие (2) Молибден — Новая Каледония (31), Канада (16), Куба (9), Никель С Ш А (0,5), прочие (43,5) Платиноиды — Ю А Р (65), С С С Р (32), С Ш А (0,5), прочие (2,5) Ртуть — Испания (38), Югославия (9), Италия (8), С Ш А (8), прочие (37) Олово — Индонезия (24), Таиланд (12), Боливия (10), Малайзия (8), С Ш А (0,5), прочие (45,5) — С Ш А (28), Ю А Р (22), Канада (20), Уран Австралия (12), прочие (18) Хромит — Ю А Р (65), Зимбабве (32), прочие (3) — Канада (26), С Ш А (23), Австралия (7), прочие (44) Цинк — Б л и ж н и й Восток (30), Канада (20), Сера С Ш А (12), прочие (38) Н а ч и н а я с В. М. Севергина и А. В е р н е р а, распределение м и н е р а л о в по т е р р и т о р и и земного ш а р а изучает р а з д е л минералогии, н а з в а н н ы й и м и экономической минера­ логией (он н а з ы в а л с я т а к ж е географической минералогией, региональной минерало гией). В. И. В е р н а д с к и й в своем курсе "Описательной минералогии" четко у к а з а л на то, что причины закономерностей распределения минералов по регионам надо искать в геохимических законах, о т р а ж а ю щ и х геологическую эволюцию З е м л и и земной коры.

Решение этих проблем у ж е давно вышло з а пределы собственно минералогии и геохи­ мии, так к а к требует учета процессов минералообразования в общем ходе геологиче­ ского, тектономагматического и геохимического р а з в и т и я отдельных участков земной к о р ы в целом. Т а к о й а н а л и з геологического м а т е р и а л а в ы п о л н я е т с я наукой, называ­ емой металлогенией.

По определению Д. В. Рундквиста (1984), металлогения — это р а з д е л геологии, из­ учающий закономерности ф о р м и р о в а н и я и размещения месторождений полезных ис­ копаемых в пространстве (в пределах геологических с т р у к т у р р а з л и ч н ы х рангов) и во времени (в истории р а з в и т и я земной к о р ы ). Термин " м е т а л л о г е н и я " введен в 1892 г. Л.

де Л о н е, впоследствии содержание и направление р а з в и т и я этой науки определились трудами В. А. О б р у ч е в а, Ю. А. Б и л и б и н а, С. С. С м и р н о в а, она активно р а з в и в а е т с я и сейчас. Т а к, Д. В. Рундквист одной из в а ж н е й ш и х з а д а ч металлогении считает раз­ работку научных основ прогноза на о т к р ы т и е месторождений полезных ископаемых в изучаемой геологической обстановке, или, по-другому: где, в к а к о й геологической обстановке могут б ы т ь о б н а р у ж е н ы необходимые промышленные т и п ы м и н е р а л ь н ы х месторождений?

Н а р я д у с металлогенией п р о д о л ж а е т р а з в и в а т ь с я особая о т р а с л ь минералогии, на­ з ы в а е м а я топоминералогией. В 1982 г. Н. П. Ю ш к и н отметил, что главной целью топоминералогии я в л я е т с я установление пространственных закономерностей ф о р м и ­ рования и распределения минералов и м и н е р а л ь н ы х ассоциаций в геологических объ­ ектах разного масштаба (в м и н е р а л ь н ы х телах, геологических регионах, земной коре;

других п л а н е т о с ф е р а х и космических объектах). Т а к и м образом, в определенном смы­ сле топоминералогия я в л я е т с я более широкой наукой по отношению к металлогении, так к а к последняя из всего круга объектов " в ы ч л е н я е т " т о л ь к о полезные ископаемые, т о л ь к о все утилитарное. Металлогенические задачи — это, в какой-то мере, частные топоминералогические з а д а ч и.

Основным успехом металлогении и топоминералогии явилось создание представле­ ний о минералогических (в частности, металлогенических) эпохах и провинциях и представлений о том, к а к определенные т и п ы м и н е р а л ь н ы х (в частности, промышлен­ ных) месторождений п р о я в л я ю т с я в определенных типах тектонических с т р у к т у р.

В а ж н о е значение имеют о б н а р у ж е н н ы е закономерности эволюции рудообразования во времени (табл. 45).


По определению Н. П. Ю ш к и н а, минералогическая провинция — это участок земной коры, х а р а к т е р и з у ю щ и й с я относительно однородным геологическим строением и раз­ витием одних и тех ж е м и н е р а л ь н ы х комплексов. Границы минералогических провин­ ций, к а к правило, совпадают с границами крупных или средних т е к т о н о с т р у к т у р н ы х элементов: мегаантиклинориев и мегасинклинориев, а н т и к л и з и синеклиз, к р а е в ы х зон с к л а д ч а т ы х поясов и т.п.;

р а з м е р ы таких провинций обычно н а х о д я т с я в пределах десяти-ста т ы с. к м. Под минералогической (отчасти — металлогенической) эпохой будем понимать крупные отрезки геологического времени, в к о т о р ы х в сходной геоло­ гической ситуации происходит образование однотипных м и н е р а л ь н ы х месторождений.

Прекрасной иллюстрацией этих двух понятий я в л я ю т с я р т у т н ы е (киноварные) ме­ с т о р о ж д е н и я, протянувшиеся в зонах альпийской с к л а д ч а т о с т и в виде провинции, тер­ риториально совпадающей с этими зонами (рис. 226).

gandau veeodauioa'u naxdy vde 'utovdeag I nwc9gfid mw mm ooz OOff 009 0001 0091 009Z OOOC gas pnu \~0ЭМ1ШНО1Лу * i л v Нью-Идрия Нью-Альмаден Хуанкааелика Рис. 226. Месторождения киновари (заштрихованные области), законо­ мерно приуроченные к областям наиболее активного проявления альпий­ ской складчатости.

М И Н Е Р А Л Ы МАНТИИ И СОСТАВ Я Д Р А ЗЕМЛИ Минеральный состав верхней мантии определяют, во-первых, по составу ксенолитов глубинных пород, выносимых кимберлитами, щелочными б а з а л ь т о и д а м и и д р., во вторых, по косвенным петрологическим и геофизическим д а н н ы м.

С глубин, по-видимому, около 80 км на поверхность поступают обломки в составе ще­ лочных базальтоидов — это ксенолиты главным образом шпинелевых перидотитов (до 80%) и других ультраосновных горных пород, в небольшом количестве (2-5%) встре­ чаются ксенолиты эклогитов гранат-пироксен-плагиоклазового состава. Приведем пе­ речень минералов всех этих пород: оливин, ромбический пироксен (энстатит и д р. ), моноклинный пироксен (хром-диопсид и авгит), шпинель, а м ф и б о л, титановый флого­ пит, п л а г и о к л а з, апатит. С несколько больших глубин (до 130 км и более) в ы н о с я т с я ксенолиты в составе кимберлитов. Среди них наиболее распространены шпинелевые и гранатовые перидотиты и эклогиты;

в их составе установлены оливин, ромбический пироксен (энстатит-гиперстен), моноклинный пироксен (диопсид омфацитового типа), пироп, хромит, флогопит, а л м а з ы. Особенно интересны м и к р о в к л ю ч е н и я в самих ал­ м а з а х — это оливин, хромовый пироп, пироп-альмандин, хромит, энстатит, диопсид, омфацит, рутил, ильменит, магнетит, корунд, пирротин, циркон, санидин, флогопит, биотит.

Физико-химические расчеты показывают, что с глубиной происходит ф а з о в о е пре­ вращение оливина M g ( S i 0 4 ) в вещество шпинелевой с т р у к т у р ы SiMg 04, а пироксен 2 превращается в " г р а н а т " по схеме 2Mg (Si20e) — Mg (MgSi)(Si04)3. Н а глубине около 2 650 км шпинелевая ф а з а S i M g 0 4, вероятно, распадается на смесь ( M g, F e ) 0 (струк­ т у р а NaCl) и MgSi03 (структура перовскита).

Согласно четвертому началу термодинамики, по А. Ф. Капустинскому, м а н т и я к а к геосфера отвечает зоне в ы р о ж д е н и я обычных химических свойств веществ, так к а к в ней под действием д а в л е н и я начинается д е с т р у к ц и я внешних э л е к т р о н н ы х оболо­ чек атомов. Д а л е е, с глубин около 2900-3000 км и до центра, протягивается зона нулевого р а з л и ч и я в химических свойствах веществ, так к а к здесь з а счет деструкции э л е к т р о н н ы х оболочек полностью снивелированы индивидуальные химические свой­ ства элементов и существует единый " м е т а л л ", или, иными словами, независимое от природы химических элементов единое и общее по своим м е т а л л и ч е с к и м свойствам состояние материи. Если этот постулат термодинамики и выводы из него верны, то в глубоких горизонтах н и ж н е й мантии и в ядре нет веществ, к о т о р ы е соответствовали бы по своей природе химическим соединениям т и п а привычных д л я нас минералов.

Говоря ж е о " ж е л е з о никелевом" составе я д р а З е м л и, м ы д о л ж н ы у т о ч н я т ь, что оно, вероятно, с л о ж е н о не этими м е т а л л а м и, а т а к и м по плотности и упругости веществом, которое аналогично по э т и м своим свойствам ж е л е з у и никелю на поверхности земного шара.

Контрольные вопросы 1. Каковы пять главных групп минералов в составе земной коры?

2. В чем главное различие минерального состава внешних и внутренних планет Солнечной системы?

3. Чему среди планет и геосфер ближе всего отвечает минеральный состав метеоритов?

4. В чем разница между содержанием топоминералогии и металлогении?

Глава МИКРОМИР МИНЕРАЛОВ МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ И ГРАНИЦЫ МИКРОМИРА В п р е д ы д у щ и х г л а в а х учебника и н а всех п р а к т и ч е с к и х з а н я т и я х по минералогии студенту д а в а л и с ь сведения о непосредственно о с я з а е м ы х им м и н е р а л а х. Однако, пользуясь д а ж е простыми или бинокулярными минералогическими л у п а м и разного увеличения, удается полнее познать м и н е р а л ы и о б н а р у ж и т ь их невидимые простым глазом д е т а л и. Б о л е е доступными д л я наблюдения с т а н о в я т с я р е л ь е ф и м и к р о р е л ь е ф граней, в к л ю ч е н и я, блочность, зональность, секториальность строения зерен, яснее п р о я в л я ю т с я генетические взаимосвязи минералов д р у г с другом. Исследователь по­ л у ч а е т новую и н ф о р м а ц и ю. В то ж е в р е м я это особый мир, по-своему красивый и п р и т я г а т е л ь н ы й. Есть д а ж е коллекционеры, собирающие мельчайшие д р у з ы и сростки кристаллов.

П е т р о г р а ф и ч е с к и й микроскоп легко дает увеличения до 600 крат, что еще более р а с ш и р я е т возможности познания морфологии, строения, свойств, условий роста кри­ с т а л л о в и р а з н ы х включений в них. Следующая ступень — это использование элек­ тронных микроскопов. Они бывают двух типов. В микроскопах одного т и п а э л е к т р о н ы о т р а ж а ю т с я от поверхности частиц, и на экране п о я в л я е т с я изображение. Т а к и е элек­ тронные микроскопы д а ю т увеличения до 10000 крат и более, в них м о ж н о р а з л и ч а т ь объекты д и а м е т р о м до 0,1 мкм, а химический состав о б н а р у ж е н н ы х ф а з м о ж н о сразу ж е определить с помощью электронного или ионного микрозонда, который, к а к пра­ вило, вмонтирован в электронный микроскоп. Т а к с т а н о в я т с я познаваемыми мельчай­ шие о б ъ е к т ы м и р а минералов (рис. 227). Электронные микроскопы второго т и п а д а ю т изображение в просвечивающих электронах с увеличением до 2 миллионов к р а т и бо­ лее. С т а н о в я т с я доступными д л я визуального изучения д е т а л и внутреннего строения вещества (рис. 228).

В 1965 г. Ф. Г. Фекличев определил верхнюю границу м и к р о м и р а м и н е р а л о в по раз­ меру частиц в 1 мм, отметив, что многие редкие и акцессорные м и н е р а л ы в с т р е ч а ю т с я именно в т а к и х и более мелких зернах. Т а к ж е м а л ы частицы глинистых минера­ лов. П р о б л е м а границ м а к р о - и микрочастиц д е т а л ь н о р а с с м а т р и в а е т с я в коллоидной -9 - химии. Системы с р а з м е р а м и частиц 1 —100 нм ( Ю — Ю м) с ч и т а ю т с я истинно к о л л о и д н ы м и, т а к к а к эти частицы настолько м а л ы, что вещество, из которого они состоят, практически содержит т о л ь к о поверхностные атомы и м о л е к у л ы. Т а к и е си­ стемы еще н а з ы в а ю т з о л я м и.

Д л я минералога в а ж н о знать, что принципиально нового м о ж е т д а т ь ему все воз­ р а с т а ю щ а я р а з р е ш а ю щ а я способность микроскопов и существует ли к а к а я - л и б о есте­ ственная граница м е ж д у макро- и микромиром минералов. Попробуем р а з г р а н и ч и т ь эти д в а м и р а м и н е р а л о в по некоторым закономерностям изменения свойств вещества в м е л к и х ч а с т и ц а х и по истории о т к р ы т и я новых минералов.

Рис. 227. Р а с т р о в ы е э л е к т р о н н о - м и к р о с к о п и ч е с к и е и з о б р а ж е н и я м и н е р а л о в ( м а с ш т а б 1 с м = 50 м к м ).

а — в о л о с о в и д н ы е а г р е г а т ы к р и п т о м е л а н а н а д р у з е м а н г а н и т а ( Н е с т е р о в, 1989);

6— ш е с т и у г о л ь н ы е к р и с т а л л ы ©вальдита Ва(Са, Y,Иа)(СОз)2 в с р а с т а н и я х с д е н д р и т о м ку х а р е н к о и т а В а 2 С е ( С 0 ) з Р (Zaitsev е. а., 1996);

в — ф р а м б о и д а л ь н ы й а г р е г а т п и р и т а в о з е р ­ н ы х п р и д о н н ы х и л а х ( Ж о л н е р о в и ч, 1988);

г — к р и с т а л л ы Са^АЬ(Э04)з(ОН)12 • 26Н2О и д р у г и х т е х н о г е н н ы х в е щ е с т в в о т в а л а х о т р а б о т а н н ы х р у д (Bambauer, 1991).

К а ж д о е свойство имеет свои пределы о б н а р у ж е н и я, и л и, по-другому, д л я ф о р м и ­ рования к а ж д о г о свойства и его проявления н у ж н ы свои р а з м е р ы т е л. Н а п р и м е р, минералы легко р а з д е л я ю т с я механически по плотности. М о ж н о определить плот­ ность магнетита FeFe204 простыми ф и з и ч е с к и м и методами — она р а в н а 5,2 г / с м ;

ее большим значением о б ъ я с н я ю т осаждение и сегрегацию магнетитовых р у д в придон­ ных частях магматических к а м е р. Н о бессмысленно относить измеренное т а к и м спо собом значение плотности к группи­ ровке из атомов ж е л е з а и кислоро­ д а — з а р о д ы ш у будущего к р и с т а л л а магнетита, т а к к а к взаимодействие этого з а р о д ы ш а с т е м ж е р а с п л а в о м (всплывание и л и п о г р у ж е н и е в нем) еще не п о д ч и н я е т с я п р о с т ы м зако­ н а м механики. К р о м е того, одни свойства соотносятся с конечным объемом вещества, к р и с т а л л а, зерна, другие — с поверхностью частиц. По­ этому при некотором к р и т и ч е с к о м отношении о б ъ е м а м и к р о к р и с т а л л а к Рис. 228. Гетерофазное микростроение плагио площади его поверхности к а ж д ы й клаза.


м и к р о к р и с т а л л д о л ж е н и м е т ь иной набор свойств, ч е м м а к р о к р и с т а л л.

Т а к и м образом, ч а с т и ц ы разного р а з м е р а п р о я в л я ю т р а з н ы е свойства в одних и тех ж е процессах и я в л е н и я х.

К а к известно, у д е л ь н а я поверх­ ность л ю б ы х ч а с т и ц р а с т е т с умень­ Ю-.

шением их р а з м е р о в. В 1985 г.

В. П. К у з н е ц о в п р о а н а л и з и р о в а л ха­ р а к т е р изменения удельной поверх­ ности к р и с т а л л о в разного габитуса и р а з н ы х веществ (молибденита, ко­ лумбита, ф л ю о р и т а, к в а р ц а ) в зави­ 6Н О симости от р а з м е р а зерен. Во всех с с л у ч а я х зависимости в ы р а ж а ю т с я 5 г р а ф и ч е с к и в виде гипербол с изги­ I бами линий в и н т е р в а л е р а з м е р о в зе­ рен 150-20 м к м (рис. 229). Н а этот р а з м е р — в среднем 0,1 м м — Р. И. К о 24 неев (1994) п р е д л о ж и л ориентиро­ в а т ь с я при определении верхней гра­ ницы м и к р о м и р а м и н е р а л о в. Т а к ж е оценила в 1987 г. м и н и м а л ь н ы й раз­ ~Т~ т 0. 0,1 0, 0.2 0. 0,3 м е р м а к р о ч а с т и ц Л. В. Никишова.

размер зерна, мм О т к р ы т и е новых м и н е р а л о в п р я м о Рис. 229. Изменение удельной поверхности ми­ с в я з а н о со степенью распространен­ нералов в зависимости от размера зерен (Куз­ нецов, 1985). ности того и л и иного минерала, прак тическими потребностями в познании и использовании новых м а т е р и а л о в, р а з м е р а м и выделений м и н е р а л а и существующими методами его изучения. М о ж н о в ы д е л и т ь че­ тыре этапа открытий.

1. С древних времен д о конца X V I I I века. Известно около 100 с а м ы х распростра­ ненных м и н е р а л о в (полевые ш п а т ы, к в а р ц, с л ю д ы и пр.), драгоценных и поделочных камней ( а л м а з, гранат, малахит, рубин и д р. ), р у д (медь, касситерит, галенит и д р. ).

2. К о н е ц X V I I I — 20-е годы X X века. Известно около 1000 м и н е р а л о в. Они иденти­ ф и ц и р о в а н ы методами аналитической химии.

3. 1920-е—1960-е годы. Известно у ж е около 2000 м и н е р а л о в — это р е з у л ь т а т пер­ вого интересного д л я нас в этой главе качественного с к а ч к а в исследованиях. Он связан с внедрением в минералогию методов рентгенофазового а н а л и з а, что позво­ л и л о уверенно р а з л и ч а т ь химически подобные д р у г другу вещества и диагностировать минеральные ф а з ы в глинистых и других тонкодисперсных горных породах.

4. После 1960-х годов. Известно у ж е более 3500 минералов, к а ж д ы й год их приба­ в л я е т с я около тридцати-сорока. Все эти годы идет бурное р а з в и т и е электронной ми­ кроскопии и микрозондового (микрорентгеноспектрального) а н а л и з а. С т а л о в о з м о ж ­ ным уверенно р а з л и ч а т ь, диагностировать и и з у ч а т ь м и н е р а л ы в з е р н а х р а з м е р о м 0,1 0,3 мм и в ы я в л я т ь микронеоднородности и с а м о с т о я т е л ь н ы е м и н е р а л ь н ы е ф а з ы ни­ ч т о ж н о м а л ы х р а з м е р о в. Это второй скачок в исследованиях. Он привел к о т к р ы т и ю минералов неожиданного химического состава, например с у л ь ф и д о в щелочных и ще­ лочноземельных м е т а л л о в — д ж е р ф и ш е р и т а K 6 C U 2 5 S 2 6 C I (Fuchs, 1966), т а л ф е н а с и т а TleFe25S26Cl (Рудашевский и д р., 1979), овсенита BaCu 5S26S (Laflamme е. а., 1995), а т а к ж е к в ы я в л е н и ю необычных м и н е р а л ь н ы х ассоциаций. Назовем л и ш ь две наибо­ лее богатые новыми о т к р ы т и я м и — в у л ь т р а щ е л о ч н ы х породах Хибинского и Л о в о з е р ского массивов н а К о л ь с к о м полуострове и в вулканических возгонах н а К а м ч а т к е. Н а К о л ь с к о м полуострове И. В. Буссен, А. П. Х о м я к о в, М. Н. С о к о л о в а и д р. впервые уста­ новили новые вещества — разнообразные особо богатые натрием с и л и к а т ы, ф о с ф а т ы, карбонаты. Н а К а м ч а т к е Л. П. В е р г а с о в а, С. К. Ф и л а т о в, Т. Ф. С е м е н о в а, Г. Л. С т а р о ва, С. В. К р и в о в и ч е в, Р. Р. Ш у в а л о в, В. А. и В. И. П о п о в ы, Н. С. Р у д а ш е в с к и й о т к р ы л и богатый мир новых природных химических соединений — оксиселенитов, т е л л у р и т о в, с у л ь ф а т о в меди и к а л и я и д р у г и х минералов с неординарными химическим составом и кристаллической с т р у к т у р о й. Т а к о в ы, например, набокоит K C u r T e O ^ S O ^ s C l, георг бокиит Си502(8еОз)2С12, ильинскит N a C u 5 0 ( S e 0 ) 2 C l 3, л е с ю к и т Al2(OH)sCl • 2Н2О.

2 И т а к, явно существуют особые объекты, специфические я в л е н и я и особые свойства в микромире минералов, но границы его р а з м ы т ы. В этом учебнике м ы условно примем з а его верхнюю границу р а з м е р зерен в пределах 0,3-0,1 мм. Н и ж н ю ю границу обсудим в конце этой г л а в ы.

ПРИЧИНЫ ПРИНАДЛЕЖНОСТИ МИНЕРАЛОВ К МИКРОМИРУ В любых по зернистости агрегатах, горных породах и рудах всегда и м е ю т с я микро­ выделения тех или иных м и н е р а л о в — главных, второстепенных, акцессорных. Л ю б о й минерал м о ж е т в с т р е ч а т ь с я в природе в микровыделениях. Вместе с т е м м о ж н о при­ вести много примеров природных тонкодисперсных сред, и часто они имеют свой спе­ цифический регулярно повторяющийся м и н е р а л ь н ы й состав. П р е ж д е всего это почвы, к о р ы в ы в е т р и в а н и я, придонные илистые осадки, глины, некоторые к а р б о н а т н ы е по­ роды, т у ф ы, ж е л е з о м а р г а н ц е в ы е конкреции и другие продукты океанического и на­ земного седиментогенеза. Тонкодисперсное состояние бывает х а р а к т е р н о д л я минера­ лов окисленных руд, вулканических возгонов и пеплов, аэрозолей земной а т м о с ф е р ы, космогенных минералов (пылевидные ч а с т и ц ы м е ж п л а н е т н о г о пространства, лунного риголита, поверхности М а р с а ). П р о д у к т ы р а с п а д а т в е р д ы х растворов и м е т а м и к т н ы х минералов, у ч а с т к и р а с к р и с т а л л и з а ц и и вулканических стекол и к о л л о и д а л ь н ы х вы­ делений в современных приповерхностых г и д р о т е р м а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и я х, к а к пра­ вило, я в л я ю т с я в н а ч а л е с к р ы т о к р и с т а л л и ч е с к и м и. Разнообразие и число м и н е р а л о в в таких тонкодисперсных средах велики.

К а ж д ы й м и н е р а л начинает свою ж и з н ь в природе с зародышей и м и к р о к р и с т а л л о в.

Это естественное и обычное явление. Но все ж е, почему у некоторых веществ р а з м е р ы их к р и с т а л л о в т а к и не в ы х о д я т з а верхнюю границу м и к р о м и р а ? Наиболее часто та­ кими м и н е р а л а м и о к а з ы в а ю т с я к а о л и н и т ы, смектиты, гидрослюды, серпентины. Все они имеют слоистую к р и с т а л л и ч е с к у ю структуру крайне неоднородного строения, со­ стоящую из э л е к т р о н е й т р а л ь н ы х пакетов (см. рис. 185). Все с и л ы химических связей взаимно скомпенсированы внутри пакетов, так что активность и с и л а присоединения пакетов д р у г к другу н и ч т о ж н о м а л ы по сравнению с т а к о в ы м и в м и н е р а л а х другого состава и строения.

В с л ю д а х к а ж д ы й пакет несет свой з а р я д (см. рис. 185), поэтому к р и с т а л л активно достраивает себя з а счет присоединения атомов к а л и я и следующего пакета, снова атомов к а л и я и п а к е т а и т. д. и т. п. Все в р е м я есть ненасыщенные химические связи, а отсюда — в о з м о ж н о с т ь роста больших к р и с т а л л о в с л ю д ы. К р и с т а л л и ч е с к а я ж е по­ с т р о й к а каолинитов, смектитов, гидрослюд, серпентинов с т о л ь м а л о а к т и в н а в своем собственном воспроизводстве и с т о л ь непрочна по сравнению со с л ю д а м и, ч т о всегда образуются т о л ь к о м и к р о к р и с т а л л ы. Правда, эта закономерность не абсолютна. На­ пример, т а л ь к нередко в с т р е ч а е т с я в больших к р и с т а л л а х, хотя он имеет т а к у ю ж е по типу структуру, что и каолинит. В о з м о ж н о, свою р о л ь играет здесь число цен­ т р о в к р и с т а л л и з а ц и и. Вероятно, оно разное д л я сред образования к а о л и н о в ы х глин и д л я г и д р о т е р м а л ь н о - м е т а м о р ф и ч е с к и х месторождений т а л ь к а. Д о п у с т и м а т а к ж е р а з н и ц а в доминирующих кинетических ф а к т о р а х кристаллогенезиса. Д р у г о й при­ м е р — вермикулит. Эта гидрослюда известна в очень больших п л а с т и н а х в составе кор в ы в е т р и в а н и я н а ультраосновных горных породах, но они не росли к а к гидро­ слюда, а я в л я ю т с я р е з у л ь т а т о м глубокого химического преобразования попавших в кору в ы в е т р и в а н и я пластин ф л о г о п и т а.

Помимо каолинитов, смектитов, гидрослюд, серпентинов такие ж е неоднородные по своему строению с т р у к т у р ы с контрастно гетеродесмическими с в я з я м и имеют мно­ гие из тех минералов, к о т о р ы е т и п и ч н ы д л я состава почв, к о р в ы в е т р и в а н и я, глин, окисленных руд. Назовем гидроксиды ж е л е з а и а л ю м и н и я с л о ж н о й слоистой струк­ т у р ы — гётит, лепидокрокит, гиббсит, бёмит и гидроксиды и оксиды м а р г а н ц а слоистых и тоннельных с т р у к т у р — бузериты, вернадиты, асболаны, псиломеланы, тодорокит и д р. В этом перечне надо сразу ж е в ы д е л и т ь и с к л ю ч е н и я. Гётит и л е п и д о к р о к и т спо­ собны в особых с л у ч а я х о б р а з о в ы в а т ь к р и с т а л л ы р а з м е р о м около 2-3 м м, а иногда — до 2-3 см (см. рис. 157). Среди природных гидроксидов а л ю м и н и я помимо гиббсита и бёмита надо н а з в а т ь еще диаспор. Он т а к ж е имеет с л о ж н у ю слоистую структуру, но м е ж д у с л о я м и в нем п р о я в л е н а с и л ь н а я водородная с в я з ь (см. рис. 155). В р е з у л ь т а т е диаспор в с т р е ч а е т с я в больших к р и с т а л л а х. Гиббсит и бёмит входят в состав бокситов, диаспор образуется в гидротермально-метасоматических м е с т о р о ж д е н и я х.

Итак, одна из причин п р и н а д л е ж н о с т и минералов к м и к р о м и р у к р о е т с я в особен­ ностях их к р и с т а л л и ч е с к и х с т р у к т у р. Иначе говоря, к р и с т а л л а м некоторых веществ с у ж д е н о оставаться к а р л и к а м и.

К числу других по своей природе ф а к т о р о в о т н о с я т с я геолого-генетические я в л е н и я, но они к а с а ю т с я у ж е л ю б ы х веществ независимо от их к р и с т а л л и з а ц и о н н о й способ­ ности. М о ж н о н а з в а т ь, например, некоторые особые природные обстановки, не благо­ приятствующие собирательной п е р е к р и с т а л л и з а ц и и первоначально образовавшегося минерального вещества. Т а к о в ы условия существования р ы х л о г о лунного риголита и марсианской п ы л и. О п а л ы и к р и с т а л л и ч е с к и е ф а з ы в продуктах р а с п а д а мета м и к т н ы х м и н е р а л о в остаются к р и п т о к р и с т а л л и ч е с к и м и (от греч. kryptos — с к р ы т ы й ), в о з м о ж н о, из-за о т с у т с т в и я перепадов т е м п е р а т у р ы к а к ф а к т о р а, к о т о р ы й мог бы вы­ з в а т ь их п е р е к р и с т а л л и з а ц и ю и укрупнение частиц. Наконец, основная м а с с а излив­ шихся в у л к а н и ч е с к и х пород т о ж е я в л я е т с я к р и п т о к р и с т а л л и ч е с к о й. О т м е т и м ф а к т присутствия м и к р о л и т о в к р и с т о б а л и т а и т р и д и м и т а в вулканическом с т е к л е к и с л ы х э ф ф у з и в н ы х пород. И х п е р е к р и с т а л л и з а ц и я с укрупнением зерна и переход в низко­ т е м п е р а т у р н ы й к в а р ц о к а з ы в а ю т с я н е в о з м о ж н ы м и в близповерхностных у с л о в и я х з а доступное д л я человеческого наблюдения в р е м я.

З н а ч и т е л ь н о р а с ш и р я ю т м и к р о м и р м и н е р а л о в некоторые экзотические д л я земной к о р ы я в л е н и я и процессы. О х а р а к т е р и з у е м л и ш ь те из них, к о т о р ы е сейчас наиболее известны и п р и в л е к а ю т к себе внимание, хотя и они изучены д а л е к о не полно. Зна­ ч и т е л ь н а я ч а с т ь новых о т к р ы т и й удивительных минералов и их ассоциаций сделана в породах мантийного происхождения, переместившихся в земную кору. Э т о либо глубинные ксенолиты, вынесенные и з мантии при образовании д и а т р е м и д а е к экспло­ зивного п р о и с х о ж д е н и я (их классическим примером я в л я ю т с я к и м б е р л и т ы Я к у т и и ), либо т е л а у л ь т р а м а ф и т о в (перидотитов, дунитов, оливинитов), к а к бы в ы д а в л е н н ы е из мантии в земную кору в периоды с к л а д к о о б р а з о в а т е л ь н ы х д в и ж е н и й в геосинкли­ н а л я х (классический пример — альпинотипные у л ь т р а м а ф и т о в ы е массивы Охотско Чукотского пояса).

В кимберлитах Я к у т и и в ы я в л е н ы, во-первых, м и к р о в к л ю ч е н и я минералов-узников в а л м а з а х, во-вторых, микрообособления минералов неожиданного состава в ксено­ л и т а х мантийного происхождения, в-третьих, м и к р о в ы д е л е н и я экзотических минера­ лов в вулканическом м а т е р и а л е кимберлитовых диатрем. Минералы-узники в а л м а ­ з а х представлены с и л и к а т а м и (гранат, оливин, омфацит, санидин и д р. ), с у л ь ф и д а м и (пирротин, халькопирит, пентландит, с ф а л е р и т и д р. ), самородными элементами (Fe) и т. д. (по Г. П. Б у л а н о в о й, Э. С. Е ф и м о в о й, Н. В. С о б о л е в у и д р. ). В к л ю ч е н и я в а л м а ­ зах обычно имеют р а з м е р ы не более 100 нм, м о р ф о л о г и я их р а з л и ч н а (идиоморфные и полуограненные к р и с т а л л ы, округлые зерна), большей частью эти в к л ю ч е н и я либо захвачены к р и с т а л л а м и а л м а з а во в р е м я их роста, либо одновременны с а л м а з а м и.

В ксенолитах мантийного происхождения Г. П. Булановой, Э. С. Е ф и м о в о й, В. В. К о ­ в а л ь с к и м, В. К. Маршинцевым, М. И. Новгородовой, Б. В. О л е й н и к о в ы м, О. Б. О л е й н и ­ ковым, А. В. О к р у г и н ы м, Н. В. С о б о л е в ы м и д р. о б н а р у ж е н ы самородные э л е м е н т ы (Fe, N i, C u, A u, Zn, A l, Sn, Pb, C r, Sb и д р. ), и н т е р м е т а л л и д ы состава (Cu, Fe, Мп)А1б, C u A l, C u Z n и т.д., станниды типа Cu Sn5, CuSn, C u S n, стибниды СигБЬ, SnSb и т. п.

2 6 Р а з м е р ы их выделений н и ч т о ж н ы и л и ш ь к а к исключение достигают 0,3 м м. Объек­ тивной предпосылкой образования этих минералов в мантии с л у ж а т особенности со­ става газов в ней, а именно — значительные с о д е р ж а н и я в них Нг, С Щ, С О, п о д а в л я в ­ ших окисляющее действие Ог на м и н е р а л ы. Перечисленные экзотические м и н е р а л ы часто я в л я ю т с я в к л ю ч е н и я м и (узниками) в породообразующих оливине, пироксене и других м и н е р а л а х мантийных ксенолитов. Исследования и радиогеохронологические определения показывают, что они образовались в мантии з а 1,5-2 м л р д. л е т д о вне­ д р е н и я к и м б е р л и т о в в земную кору.

В собственно вулканогенном м а т е р и а л е (цементе) м е ж д у м а н т и й н ы м и ксенолитами о б н а р у ж е н ы самородные N i и Fe (они образуют м и к р о в к л ю ч е н и я во в к р а п л е н н и к а х оливина в кимберлите), самородные N i, Pb, Sn, Sb, C u (в карбонатизированной и сер пентинизированной связующей массе кимберлитов). И х появление с в я з ы в а ю т с уча­ стием металлоорганических соединений ( ( C H e ^ Z n и р я д а других) в переносе вещества во ф л ю и д а х и с л о к а л ь н ы м и очагами восстановительной обстановки при о т л о ж е н и и вещества из таких ф л ю и д о в.

В альпинотипных у л ь т р а м а ф и т о в ы х (пироксенитовых) массивах Охотско-Чукот­ ского пояса Н. С. Рудашевским, А. Г. Мочаловым, Г. Г. Д м и т р и е н к о и д р. методами электронной микроскопии и микрозондового а н а л и з а в рудных м и н е р а л а х о б н а р у ж е н ы м и к р о в к л ю ч е н и я ф о р с т е р и т а р а з м е р а м и 20-100 м к м. Этими ж е методами в ы я в л е н о д в а т и п а ассоциаций. В первой ассоциации рудные м и н е р а л ы представлены самород­ ной платиной с л о ж н о г о состава, например (Pto 65Ruo i4Feo o8lro,orOso,o3Rho o3), само­ 1 ) j родным осмием и д р у г и м и платиноидами, а ф о р с т е р и т в м и к р о в к л ю ч е н и я х с в е ж и й, без изменений. Во второй первичные рудные м и н е р а л ы р а с п а д а ю т с я, они замещены и з о ф е р р о п л а т и н о й PteFe, л а у р и т о м RuS2, куперитом PtS, сперрилитом PtAs2, и р а р ситом (Ir, R u, Rh)AsS и д р., а ф о р с т е р и т микровключений псевдоморфно з а м е щ а е т с я р а з н ы м и с и л и к а т а м и. Э т о а м ф и б о л ы, альбит, к а л и е в ы й полевой шпат, к в а р ц. П е р в а я ассоциация я в л я е т с я первичной и ф о р м и р о в а л а с ь при мантийном з а р о ж д е н и и гиперба зитов, в т о р а я в о з н и к л а в условиях земной к о р ы под воздействием м е т а м о р ф и з у ю щ и х метасоматических процессов на перемещенные из мантии т е л а гипербазитов. Итогом я в л я е т с я богатство м и к р о м и р а минералов в этих горных породах.

В а ж н о й причиной п р и н а д л е ж н о с т и минералов к микромиру я в л я ю т с я " з а т о р м о ­ ж е н н ы е " химические реакции. Они приводят к тому, ч т о стабильно существуют " з а ­ прещенные" ассоциации минералов. Т а к о в ы, например, описанные Н. С. Р у д а ш е в с к и м разрозненные м и к р о в к л ю ч е н и я (30-100 нм) к в а р ц а и ф о р с т е р и т а. Они установлены внутри крупных зерен рудных минералов п л а т и н ы, осмия, иридия, р у т е н и я в одном из д у н и т о в ы х массивов К о р я к с к о г о н а г о р ь я. К в а р ц и ф о р с т е р и т р а з д е л е н ы рудными м и н е р а л а м и, поэтому обычная в природе р е а к ц и я S1O2 + M g S i 0 4 = M g S i 2 0 6 в этом 2 с л у ч а е не осуществилась, а " з а п р е щ е н н а я " ассоциация м и н е р а л о в о к а з а л а с ь стабиль­ ной. В э т и х ж е р у д н ы х з е р н а х имеются м и к р о в к л ю ч е н и я ф о р с т е р и т а, о к р у ж е н н ы е каймой гиперстена. В этом с л у ч а е р е а к ц и я имела место, но она не п р о ш л а д о конца из-за нехватки вещества.

Н а специфический путь образования м и к р о м и н е р а л о в у к а з а л и Р. И. Конеев, О. К. К у ш м у р а д о в, А. Х. Т у р е с е б е к о в — это эпигенетические д и ф ф у з и о н н ы е процессы.

Т а к о й х а р а к т е р имеет, например, перераспределение химических примесей в само­ родном золоте. Оно приводит к тому, ч т о в одной золотине о б р а з у ю т с я в т о р и ч н ы е у ч а с т к и разной пробности. С. Т. Б а д а л о в ы м описан вторичный микропарагенезис зо­ лото + арсенопирит, возникший з а счет р а с п а д а тех у ч а с т к о в первичного к р и с т а л л а пирита, которые были и з н а ч а л ь н о обогащены м ы ш ь я к о м и золотом. Р а с п а д т в е р д ы х растворов я в л я е т с я одним из обычных ф а к т о р о в м и к р о м и н е р а л о о б р а з о в а н и я.



Pages:     | 1 |   ...   | 8 | 9 || 11 | 12 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.