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 |   ...   | 6 | 7 || 9 | 10 |   ...   | 12 |

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

-- [ Страница 8 ] --

2 5 8 С л о и ( с е т к и ) т е т р а э д р о в. Они т о ж е бывают р а з н ы м и. Наиболее в а ж н ы каоли нитовые слои (сетки), поскольку они имеются в большинстве слюд, глинистых минера­ лов, серпентинов. В к а о л и н и т о в ы х с е т к а х т е т р а э д р ы л е ж а т своими основаниями в од­ ной плоскости, их вершины развернуты в одну сторону, а простейшим многократно по­ в т о р я е м ы м, к а к т р а ф а р е т на обоях, узором я в л я е т с я шестичленное кольцо (рис. 167).

Вычислим ф о р м у л у такого кольца, подсчитав с н а ч а л а состав единичного т е т р а э д р а :

в к а ж д о м т е т р а э д р е з а к л ю ч е н один атом к р е м н и я, к к а ж д о м у т е т р а э д р у относится один атом кислорода в его вершине, т р и других атома кислорода в основании при­ н а д л е ж а т данному тетраэдру наполовину. Значит, на к а ж д ы й т е т р а э д р приходится кремния 1 атом, кислорода 1 + 3 х 0,5 = 2,5, т. е. его состав SiiОг,5• Всего таких т е т р а э д р о в в кольце шесть, но к а ж д ы й из них п р и н а д л е ж и т трем соседним к о л ь ц а м.

Т а к и м образом, н а все кольцо приходится т о л ь к о д в а т е т р а э д р а. О т с ю д а выводим 2 ф о р м у л у кольца: ( S i i 0 5 ) • 2, т. е. ( S i ^ O a ). П р и м е р а м и м и н е р а л о в с т а к и м ани­ 2i онным р а д и к а л о м я в л я ю т с я каолинит A l ( S i 0 5 ) ( 0 H ) 4, т а л ь к M g ( S i 0 5 ) ( 0 H ), или 2 2 3 2 2 Mg (Si4.0io)(OH)2. В химии из­ вестна д в у м е т а к р е м н и е в а я кисло­ т а H2Si205, поэтому м и н е р а л ы с к а о л и н и т о в ы м и с л о я м и нередко н а з ы в а ю т димета- и (упрощенно) метаси л и к а т а м и.

Каркасные группировки т е т р а э д р о в. В них т е т р а э д р ы со­ единены всеми своими ч е т ы р ь м я вершинами с соседними т е т р а э д ­ рами, ф о р м и р у я т а к и м образом бесконечную трехмерную построй­ ку с большими " п о л о с т я м и " в ней.

Геометрия и х а р а к т е р симметрии таких группировок могут б ы т ь р а з л и ч н ы м и из-за несколько раз­ ной ориентации т е т р а э д р о в отно­ сительно д р у г друга.

Если все т е т р а э д р ы заняты кремнием, то п о л у ч а ю т с я р а з л и ч ­ ные м о д и ф и к а ц и и кремнезема.

Во многих учебниках и справоч­ никах к в а р ц и другие п о л и м о р ф ы Si02 т а к и считаются с и л и к а т а м и.

Если ж е ч а с т ь т е т р а э д р о в в та­ ком кремниево-кислородном к а р ­ касе з а н я т а алюминием, м и н е р а л ы н а з ы в а ю т с я а л ю м о с и л и к а т а м и. В качестве при­ меров м ы у ж е приводили м и к р о к л и н, анортит, н е ф е л и н и у к а з ы в а л и, что т о л ь к о не более половины т е т р а э д р о в м о ж е т б ы т ь з а н я т а алюминием (см. с. 201).

Помимо а л ю м и н и я в состав к а р к а с а м о ж е т входить бор, к а к в д а н б у р и т е Ca(B Si20s)- Т а к и е м и н е р а л ы н а з ы в а ю т с я боросиликатами.

Т а к о в ы главные группировки т е т р а э д р о в в с и л и к а т а х и их аналогах, число их всех очень велико. И м е е т с я еще много силикатов с нерасшифрованной с т р у к т у р о й. Рент­ геноструктурные исследования силикатов приводят к о т к р ы т и ю всё новых с т р у к т у р.

КЛАССИФИКАЦИЯ К л а с с и ф и к а ц и я с и л и к а т о в и их аналогов (алюмосиликатов и др.) производится по их с т р у к т у р а м. Т а к в ы д е л я ю т шесть подклассов: островные, кольцевые, цепочеч­ ные, ленточные, слоистые, к а р к а с н ы е. К островным отнесены-силикаты с группами 4- ( S i 0 4 ) и ( S i 0 7 ) ~ - Здесь следует добавить, что в некоторых книгах и учебниках, особенно в старых, в ы д е л я ю т о р т о с и л и к а т ы, д и о р т о с и л и к а т ы, о р т о - д и о р т о с и л и к а т ы, м е т а с и л и к а т ы, д и м е т а с и л и к а т ы. К о л ь ц е в ы е с и л и к а т ы иногда относят к островным, иногда к с и л и к а т а м с з а м к н у т ы м и цепочками. С и л и к а т ы с цепочками и л е н т а м и в некоторых учебниках и м о н о г р а ф и я х объединены под общим названием " цепочечные" (но с одинарными и сдвоенными цепочками). К в а р ц в одних книгах относят к окси­ д а м, в других — к с и л и к а т а м. Есть к л а с с и ф и к а ц и и с нуль-, моно-, ди-, т р и с и л и к а т а м и и т.д.

Мы у ж е о т м е ч а л и в н а ч а л е этого учебника, что п р и н я т ы е в минералогии две основы — с т р у к т у р а и состав — н е могут привести к созданию единой, до конца ло­ гически ф о р м а л и з о в а н н о й систематики. Но эти разногласия быстро о т с т у п а ю т на второй план и легко преодолеваются при изучении минералов, они не создают осо бых трудностей в познании минералогии в объеме учебной п р о г р а м м ы. Ясно, что д л я науки в целом несовершенная с и с т е м а т и к а ее о б ъ е к т о в е с т ь недостаток, но не с а м ы й существенный. К а к о т м е ч а л В. И. Вернадский, цель и с у т ь минералогии состоит не в статичном описании м и н е р а л ь н ы х ф а з к а к м е р т в ы х т е л и не в составлении к л а с с и ф и ­ каций, явление и процесс — вот главные ее о б ъ е к т ы.

Контрольные вопросы 1. Какую роль играет а л ю м и н и й в силикатах и в каких структурных позициях находятся его атомы?

2. Какие главные типы кремнекислородных группировок в структурах силикатов вы можете назвать? Как рассчитать их формулы?

3. Какие оксиды можно считать каркасными силикатами и что такое каркасные алюмоси­ ликаты?

Глава ОСТРОВНЫЕ СИЛИКАТЫ ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ Среди с и л и к а т о в э т о наиболее многочисленный подкласс м и н е р а л о в. Его х а р а к т е р ­ ными п р е д с т а в и т е л я м и я в л я ю т с я оливин (Mg, Fe) (Si04), а л ь м а н д и н Fe3Al2(Si04.)3, гроссуляр C a A l 2 ( S i 0 ) 3, топаз A l ( S i 0 ) F, эпидот С а ( А 1, F e ) ( S i 0 ) ( S i 0 ) 0 ( 0 H ).

3 2 4 2 4 2 2 С и л и к а т ы этого подкласса имеют разнообразный состав — это м и н е р а л ы м а г н и я, ж е ­ леза, к а л ь ц и я, марганца, титана, алюминия, редких з е м е л ь, т о р и я, циркония, нио­ бия и д р., ни в одном другом подклассе нет такого разнообразия катионов. К этому подклассу относятся т а к ж е совсем особые по составу и с т р у к т у р е м и н е р а л ы, очень редкие в природе — это с и л и к о ф о с ф а т ы, в них имеются д о п о л н и т е л ь н ы е р а д и к а л ы (Р2О7) и (РО4) (например, минерал ломоносовит с приблизительной ф о р м у л о й 4- 3 N a 5 T i ( S i 2 0 7 ) ( P 0 4 ) 0 2 и силикокарбонаты (спёррит C a 5 ( S i 0 4 ) 2 ( C 0 ) и д р. ) ).

2 К числу породообразующих и наиболее широко распространенных в природе мине­ р а л о в о т н о с я т с я оливины, г р а н а т ы, эпидот, кианит, титанит, циркон. П р а к т и ч е с к о е значение имеет л и ш ь н и ч т о ж н а я д о л я от общего ч и с л а м и н е р а л о в. В качестве абра­ зивных м а т е р и а л о в используются г р а н а т ы, драгоценными м и н е р а л а м и я в л я ю т с я то­ паз, а л ь м а н д и н, пироп, уваровит, хризолит (разновидность оливина). Р у д н ы м минера­ лом б е р и л л и я я в л я е т с я ф е н а к и т Be2(Si04), с к а н д и я — т о р т в е й т и т Sc2(Si207), цинка — в и л л е м и т Zn2(Si04) и г е м и м о р ф и т Zn4(Si207)(OH)2-H20, циркония и г а ф н и я — циркон (Zr,Hf)(Si0 ). КРИСТАЛЛОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ Кристаллохимическое своеобразие минералов подкласса островных с и л и к а т о в опре­ д е л я е т с я сочетанием д в у х ф а к т о р о в : а) присутствием в них орто- и диортогрупп — 4 6 ( S i 0 4 ) ~ и ( S i 2 0 7 ), б) большой ролью в их составе катионов октаэдрической ко­ 4+ 3+ 5+ ординации с радиусом от 0,060 д о 0,080 нм ( T i — 0, 0 6 4 ;

F e — 0,067;

N b — 0,069;

2+ 2+ Mg — 0,078;

F e — 0,082 нм, по В. М. Гольдшмидту), главными из них я в л я ю т с я маг­ ний и ж е л е з о. Б л а г о д а р я такому сочетанию типичных д л я плотнейшей упаковки ее тетраэдрических и октаэдрических полиэдров, с т р у к т у р ы островных с и л и к а т о в наибо­ лее к о м п а к т н ы и прочны среди силикатов других подклассов. К р о м е перечисленных катионов большую роль, но не во всех, а в некоторых островных с и л и к а т а х играют 2+ относительно крупные катионы восьмерной (и более) координации — С а (0,106 н м ), + 3+ N a (0,098 н м ), С е (0,118 н м ). И х координационные полиэдры несоразмерны с ок­ т а э д р а м и и т е т р а э д р а м и. С т р у к т у р а таких минералов, з а м а л ы м исключением (грос­ с у л я р ), менее к о м п а к т н а.

Х а р а к т е р н а я особенность а л ю м и н и я в островных силикатах з а к л ю ч а е т с я в т о м, ч т о он всегда з а н и м а е т октаэдрические позиции и я в л я е т с я в этих с и л и к а т а х катионом.

Разнообразие катионов, их р а з н ы е радиусы и свойства приводят к у с л о ж н е н и ю кри­ с т а л л и ч е с к и х с т р у к т у р островных с и л и к а т о в и часто к в х о ж д е н и ю в них дополнитель­ - ных анионов F и ( О Н ). Особенно х а р а к т е р н ы такие анионы д л я силикатов, содер­ 4- 6 ж а щ и х одновременно группы (S1O4) и ( S i 2 0 7 ) и резко р а з л и ч а ю щ и е с я по метал­ 2+ 4+ 2+ 3+ + лическим свойствам катионы: С а иTi (титанит), С а и А 1 (эпидот), К, Na " и 4+ Ti ( л а м п р о ф и л л и т ). Д о п о л н и т е л ь н ы е анионы х а р а к т е р н ы т а к ж е д л я с и л и к а т о в, в состав к о т о р ы х входят т о л ь к о группы (Si04) и алюминий в качестве катиона, — т о п а з а A b ( S i 0 4 ) F 2, кианита A l ( S i 0 4 ) 0 и д р.

34. Г л а в н ы е м и н е р а л ы — о с т р о в н ы е с и л и к а т ы Таблица Группа Син­ Минерал Твер­ гония дость 6,5- Оливина Ромб.

Ф о р с т е р и т Mg (Si04) » 6-6, Ф а я л и т Fe2(Si04) Фенакита Ф е н а к и т Be2(Si04) Триг. 7,5- В и л л е м и т Zri2(Si04) » 5- Циркона Циркон Zr(Si0 ) Тетр. 7,5- Т о р и т Th(Si04) 4,5- 5- К о ф ф и н и т U(SiC4) »

Гранатов Г р о с с у л я р Ca3Al2(SiC4)з Куб. 6,5-7, А н д р а д и т Ca3Fe (Si0 )3 » 6,5-7, 2 Голдманит СазУ (8Ю4)з 6,5-7, Уваровит СазСг (3104)з » 7-7, П и р о п Mg Al2(Si0 )3 » 7-7, 3 К н о р р и н г и т Mg Cr (Si04)3 7-7, 3 А л ь м а н д и н Fe3Al2(Si04)3 » 7-7, Спессартин МпзА1 (8Ю4)з » 7-7, Хондродита Мон.

Хондродит Mg (Si04) F 6-6, 5 2 Кианита Трикл. 4,5 - 6, К и а н и т Al2(Si04) С и л л и м а н и т Al(AlSiOs) Ромб. А н д а л у з и т AlAl(Si04)0 » 6,5-7, Ставролита Мон. 7-7, Ставролит Al Fe(Si0 ) 0 (OH)2 4 4 2 Топаза Ромб. Топаз Al (Si0 )F 2 4 Титанита Титанит CaTi(Si0 )0 5- Мон.

Везувиан Тетр. 6, Везувиана Ca Al Mg (SiO4) (Si O7)2(OH) 10 4 2 5 2 Клино- Клиноцоизит Мон. 6, цоизита Ca Al3(Si04)(Si 07)0(OH) 2 Эпидот » 6, С а (Al Fe) ( S i 0 )(Si 0 ) 0 ( О Н ) 2 2 4 2 Алланит (Са, T h, C e ) ( A l, F e ) ( S i 0 ) ( S i 0 ) 0 ( O H ) 2 3 4 2 4- Ромб.

Геми- Гемиморфит Zn (Si 0 )(OH) - Н морфита 4 2 7 2 Лампрофиллит Мон. 2- Лампро филлита NaSr(Tii, Fe 5)(Si2O )OF2 5 0l Принцип строения ортосиликатов и д и о р т о с и л и к а т о в показан выше н а примере оли­ вина (Mg,Fe)2(Si04) и г е м и м о р ф и т а Zn (Si207)(OH)2 • Н 0 (см. рис. 163). 4 Перечень главнейших островных силикатов приведен в т а б л. 34.

МОРФОЛОГИЯ КРИСТАЛЛОВ И ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА Островные с и л и к а т ы образуются д а ж е в стесненных условиях роста в виде хоро­ ших к р и с т а л л о в (рис. 168). Это о б ъ я с н я е т с я их большой силой к р и с т а л л и з а ц и и, что обусловлено относительной компактностью и простотой с т р у к т у р этих силикатов, мно гозарядностью анионных комплексов и значительной силой связей катионов, входящих в их состав. В виде изометричных хорошо ограненных зерен ( к р и с т а л л о в кубической сингоний — ромбододекаэдров и тетрагон-триоктаэдров) в с т р е ч а ю т с я г р а н а т ы (отсюда и их название: от лат. granula — зернышко), идеально р а з в и т ы е д и п и р а м и д а л ь н ы е и призматические к р и с т а л л ы тетрагональной сингоний образует циркон, в совершенных к р и с т а л л а х ромбической сингоний обычно наблюдаются топаз и ставролит. М о ж н о привести много таких примеров высокой степени и д и о м о р ф и з м а (совершенства) кри­ сталлов островных силикатов. Ну а сфен (сейчас его принято н а з ы в а т ь титанитом) д а ж е получил свое название з а то, что он почти всегда встречается в виде идеально ограненных клиновидных к р и с т а л л о в (от греч. sphen — к л и н ). И з распространенных минералов, п о ж а л у й, л и ш ь оливин и хондродит редки в к р и с т а л л а х.

Гванат О к р а с к а островных силикатов обычно обусловлена присутствием в их составе в ка­ честве главных и примесных компонентов элементов-хромофоров (Fe, M n, T i и Сг).

А т о м ы двух- и трехвалентного ж е л е з а в ы з ы в а ю т при р а з н ы х своих соотношениях зеле­ ные (гроссуляр, эпидот), коричневые (андрадит, ставролит, титанит) цвета. Окрашен­ ные марганцем и ж е л е з о м м и н е р а л ы имеют малиново-красный, лилово-красный цвет ( а л ь м а н д и н ). Ж е л е з о в сочетании с T i в ы з ы в а е т коричнево-черную окраску минера­ лов, таков цвет титанистого а н д р а д и т а — шерломита. Хром обусловливает изумруд­ ную окраску уваровита. Он ж е в сочетании с Fe в ы з ы в а е т бордово-красную окраску драгоценных пиропов (" богемских гранатов") — при особом сочетании к о л и ч е с т в Сг и Fe эти г р а н а т ы меняют цвет от зеленых при обычном свете до к р а с н о - ф и о л е т о в ы х при искусственном освещении. Л и ш ь в редких с л у ч а я х в с т р е ч а ю т с я бесцветные, белые островные с и л и к а т ы — это химически чистые гроссуляр, форстерит, т о п а з, к а л а м и н.

К о м п а к т н о с т ь с т р у к т у р ы и наличие в м и н е р а л а х небольших, но в ы с о к о з а р я д н ы х катионов п р о я в л я ю т с я в высокой плотности и твердости (от б до 8) э т и х м и н е р а л о в.

И з - з а большой твердости эти м и н е р а л ы ч е р т ы не д а ю т (они п р о ц а р а п ы в а ю т бисквит­ ную п л а с т и н к у ), д а ж е у густо окрашенных минералов она ч у т ь з а м е т н а.

ОСОБЕННОСТИ УСЛОВИЙ ОБРАЗОВАНИЯ Островные с и л и к а т ы — это м и н е р а л ы преимущественно высоких т е м п е р а т у р и да­ влений, т. е. м и н е р а л ы больших глубин. Главными т и п а м и м е с т о р о ж д е н и й я в л я ю т с я магматические и м е т а м о р ф и ч е с к и е горные породы и некоторые м е т а с о м а т и т ы. К а к исключение они образуются в приповерхностных условиях.

М а г м а т и ч е с к и е г о р н ы е п о р о д ы. В ультраосновных глубинных горных поро­ д а х (оливинитах и перидотитах) г л а в н ы м м и н е р а л о м я в л я е т с я оливин. О глубинном образовании этих пород свидетельствует то, что их к с е н о л и т ы в ы н о с я т с я из глубо­ ких (в том числе мантийных) очагов з а р о ж д е н и я при в у л к а н и ч е с к и х и з в е р ж е н и я х и при возникновении к и м б е р л и т о в ы х трубок в з р ы в а. И з в е с т н ы д в а п о л и м о р ф а одного состава — оливин (Mg, Fe)2(Si04) и " ш п и н е л ь " Si(Mg, Fe)204, в о з м о ж н о, что в т о р а я мо­ д и ф и к а ц и я существует еще г л у б ж е в мантии к а к более п л о т н а я. В основных, средних, к и с л ы х горных породах островные с и л и к а т ы играют р о л ь акцессорных м и н е р а л о в — это некоторые г р а н а т ы, циркон, титанит. В гранитных пегматитах о б р а з у ю т с я совер­ шенные к р и с т а л л ы топазов. В щелочных горных породах, в тех разновидностях, ко­ т о р ы е с о д е р ж а т н е ф е л и н, островные с и л и к а т ы я в л я ю т с я х а р а к т е р н ы м и м и н е р а л а м и.

Это циркон, титанит, ринколит, л а м п р о ф и л л и т.

М е т а м о р ф и ч е с к и е г о р н ы е п о р о д ы. В них островные с и л и к а т ы нередко играют главную р о л ь. Они о б р а з у ю т с я при региональном и к о н т а к т о в о м м е т а м о р ф и з м е. В регионально м е т а м о р ф и з о в а н н ы х породах (гнейсах и сланцах) т и п и ч н ы г р а н а т ы (аль­ мандин, пироп), ставролит, кианит, эпидот. В к о н т а к т о в ы х породах (скарнах) глав­ ными м и н е р а л а м и я в л я ю т с я г р а н а т ы (гроссуляр, а н д р а д и т ), большую р о л ь играют в них везувиан и эпидот.

М е т а с о м а т и т ы. Островные с и л и к а т ы в с т р е ч а ю т с я т о л ь к о в н е к о т о р ы х высоко­ т е м п е р а т у р н ы х метасоматитах. Это в первую очередь а л ь б и т и т ы и м и к р о к л и н и т ы — участки сплошной г и д р о т е р м а л ь н о й переработки гранитов, сиенитов, н е ф е л и н о в ы х сиенитов. К ним обычно приурочен то циркон, то торит, то ф е н а к и т. Д р у г и м ти­ пом метасоматитов я в л я ю т с я грейзены, нередка они з н а ч и т е л ь н о обогащены топазом, иногда в некоторых разновидностях грейзенов присутствует ф е н а к и т.

Приповерхностные условия образования типичны д л я в и л л е м и т а и к а л а м и н а — м и н е р а л о в зоны окисления цинково-сульфидных руд.

КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О МИНЕРАЛАХ О л и в и н ы. Это группа м и н е р а л о в переменного состава, образующих почти не­ п р е р ы в н ы й р я д и з о м о р ф н ы х смесей от ф о р с т е р и т а M g ( S i 0 4 ) до ф а я л и т а F e ( S i 0 4 ).

2 М а г н е з и а л ь н ы й член р я д а — ф о р с т е р и т — в с т р е ч а е т с я в м р а м о р а х и н е к о т о р ы х ти­ пах скарнов в виде белых или ж е л т ы х о к р у г л ы х зерен и бесформенных выделений со с т е к л я н н ы м или ж и р н ы м блеском. Его появление здесь о б ъ я с н я е т с я процессами регионального м е т а м о р ф и з м а к в а р ц с о д е р ж а щ и х доломитов при р е а к ц и я х типа 2 C a M g ( C 0 ) + S i 0 = M g ( S i 0 ) + 2 С а С 0 4- 2 С 0.

3 2 2 2 4 3 Методами термодинамики легко рассчитать значения температур и давлений, при которых происходит превращение исходных минералов в ф о р с т е р и т и кальцит. Фор­ стерит обычно ассоциирует с кальцитом, зеленым и бесцветным флогопитом, магне­ титом, шпинелью (черной и розовой), хондродитом.

П р о м е ж у т о ч н ы е члены р я д а (оливины) встречаются в кимберлитах, б а з а л ь т а х и других э ф ф у з и в а х в виде одиночных зерен, плохо образованных к р и с т а л л о в и зер­ нистых масс бутылочно-зеленого, бутылочно-коричневого цвета, полупрозрачных, со с т е к л я н н ы м блеском. Оливины я в л я ю т с я т а к ж е главной составной частью оливинитов и перидотитов (см. рис. 16, табл. 78). И з оливинов только ф а я л и т встречается с квар­ цем. Он редок и образуется в некоторых скарнах, гранитных пегматитах, гранитах, метаморфических горных породах.

При г и д р о т е р м а л ь н ы х процессах ф о р с т е р и т и магнезиальные оливины легко под­ вергаются гидролизу и з а м е щ а ю т с я серпентином и т а л ь к о м. Схематически эти реак­ ции описываются, например, уравнениями 4Mg (Si0 ) + Н 0 + 5 С 0 = Mg (Si Oio)(OH) + 5 M g C 0, 2 4 2 2 3 4 2 2 M g ( S i 0 ) 4- 2 Н 0 + С 0 = Mg (Si 0 )(OH) + MgC0.

2 4 2 2 3 2 5 4 Предполагается, что в р е а к ц и я х могут участвовать т а к ж е какие-то анионные ф о р м ы кремния в г и д р о т е р м а л ь н ы х растворах, например (здесь запись S i 0 чисто условна) 3Mg (Si0 ) + 5Si0 (раствор) + 2 Н 0 = 2 M g ( S i O i ) ( O H ), 2 4 2 2 3 4 0 3Mg (Si0 ) + S i 0 (раствор) + 4 Н 0 = 2 M g ( S i 0 ) ( O H ).

2 4 2 2 3 2 5 Оливиниты используются как огнеупорное сырье, прозрачные разновидности оли­ вина зеленого цвета (перидоты и хризолиты) добываются в качестве ограночного ма­ т е р и а л а (т.е. к а к драгоценный камень).

Узнаются с трудом.Требуется большой навык д л я уверенной диагностики оливинов.

В б а з а л ь т а х они привлекают к себе внимание своей схожестью с о с к о л к а м и бутылоч­ ного стекла. В ультраосновных горных породах диагностирующим признаком я в л я ­ ется частое развитие по оливину более приметных минералов — т а л ь к а и серпентина.

Ф е н а к и т B e ( S i 0 ). Образует шестоватые, призматические белые к р и с т а л л ы в 2 г и д р о т е р м а л ь н ы х фтор-бериллиевых рудах, где ассоциирует с полевым шпатом, бер трандитом, ф л ю о р и т о м. В качестве драгоценного к а м н я встречается в пегматитах в виде крупных бесцветных прозрачных к р и с т а л л о в призматического и ромбоэдриче­ ского габитуса, ассоциирует здесь с бериллом, топазом, амазонитом.

Ц и р к о н Z r ( S i 0 ). В некоторых м е с т о р о ж д е н и я х встречаются разновидности цир­ кона с р а з л и ч н ы м и и з о м о р ф н ы м и примесями (Th, Се, Hf, Nb, Та, A l ), иногда в боль­ ших количествах. Многим из них д а н ы д а ж е свои названия, хотя они лишние, если подходить к минералогической номенклатуре строго. Циркон к р и с т а л л и з у е т с я обычно в виде идеально р а з в и т ы х тетрагональных к р и с т а л л о в (см. рис. 168), обладающих хо­ рошо п р о я в л е н н ы м свойством типоморфизма: в более щелочных горных породах обра­ зуются укороченные к р и с т а л л ы, в кислых — удлиненные. Блеск на гранях а л м а з н ы й.

Цвет коричневый р а з н ы х оттенков. Твердость 7-8.

Встречается во всех магматических горных породах, но особенно часто в нефелино­ вых сиенитах и их пегматитах. Радиоактивные разновидности циркона присутствуют в гранитных пегматитах.' Обычен в альбититах. Очень прочен, относительно т я ж е л и поэтому н а к а п л и в а е т с я в песках. П р о м ы ш л е н н ы е концентрации (россыпи) х а р а к ­ т е р н ы в песчанистых осадочных горных породах (цирконовых песках). И с п о л ь з у е т с я к а к ф о р м о в о ч н ы й песок в м е т а л л у р г и ч е с к о м производстве, д л я получения оксида цир­ кония, д л я и з в л е ч е н и я г а ф н и я. П р о з р а ч н ы е к р а с н о в а т ы е разновидности (гиацинты) я в л я ю т с я драгоценным к а м н е м.

Р а д и о а к т и в н ы е разновидности (малакон, ц и р т о л и т и др.) подвергаются метамикт ному распаду (распад под действием собственного и з л у ч е н и я ). Они а м о р ф и з у ю т с я, о ж е л е з н я ю т с я, обводняются. У в е л и ч и в а я с ь в объеме, м е т а м и к т н ы е з е р н а циркона раз­ бивают трещинами о к р у ж а ю щ и е м и н е р а л ы, по ним происходит о ж е л е з н е н и е пород.

Л е г к о у з н а е т с я по идеальной ф о р м е к р и с т а л л о в, а л м а з н о м у блеску, высокой твер­ дости.

К о ф ф и н и т U(Si04.). И з о с т р у к т у р е н с цирконом и торитом. К р и с т а л л ы крайне редки. Обычен в почковидных агрегатах и тонкозернистых массах и смесях с другими м и н е р а л а м и у р а н а в некоторых м е с т о р о ж д е н и я х у р а н а среди песчаников и д р у г и х осадочных пород. Р у д а на уран.

Г р а н а т ы. Это обширная группа минералов общей ф о р м у л ы P t 3 R 2 ( S i 0 4 ) 3. Вы­ + + 2+ 3+ д е л я ю т три главных подгруппы гранатов по катионам типа R и R : а) кальцие­ в ы е — гроссуляр, андрадит, уваровит;

б) алюминиевые — спессартин, а л ь м а н д и н, пи­ роп, к ним ж е м о ж н о отнести и гроссуляр (он попадает в обе подгруппы), р е а л ь н о н а б л ю д а е м ы е составы минералов этих подгрупп у к а з а н ы на рис. 98;

в) т и т а н и с т ы е — разновидности а н д р а д и т а (меланит и ш е р л о м и т ). Особое место з а н и м а е т редкий гра­ н а т — кноррингит M g C r 2 ( S i 0 4 ) 3, о б н а р у ж е н н ы й в к и м б е р л и т а х в виде с а м о с т о я т е л ь ­ ной ф а з ы и и з о м о р ф н ы х примесей в пиропе. Есть и другие по составу гранаты— ванадиевые, циркониевые, г и д р о г р а н а т ы.

Все г р а н а т ы образуют хорошие к р и с т а л л ы в виде ромбододекаэдров и тетрагон т р и о к т а э д р о в или их комбинаций. Они имеют с т е к л я н н ы й блеск и высокую твердость (6,5-7,5). Д л я наиболее распространенных гранатов их цвета и т и п ы м е с т о р о ж д е н и й у к а з а н ы в т а б л. 35.

Т а б л и ц а 35. Цвет и месторождения гранатов Минерал Цвет Месторождения Гроссуляр Белый, зеленый, Скарны светло-коричневый Андрадит Темно-коричневый, »

черный Изумрудно-зеленый Хромитовые руды Уваровит в оливинитах Нефелиновые щелочные Меланит, Смоляно-черный горные породы, шерломит скарны (меланит) Красно-фиолетовый, Сланцы, гнейсы, Альмандин малиновый пегматиты Те же Спессартин Розовый Кимберлиты, базальты, Бордово-красный Пироп (иногда с плеохроизмом) гнейсы, эклогиты А л ь м а н д и н я в л я е т с я а б р а з и в н ы м м а т е р и а л о м. Пироп, уваровит, д е м а н т о и д (хром с о д е р ж а щ и й зеленый а н д р а д и т — г р о с с у л я р ) — э т о драгоценные к а м н и.

Г р а н а т ы легко у з н а ю т с я по ф о р м е к р и с т а л л о в, окраске, твердости. Поначалу трудно д и а г н о с т и р о в а т ь л и ш ь зеленые и коричневые г р а н а т ы р я д а г р о с с у л я р — андра­ д и т в их сплошных, ж и р н ы х по блеску п л о т н ы х массах в с к а р н а х и роговиках. Помо гают в диагностике их в ы с о к а я твердость и наличие в них м е л к и х хорошо ограненных кристалликов граната вдоль кальцитовых жилок.

Х о н д р о д и т Mg (Si04.)2F2- Минерал я р к о - р ы ж е г о, к о р и ч н е в о - р ы ж е г о цвета в бес­ ф о р м е н н ы х зернах и в к р а п л е н и я х в м р а м о р а х. Ассоциирует с ф о р с т е р и т о м, шпи­ нелью, доломитом, п р и в л е к а я своей окраской внимание к этим часто неприметным горным породам и т е м с а м ы м о б л е г ч а я обнаружение шпинели, ф о р с т е р и т а и других минералов.

Г р у п п а к и а н и т а ( д и с т е н а ). С ю д а о т н о с я т с я д в а островных с и л и к а т а разной с т р у к т у р ы, кианит (дистен) A l ( S i 0 4 ) 0 и а н д а л у з и т A l A l ( S i 0 ) 0, и цепочечный алю­ 2 м о с и л и к а т — с и л л и м а н и т A l ( A l S i 0 5 ). В к и а н и т е весь алюминий р а с п о л а г а е т с я в ки­ слородных о к т а э д р а х, в а н д а л у з и т е половина его находится в необычном (пятерном) о к р у ж е н и и, а в с и л л и м а н и т е половина а л ю м и н и я р а з м е щ а е т с я в т е т р а э д р а х. В этой ж е последовательности п о н и ж а е т с я, естественно, плотность м и н е р а л о в, т а к к а к чем больше координационное число атома, т е м плотнее он упакован в с т р у к т у р е м и н е р а л а м е ж д у анионами (кислородом). Т а к ж е уменьшается давление, при котором э т и мине­ р а л ы стабильны: ч е м больше давление, т е м более к о м п а к т н ы с т р у к т у р ы и наоборот.

К и а н и т в с т р е ч а е т с я в виде удлиненно-таблитчатых, досковидных к р и с т а л л о в, бес­ цветных и голубовато-синих, с п е р л а м у т р о в ы м отливом н а г р а н я х ;

очень х а р а к т е р н а я в н а я анизотропия твердости этих пластин (поперек около 7, вдоль 5-6), отсюда про­ исходит и второе название м и н е р а л а — дистен, т. е. д в о я к о т в е р д ы й. Р е ж е к и а н и т обра­ зует в с л а н ц а х и г о л ь ч а т ы е к р и с т а л л ы серого цвета (от включений г р а ф и т а ) и их шаро­ видные массы радиально-лучистого строения. А н д а л у з и т в с т р е ч а е т с я в брусковидных розовых, зеленых, серых к р и с т а л л а х, с и л л и м а н и т — в виде бесцветных иголочек.

О б р а з у ю т с я м е т а м о р ф и ч е с к и м путем з а счет преобразования при возрастании д а ­ вления и т е м п е р а т у р ы богатых глиноземом, например с л ю д я н ы х (мусковитовых), кри­ с т а л л и ч е с к и х сланцев по р е а к ц и я м т и п а KAl (AlSi Oio)(OH)2 + Si0 = K(AlSi 0 ) + A l S i 0 + H 0.

2 3 2 3 8 2 5 С н а ч а л а образуется с и л л и м а н и т и л и ан­ д а л у з и т. П р и еще большем увеличении д а ­ в л е н и я п о я в л я е т с я кианит (рис. 169), по­ этому в к р и с т а л л и ч е с к и х с л а н ц а х иногда в с т р е ч а ю т с я п а р а м о р ф о з ы к и а н и т а по ан­ д а л у з и т у (рис. 170), к а к свидетельство на­ р а с т а н и я д а в л е н и я в ходе м е т а м о р ф и з м а, приводящего к п о л и м о р ф н ы м превращени­ я м веществ состава A l S i O s. Ш Температура, 'С И с п о л ь з у ю т с я д л я получения огнеупо­ Рис. 169. Границы устойчивости мине­ ров в м е т а л л у р г и и и керамической промы­ ралов группы кианита.

шленности.

С т а в р о л и т Al Fe(Si04)202(OH)2. Специфический м и н е р а л к р и с т а л л и ч е с к и х био т и т о в ы х и других сланцев. В с т р е ч а е т с я в них в виде коричневых и черных хорошо ограненных призматических к р и с т а л л о в (часто это п о й к и л о к р и с т а л л ы ) и их кресто­ образных сростков. Ассоциирует с биотитом, кианитом (или с и л л и м а н и т о м ), кварцем, а л ь м а н д и н о м. Образуется в процессах регионального м е т а м о р ф и з м а, вероятно, гли­ нистых (с к а о л и н и т о м и лимонитом) пород по р е а к ц и я м т и п а 6 A l ( S i 0 ) ( O H ) 4 + 2FeOOH = 2 2 2 A l S i 0 + 6 S i 0 + 2FeAl4(Si0 )20 (OH)2 + 1/2 0 + 11H 0.

2 5 2 4 2 2 Рис. 170. Параморфоза кианита по брусковидным кристаллам андалузита.

Т о п а з A l 2 ( S i 0 4 ) ( F, 0 Н ) 2 - Сингония ромбическая. К р и с т а л л ы призматического об­ л и к а с продольной (вдоль удлинения) штриховкой и совершенной поперечной спайно­ стью по пинакоиду {001}. Р е ж е встречается в шестоватых агрегатах и бесформенных выделениях. Б л е с к сильный с т е к л я н н ы й. К р и с т а л л ы прозрачные, бесцветные, голу­ бые, в и н н о - ж е л т ы е, часто с секториально-зональным и п о л о с ч а т ы м распределением цветов в теле к р и с т а л л а (рис. 171, см. т а к ж е рис.37). Неравномерность окраски вы­ звана обычной д л я к р и с т а л л а причиной: разной адсорбционной способностью граней в отношении и з о м о р ф н ы х примесей, но в к р и с т а л л а х т о п а з а она п р о я в л е н а очень э ф ­ ф е к т н о. Грани п р и з м ы и их п и р а м и д ы нарастания обычно голубые (окрашены двух­ валентным ж е л е з о м ), п и р а м и д ы нарастания наклонных граней (ромбической дипира миды и др.) в и н н о - ж е л т ы е (от примеси трехвалентного ж е л е з а ), з а гранью пинакоида тянется, рассекая весь к р и с т а л л, п р о з р а ч н а я бесцветная полоса (пинакоид вообще не адсорбирует атомы ж е л е з а ). Т в е р д о с т ь 8.

Образуется в гранитных пегматитах (в их зано желтый р ы ш а х встречаются особо большие к р и с т а л л ы то­ п а з а массой до 10 кг и более). Я в л я е т с я главным минералом грейзенов, где присутствует либо в зер­ нистой массе грейзена, либо в ж и л к а х и пустотах в ф о р м е хорошо ограненных к р и с т а л л о в и шестова­ т ы х агрегатов. И з в е с т н ы г и д р о т е р м а л ь н ы е кварце­ вые гнезда с топазом в и з в е с т н я к а х. Образование то­ п а з а в кварцево-слюдяных грейзенах о б ъ я с н я ю т воз­ действием на полевые ш п а т ы высокотемпературных Рис. 171. Пример неравномерной г и д р о т е р м а л ь н ы х растворов, обогащенных ф т о р о м.

окраски драгоценного топаза в по­ Схематически это м о ж н о изобразить уравнением перечном срезе кристалла.

2 K ( A l S i 0 ) + 2 F " + 4Н+ = A l ( S i 0 ) F + 5 S i 0 + 2К+ + 2 Н 0.

3 8 2 4 2 2 Д о б ы в а е т с я к а к драгоценный к а м е н ь.

Л е г к о у з н а е т с я по твердости, ф о р м е к р и с т а л л о в, их штриховке и перпендикуляр­ ной к ней спайности. От к в а р ц а отличают по ф о р м е к р и с т а л л о в, большей плотности т о п а з а — 3,6 против 2,6 г / с м (его т а к и н а з ы в а ю т — " т я ж е л о в е с " ), н а п р а в л е н и ю штри­ ховки (у к в а р ц а она поперек удлинения к р и с т а л л о в ), спайности (у к в а р ц а ее нет) и более сильному блеску. От б е р и л л а о т л и ч а е т с я по спайности.

Т и т а н и т ( с ф е н ) C a T i ( S i 0 4 ) 0. Ш и р о к о распространен в природе, в с т р е ч а е т с я в р а з н ы х горных породах в виде акцессорного минерала, т. е. такого, к о т о р ы й слагает менее 1% объема горной массы. Б о л ь ш и е скопления (до 5 и д а ж е 50%) о б р а з у ю т с я л и ш ь в н е ф е л и н о в ы х сиенитах и их пегматитах. Здесь он легко у з н а е т с я по клино­ видным (как р а з д у т ы е почтовые конверты) к р и с т а л л а м коричневого цвета, с с и л ь н ы м с т е к л я н н ы м (до алмазного) блеском и с грубой отдельностью;

р е ж е в с т р е ч а ю т с я не­ большие ж е л т ы е, м е д о в о - ж е л т ы е л у ч и с т ы е агрегаты игольчатого т и т а н и т а.

В е з у в и а н CaioAl4Mg (Si04)5(Si207)2(OH)4. Х а р а к т е р н ы й м и н е р а л скарнов. Узна­ ется по тетрагонально-призматическим к р и с т а л л а м и их шестоватым агрегатам корич­ невого, серо-коричневого, печенково-бурого цвета. Встречается, кроме того, в бесфор­ менных выделениях коричневого, зеленовато-желтого цвета, н е о т л и ч и м ы х на вид и по твердости от а н д р а д и т а и гроссуляра, если в этих массах нет к р и с т а л л о в (в этом случае м и н е р а л ы р а з л и ч а ю т по их оптическим свойствам с помощью м и к р о с к о п а ).

Г р у п п а к л и н о п р и з и т а. В нее входят три и з о с т р у к т у р н ы х м и н е р а л а (клиноцоизит, + + эпидот, алланит, или ортит) общей ф о р м у л ы R 2 R j ( S i 0 4 ) ( S i 2 0 7 ) 0 ( O H ). К л и н о ц о ­ и з и т — очень редкий м и н е р а л. Эпидот я в л я е т с я широко р а с п р о с т р а н е н н ы м м и н е р а л о м сланцев и скарнов, где образует шестоватые, продольно исштрихованные к р и с т а л л ы со с т е к л я н н ы м блеском и неповторимого в других м и н е р а л а х, очень специфического — фисташково-зеленого, шпинатно-зеленого (как зеленые щи) цвета. Алланит, или ор­ тит) встречается в гранитах и гранитных пегматитах в виде д л и н н о п р и з м а т и ч е с к и х коричневых и черных к р и с т а л л о в, часто метамиктно-распавшихся — в этом с л у ч а е они клееподобные, а м о р ф н ы е, со с м о л я н ы м блеском, вокруг них происходит побурение и растрескивание породы.

Г е м и м о р ф и т ( к а л а м и н ) Z n ( S i 0 7 ) ( O H ) 2 Н 0. Входит в состав окисленных цин­ 4 2 ковых руд к а к один из продуктов изменения с ф а л е р и т а. Здесь часто в ы д е л я е т с я в пустотах и трещинах бурого ж е л е з н я к а в виде нежно-белых игольчатых, уплощенно шестоватых, волосовидных к р и с т а л л о в и их п а р а л л е л ь н о - и г о л ь ч а т ы х корок.

Используется к а к один из компонентов цинковых руд.

Узнается с трудом, при большом на­ выке. Своеобразны к р и с т а л л ы гемимор ф и т а : они не одинаковые на р а з н ы х кон­ ц а х — с одного конца остроконечные, с другого к а к бы срезанные поперек (рис. 172) гранью моноэдра. Отсюда происходит И название минерала: теми (от греч. hemi)— половина, м о р ф (от греч. m o r p h e ) — ф о р м а, т. е. наполо­ вину о ф о р м л е н н ы й, неоднородный на раз­ Рис. 172. Кристаллы гемиморфита.

ных концах.

Л а м п р о ф и л л и т NaSr(Tii5Feo 5)(Si207)OF2. Внешне неотличим от а с т р о ф и л ] л и т а K N a 2 F e 5 M n 2 T i 2 ( S i 0 i ) 0 4 ( 0 H, F ). В с т р е ч а ю т с я в щ е л о ч н ы х (нефелиновых) 4 2 2 горных породах и в щелочных пегматитах. Образуют одиночные удлиненно-пластин­ ч а т ы е к р и с т а л л ы и их р а д и а л ь н о - л у ч и с т ы е сростки. Х а р а к т е р н ы бронзовый цвет, м е т а л л о в и д н ы й блеск и слюдоподобная спайность.

Контрольные вопросы 1. В чем заключаются главные кристаллохимические особенности силикатов с одиночными и сдвоенными кремнекислородными тетраэдрами в их структуре?

2. Назовите минералы группы кианита. Каковы условия их существования и фазовые пере­ ходы друг в друга?

3. Какой минерал из группы клиноцоизита бывает метамиктным и что э т о означает?

4. Назовите формы кристаллов наиболее распространенных островных силикатов. Чем об­ условлено совершенство э т и х кристаллов?

5. В чем состоит поисковое значение гранатов? Какие их характерные минеральные ассоци­ ации и месторождения вы можете назвать?

6. В каких месторождениях образуется форстерит, а в каких — оливин?

7. Какой смысл кроется в названии минерала "гемиморфит"?

Г л а в а КОЛЬЦЕВЫЕ СИЛИКАТЫ ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ П о д к л а с с к о л ь ц е в ы х силикатов объединяет сравнительно небольшое число редких в природе минералов. Среди них т о л ь к о д в а м и н е р а л а — т у р м а л и н и б е р и л л — играют в некоторых с л у ч а я х р о л ь второстепенных, а иногда и д а ж е главных м и н е р а л о в р я д а м и н е р а л ь н ы х месторождений.

Главными с т р у к т у р н ы м и элементами кольцевых силикатов я в л я ю т с я одно- и л и д в у х ъ я р у с н ы е тройные, четверные, шестерные, д е в я т е р н ы е к о л ь ц а т е т р а э д р о в. Т у р ­ малин и берилл х а р а к т е р и з у ю т с я шестерными одноярусными к о л ь ц а м и, но разной конфигурации. В т у р м а л и н е все т е т р а э д р ы в кольце л е ж а т своими основаниями в одной плоскости, вершины обращены в одну сторону (см. рис. 164, г), сечение к о л ь ц а не просто шестиугольное, а дитригональное. В структуре м и н е р а л а к о л ь ц а ориенти­ рованы одинаково — вершинами т е т р а э д р о в вверх, с т р у к т у р а п о л у ч а е т с я резко асим­ метричной по строению и свойствам, а к р и с т а л л т у р м а л и н а имеет дитригональное сечение и неодинаковые концы. Они растут с неодинаковой скоростью, по-разному адсорбируют вещества, в т о м числе пигментирующие и з о м о р ф н ы е примеси, и потому р а з н ы е концы к р и с т а л л а нередко р а з л и ч н ы по цвету;

из-за асимметрии с т р у к т у р ы в т у р м а л и н е хорошо проявлен пироэлектрический э ф ф е к т. В б е р и л л а х кольцо гекса­ гональное с горизонтальной плоскостью симметрии (см. рис. 164, в), оба конца кри­ с т а л л о в б е р и л л а одинаковые по огранке и своим свойствам. В э в д и а л и т а х сочетаются к о л ь ц а двух типов — трехчленные (SiaOg) и д е в я т е р н ы е (Sig027)- З н а ч и т е л ь н о более с л о ж н а с т р у к т у р а кордиерита — в ней есть шестерные и четверные кольца, соединяю­ щиеся д р у г с другом через общие т е т р а э д р ы (рис. 173) в единый к а р к а с.

Т а б л и ц а 36. Г л а в н ы е м и н е р а л ы — к о л ь ц е в ы е с и л и к а т ы Группа Минерал Син­ Твер­ гония дость Триг. 7-7, Турма­ Шерл лина NaFe3Al (Si60 )(B03)3(OH) 6 Рубеллит » 7-7, Na(Li Ali,5)Ale(SieOi8)(B03)3(OH) li Берилла Берилл Be3Al2(Si60ie) Гекс. 7,5- Эвди­ Эвдиалит Триг. 5-5, алита Nai2Ca6(Fe,Mn)3Zr3(Si3 09)2(Si 024(OH)3)2 Корди­ Кордиерит Ромб. 7-7, (Mg,Fe) Al3(AlSi 0i ) - п Н ерита 2 5 8 Рис. 173. Структура кордиерита.

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

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

КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О МИНЕРАЛАХ Берилл. Сингония гексагональ­ н а я. К р и с т а л л и ч е с к а я с т р у к т у р а сло­ ж е н а к о л ь ц а м и (рис. 174), соединяе­ м ы м и а т о м а м и б е р и л л и я (координа­ ционное число 4) и а л ю м и н и я (коор­ динационное число 6). К о л ь ц а рас­ п о л а г а ю т с я д р у г под д р у г о м, т а к ч т о о б р а з у ю т с я д л и н н ы е к а н а л ы, прохо­ д я щ и е вдоль к р и с т а л л а. В этих кана­ л а х могут р а з м е щ а т ь с я д о п о л н и т е л ь ­ ные (как бы сверх идеальной ф о р ­ мулы) к а т и о н ы щ е л о ч н ы х м е т а л л о в и м о л е к у л ы воды, т а к ч т о осуществля­ ется многоатомный г е т е р о в а л е н т н ы й Рис. 174. Структура берилла. и з о м о р ф и з м с образованием т в е р д ы х растворов внедрения по схемам 2+ + • + Ве - (Na • гсН 0) + L i, 2+ + • + Ве - (Cs • n H 0 ) + L i, 3+ 2+ • + А1 - (Na • n H 0 ) + F e.

Т а к образуются б е р и л л ы общей ф о р м у л ы (Cs, N a ) + ( B e 3 _ L i ) 3 ( A l _ y F e ) ( S i 6 0 i 8 ) a;

x y a: 2 y nH 0. В б е р и л л а х алюминий, кроме того, м о ж е т з а м е щ а т ь с я в ограниченных к о л и ч е с т в а х марганцем, т р е х в а л е н т н ы м и ж е л е з о м и хромом, а бериллий и кремний — микроко uooi Рис. 175. Форма кристаллов берилла.

личествами ж е л е з а. Цвет разнообразный: го­ лубой (примесь ж е л е з а в позициях бериллия) у аквамаринов;

зеленый у обычных бериллов (за счет ж е л е з а в позициях а л ю м и н и я ) ;

водянисто белый, молочный у щелочных б е з ж е л е з и с т ы х бе­ риллов;

я р к и й изумрудно-зеленый (примесь хро­ ма) у изумрудов;

розовый (за счет марганца) у во­ робьевита и морганита;

ж е л т ы й (за счет ж е л е з а в позициях кремния) у гелиодоров. Блеск всегда с т е к л я н н ы й на гранях, в изломе ж и р н ы й.

Форма к р и с т а л л о в б е р и л л а гексагонально п р и з м а т и ч е с к а я (рис. 175, 176). Обычна штри­ ховка по их удлинению. Т в е р д о с т ь 7-8.

Рис. 176. К р и с т а л л ы б е р и л л а и з г р а н и т н ы х п е г м а т и т о в.

У б е р и л л а хорошо проявлено свойство, называемое в минералогии типохимиз мом, — з а в и с и м о с т ь химического состава минерала от условий его о б р а з о в а н и я. Ж е л е ­ зистые б е р и л л ы (зеленые, голубые) образуются в гранитных пегматитах, альбититах, замещающих гранит, в грейзенах, высокотемпературных г и д р о т е р м а л ь н ы х месторо­ ж д е н и я х олово-молибденово-вольфрамовой ф о р м а ц и и. Щ е л о ч н ы е б е р и л л ы (бесцвет­ ные, молочно-белые) обычны в гранитных пегматитах натриево-литиевого типа. Хро­ мовые б е р и л л ы (изумруды) встречаются в двух специфических типах м е с т о р о ж д е ­ н и й — в б е р и л л о - ф л ю о р и т о - с л ю д и с т ы х метасоматитах по у л ь т р а о с н о в н ы м породам и в кварцево-альбитовых ж и л а х с карбонатами редких земель (они з а л е г а ю т среди би­ туминозных известняков). Б е р и л л и его разновидности используются д л я извлечения бериллия и как драгоценный камень.

Л е г к о узнается по ф о р м е к р и с т а л л о в (см. рис. 176), зеленому, голубовато-зеленому цвету. Щ е л о ч н ы е молочно-белые бериллы без н а в ы к а м а л о з а м е т н ы, их легко спутать поначалу с кварцем.

К о р д и е р и т (Mg, Fe)2Al3(AlSi50i8) • n H 0. Т р у д н о диагностируемый минерал, встречается в виде о к р у г л ы х мельчайших (2-3 мм) зерен в м е т а м о р ф и ч е с к и х гор­ ных п о р о д а х — к р и с т а л л и ч е с к и х сланцах, гнейсах, роговиках. Х а р а к т е р н ы чернильно синий цвет и по л у прозрачность. Т в е р д о с т ь 7-7,5. По цвету легко у з н а е т с я в к р у п н ы х к р и с т а л л а х, в них иногда заметен д а ж е трихроизм.

Г р у п п а т у р м а л и н а. Она объединяет несколько м и н е р а л ь н ы х видов общей ф о р ­ м у л ы X Y Z ( S i 6 0 i ) ( B 0 ) 3 ( 0 H ) 4, где X = C a, Na;

Y = M g, L i, A l, F e, M n ;

Z =2+ 1 3 6 3+ A l, F e, C r. Наиболее распространены шерл и рубеллит (эльбаит).

Главные блоки с т р у к т у р ы т у р м а л и н о в — это шестерные к о л ь ц а к р е м н е к и с л о р о д н ы х тетраэдров и анионные группировки 3 (ВОз) (рис. 177), типичные д л я само­ с т о я т е л ь н ы х м и н е р а л о в бора;

в этом отно­ шении т у р м а л и н ы м о ж н о н а з ы в а т ь бора т о с и л и к а т а м и или силикатоборатами ана­ логично с и л и к о ф о с ф а т а м в к л а с с е остров­ ных силикатов. Сингония т у р м а л и н а три г о н а л ь н а я. К р и с т а л л ы дитригонально-при зматические, шестоватые, с грубой штри­ ховкой по удлинению, с х а р а к т е р н ы м попе­ речным сечением в виде с ф е р и ч е с к о г о тре­ угольника. По концам они огранены с од­ ной стороны гранями пирамид, с другой — гранью моноэдра и п и р а м и д (рис. 178). Ч а ­ сты р а д и а л ь н о - л у ч и с т ы е агрегаты ("тур­ малиновые с о л н ц а " ). Цвет черный (за счет ж е л е з а ) у шерла, розовый (за счет изо­ м о р ф н ы х примесей марганца) у р у б е л л и т а (эльбаита), синий, з е л е н ы й, коричневый, белый у других по составу м и н е р а л ь н ы х видов и разновидностей т у р м а л и н а. Очень х а р а к т е р н ы многоцветные (полихромные) к р и с т а л л ы и к р и с т а л л ы с з о н а л ь н ы м распределением о к р а с к и. Б л е с к с и л ь н ы й сте­ к л я н н ы й на гранях, ж и р н ы й в изломе. Т в е р д о с т ь 7,5. Спайности нет. Хрупок, х а р а к ­ терны поперечные трещины, нередко залеченные кварцем.

Рис. 178. Ф о р м а к р и с т а л л о в т у р м а л и н а.

Характерна неравнозначность верхнего и нижнего оконча­ ний кристаллов, связанная с асимметричностью структуры минерала.

Т у р м а л и н ы в с т р е ч а ю т с я в гранитах, гранитных пегматитах, грейзенах, высокотем­ пературных г и д р о т е р м а л ь н ы х касситерито-кварцевых ж и л а х, в сланцах (рис. 179) и гнейсах. Везде обычен черный ж е л е з и с т ы й т у р м а л и н, но в гранитных пегматитах спо думенового т и п а и грейзенах кроме него встречаются розовый литиевый т у р м а л и н и многоцветные (полихромные) к р и с т а л л ы т у р м а л и н а.

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

Л е г к о у з н а е т с я по ф о р м е к р и с т а л л о в, их поперечному р а з р е з у (дитригоны и сфе­ рические треугольники), твердости, отсутствию ч е р т ы.

Э в д и а л и т. С л о ж н ы й кольцевой силикат циркония, ж е л е з а, м а р г а н ц а с тройными и д е в я т е р н ы м и к о л ь ц а м и. Сингония т р и г о н а л ь н а я. К р и с т а л л ы т о л с т о т а б л и т ч а т ы е, чаще изометричные зерна, вкрапленные в другие минералы. Цвет малиново-красный (за счет м а р г а н ц а ), коричневый (при преобладании ж е л е з а ). Б л е с к с т е к л я н н ы й, ж и р ­ ный. Т в е р д о с т ь 5,5.

Образуется в н е ф е л и н о в ы х сиенитах и их пегматитах. П р и больших скоплениях я в л я е т с я рудой (пока потенциальной) на цирконий.

Л е г к о узнается по малиновому цвету, ассоциации с нефелином, м и н е р а л а м и группы ринколита. От а л ь м а н д и н а о т л и ч а е т с я меньшей твердостью и тем, что ассоциирует не с кварцем, к а к а л ь м а н д и н, а с нефелином.

Контрольные вопросы 1. Какие главные типы колец кремнекислородных тетраэдров вы можете назвать?

2. Как тип кольца и особенности структуры сказываются на облике кристаллов берилла и турмалина?

3. Какова позиция лития и какова позиция других щелочных металлов в структуре берилла?

4. В чем заключается типоморфизм берилла?

5. Каковы главные особенности изоморфизма и химического состава турмалина?

Глава ЦЕПОЧЕЧНЫЕ И ЛЕНТОЧНЫЕ СИЛИКАТЫ ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ К подклассам цепочечных и ленточных силикатов о т н о с я т с я в первую очередь глав­ ные породообразующие м и н е р а л ы — пироксены (диопсид, геденбергит, эгирин и др.) и а м ф и б о л ы (актинолит, роговая обманка и д р. ), а т а к ж е р я д менее распространенных минералов. И м е е т с я много черт подобия пироксенов и а м ф и б о л о в по с т р у к т у р е и составу, по морфологии их к р и с т а л л о в и ф и з и ч е с к и м свойствам, но есть и существен­ ные р а з л и ч и я, о п я т ь ж е вытекающие из особенностей с т р у к т у р ы и состава. Поэтому удобно и з л о ж и т ь м а т е р и а л о пироксенах и а м ф и б о л а х в сравнении. Особняком при этом о к а ж у т с я л и ш ь д в а м и н е р а л а из к л а с с а цепочечных силикатов — волластонит и родонит;

у них аналогов в подклассе ленточных силикатов нет, поэтому остановимся на них отдельно.

ВОЛЛАСТОНИТ И РОДОНИТ К а ж д ы й из этих минералов х а р а к т е р и з у е т с я своим типом цепочки (см. рис. 165), отличным от пироксеновой. У волластонитовой цепочки период повторяемости ра­ 6- 10 вен 3 и ф о р м у л а анионного р а д и к а л а ^ з О э ), у родонита ( S i s O i s ). Цепочки компонуются в с т р у к т у р е минералов п а р а л л е л ь н о д р у г другу и соединяются атомами д в у х в а л е н т н ы х элементов — Са, Мп.

Волластонит С а з ^ з О д ) встречается в виде белых уплощенных и и г о л ь ч а т ы х кри­ сталлов и их р а д и а л ь н о - л у ч и с т ы х сростков в м р а м о р а х и скарнах. Б л е с к с т е к л я н н ы й, иногда шелковистый. Т в е р д о с т ь 5-5,5.

Волластонитовые м р а м о р ы используются при изготовлении высокосортных цемен­ тов.

Родонит CaMn4(Si50i5) встречается в тонкозернистых сплошных массах красивого розового цвета с черными потеками пиролюзита МпОг в трещинах этих масс. Т в е р ­ дость 6-6,5. Образуется при м е т а м о р ф и з м е осадочных месторождений м а р г а н ц а и в скарнах. К а к главный компонент входит в ценный поделочный камень, н а з ы в а е м ы й орлецом, — это смесь родонита, других силикатов и карбонатов марганца и пиролю­ зита.

КРИСТАЛЛОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПИРОКСЕНОВ И АМФИБОЛОВ Пироксены и а м ф и б о л ы имеют сходный, довольно простой химический состав.

Ч а щ е всего это с и л и к а т ы магния либо двойные соли магния и к а л ь ц и я, во многих минералах кроме них обязательно присутствует натрий. Итак, в основном три эле­ м е н т а — магний, к а л ь ц и й и натрий — в р а з н ы х сочетаниях. В качестве постоянной изоморфной примеси в позициях м а г н и я р а з м е щ а е т с я ж е л е з о, иногда полностью вы­ т е с н я я магний. В некоторых с л у ч а я х, обычно в ассоциации с н а т р и е м, в пироксены и а м ф и б о л ы входит алюминий, з а н и м а я или позиции магния, и л и в н е д р я я с ь в р а д и к а л в позиции к р е м н и я. Наконец, есть редкие л и т и е в ы е пироксены и а м ф и б о л ы.


Главным р а з л и ч и е м состава пироксенов и а м ф и б о л о в я в л я е т с я о б я з а т е л ь н о е вхо­ ж д е н и е в последние конституционной воды в ф о р м е д о п о л н и т е л ь н ы х анионов ( О Н ) ~.

В с т р у к т у р е пироксенов имеются одинарные цепочки (Si206) ~, в а м ф и б о л а х — 6 л е н т ы ( S i 4 0 n ) с группами ( О Н ) " в центре к а ж д о г о к о л ь ц а этой л е н т ы (см. р и с. 165, 166). Цепочки и л е н т ы ориентированы п а р а л л е л ь н о д р у г д р у г у вдоль в ы т я н у т о с т и к р и с т а л л о в (рис. 180) и группируются попарно (рис. 181). В к а ж д о й паре они со­ 2+ единяются через вершины т е т р а э д р о в катионами M g, к а ж д а я п а р а соединяется с 2+ соседней ионами С а. П р и р а з н ы х сдвигах относительно д р у г д р у г а цепочек и л е н т п о л у ч а ю т с я ромбические и моноклинные пироксены и а м ф и б о л ы. О б р а щ а ю т н а себя внимание неоднородность строения решетки и наличие особо больших "полостей" ме­ ж д у п а р а м и лент в а м ф и б о л а х. Э т о в а к а н т н ы е д л я н а т р и я позиции. З д е с ь он поме­ щается в с т р у к т у р е т а к н а з ы в а е м ы х щелочных а м ф и б о л о в.

• • •• •• A±X7VAt\ • •• о • • W A \• • • W Рис. 180. Принцип расположения цепо­ чек и лент в кристаллах пироксенов (а) и амфиболов (б).

Ь = 0,88 нм \Л/\Л/АЛ°АЛ\ЛАЛ/ о •• о ?i А А / У \ \ ^ А Л / АЛАЛ \ЛАЛ/ЛЛ?У\Л\ЛАЛ/ ©• • ЛЛ/У\\Л/У\/ АЛ АЛ о L b - 1,78 нм Рис. 181. Попарное расположение цепочек в структуре пироксенов (а) и лент в структуре амфиболов (6).

Неравнозначные позиции катионов обозначены буквами.

Наиболее просты химические ф о р м у л ы следующих минералов:

Пироксены: Амфиболы:

Энстатит (ромб.) M g ( S i 2 0 ) (1) Антофиллит (ромб.) Mg (Si 022)(OH)2 (2) 2 6 7 Куммингтонит (мон.) Mg (Si 022)(OH)2 (4) Клиновнстатит (мон.) Mg (Si 06) (3) 2 2 Д и о п с и д (мон.) CaMg(Si Oe) (5) Тремолит (мон) Ca Mg (Sie022)(OH)2 (6) 2 З н а я э т и ф о р м у л ы н а и з у с т ь, м о ж н о вывести и з них все гипотетические и реаль­ ные составы пироксенов и а м ф и б о л о в. Т а к, используя простую схему изовалентного 2+ 2+ изоморфизма M g F e, получаем ф о р м у л ы :

— Пироксены: Амфиболы:

Ферросилит Fe2(Si20e) (из (1)) Грюнерит Fe (Sie0 )(OH) (из (4)) 7 22 Геденбергит CaFe(Si20e) (из (5)) Ферроактинолит Ca Fe (Sie022)(OH)2 (из (6)) 2 Главнейшие пироксены и и х ф о р м у л ы приведены в табл. 37. Однако в природе нет химически ч и с т ы х пироксенов и амфиболов, состав к о т о р ы х точно о т в е ч а л б ы приведенным в этой таблице ф о р м у л а м. Он всегда более с л о ж е н з а счет я в л е н и й изо­ м о р ф и з м а. Особняком с т о я т т о л ь к о л и т и е в ы е м и н е р а л ы — их состав наиболее близок к ф о р м у л а м химически ч и с т ы х веществ.

Т а б л и ц а 37. Г л а в н ы е п и р о к с е н ы и а м ф и б о л ы Пироксены Амфиболы Состав ромбические моноклинные ромбические моноклинные Силикаты:

Энстатит Куммингтонит магниевые Клиноэн— Антофиллит статит Mg (Si 0 )(OH) Mg (Si 0 ) Mg (Si 0 ) Mg (Si 0 )(OH) 2 6 2 6 7 22 2 2 7 Сподумен Холмквистит Клинохолмквистит литиевые Li Mg Al2(Si8022)(OH)2 Li2Mg Al2(Si8022)(OH) LiAl(Si 0 ) 2 6 Тремолит кальциевые Лиопсид Ca2Mg (Si8022)(OH) CaMg(Si O ) 2 e Геденбергит Ферроактинолит CaFe(Si O ) Ca Fe5(Sie022)(OH) 2 e — натриевые Глаукофан Жадеит Na Mg Al2(Si8 022)(OH) NaAl(Si 0 ) 2 6 Рибекит Эгирин Na Fe Fe2(Si 022)(OH) NaFe(Si O ) 2 e 2 Алюмо­ — •— Жедрит силикаты Mg (Al, Fe) ( A l S i 0 )(ОН) 6 7 22 Авгиты Обыкновенные роговые обманки Ч а с т о состав пироксенов и з о б р а ж а ю т при помощи специальных схем в виде тре­ угольников, т е т р а э д р о в и их комбинаций. Н а п р и м е р, состав диопсидов и геденберги тов легко изобразить в первом приближении с помощью равностороннего т р е у г о л ь н и к а Компоненты Чермака А CaFe (AISi0 ) Жадеит 3+ Дкюпсид CaAI(AISi0 ) NaAI(Si 0 ) CaMg(Si 0 ) 2 2 NaAI(Si Og) CaMg(Si 0g) CaFe(Si 0 ) CaFe(Si 0 ) 2 2 Геденбергит В NaAI(Si 0 ) 2 CaMg(Si Og) CaFe(Si Og) NaFe{Si O ) 2 e Рис. 182. П о л я р е а л ь н ы х х и м и ч е с к и х с о с т а в о в н е к о т о р ы х мо­ ноклинных пироксенов.

Ц и ф р ы — с о д е р ж а н и е ( о т н. %) м и н а л а Чермака Са(А1, Fe)(AlSiC6 )• с вершинами C a M g ( S i O e ) — N a A l ( S i 2 0 e ) — C a F e ( S i 0 e ) (рис. 182, А). Т о ч к а 1 н а нем 2 отвечает природному пироксену половинного состава с ф о р м у л о й C a ( M g Feo,5)(Si206). Т о ч к а отвечает и з о м о р ф н о й смеси трех молекул (миналов). Все т о ч к и природных со­ ставов (если у ч и т ы в а т ь т о л ь к о т р и молекулы) л о ж а т с я в д в а п о л я — а, Ь. М е ж д у ними находится р а з р ы в смесимости мо леку л (миналов);

пироксенов в белом поле нет. Н о к а р т и н а всегда намного с л о ж н е е, т а к к а к пироксены всегда с о д е р ж а т в своем составе и другие м и н а л ы. Н а рис. 182, Б п о к а з а н т е т р а э д р состава пироксенов с у ч ё т о м вхо­ ж д е н и я в них м о л е к у л (миналов) Ч е р м а к а. Здесь два] объема (а, Ь) о т р а ж а ю т более полно пределы и з о м о р ф и з м а в пироксенах. К а к видйо, р а з р ы в м е ж д у а и b сохра­ нился, примесь м о л е к у л Ч е р м а к а не беспредельна. Ещё более п о л н а я схема состава пироксенов д а н а на рис. 182, В. Она состоит из трёх треугольников, а с о д е р ж а н и е мо­ л е к у л Ч е р м а к а (в отн. %), у к а з а н о ц и ф р а м и ;

границы м е ж д у м и н е р а л а м и проведены по правилу 50-ти процентов (см. с. 133). Т а к и м о б р а з а м, существуют о б л а с т и л ю б ы х п р о м е ж у т о ч н ы х составов м е ж д у диопсидом и геденбергитом, иогансенитом и геден бергитом, имеются т а к ж е п о л я ограниченной изоморфной смесимости пироксеновых молекул (поле ж а д е и т а ), есть р а з р ы в смесимости м е ж д у диопсидом и эгирином.

Р а с с м о т р и м более подробно я в л е н и я изоморфизма.| Возьмем з а основу ф о р м у л ы клиноэнстатита (3) и диопсида (5), куммингтонита (4) ^ т р е м о л и т а (6) (см. выше). И з 2+ 4+ 3+ 3+ них при частичной замене м а г н и я на алюминий по сх^ме M g + S i,4— A l + А получаем ф о р м у л ы а л ю м о с и л и к а т о в :

Пироксены: Амфиболы:

Нет Ж е д р и т M g A l ( A l S i 0 ) ( O H ) (из (2)) 5 2 2 6 22 Гипотетический CaAl(AlSiOe) (из (5)) Чермакит Ca Mg Al2(Al Si60 )(OH) (из (6) 2 3 2 22 В х о ж д е н и е н а т р и я о с у щ е с т в л я е т с я по р а з н ы м схемам. Во-первых, он м о ж е т за­ 4+ н и м а т ь в а к а н т н ы е позиции в а м ф и б о л а х (в пироксенах их нет) по схеме • + S i — + 3+ N a + А 1. В итоге имеем Пироксены: Амфиболы:

Нет Эденит NaCa Mg (AlSi 022)(OH) (из (6)) 2 5 7 2+ 4+ 3+ 3+ Если т е п е р ь в эдените произвести замену M g + Si f- A l + А 1, получим гастингсит N a C a 2 M g A l ( A l 2 S i 0 2) ( О Н ). 4 2 2+ Во-вторых, натрий м о ж е т полностью з а н я т ь позиции к а л ь ц и я по схемам С а + 2+ + 3+ 2+ 2+ + 3+ Mg - N a + А 1 или С а + Mg - N a + F e. П о л у ч а е м Пироксены: Амфиболы:

Жадеит NaAl(Si O ) (из (1)) Глаукофан Na Mg Al (Si8 022)(OH) (из (4)) 2 e 2 3 2 + Эгирин NaFe(Si 0 ) (из (5)) Магнезиорибекит Na Mg Fe^ (Si 0 2)(OH) (из (6)) 2 6 2 3 8 2 Наконец, натрий м о ж е т з а н я т ь в а м ф и б о л а х и в а к а н т н ы е места, и позиции к а л ь ц и я « 3 N a + А 1. Т а к п о л у ч а е м ф о р м у л у э к е р м а н и т а из 2+ 2+ 3+ по схеме • + 2 С а 4- M g — + а н т о ф и л л и т а и ф о р м у л у арфведсонита из т р е м о л и т а (но в нем весь магний замещен железом):

Пироксены: Амфиболы:

Нет Экерманит Na Mg Al(Si8 022)(OH)2 (из (2)) 3 + Нет Арфведсонит Na Fe^ Fe +(Si 0 2)(OH) (из (6)) 3 8 2 Совсем о т л и ч н у ю от н а т р и я с т р у к т у р н у ю позицию з а н и м а е т в пироксенах и а м ф и ­ + болах л и т и й. По р а з м е р у р а д и у с а (0,078 нм, по В. М. Гольдшмидту) L i соизмерим с 2+ 2+ 2+ + 3+ Mg и л е г к о з а м е н я е т его в с и л и к а т а х по схеме M g + Mg 4 L i -f A l. О т с ю д а — ф о р м у л ы и с т р у к т у р ы л и т и е в ы х пироксенов и а м ф и б о л о в в ы в о д я т с я из ф о р м у л чисто м а г н е з и а л ь н ы х м и н е р а л о в — клиноэнстатита и а н т о ф и л л и т а. В итоге имеем Пироксены: Амфиболы:

Сподумен LiAl(Si206) (из (1)), Холмквистит Li2Mg Al2(Si 0 )(OH)2 (из (2)) 3 8 Но и эти схемы не я в л я ю т с я исчерпывающими (в них не у ч т е н а в о з м о ж н о с т ь вхо­ 2 ж д е н и я ж е л е з а, в а н а д и я, хрома, титана, марганца, з а м е н ы групп О Н " на F ~ и О и т. д. ). Все ж е в а ж н о п о н я т ь их смысл, тогда легче о б ъ я с н и т ь с л о ж н о с т ь р е а л ь ­ ного состава э т и х м и н е р а л о в и з а п о м н и т ь эти ф о р м у л ы. Т о г д а становится п о н я т н ы м возникновение среди а м ф и б о л о в и пироксенов большого ч и с л а м и н е р а л ь н ы х видов и бесчисленного к о л и ч е с т в а сорных, м а л о оправданных названий д л я м и н е р а л о в слу­ чайного и п р о м е ж у т о ч н о г о состава. М ы перечислили в т а б л. 37 т о л ь к о наиболее усто­ явшиеся и общепризнанные н а з в а н и я д л я главнейших среди пироксенов и а м ф и б о л о в минеральных видов, но в ы н у ж д е н ы т а к ж е д а т ь и некоторые традиционные объединен­ ные названия — авгиты, роговые обманки, щелочные а м ф и б о л ы.

А в г и т ы — это диопсиды-геденбергиты с изоморфной примесью эгирина и гипоте­ тических алюминиевых компонентов типа СаАЦАШЮб), С а Т Ц А ^ О б ) - Р о г о в ы е о б ­ м а н к и — объединенное название д л я с и л ь н о ж е л е з и с т ы х а м ф и б о л о в с умеренным ко­ личеством натрия (или без него) и с алюминием в позиции к р е м н и я. К ним относятся минералы типа чермакита, эденита, гастингсита и д р. Щ е л о ч н ы е а м ф и б о л ы — объ­ единенное название д л я а м ф и б о л о в с д в у м я - т р е м я атомами н а т р и я в их ф о р м у л е, без алюминия в составе р а д и к а л а, но с большим количеством а л ю м и н и я (и ж е л е з а ) в по­ зициях магния. Это г л а у к о ф а н, рибекит, магнезиорибекит, экерманит, арфведсонит и др.


МОРФОЛОГИЯ КРИСТАЛЛОВ И ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ПИРОКСЕНОВ И АМФИБОЛОВ Морфологически к р и с т а л л ы пироксенов и амфиболов подобны д р у г другу. Они в ы т я н у т ы вдоль цепочек и лент соответственно, у амфиболов они более шестоватые и Таблица 38. С р а в н и т е л ь н а я х а р а к т е р и с т и к а п и р о к с е н о в и а м ф и б о л о в Характеристики Пироксены Амфиболы Авгит Ди one ид f.

Форма одиночныг кристаллов 1 т а т \\ а т а 510* •"9 ОСа Ш7ЛШ/ Вакантные + позиции Na ©ОН О••о о •• ••О + о • • Зернистые (уэгирина шес­ Агрегаты Шестоватые, волокнистые товатые /радиалъно-лучис­ радиально-лучистые тые) Цвет бело-серый, зеленый, бело-серый, зеленый, черныи% черный, голубой Блеск Слабый стеклянныиркирный Сильный стеклянный Плохо заметна [усподимена Спайность Отчетливо проявлена, совершенная) совершенная @Ф в е Угол спайности Твердость 5,5-6 (у сподумена 7) 6,5- уплощенные. В и д е а л е на к р и с т а л л а х р а з в и т ы одни и те ж е простые ф о р м ы : ром­ бическая п р и з м а ( т ) и три пинакоида (а, Ь, с) (табл. 38). У ромбических м и н е р а л о в верхний пинакоид горизонтален, ф о р м у л а симметрии к р и с т а л л а З Х г З Р С, у моноклин­ ных м и н е р а л о в этот пинакоид наклонен к наблюдателю, симметричность к р и с т а л л а с н и ж а е т с я д о набора L2PC. Угол м е ж д у гранями п р и з м ы т у пироксенов составляет около 90°, у а м ф и б о л о в — около 120°.

Д л я к а л ь ц и е в ы х и магниевых пироксенов (диопсид, энстатит и др.) х а р а к т е р н ы зер­ нистые агрегаты и агрегаты короткопризматических к р и с т а л л о в, ж е л е з и с т ы е (эгирин, геденбергит) образуют шестоватые, игольчатые к р и с т а л л ы, р а д и а л ь н о - л у ч и с т ы е агре­ гаты. Д л я всех а м ф и б о л о в х а р а к т е р н ы именно такие в ы д е л е н и я — ш е с т о в а т ы е, иголь­ ч а т ы е к р и с т а л л ы, их беспорядочные скопления, звездчатые, веерообразные сростки.

Физические свойства пироксенов и а м ф и б о л о в очень сходны (см. табл. 38). Цвет м и н е р а л о в обычно определяется содержанием в них ж е л е з а и м е н я е т с я от белого (спо­ думен, а н т о ф и л л и т, тремолит) через зеленый (диопсид, актинолит, эгирин) до зелено черного (геденбергит, роговые обманки, щелочные а м ф и б о л ы ). К а к исключение у ред­ ких х р о м с о д е р ж а щ и х разновидностей минералов он я р к и й изумрудно-зеленый (таков, например, цвет хромдиопсида). Иногда у сподумена с примесью м а р г а н ц а цвет розова­ т ы й, очень светлый. Среди щелочных а м ф и б о л о в есть м и н е р а л ы сине-голубого цвета (рибекит, к р о к и д о л и т ).

Б л е с к у а м ф и б о л о в и пироксенов с т е к л я н н ы й, но у а м ф и б о л о в он з н а ч и т е л ь н о силь­ нее, особенно у богатых ж е л е з о м роговых обманок и щелочных а м ф и б о л о в. Ромбиче­ ские пироксены в ы д е л я ю т с я по блеску — он у них имеет м е т а л л о в и д н ы й или перла­ м у т р о в ы й отлив.

Пироксены ТОО I Рис. 183. Природа спайности в пироксенах и амфиболах.

Спайность у тех и других по призме (рис. 183), но у пироксенов под углом около 90°, у а м ф и б о л о в — около 120°. У пироксенов она х у ж е и п р а к т и ч е с к и м а л о з а м е т н а (за исключением сподумена), у а м ф и б о л о в п р о я в л е н а хорошо, четко з а м е т н ы сколы под углами 120° и 60°.

ОСОБЕННОСТИ УСЛОВИЙ ОБРАЗОВАНИЯ ПИРОКСЕНОВ И АМФИБОЛОВ Пироксены и а м ф и б о л ы в с т р е ч а ю т с я в сходных типах м и н е р а л ь н ы х м е с т о р о ж д е ­ н и й — чаще всего это магматические горные породы (см. рис. 78, т а б л. 16), с к а р н ы, гнейсы и к р и с т а л л и ч е с к и е сланцы. Во всех с л у ч а я х, когда оба м и н е р а л а в с т р е ч а ю т с я совместно, пироксен я в л я е т с я высокотемпературным и образуется при большем д а в л е ­ нии, чем а м ф и б о л. Пироксены чаще к р и с т а л л и з у ю т с я в магматических условиях, а а м ф и б о л ы (но не в с е г д а ) — в гидротермальных;

первые — более глубинные м и н е р а л ы, вторые — м и н е р а л ы средних глубин. Очень типично замещение пироксенов амфибо­ л а м и в результате п о н и ж е н и я температуры, д а в л е н и я и в о з р а с т а н и я химической ак­ тивности воды в среде м и н е р а л ©образования. В о з м о ж н о, происходят реакции т и п а 5CaMg(Si 0 ) + Н 0 = Ca Mg (Si 0 )(OH) + 2 S i 0 + 3" С а О " (раствор).

2 6 2 2 5 8 22 2 Термодинамическими методами нетрудно рассчитать граничные значения темпера­ т у р и давлений, р а з д е л я ю щ и х условия существования диопсида и т р е м о л и т а.

Н а примере пироксенов и а м ф и б о л о в удается хорошо п р о и л л ю с т р и р о в а т ь явле­ ние типохимизма — о т р а ж е н и е в химическом составе м и н е р а л а условий его образо­ вания. Особенно я р к о это проявилось в составе пироксенов р я д а диопсид-геденбергит и роговых обманок, отдельные химические разновидности к о т о р ы х с т о л ь типичны по своей приуроченности к определенным горным породам, облику к р и с т а л л о в и их свой­ ствам, что д а ж е получили в прошлом свои собственные н а з в а н и я. Среди диопсид геденбергитов это авгит, эгирин-авгит, омфацит, д и а л л а г. Хотя эти н а з в а н и я в общем то не о б я з а т е л ь н ы, т а к к а к не отвечают р а ц и о н а л ь н ы м основам минералогической терминологии, они прочно з а н я л и свое место в л и т е р а т у р е. Среди роговых обманок назовем керсутит и б а з а л ь т и ч е с к у ю роговую обманку.

В ультраосновных и основных глубинных горных породах пироксены представлены магниевыми (с ж е л е з о м ) силикатами ромбической и моноклинной сингонии. Это энстатит (и его более ж е л е з и с т ы е разновидности — гиперстен, бронзит) и диопсид геденбергит (с изоморфной примесью того или иного количества натриевого и алю­ миниевого компонентов). Т и п и ч н ы м минералом мантийных ультраосновных горных пород (эклогитов, гроспидитов) я в л я е т с я омфацит. Это диопсид, обогащенный изо­ морфной примесью ж а д е и т а.

В средних и к и с л ы х глубинных горных породах встречаются диопсид (с изоморфной примесью геденбергита и эгирина) и обыкновенная роговая обманка.

В щелочных глубинных горных породах (сиенитах и нефелиновых сиенитах) пирок­ сены представлены своими щелочными разновидностями —эгирин-диопсидом, диоп сид-геденбергит-эгирином (его н а з ы в а ю т эгирин-авгитом) и эгирином, а м ф и б о л ы здесь т а к ж е щелочные — арфведсонит и д р. Эти ж е щелочные пироксены и а м ф и б о л ы обра­ зуются и в о к р у ж а ю щ и х щелочные массивы песчаниках, гнейсах и других горных по­ родах в ходе их приконтактовой гидротермальной альбитизации и м и к р о к л и н и з а ц и и.

В э ф ф у з и в н ы х породах типа б а з а л ь т о в пироксены вкрапленников чаще всего пред­ ставлены диопсид-геденбергитом с примесью н а т р и я, а л ю м и н и я, т и т а н а (их н а з ы в а ю т авгитами и т и т а н а в г и т а м и ), а м ф и б о л ы — роговой обманкой. З д е с ь роговая о б м а н к а часто бывает обогащенной титаном — такие обманки н а з ы в а ю т с я керсутитами;

не­ редко роговые обманки в б а з а л ь т а х х а р а к т е р и з у ю т с я высоким значением отношения 3+ 2+ F e / F e, их н а з ы в а ю т б а з а л ь т и ч е с к и м и роговыми обманками.

В гранитных пегматитах, в их натриево-литиевом типе, постоянно в качестве глав­ ного м и н е р а л а присутствует сподумен, а в о к р у ж а ю щ и х их гнейсах з а счет выноса л и т и я растворами из пегматитов образуется холмквистит. В г р а н и т н ы х пегматитах других типов пироксены и а м ф и б о л ы крайне редки.

В щелочных пегматитах встречаются эгирин, арфведсонит и другие щелочные ам­ ф и б о л ы. Они играют здесь р о л ь постоянных второстепенных минералов.

В скарнах пироксены (диопсид, геденбергит, диопсид-геденбергит) я в л я ю т с я обяза­ т е л ь н ы м и главными м и н е р а л а м и. Они образуются в самую раннюю стадию ф о р м и р о ­ вания скарнов, а в поздние стадии процесса нередко интенсивно з а м е щ а ю т с я роговой обманкой, актинолитом и тремолитом. Очень х а р а к т е р н ы в некоторых с к а р н а х круп­ ные светло-зеленые к р и с т а л л ы слабожелезистого диопсида с хорошо развитой отдель­ ностью, обусловленной тончайшими вростками м а г н е т и т а, — т а к о й диопсид называют д и а л л а г о м. И з а м ф и б о л о в типичны актинолит (обогащенный ж е л е з о м тремолит) и роговая обманка.

В процессах регионального м е т а м о р ф и з м а осадочных, вулканогенно-осадочных, магматических горных пород пироксены и а м ф и б о л ы образуются схематично в такой последовательности: а к т и н о л и т (или т р е м о л и т ) — р о г о в а я обманка — д и о п с и д — г и ­ перстен (см. табл. 21). Этот р я д отвечает возрастанию интенсивности преобразования исходного материала, увеличению температуры и д а в л е н и я, при к о т о р ы х протекали процессы регионального м е т а м о р ф и з м а, но х а р а к т е р и з у е т т о л ь к о я в л е н и я преобра­ зования пород, изначально обогащенных магнием и к а л ь ц и е м. П р о д у к т а м и сильного м е т а м о р ф и з м а богатых натрием пород я в л я ю т с я щелочные пироксены и а м ф и б о л ы.

Ч а щ е всего это ж а д е и т и г л а у к о ф а н.

Образуясь при больших и умеренных температурах и д а в л е н и я х, пироксены и ам­ ф и б о л ы легко и з м е н я ю т с я при их понижении и под воздействием г и д р о т е р м а л ь н ы х растворов;

они з а м е щ а ю т с я при этом слюдами, хлоритом, иногда серпентином и т а л ь ­ ком (чаще всего им з а м е щ а е т с я магнезиальный ромбический пироксен энстатит). П р и поверхностном выветривании по ним р а з в и в а ю т с я глинистые м и н е р а л ы и гидроксиды железа.

Практическое значение из месторождений пироксенов и а м ф и б о л о в имеют неко­ торые м е т а м о р ф и ч е с к и е породы к а к источник добычи ж а д а и измененные, сильно м е т а м о р ф и з о в а н н ы е ультраосновные горные породы д л я добычи н е ф р и т а. Ж а д пред­ с т а в л я е т собой плотный спутанно-волокнистый агрегат ж а д е и т а, н е ф р и т с л о ж е н пере­ плетающимися иголочками актинолита;

это ценные поделочные камни, особо любимые в Б и р м е и К и т а е. Рудой на литий я в л я е т с я сподумен. Б о л ь ш у ю ценность имеет маг незиорибекитовый и рибекитовый асбест, получивший з а свой цвет название голубого (синего) асбеста. Он образуется в тончайших ж и л о ч к а х (2-3 мм) в мергелях, воз­ м о ж н о, в процессе их эпигенетических преобразований. П р и р а з р а б о т к е мергель дро­ бится и продувается через сита, на которых асбест оседает в виде в а т ы. Ее собирают, очищают и используют в качестве кислото- и огнеупорного ф и л ь т р а при химической очистке растворов некоторых веществ. В цементной и огнеупорной промышленности используются куммингтонитовые и а н т о ф и л л и т о в ы е породы.

Контрольные вопросы 1. Какие главные типы цепочечных и ленточных группировок кремнекислородных тетра­ эдров в структурах силикатов вы можете назвать?

2. Какое место занимают волластонит, родонит и пироксены в классификации цепочечных силикатов?

3. Какие структуру, состав и облик кристаллов имеет диопсид?

4. Какие структуру, состав и облик кристаллов имеет тремолит?

5. Что такое авгиты, как вывести их формулы из формулы диопсида?

6. Что такое роговые обманки, как вывести их формулы из формулы тремолита?

7. Что представляют собой щелочные амфиболы? Как вывести их формулы из формулы тремолита?

8. Каковы главные особенности образования пироксенов и амфиболов?

Глава СЛОИСТЫЕ (ЛИСТОВЫЕ) СИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТЫ ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ К подклассу слоистых (листовых) силикатов и а л ю м о с и л и к а т о в о т н о с я т с я хорошо известные всем в е щ е с т в а — т а л ь к, с л ю д ы, глинистые м и н е р а л ы и д р. Многие из них я в л я ю т с я породообразующими м и н е р а л а м и. Т а к, с л ю д ы к а к непременный компонент входят в г р а н и т ы и их п е г м а т и т ы, в некоторые с л а н ц ы и гнейсы, в грейзены. Гли­ нистые м и н е р а л ы я в л я ю т с я основной составной ч а с т ь ю к о р в ы в е т р и в а н и я гранитов, габбро, э ф ф у з и в о в и входят в осадочные горные породы (глины, мергели и д р. ). Р я д минералов из к л а с с а с л о и с т ы х силикатов и а л ю м о с и л и к а т о в широко используется в промышленности: э т о с л ю д ы - д и э л е к т р и к и — мусковит и флогопит, серпентиновый ог­ неупорный асбест, природный смазочный м а т е р и а л т а л ь к, т а л ь к о в ы й и п и р о ф и л л и т о вый с л а н ц ы к а к с ы р ь е д л я изготовления ф у т е р о в к и доменных печей. И з д а в н а глины используются к а к с т р о и т е л ь н ы й м а т е р и а л и адсорбенты (очистители в р а з н ы х техни­ ческих и химических производствах). Глинистые м и н е р а л ы н и к е л я д о б ы в а ю т с я к а к р у д а на этот м е т а л л.

К р о м е того, к с л о и с т ы м с и л и к а т а м (алюмосиликатам) особой с т р у к т у р ы и состава относятся палыгорскит, х р и з о к о л л а, датолит, пренит и некоторые другие. Они резко о т л и ч а ю т с я по составу и свойствам от т а л ь к а, слюд, глинистых м и н е р а л о в.

КРИСТАЛЛОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ Р а з л и ч а ю т листовые с и л и к а т ы (алюмосиликаты) с простыми и с л о ж н ы м и сетками т е т р а э д р о в. Последние я в л я ю т с я менее распространенными м и н е р а л а м и.

С л о и с т ы е с и л и к а т ы с п р о с т ы м и с е т к а м и т е т р а э д р о в. Остовом их с т р у к т у р ы я в л я ю т с я сетки кремнекислородных т е т р а э д р о в (см. рис. 167). Они р а с п о л а г а ю т с я п а р а л л е л ь н о д р у г другу и чередуются с плоскими сетками другого состава, образуя п а к е т ы слоев. Установлено д в а главных т и п а пакетов: а) двухслойный 1:1 несимме­ тричный;

б) трехслойный 2:1 симметричный (рис. 184).

Н е с и м м е т р и ч н ы й пакет т и п а 1:1 состоит из одной сетки (слоя, листа) т е т р а э д р о в с 2- общей ф о р м у л о й сетки ( S i 2 0 s ) ( O H ) и тетр. сетка одной сетки октаэдров, заполненных ато Рис. 184- Два типа пакетов в слоистых силика­ тах (Liebau, 1978).

а—несимметричный двухслойный 1 : 1;

б— симметричный трехслойный 2:1.

мами магния и л и а л ю м и н и я (см. рис. 184, а). Если расчет состава такого п а к е т а ве­ сти т о л ь к о на одно исходное кольцо т е т р а э д р о в (Si20s) ~ (см. с. 204), получим д л я серпентина ф о р м у л у M g ( S i 2 0 5 ) ( O H ) (рис. 185). К а ж д ы й п а к е т имеет нулевой сум­ 3 м а р н ы й з а р я д, он скреплен с соседними (верхним и н и ж н и м ) п а к е т а м и слабо, л и ш ь остаточными (вандерваальсовыми) с в я з я м и. П а к е т ы несколько смещены (сдвинуты) относительно д р у г друга. В к а ж д о м пакете M g и А1 з а н и м а ю т октаэдрические пози­ 2 ции, располагаясь м е ж д у атомами О и ( О Н ) ~. В серпентине т р и т а к и х октаэдра, заполненных катионами (магнием) (см. рис. 185), в каолините их д в а, заполненных алюминием. Очень часто отмечают, ч т о серпентин — т р и о к т а э д р и ч е с к и й слоистый си­ ликат, а к а о л и н и т — д в у о к т а э д р и ч е с к и й. Эти т е р м и н ы широко и с п о л ь з у ю т с я.

&,о пон}" ВД 0 )(0Н) 2 А он Оо о ((Al,&i) 0s)(0H) • •• Мд (Si C$0H) ((AL,Si) O)(0H) Серпентин Mg (Si 0 )(0H) 3 2 5 Al (siaXoh) (Si0k)(OH) Мусковит KAl (AlSi 0,J(OH) 2 3 (Si 05)(OH) Пирофиллит Al {Si20 ) (0Н) '(Si 0 )(OH) 2 5 2 2 2 О QO Mg он он ШУк (SIA)(OH) Тальк Mg (Si 0^) (OH) Г ф У V М*)(ОН) 3 2 2 Хлорт Mg Al(AlSi 040H) 3 3 e Рис. 185. Схемы главных типов структур слоистых силикатов и алюмосиликатов.

В симметричном трехслойном пакете т и п а 2:1 (см. рис. 184, 6) и м е е т с я д в а с л о я тетраэдров, обращенных д р у г к другу вершинами, м е ж д у ними в о к т а э д р и ч е с к и х пу­ стотах располагается магний и л и алюминий. Т а к т р а к т у ю т с я с т р у к т у р ы т а л ь к а и п и р о ф и л л и т а (см. р и с. 1 8 5, 186). С у м м а р н ы й з а р я д пакетов равен нулю. Соседние о° 6°° о ° Каолинит Мусковит Пирофиллит Хлорит Рис. 186. Сопоставление структур алюминиевых слоистых с и л и к а т о в (Zoltai, Stout, 1989).

пакеты скреплены остаточными с в я з я м и. Т а л ь к — триоктаэдрический силикат, пиро­ ф и л л и т — двуоктаэдрический.

В слоистых а л ю м о с и л и к а т а х с простыми сетками установлен один тип пакетов — симметричный трехслойный (2:1). В нем чередуются (подобно т а л ь к у и серпентину) 2- слой т е т р а э д р о в ( S i 2 0 s ) ( О Н ), слой октаэдров с магнием и л и алюминием, слой те­ 2- т р а э д р о в ( S i 0 5 ) ( O H ). Но в к а ж д о м т а к о м пакете часть т е т р а э д р о в (однако не 4+ 3+ более половины) з а н я т а алюминием. З а счет з а м е н ы S i на А 1 пакет приобретает з а р я д. В результате получаем следующие ф о р м у л ы пакетов и их з а р я д ы :

из талькового пакета — [ M g ( A l S i 3 O ) ( O H ) ] - (7), 3 10 [Mg3(Al Si2O )(OH) ] -;

2 10 из п и р о ф и л л и т о в о г о пакета — [Al (AlSi O )(OH) ]-, 2 3 10 [Al (Al Si O )(OH) ] -.

2 2 2 10 Триоктаэдрические Двуоктаэдрические З а счет избыточного з а р я д а пакетов ме­ минералы, Mg минералы, AI ж д у ними в с т р у к т у р у входит слой катио­ + нов-компенсаторов. Это могут б ы т ь К, 2+ С а, комплексный катион. В первом слу­ чае получается с т р у к т у р а с л ю д ( ф л о г о п и т а и мусковита), во втором — с т р у к т у р а хруп­ ких слюд, в т р е т ь е м — х л о р и т о в. Рассмо­ трим с т р у к т у р ы с л ю д (обычных) и хлори­ тов. Хрупкие с л ю д ы очень редки, поэтому их с т р у к т у р ы описывать не будем.

В слюдах р о л ь катиона-компенсатора + играет К (натриевые с л ю д ы р е д к и ). И з структуры талька выводится структура флогопита, из п и р о ф и л л и т а — с т р у к т у р а мусковита (см. рис. 187). Флогопит — это т р и о к т а э д р и ч е с к а я слюда, мусковит — двуоктаэдрическая. К а л и й всюду имеет координационное число 12. Он плотно упа­ кован м е ж д у ионами кислорода, так к а к имеет р а в н ы й с ним ра диус (по В. М. Гольд + 2 шми дту): 0,133 нм у К, 0,132 нм у О ;

соотношение R /R равно 1, что идеально K a отвечает координационному числу 12.

С т р у к т у р ы и ф о р м у л ы х л о р и т о в выво­ д я т с я из талькового пакета, роль компен­ сатора играет слой к о м п л е к с н ы х катионов.

Если в з я т ь о д н о з а р я д н ы й пакет (7) и ка­ + тион [Mg Al(OH)6], то п о л у ч а е т с я кли нохлор M g A l ( A l S i O i o ) ( O H ).

5 3 Т а к о в ы основные с т р у к т у р н ы е типы слоистых силикатов и а л ю м о с и л и к а т о в с простыми сетками т е т р а э д р о в. Л е г к о сопо­ ставить с т р у к т у р ы следующего р я д а мине­ ралов : каолинит — п и р о ф и л л и т — муско­ в и т — хлорит (рис. 186), в них в октаэдри ческих позициях р а з м е щ а е т с я алюминий.

Сравнение с т р у к т у р д в у о к т а э д р и ч е с к и х и триоктаэдрических слоистых с и л и к а т о в да­ ют пары минералов (рис. 187): серпен­ Рис. 187. С о п о с т а в л е н и е с т р у к т у р т р и о к - тин — каолинит, т а л ь к — п и р о ф и л л и т, ф л о ­ т а э д р и ч е с к и х и двуоктаэдрических, маг­ гопит — мусковит, первые я в л я ю т с я триок ниевых и а л ю м и н и е в ы х слоистых сили­ таэдрическими, вторые — двуоктаэдричес катов и а л ю м о с и л и к а т о в.

кими.



Pages:     | 1 |   ...   | 6 | 7 || 9 | 10 |   ...   | 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.