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 |   ...   | 7 | 8 || 10 | 11 |   ...   | 12 |

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

-- [ Страница 9 ] --

Все слоистые с и л и к а т ы и а л ю м о с и л и к а т ы имеют свои с т р у к т у р н ы е разновидности з а счет разного смещения (сдвига) и разворота пакетов д р у г относительно друга, что легко осуществляется в природе из-за м а л ы х сил связей м е ж д у п а к е т а м и. В итоге получаются м и н е р а л ы р а з н ы х сингоний — моноклинной (чаще всего), гексагональной, ромбической, тригональной, триклинной. Т а к и е с т р у к т у р н ы е разновидности слоистых силикатов н а з ы в а ю т политипами. Некоторые из них устойчивы т о л ь к о при опреде­ ленных д а в л е н и я х и температурах и образуются т о л ь к о в определенной химической обстановке. Политипия, к а к видно, я в л я е т с я ч а с т н ы м случаем п о л и м о р ф и з м а.

К р о м е минералов с у к а з а н н ы м и выше т и п а м и слоистых с т р у к т у р и м е ю т с я и бо­ лее редкие представители этого к л а с с а минералов. Н а п р и м е р, в природе в с т р е ч а ю т с я м и н е р а л ы с волнообразно изгибающимися и з а в е р н у т ы м и по спирали с л о я м и (неко­ т о р ы е серпентины и д р. ). Совершенно особыми по составу и с т р у к т у р е я в л я ю т с я так н а з ы в а е м ы е смешанослойные с и л и к а т ы : они с л о ж е н ы чередующимися п а к е т а м и монт­ мориллонита и слюды, м о н т м о р и л л о н и т а и т а л ь к а, хлорита и слюды и т. п.

Главные группы слоистых силикатов и алюмосиликатов представлены в табл. 39.

В ней д а н ы т о л ь к о наиболее распространенные минералы. Требует пояснения монт­ мориллонит: некоторые м и н е р а л ы группы монтмориллонита я в л я ю т с я силикатами, другие — алюмосиликатами. Ч т о касается литиевых слюд, то, к а к это обычно в слю­ дах, м е ж п а к е т н ы м катионом в них я в л я е т с я калий, а литий наряду с алюминием и магнием занимает октаэдрические позиции. В табл. 39 в качестве октаэдрических катионов у к а з а н ы т о л ь к о магний и алюминий. Однако в м и н е р а л а х некоторых групп широко проявлено замещение магния и а л ю м и н и я ж е л е з о м, иногда в этих ж е позициях размещается никель, марганец, хром, титан или ванадий.

Т а б л и ц а 39. Г л а в н ы е м и н е р а л ы — с л о и с т ы е с и л и к а т ы и алюмосиликаты с простыми сетками тетраэдров Катионы в Межпакетный Внутрипакетный тетраэдрах катион (октаэдрический) катион 2 Mg + А1 + Si Нет Серпентин Каолинит Тальк » Пирофиллит Монтмориллонит Al + Si (Комплекс)""*" К+ Флогопит | Мусковит Литиевые с л ю д ы к+ Хрупкие с л ю д ы Са + Гидрослюды (Комплекс)""*" Хлориты (Комплекс)"" " С л о и с т ы е с и л и к а т ы с о с л о ж н ы м и с е т к а м и т е т р а э д р о в.

И м е е т с я достаточно много редких и относительно редких минералов специфического состава со с л о ж н ы м и сетками т е т р а э д р о в. Строение этих сеток разное. Наиболее просты с т р у к т у р ы сепио л и т а и палыгорскита. В них в тетраэдрических сетках т е т р а э д р ы периодически р а з ­ вернуты вершинами то "вверх", то "вниз" (рис. 188). С т р у к т у р а чароита более с л о ж н а и я в л я е т с я промежуточной м е ж д у слоистой и ленточной. В д а т о л и т е половина тетра­ эдров з а н я т а не кремнием, а бором, они развернуты в разные стороны (рис. 189).

Тальк Mg (Si O )(OH).

3 4 )0 1} iA4AiAiAiAiAAA4A4Ai Палыгорскит Mg (Si O ) (OH) '8H 0 5 4 10 2 Сепиолит Mg (Si 0 ) (OH) *12H 8 15 2 6 Рис. 188. Сопоставление главных особенностей структур талька, сепиолита и палыгорскита.

МОРФОЛОГИЯ КРИСТАЛЛОВ И ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА СЛОИСТЫХ СИЛИКАТОВ (АЛЮМОСИЛИКАТОВ) С ПРОСТЫМИ СЕТКАМИ ТЕТРАЭДРОВ И з - з а некомпактности к р и с т а л л и ч е с к и х с т р у к т у р, с л а б ы х связей м е ж д у п а к е т а м и л и ш ь редкие м и н е р а л ы из с л о и с т ы х силикатов и а л ю м о с и л и к а т о в в с т р е ч а ю т с я в круп­ ных и хорошо ограненных к р и с т а л л а х. Я в н о распознаваемые совершенные к р и с т а л л ы отмечены л и ш ь у ф л о г о п и т а, мусковита, хрупких с л ю д и хлоритов, из них к р у п н ы е (и д а ж е гигантские) к р и с т а л л ы бывают т о л ь к о у мусковита и ф л о г о п и т а. Они имеют псевдогексагональную с и м м е т р и ю и п л а с т и н ч а т ы й облик. Р е ж е в с т р е ч а ю т с я бочон ковидные и с т о л б ч а т ы е к р и с т а л л ы этих минералов. И с т и н н а я сингония к р и с т а л л о в в большинстве с л у ч а е в м о н о к л и н н а я, а их р е а л ь н ы е о ч е р т а н и я д а л е к и от совершенных.

Цвет зависит от н а л и ч и я в минерале элементов-хромофоров ( ж е л е з а, хрома, мар­ ганца), без х р о м о ф о р о в цвет белый. Т а к о в ы химически чистые каолинит, серпентин, т а л ь к, п и р о ф и л л и т, монтмориллонит, флогопит. В присутствии д в у х в а л е н т н о г о ж е ­ л е з а м и н е р а л ы приобретают зеленую окраску разной интенсивности (тальк, серпен­ тин, флогопит, х л о р и т ), небольшая примесь трехвалентного ж е л е з а п р и д а е т мусковиту ч у т ь коричневатую окраску. Н а л и ч и е в м и н е р а л а х одновременно двух- и трехвалент­ ного ж е л е з а обусловливает появление у них грязно-коричневых, черно-коричневых, зелено-черных, черных окрасок, к а к у ж е л е з и с т о г о ф л о г о п и т а, биотита, л е п и д о м е л а н а.

3+ Очень своеобразна р о л ь х р о м о ф о р а F e, когда он з а н и м а е т в ф л о г о п и т е позиции алю­ миния в с л о я х т е т р а э д р о в : м и н е р а л становится я р к и м р ы ж е - к о р и ч н е в ы м, необычно м е н я ю т с я и д р у г и е его оптические свойства. Т а к о й ф л о г о п и т д а ж е п о л у ч и л особое название — т е т р а ф е р р и ф л о г о п и т (т.е. ф л о г о п и т с ж е л е з о м в четверной координации).

П р и м е с ь х р о м а и з м е н я е т цвет в зависимости от с т р у к т у р ы м и н е р а л а. В мусковите появляется я р к а я зеленая окраска (такая слюда называется фукситом). Хлориты приобретают' розово-фиолетовый цвет. Марганец, входя в состав л и т и е в ы х слюд, вы­ з ы в а е т их розово-лиловую окраску.

Б л е с к р а з н ы й. Н а г р а н я х к р и с т а л л о в из-за их несовершенства он матовый или ж и р н ы й, н а плоскостях спайности — с т е к л я н н ы й, у с л ю д — с п е р л а м у т р о в ы м отливом.

В агрегатах блеск ж и р н ы й, м а т о в ы й.

У всех с л о и с т ы х с и л и к а т о в и а л ю м о с и л и к а т о в есть весьма совершенная спайность по пинакоиду, т а к к а к п а к е т ы в их с т р у к т у р а х с в я з а н ы д р у г с другом слабо. С п а й н ы е пластинки у с л ю д (мусковита, ф л о г о п и т а, биотита) упругие;

отогнутые по спайности, они п р и т я г и в а ю т с я н а з а д из-за связей, в о з б у ж д а е м ы х в них м е ж п а к е т н ы м и катионами к а л и я. У т а л ь к а, п и р о ф и л л и т а, в к о т о р ы х м е ж п а к е т н ы х ионов нет, спайные п л а с т и н к и к р о ш а т с я, л о м а ю т с я, но н а з а д не пригибаются.

Т в е р д о с т ь м и н е р а л о в н и з к а я и определяется непрочностью их к р и с т а л л и ч е с к и х с т р у к т у р. У с и л и к а т о в (т.е. м и н е р а л о в без м е ж п а к е т н ы х катионов) твердость 1-2, из них наиболее м я г к и е магниевые с и л и к а т ы, что легко находит объяснение в боль­ шем р а з м е р е и меньшем з а р я д е м а г н и я по сравнению с алюминием (так, т а л ь к ж и р е н + на ощупь,а п и р о ф и л л и т — нет). У с л ю д з а счет м е ж п а к е т н о г о к а т и о н а К твердость 2+ составляет 2-3, а у хрупких с л ю д з а счет более сильного м е ж п а к е т н о г о к а т и о н а С а 2+ или M g твердость п о в ы ш а е т с я до 4.

И Н Д И В И Д У А Л Ь Н Ы Е ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА И СВОЙСТВ МИНЕРАЛОВ Д о п о л н и м общую х а р а к т е р и с т и к у с т р у к т у р ы, состава, свойств м и н е р а л о в, д а н н у ю в предыдущих р а з д е л а х этой г л а в ы.

Г р у п п а с е р п е н т и н а. В эту группу входят п о л и м о р ф ы — слоистые с и л и к а т ы маг­ ния состава Mg (Si205)(OH)4. Нередко используется удвоенная х и м и ч е с к а я ф о р а б Рис. 190. Схемы структур хризотила (а) и анти- Рис. 191. Строение волокон хризотил-ас­ горита (6). бестов в поперечном сечении.

2+ 2+ м у л а — M g ( S i 4 0 i o ) ( O H ) 8. Всегда п р о я в л е н и з о м о р ф и з м M g F e, но умеренно.

— П о л и м о р ф ы имеют р а з н ы е н а з в а н и я : лизардит, антигорит, х р и з о т и л и т. д. Л и з а р д и т имеет идеальную слоистую с т р у к т у р у (см. рис. 185). В антигорите слои построены из групп т е т р а э д р о в, р а з в е р н у т ы х то вверх, то вниз от плоскости с л о я (рис. 190, б), в хризотиле слои свернуты в трубку (рис. 190, а). Эти м и н е р а л ы в с т р е ч а ю т с я в с к р ы т о к р и с т а л л и ч е с к и х а м о р ф н ы х на вид, клееподобных массах белого, ж е л т о г о, зеленого цвета или пестрой о к р а с к и. В них в ж и л к а х п е р е к р и с т а л л и з а ц и и нередко о б р а з у ю т с я волокнистые, асбестовидные агрегаты х р и з о т и л а. Т а к и е волоконца состоят из сверну­ т ы х в трубку однослойных пакетов серпентина (рис. 191).

С а м о с т о я т е л ь н ы й и з о м о р ф н ы й р я д образуют никелевые серпентины с ч а с т и ч н ы м замещением м а г н и я никелем. М а к с и м а л ь н о установленное с о д е р ж а н и е N i O в мине­ р а л е составляет 16%. Н и к е л е в ы е серпентины в с т р е ч а ю т с я в коре в ы в е т р и в а н и я у л ь ­ траосновных горных пород в виде тонкодисперсных смесей с д р у г и м и слоистыми си­ л и к а т а м и. Н е к о т о р ы е из т а к и х смесей получили с а м о с т о я т е л ь н ы е н а з в а н и я : непуит, ревдинскит, гарниерит.

Г р у п п а к а о л и н и т а. В ней объединены п о л и м о р ф ы — с и л и к а т ы а л ю м и н и я состава Al2(Si Os)(OH)4. Это каолинит, диккит, накрит, галлуазит. В последнем есть м е ж ­ п а к е т н ы й слой м о л е к у л Н 0, поэтому его ф о р м у л а Al2(Si20s)(OH)4 • 2 Н 0. Внешне 2 они н е о т л и ч и м ы д р у г от друга, обычно образуют тонкодисперсные смеси, мучнистые, белые или более плотные глинистые массы и все вместе в т а к и х общих агрегатах на­ з ы в а ю т с я каолином.

Т а л ь к Mg (Si40io)(OH)2- М и н е р а л в ы д е р ж а н н о г о состава, и з о м о р ф н а я примесь двухвалентного ж е л е з а не превышает 1,5-2%. Он имеет светло-зеленый цвет. Встре­ чается в п л о т н ы х ж и р н ы х на ощупь массах, в составе сланцев и в м я г к и х, с весьма совершенной спайностью к р у п н ы х пластинах с п е р л а м у т р о в ы м блеском.

П и р о ф и л л и т A l 2 ( S i 4 0 i o ) ( O H ). Состав всегда почти идеально отвечает ф о р м у л е.

Д о л я трехвалентного ж е л е з а обычно не превышает 0,5%. В с т р е ч а е т с я в сплошных, ро­ зовых с к р ы т о к р и с т а л л и ч е с к и х массах. П о л у п р о з р а ч н ы е разновидности такого к а м н я п о л у ч и л и у к а м н е р е з о в название " а г а л ь м а т о л и т ".

Г р у п п а м о н т м о р и л л о н и т а. Это обширная группа глинистых м и н е р а л о в, силика­ тов и а л ю м о с и л и к а т о в м а г н и я и а л ю м и н и я. И д е а л ь н ы м и предельными составами этих м и н е р а л о в я в л я ю т с я M g ( S i 4 0 i o ) ( O H ) n H 0 (сапонит), A l ( S i O i o ) ( O H ) п Н г О (бей 3 2 2 2 4 д е л л и т ). В монтмориллонитах в отличие от т а л ь к а и п и р о ф и л л и т а п а к е т ы по-иному р а з в е р н у т ы и смещены относительно друг друга, а в м е ж п а к е т н о м пространстве раз­ мещаются м о л е к у л ы конституционной НгО. В р е а л ь н ы х природных условиях состав 4+ 3+ и с т р у к т у р а с л о ж н е е : часть S i в т е т р а э д р а х з а н я т а А 1, а з а счет появляющегося при этом избыточного з а р я д а анионного р а д и к а л а в м е ж п а к е т н о м пространстве раз­ • 7Ш2О.

+ 2+ мещаются комплексные катионы — гидратированные группы М • п Н г О и М Обычно в т е т р а э д р ы входит не более 0,33 атома а л ю м и н и я. Д л я такого монтморил­ raH20)Mg (Si 67Alo,330io)(OH)4.

лонита ф о р м у л а имеет вид (Мо" • Межпакетными 33 3 3) + + + + 2 + 2+ 2+ 2+ катионами М я в л я ю т с я N a, L i, N H j, К +, R b ;

M — C a, M g, C o. Монт­ мориллониты способны обменивать ионы м е ж п а к е т н о г о пространства на ионы окру­ ж а ю щ и х водных растворов, а т а к ж е поглощать в м е ж п а к е т н ы й п р о м е ж у т о к крупные органические катионы (так образуются органоминеральные к о м п л е к с ы ). П р и погло­ щении м о л е к у л воды монтмориллониты набухают з а счет расширения м е ж п а к е т н о г о пространства;

при нагревании или в сухой атмосфере вода и гидратированные катионы у д а л я ю т с я из монтмориллонитов, к р и с т а л л ы уменьшаются в объеме.

М о н т м о р и л л о н и т ы образуют чрезвычайно тонкодисперсные п л о т н ы е массы, сла­ гают основной объем глины.

Г р у п п а ф л о г о п и т а. Это непрерывный р я д M g — Fe-слюд с исходным составом K M g ( A l S i O i o ) ( O H, F)2- Ж е л е з о (двух- и трехвалентное) занимает позиции магния.

3 По мере увеличения с о д е р ж а н и я ж е л е з а среди с л ю д р я д а ф л о г о п и т а в ы д е л я ю т ж е ­ лезистый флогопит, биотит, лепидомелан. К р а й н и й член р я д а н а з ы в а е т с я аннитом и + имеет ф о р м у л у K F e | ( A l S i O i ) ( O H, F ). К р о м е двухвалентного в биотитах и лепидо­ 3 0 мелан ах всегда присутствует трехвалентное ж е л е з о.

Флогопит и биотит в с т р е ч а ю т с я в чешуйчатых массах, пластинках, хороших таблит­ чатых и бочонковидных к р и с т а л л а х, иногда гигантских. Цвет зеленый, бурый, черный в зависимости от количества ж е л е з а. Ч и с т ы й ф л о г о п и т бесцветен, водянопрозрачен.

В некоторых с л у ч а я х в ф л о г о п и т е в позициях м а г н и я п о я в л я е т с я Мп. Б ы в а ю т т а к ж е барийсодержащие ф л о г о п и т ы (в них барий р а з м е щ а е т с я в позициях к а л и я ) и барий-титановые биотиты. Совершенно особой слюдой я в л я е т с я т е т р а ф е р р и ф л о г о п и т.

К а к д о к а з а л и О. М. Р и м с к а я - К о р с а к о в а и Е. П. С о к о л о в а, в этой слюде позиции алю­ 3+ миния в р а д и к а л е, т. е. в четверной координации, з а н я т ы F e. Она имеет ф о р м у л у K M g ( F e S i O i o ) ( O H, F)2 и р ы ж е - к о р и ч н е в ы й цвет.

3 Г р у п п а м у с к о в и т а. Главным минералом в этой группе я в л я е т с я с а м мусковит — чисто или почти чисто а л ю м и н и е в а я слюда с незначительной примесью ж е л е з а (1-3, но не более 7% F e 0 ). Ее ф о р м у л а K A l 2 ( A l S i 3 0 i o ) ( O H, F)2- В редких с л у ч а я х в муско­ 2 вите ч а с т ь а л ю м и н и я замещена хромом. Т а к а я слюда, ярко-зеленого цвета, называ­ ется ф у к с и т о м. Есть мусковиты с частичной заменой к а л и я на барий. Редкие самосто­ я т е л ь н ы е м и н е р а л ь н ы е виды группы мусковита — чисто н а т р и е в а я и чисто в а н а д и е в а я с л ю д ы. Особым м и н е р а л ь н ы м видом в группе мусковита я в л я е т с я химическое соеди­ 3+ 3+ 2+ 4+ нение, в котором полностью прошел и з о м о р ф и з м по схеме A l - f A l « Mg -(-Si. В — пределе получается с и л и к а т состава K A l M g ( S i 4 0 i o ) ( O H, F)2, он н а з ы в а е т с я ф е н г и т о м.

Мусковит обычно встречается в т а б л и т ч а т ы х, листоватых бочонковидных кристал­ л а х светло-рубинового, коричневого цвета, в тонких спайных п л а с т и н к а х он бесцветен.

К р у п н ы е к р и с т а л л ы и пластины о б н а р у ж е н ы в гранитных пегматитах, чешуйчатые агрегаты — в гранитах, гнейсах, сланцах и грейзенах. Но есть одна необычная по виду цветовая м о р ф о л о г и ч е с к а я разновидность мусковита, з а которой укрепилось название "серицит" — э т о т термин лишний д л я к л а с с и ф и к а ц и и, но удобный при описании ме­ сторождений. Серицит — ж е л т а я мелкочешуйчатая, иногда п л о т н а я с к р ы т о к р и с т а л л и ч е с к а я масса мусковита, р а з в и в а ю щ а я с я в виде псевдоморфоз по полевым шпатам при их г и д р о т е р м а л ь н ы х высокотемпературных изменениях. И з р е д к а используется еще один нестрогий термин — " ж и л ь б е р т и т ", применительно к ч е ш у й ч а т ы м агрегатам бесцветного мусковита в оторочках рудных ж и л.

К а к производные мусковита могут условно р а с с м а т р и в а т ь с я и л л и т ы. Это с л ю д ы переменного состава. В них меньше, чем в мусковите, а л ю м и н и я в составе р а д и к а л а и соответственно меньше к а л и я в м е ж п а к е т н о м пространстве. И х общая ф о р м у л а K a A l ( A l S i 4 - ;

O i o ) ( O H ) 2, например K 6Al (Alo,6Si3,40io)(OH). И л л и т ы образуют r 2 a7 a 0) 2 ч р е з в ы ч а й н о тонкозернистые массы, я в л я я с ь наиболее распространенными минера­ л а м и глин. З а счет адсорбции поверхностью мельчайших к р и с т а л л о в Н 0 пробы ил- л и т о в обогащены по сравнению со с л ю д а м и водой, поэтому иногда их н а з ы в а ю т гидро­ слюдами.

Натриевыем аналогом мусковита я в л я е т с я парагонит N a A l ( A l S i 3 0 i o ) ( O H ). 2 Г р у п п а л и т и е в ы х с л ю д. В эту группу минералов входят р а з л и ч н ы е по ф о р м у л а м, но всегда с о д е р ж а щ и е л и т и й с л ю д ы. Л и т и й обладает геохимическим сродством к маг­ нию и алюминию, но не к к а л и ю, а потому з а н и м а е т в с л ю д а х октаэдрические позиции (позиции магния и а л ю м и н и я ). Поэтому числа атомов л и т и я, а л ю м и н и я, м а г н и я (и ж е л е з а ) в ф о р м у л а х л и т и е в ы х с л ю д разные, но их сумма не м о ж е т б ы т ь менее 2 и бо­ лее 3;

число атомов к а л и я в ф о р м у л а х всех л и т и е в ы х с л ю д неизменно и равно 1.

Условно все составы л и т и е в ы х с л ю д м о ж н о р а з б и т ь на т р и г л а в н ы х типа: первый — это к а к бы составы, производные от ф о р м у л ы флогопита, второй и т р е т и й — от муско­ вита.

К первому типу отнесем тайниолит — слюду состава KLiMg (Si40io)F. Это к а к бы 2 2+ 3+ + 4+ флогопит, в котором произошла з а м е н а M g + А 1 L i + S i, т. е. это силикат, а — не алюмосиликат. Есть и другие литиевые с л ю д ы этого типа.

2+ К второму типу отнесем циннвальдит K L i A l F e ( A l S i O i o ) F. Это к а к бы мусковит, 3 3+ + 2+ в котором произведена з а м е н а A l - r - D - L i + F e.

И з ф о р м у л ы мусковита выводится ф о р м у л а т р и л и т и о н и т а K L i i 5 A l i 5 ( A l S i O i o ) F i 3 путем з а м е н ы A l ^ " + • L i o ^ - I - L i ^. Этот минерал относят к третьему типу лити­ — евых слюд. Есть л и т и е в а я с л ю д а полилитионит — её состав KLi Al(Si40io)F. Это не 2 алюмосиликат, а силикат. Эту ф о р м у л у т а к ж е м о ж н о вывести из ф о р м у л ы мусковита 3+ 3+ + + 4+ путем з а м е н ы А 1 + • + А 1 L i -I- L i + S i. Есть и другие литий-алюминиевые — с л ю д ы. Все вместе с л ю д ы третьего р я д а н а з ы в а ю т лепидолитами. В них из-за особен­ ностей геохимической обстановки их образования присутствуют и з о м о р ф н ы е примеси э л е м е н т а - х р о м о ф о р а Мл (в позициях м а г н и я и а л ю м и н и я ). Они в ы з ы в а ю т розовую, серебристо-розовую, лилово-розовую окраску л и т и е в ы х слюд.

Г р у п п а г и д р о с л ю д. Т а к н а з ы в а ю т разнообразные богатые водой с л ю д ы. В них в м е ж п а к е т н о м пространстве, полностью или частично з а м е щ а я к а л и й, р а з м е щ а ю т с я 2+ 2+ 2+ 2+ комплексы типа М • п Н 0, где М — M g, С а, поэтому д л я них типичен зна­ ч и т е л ь н ы й д е ф и ц и т м е ж п а к е т н ы х катионов. Наиболее р а с п р о с т р а н е н ы т а к и е гидро­ с л ю д ы, к а к вермикулит, гидромусковит, глауконит, иногда к ним относят и л л и т ы.

Вермикулит п р е д с т а в л я е т собой гидратированный флогопит. Г и д р а т а ц и я м и н е р а л а и изменение содержимого м е ж п а к е т н о г о пространства с к а з а л и с ь и на свойствах верми­ кулитов: в отличие от свежего ф л о г о п и т а они хрупкие, о б л а д а ю т ж и р н ы м блеском, спайные п л а с т и н к и п о т е р я л и упругость и м н у т с я, изгибаются словно с ы р а я бумага.

И з м и н е р а л а при п р о к а л и в а н и и у д а л я е т с я вода и, р а з д в и г а я п а к е т ы, вспучивает мине­ р а л (его объем иногда увеличивается почти в 10 р а з ). Глауконит я в л я е т с я ж е л е з и с т о й 3+ 2+ (с F e и F e ) гидрослюдой. Это синий или зеленый минерал, встречающийся в виде мельчайших о к р у г л ы х агрегатов и к о л л о м о р ф н ы х выделений в глинах, м е р г е л я х, до­ ломитах.

Г р у п п а х л о р и т о в. Это б о л ь ш а я и с л о ж н а я по составу группа минералов (си­ л и к а т о в и алюмосиликатов) с с и м м е т р и ч н ы м и двухслойными п а к е т а м и и со с л о я м и комплексных катионов м е ж д у ними. Главный представитель у ж е б ы л н а з в а н : кли нохлор (пеннин) M g A l ( A l S i 3 0 i o ) ( O H ) 8 - Он образует и з о м о р ф н ы й р я д м и н е р а л о в, который м о ж н о п р о д о л ж и т ь в сторону еще более м а г н е з и а л ь н ы х и безалюминиевых хлоритов до состава M g ( S i 4 0 i o ) ( O H ) s. По ф о р м у л е это серпентин, но с т р у к т у р а его отлична от серпентиновой. Все эти х л о р и т ы по их составу м о ж н о н а з в а т ь магнези­ а л ь н ы м и. В идеале они бесцветны. В них магний часто з а м е щ а е т с я ж е л е з о м. Т а к образуются ж е л е з и с т ы е х л о р и т ы. Полностью ж е л е з и с т ы й хлорит н а з ы в а е т с я тюрин гитом. М а г н е з и а л ь н о - ж е л е з и с т ы е х л о р и т ы имеют зеленый цвет, образуют чешуйчатые массы, р е ж е — отдельные т а б л и т ч а т ы е к р и с т а л л ы. Ч а с т о в с т р е ч а ю т с я в виде псевдо­ м о р ф о з по пироксенам, роговым обманкам, флогопиту, биотиту. Ж е л е з и с т ы е х л о р и т ы слагают о о л и т ы в составе некоторых осадочных пород и сланцев.

В некоторых хлоритах имеется хром. Это кочу бейт и кеммеририт. Они в с т р е ч а ю т с я в хромитовых рудах в виде чешуйчатых масс и мелких вкраплений, образовавшихся здесь з а счет изменения оливина, и окрашены в я р к и й розовый, карминно-красный, ф и о л е т о в ы й цвет.

Известны т а к ж е цинковые, литиевые, никелевые х л о р и т ы.

УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ И ИСПОЛЬЗОВАНИЕ Слоистые с и л и к а т ы и а л ю м о с и л и к а т ы обычно я в л я ю т с я м и н е р а л а м и н и з к и х темпе­ р а т у р и давлений. Л и ш ь мусковит, флогопит, биотит, литиевые с л ю д ы в с т р е ч а ю т с я в магматических горных породах. В целом д л я эндогенных месторождений х а р а к т е р н ы с л ю д ы, т а л ь к, п и р о ф и л л и т, серпентины, х л о р и т ы. В экзогенных у с л о в и я х ф о р м и р у ­ ются м и н е р а л ы групп каолинита, монтмориллонита, гидрослюд, некоторые серпен­ тины и х л о р и т ы.

С л ю д ы флогопит, биотит, мусковит образуются в магматических горных породах как первичные м и н е р а л ы и как постмагматические продукты — р е з у л ь т а т воздействия растворов на оливин, пироксены, роговые обманки, полевые шпаты. В э ф ф у з и в н ы х горных породах биотит иногда встречается в виде п о р ф и р о в ы х в к р а п л е н и й. Особо крупные к р и с т а л л ы флогопита, биотита и мусковита образуются в к е р а м и ч е с к и х и с л ю д я н ы х гранитных пегматитах. В сподуменовых пегматитах н а р я д у с биотитом и мусковитом присутствуют литиевые с л ю д ы.

Флогопит и мусковит используются к а к д и э л е к т р и к в радио- и электротехниче­ ской промышленности. П р о м ы ш л е н н ы е концентрации к р у п н ы х к р и с т а л л о в ф л о г о п и т а установлены в особых ультраосновных горных породах повышенной щелочности, му­ сковит р а з р а б а т ы в а е т с я в гранитных пегматитах.

Д р у г и м х а р а к т е р н ы м типом месторождений д л я таких слюд, к а к мусковит, ли­ тиевые с л юд ы, р е ж е биотит, я в л я ю т с я грейзены. С л ю д ы о б р а з у ю т с я здесь з а счет р а з л о ж е н и я полевых шпатов и часто в с т р е ч а ю т с я в виде м е л к о ч е ш у й ч а т ы х масс.

В м е т а м о р ф и ч е с к и х горных породах (гнейсах и сланцах) мусковит, ф л о г о п и т и био­ тит нередко я в л я ю т с я г л а в н ы м и м и н е р а л а м и (см. табл. 21). К р у п н ы е промышленные скопления больших к р и с т а л л о в ф л о г о п и т а в ассоциации с диопсидом, шпинелью, к а л ь ­ цитом образуются в этих породах по их к о н т а к т а м с м р а м о р а м и и в виде метасомати ческих ж и л и з а л е ж е й в самих с л а н ц а х вне видимой связи с м р а м о р а м и. Мусковит и биотит входят в состав сланцев и гнейсов. Образование мусковита м о ж н о объяснить, например, процессами глубинного преобразования глинистых (каолинитовых и дру­ гих) пород с привносом глубинными растворами к а л и я. Р е а к ц и я протекает по схеме 6 A l ( S i 0 ) ( O H ) 4 + 2 " К 0 " (раствор) = 4 K A l ( A l S i O i ) ( O H ) + 8 Н 0.

2 2 5 2 2 3 0 2 Т а л ь к и серпентин образуются в ультраосновных горных породах к а к обычный продукт гидротермальной переработки оливина и пироксена. Они я в л я ю т с я т а к ж е обычными м и н е р а л а м и метаморфических горных пород — сланцев, мраморов, где воз­ никают на низких ступенях преобразования исходных горных пород. Т а л ь к исполь­ зуется к а к огнеупорное сырье, материал д л я ф у т е р о в к и доменных печей, к а к тех­ нические с м а з к и и в медицине. Серпентин в виде асбеста используется к а к ценный жаростойкий материал.

Н и к е л е в ы е серпентины встречаются в корах выветривания ультраосновных горных пород. Они р а з р а б а т ы в а ю т с я как руда на никель.

П и р о ф и л л и т образуется в сходных с т а л ь к о м и серпентином условиях, но з а счет гидролиза силикатов а л ю м и н и я в к и с л ы х горных породах. В больших массах он я в л я ­ ется сырьем д л я производства изоляторов и м а т е р и а л о м д л я ф у т е р о в к и доменных печей. А г а л ь м а т о л и т используется к а к поделочный камень.

Х л о р и т ы обычно либо я в л я ю т с я продуктами позднего и низкотемпературного гидро­ термального изменения оливина, пироксенов, роговых обманок, биотитов, флогопитов, либо образуются к а к м и н е р а л ы низких ступеней процессов м е т а м о р ф и з м а. Ж е л е з и ­ стые х л о р и т ы входят в состав глин, они имеют оолитовое сложение, иногда я в л я ю т с я рудой на ж е л е з о.

М и н е р а л ы групп каолинита, монтмориллонита, палыгорскита, гидрослюд, некото­ рые серпентины и х л о р и т ы образуются в поверхностных и подводных условиях и сла­ гают глины (см. рис. 89, 90). Их иногда так и н а з ы в а ю т — "глинистые м и н е р а л ы ".

Алюминиевые м и н е р а л ы (каолинит, галлуазит, бейделлит и др.) р а з в и в а ю т с я в ко­ рах выветривания гранитов, кислых э ф ф у з и в о в, затем в более верхних и подверг­ нувшихся более мощному р а з л о ж е н и ю зонах кор выветривания они п р е в р а щ а ю т с я в бокситы. П р и перемыве каолиновых кор выветривания, их отмучивании и переотло­ жении дисперсного м а т е р и а л а в спокойных водоемах ф о р м и р у ю т с я з а л е ж и осадочной каолиновой глины, она нередко имеет оолитовое сложение.

Магниевые м и н е р а л ы — сапонит, вермикулит, никелевые серпентины, нонтронит — образуются в корах выветривания на ультраосновных горных породах, габброидах.

В условиях подводного (морского) придонного р а з л о ж е н и я горных пород и з а счет р а с к р и с т а л л и з а ц и и придонных к о л л о и д н ы х осадков ф о р м и р у ю т с я м о н т м о р и л л о н и т ы, и л л и т ы и гидрослюды, магнезиально-железистые х л о р и т ы. У п л о т н я я с ь, они превра­ щаются в типичные глины. Главная масса глин образуется именно в ходе процессов подводного в ы в е т р и в а н и я горных пород и последующей эпигенетической переработки этих продуктов.

Глины я в л я ю т с я ценным строительным материалом и сырьем д л я керамической и ф а р ф о р о в о й промышленности. Высокими сорбирующими свойствами х а р а к т е р и з у ­ ю т с я чисто монтмориллонитовые глины. Они известны под р а з н ы м и н а з в а н и я м и — бентонит, гумбрин, к и л и д р. Серпентиновые коры выветривания ультраосновных горных пород бывают никеленосными и используются к а к руда д л я извлечения ни­ келя.

Контрольные вопросы 1. Каково строение листа кремнекислородных тетраэдров и как выводится его формула?

2. Каковы структура, состав, формула каолинита и серпентина;

пирофиллита и талька;

му­ сковита и флогопита?

3. Каковы структура, состав, формулы хлоритов?

4. Как структура и состав сказываются на морфологии кристаллов и свойствах слоистых силикатов и алюмосиликатов?

5. Какие с л ю д ы относятся к группе флогопита?

6. Какую позицию занимает литий в структурах слюд? Приведите примеры литиевых с л ю д.

7. Что такое монтмориллониты?

Глава КАРКАСНЫЕ АЛЮМОСИЛИКАТЫ ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ Многие из силикатов (вернее алюмосиликатов) этого подкласса о т н о с я т с я к числу породообразующих и наиболее распространенных в природе минералов. В первую очередь это полевые ш п а т ы — главные составные части гранитов, габбро, гнейсов и других горных пород. К этому ж е подклассу минералов о т н о с я т с я н е ф е л и н (основной минерал некоторых щелочных горных пород), лейцит (обычная м и н е р а л ь н а я ф а з а в б а з а л ь т о и д а х ). Среди них есть и ценное нерудное сырье (микроклин, ц е о л и т ы ), и м и н е р а л ы - р у д ы некоторых м е т а л л о в — нефелин (руда на алюминий), п о л л у ц и т (руда на цезий).

КРИСТАЛЛОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ В состав к а р к а с н ы х а л ю м о с и л и к а т о в большей частью входят к а т и о н ы к а л и я, на­ т р и я, к а л ь ц и я. " Р ы х л о с т ь " каркасной с т р у к т у р ы допускает частое в х о ж д е н и е в них 2 д о п о л н и т е л ь н ы х анионов (С1~, С О з ~, S O и т.

д.) и конституционной воды в виде молекул Н 0. С т р у к т у р ы к а р к а с н ы х а л ю м о с и л и к а т о в с л о ж н ы е и многообразные: имеется много р а з н ы х в а р и а н т о в сочленения т е т р а э д р о в в трехмерном пространстве. В полевом шпате т е т р а э д р ы группируются по восемь и ч е т ы р е (рис. 192)—эти группы, соединя­ ясь, образуют к а р к а с с т р е м я типами "полостей" д и а м е т р о м 0,15-0,28 нм, в некоторых из них р а с п о л а г а ю т с я катионы. В нефелине все полости одинаковые и совсем дру­ гой конфигурации, они т о ж е з а н я т ы катионами. Есть к а р к а с н ы е а л ю м о с и л и к а т ы — с к а п о л и т ы (рис. 193), к а н к р и н и т и д р. — с большими " п о л о с т я м и ", а в цеолитах эти "полости" особо велики (до 0,9 нм в сечении), они нередко о т к р ы т ы е и сообщаются " к а к в губке". В т а к и х " п о л о с т я х " л е г к о р а з м е щ а ю т с я ц е л ы е группы и к о м п л е к с ы ионов и молекул, иногда свободно обменивающиеся с о к р у ж а ю щ е й к р и с т а л л средой.

Состав к а р к а с а р а з н ы й, с соотношением A l : Si, р а в н ы м то 1 : 1 (как в н е ф е л и н е и д р. ), то 1 : 3 (как в к а н к р и н и т е и д р. ). Е с т ь м и н е р а л ы, например полевые ш п а т ы р я д а альбит — анортит, м и н е р а л ы р я д а с к а п о л и т а с м е н я ю щ и м с я соотношением к о л и ч е с т в алюминия и кремния.

Главнейшие к а р к а с н ы е а л ю м о с и л и к а т ы приведены в табл. 40.

МОРФОЛОГИЯ КРИСТАЛЛОВ и ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА М о р ф о л о г и я к р и с т а л л о в и их с и м м е т р и я р а з л и ч н ы у р а з н ы х м и н е р а л о в, ч т о опре­ д е л я е т с я большим разнообразием к р и с т а л л и ч е с к и х с т р у к т у р к а р к а с н ы х алюмосили­ к а т о в. Изометрично р а з в и т ы е к р и с т а л л ы имеют лейцит, содалит, л а з у р и т, а н а л ь ц и м, Рис. 193. Структура скаполита (Papike, Cameron, 1976).

Т а б л и ц а 40. Г л а в н ы е м и н е р а л ы — каркасные алюмосиликаты Минерал Сингония Твер­ Группа дость Полевых шпатов:

подгруппа Трикл. Микроклин K(AlSi30g) калиевых Ортоклаз (KAlSi 0 ) Мон. 3 полевых » Санидин (K,Na)(AlSi 0 ) 3 шпатов Альбит Na(AlSi 0 ) 6-6, Трикл.

подгруппа 3 кальциево- Анортит Ca(Al2Si20e) » 6-6, натриевых полевых шпатов Данбурит (CaB2Si20 ) Ромб. 7-7, Данбурита Лейцита Лейцит K(AlSi 0 ) Псевдокуб. 5- 2 (тетр.) Поллуцит C s ( A l S i 0 ) Куб. 6, 2 Нефелина Нефелин N a K ( A l S i 0 ) Геке. 5- 3 4 Кальсилит K(AlSi04) » Скаполита Мариалит N a ( A l S i 0 ) C l Тетр. 5- 4 3 8 Мейонит C a 4 ( A l 2 S i 2 0 8 ) 3 ( S 0 4, C 0 ) » 5- Канкринита Канкринит Геке. 5-5, Na Ca(AlSi04)3(C03,S0 ) • 1, 5 Н 3 4 Содалита Содалит N a ( A l S i 0 ) C l Куб. 5,5- 4 4 » 5, Лазурит Na Ca(AlSi0 ) (S0,S ) 3 4 3 4 Цеолитов Стильбит Мон. 3,5- Cao Na(Al2Si70i8) - 7 Н )5 Гейландит » Ca(Al Si 0 ) - 6 Н 2 7 18 Куб. 5-5, Анальцим Na(AlSi 0 ) Н 0 2 6 Шабазит Cao,5(AlSi 06) • З Н 0 Триг. 4- 2 Ромб. 5-5, Натролит Na2(Al Si Oio) -пНгО 2 Клиноптилолит Мон. 3, Na(AlSi 0 ) - 6 Н 0 8 18 Филлипсит » 4-4, CaNa (Al Sii O ) • 12Н 4 6 0 32 шабазит (все они х а р а к т е р и з у ю т с я кубической или псевдокубической симметрией), ча­ сто более и л и менее изометричны к р и с т а л л ы полевых шпатов, хотя они относятся к моноклинной и триклинной сингоний, и нефелин (гексагональная). Е с т ь к а р к а с н ы е а л ю м о с и л и к а т ы со столбчатыми, шестоватыми к р и с т а л л а м и (скаполиты, натролит) и с т а б л и т ч а т ы м и (пластинчатыми) к р и с т а л л а м и (гейландит, стильбит). Н а симме­ трии к р и с т а л л о в с к а з ы в а ю т с я не т о л ь к о общий х а р а к т е р с т р у к т у р ы м и н е р а л а, но и особенности распределения в ней алюминия.

Физические свойства минералов имеют более общий х а р а к т е р. К а р к а с н ы е струк­ т у р ы с с и л ь н ы м и (ковалентно-ионными) с в я з я м и, с одной стороны, и " р ы х л о с т ь " к а р ­ к а с а — с другой, приводят к тому, ч т о почти все м и н е р а л ы имеют твердость п о р я д к а 4,5-6, а плотность их невелика (около 2,1-2,6 г / с м ), что определяется т а к ж е неболь­ шими атомными массами н а т р и я, к а л ь ц и я — главных катионов в к а р к а с н ы х алюмоси­ ликатах.

Х а р а к т е р связей и состав обусловливают с т е к л я н н ы й блеск и прозрачность или по­ лупрозрачность минералов. В м и н е р а л ы не входят э л е м е н т ы - х р о м о ф о р ы, поэтому их собственный цвет белый. О д н а к о именно у к а р к а с н ы х а л ю м о с и л и к а т о в наиболее часто по сравнению с с и л и к а т а м и других классов проявлены собственные цветные окраски, связанные не с х р о м о ф о р а м и, а с " к р а с я щ и м и " центрами — д е ф е к т а м и в с т р у к т у р е минералов. Т а к о в ы, например, природа чернильно-синей, густо-синей окраски сода­ л и т а и л а з у р и т а. Б л а г о д а р я " я ч е и с т о й ", "пористой" с т р у к т у р е этих минералов в них входят несоразмерные с кислородом дополнительные анионы с явно иными химиче­ скими с в я з я м и. В содалите это С1~ — т и п и ч н ы й ионообразователь с радиусом 0,181 нм (по В. М. Гольдшмидту), в л а з у р и т е это типичный д л я персульфидов анион ( S 2 ) с 2 радиусом 0,206 нм, а т а к ж е другие анионы серы.

И з - з а неоднородности строения каркасов, н а л и ч и я в них "полостей" разной конфи­ гурации, ослабляющих химические связи, в к а р к а с н ы х а л ю м о с и л и к а т а х бывает хо­ рошо п р о я в л е н а спайность. О н а проходит в м и н е р а л а х всегда по д в у м - т р е м и более н а п р а в л е н и я м. Б л е с к н а плоскостях спайности с т е к л я н н ы й.

К а к видно, подобие свойств к а р к а с н ы х алюмосиликатов хорошо о б ъ я с н я е т с я об­ щими чертами и х кристаллического строения и тождественностью катионов (Na, К, С а ), ч т о нередко д е л а е т непростой их диагностику. Студент д о л ж е н д л я определения к а р к а с н ы х а л ю м о с и л и к а т о в научиться в совершенстве о п р е д е л я т ь х а р а к т е р спайности и м о р ф о л о г и ю минералов, т а к к а к это главное, ч т о отличает д р у г от д р у г а к а р к а с н ы е алюмосиликаты.

КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О МИНЕРАЛАХ К а л и е в ы е п о л е в ы е ш п а т ы. К этой подгруппе полевых шпатов относят микро­ клин, о р т о к л а з, санидин — п о л и м о р ф ы состава K ( A l S i 3 0 s ). В них почти всегда про­ явлено изоморфное замещение к а л и я натрием, поэтому более п о л н а я их ф о р м у л а K(AISi O ) 3 e ортоклаз альбит анортит Рис. 194- Составы полевых шпатов при температурах выше 300°С.

(К, Na)(AlSi30s), а сами полевые шпаты часто н а з ы в а ю т калиево-натриевыми (или, по-старому, калиево-натрбвыми — от "едкого натра";

следует избегать употребления т е р м и н а " к а л и ш п а т ", появившегося в отечественной л и т е р а т у р е в 30-х годах). И з + + з а большой р а з н и ц ы в р а з м е р а х ионов К (0,133 нм, по В. М. Гольдшмидту) и N a (0,098 нм) и з о м о р ф и з м осуществляется т о л ь к о при высоких т е м п е р а т у р а х (рис. 194) и, в частности, при быстрой к р и с т а л л и з а ц и и м и н е р а л а. При последующем быстром о х л а ж д е н и и м и н е р а л а натрий остается в полевом шпате в позициях к а л и я. Поэтому наиболее насыщены натрием обычно санидины, наименее — м и к р о к л и н ы (рис. 195).

При медленном понижении т е м п е р а т у р ы первоначально гомогенная к р и с т а л л и ч е с к а я ф а з а р а с п а д а е т с я н а две: г л а в н а я ф а з а существенно к а л и е в а я — это санидин, орто­ к л а з, микроклин, в зависимости от скорости о х л а ж д е н и я ;

в т о р а я ф а з а существенно или чисто н а т р и е в а я — это альбит Na(AlSi30e). Внешне такой д в у х ф а з о в ы й агрегат представляет собой к р и с т а л л или зерно калиевого полевого шпата со строго ориенти­ рованными п л а с т и н ч а т ы м и вростками альбита, их н а з ы в а ю т пертитами. В санидине пертитов почти нет, в о р т о к л а з е их больше, а в м и к р о к л и н е много и они более круп­ н ы е — иногда толщиной д о 1-1,5 мм (см. рис. 195).

Санидин 63% Рис. 195. Пределы изоморфизма при низких тем- р Кристалл ортоклаза, ис пературах (вверху) и структуры распада твердых растворов натрия в калиевых полевых шпатах.

Морфологически к р и с т а л л ы всех трех минералов почти неотличимы д р у г от друга.

Наиболее простые к р и с т а л л ы чаще всего х а р а к т е р н ы д л я о р т о к л а з а. Они имеют близ­ кое к изометрическому развитие и образованы доминирующими г р а н я м и второго и третьего пинакоидов (6, с на рис. 196), ромбической п р и з м ы ( т на рис. 196) и дру­ гими, обычно м е л к и м и гранями;

первый пинакоид вовсе отсутствует. Угол а м е ж д у гранями второго и третьего пинакоидов составляет 90°, поэтому в к р и с т а л л е есть вер­ т и к а л ь н а я плоскость симметрии;

весь набор элементов симметрии L2PC. Т о ч н о такие ж е к р и с т а л л ы у санидина. У м и к р о к л и н а угол м е ж д у вторым и т р е т ь и м пинакоидами чуть о т л и ч а е т с я от 90° (от 90°41' д о 90°). И з - з а этого " н и ч т о ж н о г о перекоса" грани третьего пинакоида исчезает в е р т и к а л ь н а я плоскость симметрии, и м и н е р а л оказы­ вается т р и к л и н н ы м с единственным элементом симметрии С. Угол " с к о с а ", от 0° до 41', о т р а ж а е т "степень триклинности" минерала. Визуально эти р а з л и ч и я незаметны, их в ы я в л я ю т при помощи специального оптического прибора (гониометра) или рент­ геновскими методами исследования.

Общая особенность к а л и е в ы х полевых шпатов — образование простых двойников срастания и прорастания, э т и м они о т л и ч а ю т с я от плагиоклазов, у к о т о р ы х двойники полисинтетические. Разновидностей двойников у к а л и е в ы х полевых шпатов много (рис. 197, а-в). Наиболее просты и легко узнаваемы карлсбадские двойники орто­ к л а з а : в них один к р и с т а л л (левый на рисунке) развернут относительно другого на карлсбадский манебахский бавенский алъбитовый Рис. 197. Двойники полевых шпатов.

180° вокруг в е р т и к а л ь н о й оси, сросток часто о к а з ы в а е т с я ч е т ы р е х г л а в ы м (по две го­ ловы сверху и снизу).

Цвет минералов белый, серый, розовый (от вростков гематита), серо-зеленый (от вростков эгирина или других цветных минералов), изумрудно-зеленый. К р а с и в ы е разновидности м и н е р а л о в изумрудно-зеленого цвета н а з ы в а ю т а м а з о н и т а м и (судя по степени т р и к л и н н о с т и, чаще это м и к р о к л и н ). П р и ч и н а амазонитовой о к р а с к и не вы­ яснена. По п р е д п о л о ж е н и я м, она обусловлена появлением центров о к р а с к и з а счет + 4+ 2+ 3+ и с к а ж е н и й в с т р у к т у р е м и н е р а л а при и з о м о р ф и з м е по схеме К + S i « Pb + Al — + или К + - Р Ь. • Блеск с т е к л я н н ы й на спайности и хороших гранях, в изломе ж и р н ы й, матовый.

И м е ю т с я о р т о к л а з ы, лишенные пертитовых вростков и полупрозрачные, с к р а с и в ы м мерцающим блеском и п е р л а м у т р о в ы м переливом. Их н а з ы в а ю т л у н н ы м к а м н е м (на­ звание это нестрогое, используется в п р и л о ж е н и и к р а з н ы м м и н е р а л а м и с р а з н ы м смыслом).

Спайность проходит в двух направлениях под углом от 90° до 90°41' по третьему пинакоиду (совершенная) и второму (несколько менее совершенная). И з л о м неровный.

Твердость э т а л о н н а я д л я ш к а л ы Мооса—- 6.

К а л и е в ы е полевые ш п а т ы образуются м а г м а т и ч е с к и м путем (см. т а б л. 16, рис. 78), в г и д р о т е р м а л ь н ы х условиях, при процессах м е т а м о р ф и з м а и других я в л е н и я х. Это главные породообразующие м и н е р а л ы гранитов и их пегматитов (рис. 198), сиенитов, н е ф е л и н о в ы х сиенитов и д р., они образуют вкрапленники в к и с л ы х э ф ф у з и в н ы х гор­ ных породах. В г и д р о т е р м а л ь н ы х условиях п о я в л я ю т с я чаще всего в высоко- и сред нетемпературных м е с т о р о ж д е н и я х в составе рудных ж и л или в ореолах метасомати­ ческого изменения о к р у ж а ю щ и х их горных пород. В м е т а м о р ф и ч е с к и х горных поро­ д а х (гнейсах, гранитогнейсах, гнейсогранитах) эти м и н е р а л ы о б р а з у ю т с я на с т а д и я х максимального глубинного преобразования первично-осадочных и других исходных горных пород. К а л и е в ы е полевые шпаты часто образуются в виде м е л ь ч а й ш и х зе­ рен и к р и с т а л л о в на стадии диагенеза при ф о р м и р о в а н и и песчаников, алевролитов, глинистых сланцев, известняков. Х а р а к т е р н ы м и в т о р и ч н ы м и изменениями я в л я ю т с я грейзенизация и м у с к о в и т и з а ц и я (серицитизация) при в ы с о к о т е м п е р а т у р н ы х преобра­ з о в а н и я х минералов, к а о л и н и з а ц и я при выветривании (см. табл. 41). П е р в ы й процесс описывается схемой 3 K ( A l S i 0 ) + Н 0 = K A l ( A l S i O ) ( O H ) + 6 S i 0 + " К О" (раствор).

3 8 2 2 3 10 2 2 При выветривании идет примерно т а к а я р е а к ц и я :

2 K ( A l S i 0 ) + З Н 0 = A l ( S i 0 ) ( O H ) + 4" S i 0 " (раствор) + 2 К О Н.

3 8 2 2 2 5 4 Рис. 198. К р и с т а л л о р т о к л а з а и з п у с т о т ы в г р а н и т н о м п е г м а ­ тите.

На нем н а р о с л и а г р е г а т п л а с т и н ч а т ы х к р и с т а л л о в аль­ бита и слюда.

К а л и е в ы е полевые шпаты я в л я ю т с я сырьем д л я керамической промышленности.

Д л я этих целей наиболее ценны гранитные пегматиты, но качественных месторожде­ ний такого типа м а л о, поэтому приходится р а з р а б а т ы в а т ь т а к ж е некоторые г р а н и т ы с высоким содержанием м и к р о к л и н а и о р т о к л а з а.

Узнают их по цвету, блеску, спайности, эталонной твердости. Д р у г от друга внешне почти неотличимы. Санидин чаще бывает в э ф ф у з и в н ы х породах, м и к р о к л и н, обычно розовый или изумрудно-голубоватый, содержит явно заметные п е р т и т ы, о р т о к л а з из некоторых месторождений имеет к р е м о в о - ж е л т ы й, к о р и ч н е в а т о - ж е л т ы й цвет и содер­ ж и т очень мелкие пертитовые вростки. Эти м и н е р а л ы часто н а з ы в а ю т просто калие­ вым полевым шпатом, о с т а в л я я точное определение, если это необходимо, до выпол­ нения специальных (рентгеноструктурных, кристаллооптических, гониометрических и др.) исследований. В настоящее в р е м я особо широко используются методы рентге­ новской диагностики к а л и е в ы х полевых шпатов по их структуре;

к а к оказалось, при этом удается в с к р ы т ь и некоторые особенности генезиса полевых шпатов.

Ранее мы отмечали, что с т р у к т у р ы санидина, о р т о к л а з а, м и к р о к л и н а почти т о ж д е ­ ственны д р у г другу, однако они р а з л и ч а ю т с я особенностями р а с с е л е н и я а л ю м и н и я в т е т р а э д р а х. К а р к а с в их с т р у к т у р е (см. рис. 192) образован чередующимися и по разному ориентированными в пространстве четверками т е т р а э д р о в общей ф о р м у л ы (Т4О8);

соединяясь вершинами, они образуют к а р к а с н ы й остов с т р у к т у р ы. В к а ж д о й такой четверке один из т е т р а э д р о в (и т о л ь к о один) обязательно з а н я т алюминием, отсюда анионный р а д и к а л имеет ф о р м у л у ( A l S i a O s ) ". Но где ж е р а з м е щ а е т с я этот один атом а л ю м и н и я, в к а к о м из тетраэдров? О к а з ы в а е т с я, что в к а ж д о й четверке имеются т е т р а э д р ы двух сортов, они обозначены на рис. 192 и 199 к а к T i и Т. Эти т е т р а э д р ы несколько р а з л и ч а ю т с я по своему положению относительно ионов к а л и я — одни т е т р а э д р ы несколько б л и ж е к к а л и ю, другие ч у т ь д а л ь ш е.

В санидине алюминий м о ж е т з а н я т ь любой из тетраэдров, в к а ж д о й четверке свой.

В целом по с т р у к т у р е этот элемент распределен хаотически. В м и к р о к л и н е в к а ж д о й из четверок алюминий з а н и м а е т т е т р а э д р т и п а T i, но из двух т е т р а э д р о в этого типа СаниЗим Ортоклаз Микроклин а) позиции алюминия 1 2 Al Al 1 2 12 Al / 2 2 Z Al Al 2 Al 1 I г 2 J 2 1 Al Al Al г J Al Z Al / ?

2 2 Z Al б) вероятность (%) нахождения Al В разных позициях Тгэ~0 I WD t -№ f 'О 7 ~50 J -0 7 - 2 z z Рис. 199. Характер распреде­ 6) плоскость симметрии (no позициямAl) ления атомов алюминия в струк­ есть есть нет туре калиево-натриевых полевых шпатов.

всегда избирает т о л ь к о одну его разновидность, определенным образом ориентирован­ ную в с т р у к т у р е минералов. И м е ю т с я р а з н ы е, п р о м е ж у т о ч н ы е м е ж д у этими идеаль­ ными схемами санидина и м и к р о к л и н а, в а р и а н т ы расселения а л ю м и н и я в т е т р а э д р а х.

В идеальном о р т о к л а з е, например, этот элемент з а н и м а е т в р а з н ы х ч е т в е р к а х то одну, то д р у г у ю позицию T i.

Н а рис. 199 п о к а з а н схематически х а р а к т е р распределения а л ю м и н и я в санидине, м и к р о к л и н е, о р т о к л а з е, на схеме из с т р у к т у р ы выделено одно кольцо. Хорошо за­ метно, что в санидине распределение а л ю м и н и я случайное, полностью неупорядочен­ ное, в идеальном м и к р о к л и н е — полностью упорядоченное (такой и д е а л ь н ы й микро­ к л и н иногда н а з ы в а ю т м а к с и м а л ь н ы м м и к р о к л и н о м ). О р т о к л а з я в л я е т с я частично у п о р я д о ч е н н ы м полевым шпатом. П р и сравнении схем на рис. 199 видно, что в орто­ к л а з е м о ж н о мысленно провести через весь р я д четверок плоскость — влево и вправо от нее будет статистически одинаковое число атомов а л ю м и н и я. В м и к р о к л и н е та­ кую плоскость провести невозможно. Внешне в морфологии к р и с т а л л о в это п р о я в л я ­ L2PC, ется в том, что у о р т о к л а з а они моноклинные с набором элементов симметрии у м и к р о к л и н а — т р и к л и н н ы е, т о л ь к о с центром симметрии С. В санидине н а л и ч и е плоскости обусловлено статистически равновероятностным н а х о ж д е н и е м а л ю м и н и я в любой позиции, его к р и с т а л л ы т о ж е моноклинные (L2PC). И т а к, в санидине рас пределение а л ю м и н и я случайное, полностью неупорядоченное, в и д е а л ь н о м микро­ к л и н е — полностью упорядоченное. О р т о к л а з я в л я е т с я частично у п о р я д о ч е н н ы м по­ л е в ы м шпатом.

В х а р а к т е р е распределения а л ю м и н и я по с т р у к т у р н ы м позициям подмечена геоло­ гическая закономерность. В молодых (мезо- и кайнозойских) э ф ф у з и в а х к а л и е в ы й полевой шпат в к р а п л е н н и к о в наиболее часто представлен санидином с хаотическим, неупорядоченным распределением а л ю м и н и я по всем в о з м о ж н ы м п о з и ц и я м. В древ­ них (протерозойских и архейских) гранитах, пегматитах, гнейсах он чаще я в л я е т с я м и к р о к л и н о м, в нем п о р я д о к распределения м а к с и м а л ь н ы й (весь а л ю м и н и й з а н и м а е т т о л ь к о т е т р а э д р ы одной разновидности), р е ж е здесь бывает о р т о к л а з. В ы я в л е н о, ч т о в более в ы с о к о т е м п е р а т у р н ы х и быстро к р и с т а л л и з о в а в ш и х с я к а л и е в ы х п о л е в ы х шпа­ тах степень у п о р я д о ч е н и я в распределении а л ю м и н и я обычно больше, ч е м в низко­ т е м п е р а т у р н ы х. З д е с ь в с т р е ч а ю т с я п р о м е ж у т о ч н ы е по упорядоченности м и к р о к л и н ы и о р т о к л а з. Т а к ж е установлено, что и з о м о р ф н ы е примеси некоторых сильно щелоч­ ных м е т а л л о в (рубидия, цезия) п р е п я т с т в у ю т упорядочиванию с т р у к т у р ы полевого шпата. И наоборот, в з я в з а эталон хорошо установленные геологические ф а к т ы и за­ кономерности распределения а л ю м и н и я, м о ж н о по р е з у л ь т а т а м определения степени с т р у к т у р н о й упорядоченности полевого шпата д е л а т ь з а к л ю ч е н и е об у с л о в и я х и хи­ мической обстановке его образования.


Очевидно, т а к ж е многообразны закономерности расселения а л ю м и н и я по тетра эдрическим позициям и в с т р у к т у р а х других к а р к а с н ы х а л ю м о с и л и к а т о в, но они и з ­ учены еще очень м а л о.

К а л ы щ е в о - н а т р и е в ы е п о л е в ы е шпаты. Имеются два крайних минеральных вида (альбит Na(AlSi30s) и анортит C a ( A l 2 S i 2 0 g ) ) и п р о м е ж у т о ч н ы е по составу веще­ ства. Все вместе они н а з ы в а ю т с я п л а г и о к л а з а м и. Со времен Г. Ч е р м а к а и х существо­ + 4+ 2+ 3+ вание о б ъ я с н я ю т г е т е р о в а л е н т н ы м и з о м о р ф и з м о м по схеме N a + S i +-Са + А1.

Состав п л а г и о к л а з о в п р и н я т о обозначать номером, к о т о р ы й означает процентное со­ д е р ж а н и е а н о р т и т а в смеси. Всего, т а к и м образом, имеется 100 номеров п л а г и о к л а з о в, их условно р а з д е л я ю т н а к и с л ы е (от 0 д о 30-го номера), средние (30-70) и основные (70-100) п л а г и о к л а з ы по с о д е р ж а н и я ю в них БЮг, которое у м е н ь ш а е т с я от нулевого номера к сотому.

Высокие температуры •I Лабрадор битоВнит Олиганлаз Андезин 50 -30 •10 •70 Фаза б Фазав\ ФазаП Пвристврт\ Фаза А Низкие температуры Рис. 200. Ряды плагиоклазов при разных температурах.

Д л я п р о м е ж у т о ч н ы х разновидностей р я д а п л а г и о к л а з о в и с п о л ь з у ю т с я самостоя­ т е л ь н ы е н а з в а н и я (рис. 200, верхний р я д ). О д н а к о такой непрерывный р я д гомогенных т в е р д ы х растворов в природе в о з м о ж е н т о л ь к о при высоких т е м п е р а т у р а х. П р и пони­ ж е н и и т е м п е р а т у р ы в п л а г и о к л а з а х происходят с т р у к т у р н ы е п р е в р а щ е н и я с образова­ нием нескольких с т р у к т у р н ы х разновидностей (рис. 200, н и ж н и й р я д ), причем плагио­ к л а з ы Л*«№ 5-25 р а с п а д а ю т с я н а д в е полевошпатовые ф а з ы. Они образуют тончайшие п л а с т и н ч а т ы е с р а с т а н и я д р у г с д р у г о м (см. рис.228). Т а к и е с т р у к т у р ы н а з ы в а ю т с я перистеритами. Т а к ж е и з д в у х ф а з состоят с т р у к т у р ы р а с п а д а л а б р а д о р о в.

Сингония н и з к о т е м п е р а т у р н ы х альбита, анортита и всех с т р у к т у р н ы х разновидно­ стей п л а г и о к л а з а т р и к л и н н а я. М о р ф о л о г и я к р и с т а л л о в в принципе т а к а я ж е, к а к у к а л и е в ы х полевых шпатов. Очень типично д л я п л а г и о к л а з о в образование многократно повторяющихся (полисинтетических) двойников, т а к что к а ж д ы й " м о н о к р и с т а л л " со­ стоит из м н о ж е с т в а п л а с т и н ч а т ы х индивидов толщиной в сотые-десятые д о л и мил­ л и м е т р а. Э т и м они о т л и ч а ю т с я от к а л и е в ы х полевых шпатов, у к о т о р ы х двойники простые. Наиболее обычны двойники по альбитовому закону (см. рис. 197, г), в них соседние к р и с т а л л и т ы с р а с т а ю т с я по плоскости второго пинакоида — она я в л я е т с я д л я них з е р к а л ь н о й плоскостью симметрии.

Цвет п л а г и о к л а з о в белый, зеленый, серо-черный (от вростков д р у г и х минералов), серо-сиреневый. У о л и г о к л а з а на плоскостях спайности о т м е ч а ю т с я голубые р а д у ж ­ ные переливы (иризация). Они в ы з в а н ы интерференцией света при прохождении его через перистеритовые с р а с т а н и я пластинок д в у х ф а з, из к о т о р ы х состоят эти олиго к л а з ы. Т а к о е ж е внутреннее я р к о е р а д у ж н о е свечение х а р а к т е р н о д л я л а б р а д о р о в.

Спайность совершенная в д в у х н а п р а в л е н и я х (по второму и третьему пинакоидам) под углом около 86°. Т в е р д о с т ь 6-6,5.

Б л е с к с т е к л я н н ы й на спайности, в изломе ж и р н ы й, матовый. Н а плоскостях спай­ ности (на одной или р е ж е — на обеих) видна ш т р и х о в к а — с л е д полисинтетического двойникования к р и с т а л л о в.

П л а г и о к л а з ы о б р а з у ю т с я к а к продукты магматической к р и с т а л л и з а ц и и, в гидро­ т е р м а л ь н ы х условиях, при м е т а м о р ф и з м е. В магматических породах они я в л я ю т с я главными породообразующими м и н е р а л а м и кислых, средних, основных и щ е л о ч н ы х горных пород (см. т а б л. 16, рис. 78) — гранитов (и их пегматитов), диоритов, габбро, си­ енитов, н е ф е л и н о в ы х сиенитов, а т а к ж е их э ф ф у з и в н ы х и д а й к о в ы х аналогов. В этих горных породах в с т р е ч а ю т с я все п л а г и о к л а з ы (кислые — в к и с л ы х горных породах, средние — в средних, основные — в основных, щелочные, т. е. а л ь б и т, — в щ е л о ч н ы х горных породах), причем наиболее крупные гигантские в ы д е л е н и я п л а г и о к л а з а (оли­ гоклаза) н а б л ю д а ю т с я в г р а н и т н ы х пегматитах. В т и п и ч н ы х г и д р о т е р м а л ь н ы х усло­ в и я х (в грейзенах и других месторождениях) образуется л и ш ь альбит. Он р а з ъ е д а е т своими с а х а р о в и д н ы м и массами более ранние м и н е р а л ы гранитов, сиенитов, пегмати­ тов и нередко представлен агрегатами п л а с т и н ч а т ы х к р и с т а л л о в, замещающими эти м и н е р а л ы, и щ е т к а м и, стебельчатыми агрегатами в о т к р ы т ы х трещинах и з а н о р ы ш а х.

Х а р а к т е р н о, что альбиту сопутствует р а з н о о б р а з н а я р е д к о м е т а л ь н а я м и н е р а л и з а ц и я, в том числе рудные м и н е р а л ы Zr, Та, T R, Be и д р. В м е т а м о р ф и ч е с к и х горных породах п л а г и о к л а з ы присутствуют в гнейсах, а м ф и б о л и т а х и д р.

В осадочных породах п л а г и о к л а з ы с о д е р ж а т с я в а р к о з о в ы х песчаниках к а к обло­ мочный м а т е р и а л. Н а с т а д и я х диагенетического преобразования первичного матери­ а л а осадков образуется альбит, он нарастает в виде тончайших п р о з р а ч н ы х бесцвет­ ных каемок на обломочные з е р н а полевых шпатов, а т а к ж е метасоматически заме­ щает д е т р и т о в ы й м а т е р и а л ;

известен с л у ч а й замещения альбитом вещества раковин брахиопод. Альбит образуется вместе с а н а л ь ц и м о м при подводных диагенетических преобразованиях т у ф о в.

П р а к т и ч е с к о е применение из всех п л а г и о к л а з о в находит т о л ь к о Л а б р а д о р. Он ис­ п о л ь з у е т с я к а к облицовочный камень.

Х а р а к т е р н ы м и продуктами гидротермального изменения п л а г и о к л а з о в я в л я ю т с я мусковит (серицит), скаполит, эпидот и д р. (табл. 41). При выветривании п л а г и о к л а з ы з а м е щ а ю т с я к а о л и н и т о м. П л а г и о к л а з ы легко у з н а т ь по спайности и штриховке на ней, блеску, м и н е р а л ь н о й ассоциации, а о л и г о к л а з и Л а б р а д о р — по р а д у ж н ы м п е р е л и в а м на плоскостях спайности.

Д а н б у р и т Ca(B2Si20s)- По составу он я в л я е т с я аналогом анортита, в котором вместо а л ю м и н и я в т е т р а э д р а х размещен бор. В к р и с т а л л и ч е с к о й с т р у к т у р е т а к ж е, к а к и в полевых шпатах, имеются четверки тетраэдров, из к о т о р ы х к а к бы собрана вся Т а б л и ц а 41. П р о д у к т ы г и д р о т е р м а л ь н о г о и з м е н е н и я полевых шпатов Исходные Изменение Конечные Типы процессов минералы минералы Грейзенизация Кварц, Гидротермальный Плагиоклазы, мусковит, топаз К-полевые Флюорит шпаты Альбитизация Альбит Серицитизация Серицит Цеолитизация Цеолиты Каолинизация Каолинит Гидротермальный, выветривания Бокситизация Гидроксиды Выветривания алюминия Плагиоклазы Скаполитизация Скаполит Гидротермальный Соссюритизация Цоизит, кальцит, хлорит Эпидотизация Эпидот Гранатизация Гранат Пренитизация Пренит с т р у к т у р а. Образует удлиненно-призматические к р и с т а л л ы ромбической сингоний с грубой штриховкой вдоль их удлинения. Бесцветный, иногда в и н н о - ж е л т ы й, прозрач­ ный. Т в е р д о с т ь 7-7,5. Б л е с к с т е к л я н н ы й. Встречается редко в н е к о т о р ы х с к а р н а х и в составе ангидритовых осадочных толщ. Я в л я е т с я компонентом п р о м ы ш л е н н ы х руд бора.

Л е й ц и т ЩАШАгОб). Образует к р и с т а л л ы (нередко и д е а л ь н о р а з в и т ы е ) в виде тетрагон-триоктаэдров. Они состоят из тончайших сдвойникованных пластинок т е т р а ­ гональной сингоний, возникших при распаде первичного к р и с т а л л а. Э т и к р и с т а л л ы встречаются в виде п о р ф и р о в ы х вкрапленников в некоторых э ф ф у з и в а х и д а й к о в ы х горных породах семейства б а з а л ь т о в и д р. Они полупрозрачные, бесцветные, со сте­ к л я н н ы м блеском.

При остывании базальтового р а с п л а в а в особых условиях м о ж е т происходить реак­ ция взаимодействия лейцита с магмой, при этом его к р и с т а л л ы з а м е щ а ю т с я смесью двух ф а з — н е ф е л и н а и калиевого полевого шпата, такие псевдоморфозы н а з ы в а ю т псевдолейцитом. Под воздействием остаточных щелочных растворов на з а с т ы в ш у ю горную породу к р и с т а л л ы лейцита нередко з а м е щ а ю т с я агрегатом м и к р о к л и н а, му­ сковита, цеолитов и д р. Эти псевдоморфозы н а з ы в а ю т эпилейцитом. Наконец, при выветривании лейцит легко з а м е щ а е т с я анальцимом, з а т е м к а о л и н и т о м, о б л а г о р а ж и ­ в а я почвы у д а л я ю щ и м с я из него к а л и е м. Н а т а к и х почвах в ю ж н ы х с т р а н а х особо хорошо растет виноград.

Узнается по ф о р м е к р и с т а л л о в и приуроченности к э ф ф у з и в а м. З а п р е щ е н н а я ассо­ циация лейцит -f к в а р ц, т а к к а к при их реакции образуется м и к р о к л и н.

П о л л у ц и т Cs(AlSi206)- Это очень редкий специфический м и н е р а л сподуменовых гранитных пегматитов, к о т о р ы е легко у з н а ю т с я по присутствию в них розового т у р м а ­ л и н а (рубеллита) и розовых л и т и е в ы х с л ю д (лепидолита и д р. ). С а м п о л л у ц и т м а л о приметен, очень похож н а к в а р ц, но несколько о т л и ч а е т с я от него окраской, белесо серой, к а к у разбавленного водой молока. Н у ж е н навык, чтобы н а у ч и т ь с я о п р е д е л я т ь этот минерал визуально.


Я в л я е т с я рудой на цезий.

Н е ф е л и н N a ( A l S i 0 4 ), точнее Na3K(AlSi04)4. Специфический главный породообра­ зующий минерал щелочных горных пород (см. рис. 78, табл. 16). О п р е д е л я е т с я по трем п р и з н а к а м. Во-первых, на поверхностях в ы в е т р и в а н и я на месте н е ф е л и н а (он легко р а з р у ш а е т с я ) образуются углубления, каверны по ф о р м е его зерен, сам нефе­ лин чуть п о к р ы т пленкой порошковатых масс вторичных м и н е р а л о в. Во-вторых, в с в е ж и х с к о л а х он имеет особенный мясо-красный, гнилостно-красный, з е л е н ы й цвет и ж и р н ы й блеск (его т а к и н а з ы в а ю т — мясной, ж и р н ы й к а м е н ь ), и в нем нет спайности.

В-третьих, вместе с нефелином часто (но не обязательно) в с т р е ч а ю т с я я р к и е, хорошо приметные м и н е р а л ы — сахаровидный апатит, розовый, малиново-красный эвдиалит, коричневые титанит и а с т р о ф и л л и т. З е р н а и выделения н е ф е л и н а бесформенные, но в некоторых щелочных э ф ф у з и в а х и в сиенитах м о ж н о о б н а р у ж и т ь его хорошие кри­ с т а л л ы четырех- и шестиугольного сечения.

Н е ф е л и н — главный минерал нефелиновых сиенитов, ийолитов и их пегматитов, ис­ пользуется к а к руда на алюминий. Его легко поначалу спутать с к в а р ц е м. Последний т в е р ж е, не в ы в е т р и в а е т с я, не бывает вместе с эвдиалитом, а с т р о ф и л л и т о м. Н е ф е л и н и к в а р ц — м и н е р а л ы антагонисты, где есть один, другого б ы т ь не м о ж е т. Это о б ъ я с н я ю т такой условной схемой реакции: нефелин + к в а р ц = альбит, или Na(AlSi0 ) + 2Si0 = Na(AlSi 0 ).

4 2 3 Иногда н е ф е л и н путают с з е л е н ы м полевым шпатом, они о т л и ч а ю т с я по спайности.

С к а п о л и т. С е р и я м и н е р а л о в с л о ж н о г о состава. У п р о щ а я, их м о ж н о т р а к т о в а т ь к а к м и н е р а л ы непрерывного изоморфного р я д а N a 4 ( A l S i 3 0 s ) 3 C i — C a 4 ( A l 2 S i 2 0 8 ) ( C 0 ). 3 По составу они к а к бы аналоги п л а г и о к л а з о в с д о п о л н и т е л ь н ы м и анионами С1~ и 2 ( S 0 4 ), но к р и с т а л л и ч е с к а я с т р у к т у р а у них иная (см. рис. 192, 193). К р и с т а л л ы тетрагонально-призматические, шестоватые, с т о л б ч а т ы е (отсюда происходит и назва­ ние " с к а п о л и т " — с т о л б ч а т ы й к а м е н ь ). Цвет белый, зеленоватый, с а л а т н ы й, розовый.

Б л е с к с т е к л я н н ы й. П л о х а я спайность вдоль удлинения. О б р а з у е т с я в с к а р н а х, мета­ м о р ф и ч е с к и х горных породах, обогащенных к а л ь ц и е м.

К а н к р и н и т N a 3 C a ( A l S i 0 4 ) ( C 0 3 ) • 1, 5 Н 2 0. Минерал щелочных (нефелиновых) горных пород и щелочных пегматитов, часто д а е т полные и ч а с т и ч н ы е псевдоморфозы по нефелину, но м о ж е т к р и с т а л л и з о в а т ь с я и независимо от него. Образует д л и н нопризматические в ы д е л е н и я с явной спайностью по гексагональной призме. Цвет молочно-белый, розовато-белый, ж е л т о - к о р и ч н е в ы й. Б л е с к н а спайности с т е к л я н н ы й, в агрегатах ж и р н ы й. Н а поверхности легко в ы в е т р и в а е т с я, п о к р ы в а я с ь порошкова т ы м и пленками в т о р и ч н ы х минералов. От н е ф е л и н а о т л и ч а е т с я по своей отчетливой спайности, от полевого шпата — по углу спайности.

С о д а л и т Na4(AlSi04)3Cl. Образует серо-синие, чернильно-синие п я т н а и ж и л к и в нефелиновых сиенитах. Я в л я е т с я в них в т о р и ч н ы м минералом.

Л а з у р и т Na3Ca(AlSi04)3(S04,S ). Встречается в виде густо-синих, лазурно-синих пятен, гнезд, ж и л о к, вкраплений в м р а м о р а х. Образуется в м е т а м о р ф и ч е с к и х породах к а к реакционный м и н е р а л по к о н т а к т у м р а м о р о в со с л а н ц а м и, гнейсами и ж и л а м и гранитных пегматитов. И с п о л ь з у е т с я к а к д е к о р а т и в н ы й к а м е н ь и д л я изготовления синей к р а с к и.

Ц е о л и т ы. Это б о л ь ш а я группа к а р к а с н ы х а л ю м о с и л и к а т о в (около 40). К а р к а с н ы й остов их с т р у к т у р особо " р ы х л ы й ", д о 50% его объема з а н я т о большими полостями и " к а н а л а м и ". Они заселены крупными катионами (Са, N a, К ), способными к ионному обмену с о к р у ж а ю щ и м и р а с т в о р а м и, и м о л е к у л а м и воды (рис. 201). Вода к р и с т а л л и ­ зационная, но в цеолитах, в отличие от к р и с т а л л о г и д р а т о в с плотной к р и с т а л л и ч е ­ ской с т р у к т у р о й, она м о ж е т у д а л я т ь с я из полостей без нарушения к а р к а с н о г о остова с т р у к т у р ы цеолитов. Это происходит при медленном нагревании м и н е р а л о в или при Рис. 201. Перспективная проекция структуры натролита (взгляд вдоль оси с) (Posse е. а., 1992).

Атомы натрия и молекулы Н 0 располагаются колоннами вдоль каналов в структуре минерала.

их выветривании в ж а р к о м сухом к л и м а т е. П р и смене условий вода м о ж е т вновь поглотиться минералом. З а свои особые свойства э т а разновидность к р и с т а л л и з а ­ ционной воды п о л у ч и л а название цеолитной. Обезвоженные ц е о л и т ы подобно губке обладают высокой сорбционной способностью. О н и используются д л я очистки пи­ тьевой воды и п о н и ж е н и я ж е с т к о с т и технических вод, д л я р а з д е л е н и я органических молекул в химическом производстве к а к м о л е к у л я р н ы е сита, поглощающие м о л е к у л ы одного р а з м е р а и не пропускающие м о л е к у л ы другого р а з м е р а, большего, чем пустоты в м и н е р а л е (рис. 202).

Обезвоженные цеолиты п р и м е н я ю т с я т а к ж е д л я отгонки а з о т а о т кисло­ рода, д л я очистки природного г а з а перед его транспортировкой по газо­ проводам. О н и я в л я ю т с я прекрас­ ными к а т а л и з а т о р а м и в р я д е химиче­ ских производств, используются к а к добавки к корму ж и в о т н ы х д л я луч­ шего усвоения и переваривания пищи.

Ц е о л и т ы — низкотемпературные Рис. 202. Принцип действия цеолита как молеку­ м и н е р а л ы. Они образуются либо ги­ лярного сита.

д р о т е р м а л ь н ы м путем (например, з а счет переработки н е ф е л и н а в щелочных горных породах и л и о т л о ж е н и я и з растворов в пустотах, м и н д а л и н а х б а з а л ь т о в ы х и других л а в ), либо в ходе диагенеза в осадоч­ ных, туфогенно-осадочных горных породах и т у ф а х (как продукт р а з л о ж е н и я полевых шпатов, вулканического с т е к л а и к а к цемент), либо в почвах.

Ц е о л и т ы легко у з н а ю т с я в щелоч­ ных горных породах, б а з а л ь т а х в пу­ стотах и трещинах, где они обычно образуют к р у п н ы е в ы д е л е н и я — оди­ ночные к р и с т а л л ы, их щетки, ради ально-лучистые, п л а с т и н ч а т ы е агре­ гаты. Все они в чистом виде бе­ лые, со с т е к л я н н ы м блеском, легкие (плотность 2,1-2,2 г / с м ), не очень твердые (3,5-5). И з них стильбит (десмин) (рис. 203) х а р а к т е р и з у е т с я п л а с т и н ч а т ы м и к р и с т а л л а м и с совер­ шенной спайностью по таблитчато сти, их п л о т н ы м и щ е т к о в и д н ы м и аг­ регатами, п е р л а м у т р о в ы м блеском на плоскостях спайности. У н а т р о л и т а к р и с т а л л ы призматические (квадрат­ ного сечения) шестоватые, с совер ~Рис~203. Сноповидные (расщепленные) кри- ШвННОЙ СПайНОСТЬЮ ВДОЛЬ у д л и н е н и я сталлы стильбита. (по Двум ромбическим п р и з м а м, Т. е.

в четырех н а п р а в л е н и я х под углом около 45°), обычны сноповидные, р а д и а л ь н о - л у ч и с т ы е сростки к р и с т а л л о в (рис. 204).

Анальцим х а р а к т е р и з у е т с я идеально р а з в и т ы м и к р и с т а л л а м и в ф о р м е тетрагон-три октаэдров. Ш а б а з и т легко запоминается по ф о р м е к р и с т а л л о в — это к а к бы ч у т ь сда­ вленные по одной из осей " к у б и к и " (ромбоэдры).

Рис. 204- Радиально-лучистый агрегат натролита.

В осадочных горных породах, туфах, почвах цеолиты неузнаваемы, здесь из-за своей тонкозернистости они неотличимы от других составных частей этих горных пород и имеют окраску, общую с горной породой. Но для промышленных целей важны именно эти цеолиты, среди них особенно ценны скопления клиноптилолита. Разрабатывается и используется вся горная масса, обогащенная цеолитом. Также широко распростра­ нены в осадочных породах ломонтит и филлипсит, последний характерен для океани­ ческих осадков.

Контрольные вопросы 1. Чем определяется заряд каркаса в структуре алюмосиликатов?

2. На какие подгруппы можно разделить встречающиеся в природе полевые шпаты?

3. Каковы особенности изоморфизма и каковы структуры распада калиевых полевых шпатов;

плагиоклазов?

4. Что такое простые и полисинтетические двойники полевых шпатов?

5. Какие процессы гидротермального изменения характерны для полевых шпатов?

6. Что такое цеолиты, каковы их свойства? Что такое цеолитная вода?

Г л а в а СОЛИ КИСЛОРОДНЫХ КИСЛОТ ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ Д л я большей простоты и з л о ж е н и я м а т е р и а л а в этой главе м ы объединили мине­ р а л ы, к о т о р ы е могут б ы т ь н а з в а н ы с о л я м и природных кислородных кислот. Ортоси л и к а т ы и м е т а с и л и к а т ы, к о т о р ы е л и ш ь условно м о ж н о считать с о л я м и гипотетических природных кремниевых кислот, описаны нами выше, т а к ч т о здесь будут охарактери­ зованы к а р б о н а т ы, бораты, ф о с ф а т ы, арсенаты, с у л ь ф а т ы, в о л ь ф р а м а т ы, х р о м а т ы и р я д других солей, н а п р и м е р С а С О з (кальцит и арагонит), M g H B O s (ашарит), СеРО. (монацит), Соз(Ав04)2 • 8Н2О (эритрин), B a S 0 4 (барит), C a W 0 4 (шеелит), Р Ь С г 0 (крокоит). Д л я всех этих соединений х а р а к т е р н о наличие в их с т р у к т у р е комплекс­ ных анионов с ковалентной с в я з ь ю внутри аниона по донорно-акцепторному меха­ низму. К л а с с и ч е с к и м и примерами т а к и х анионов я в л я ю т с я группы ( С О 3 ), ( Р О 4 ), 2- 3 3 ( В 0 ). Они у ч а с т в у ю т в с т р у к т у р а х минералов к а к с а м о с т о я т е л ь н ы е к о м п а к т н ы е группировки атомов.

Среди т и п и ч н ы х солей кислородных кислот, к а к о в ы м и я в л я ю т с я ф о с ф а т ы и арсе­ наты, к а р б о н а т ы, с у л ь ф а т ы, р а з л и ч а ю т : а) к и с л ы е соли (с ионами водорода), напри­ мер С а Н Р 0 4 — м о н е т и т. В о з м о ж н о иное написание ф о р м у л ы — С а ( Р О з О Н ) ;

б) сред­ ние (нормальные) соли — к а л ь ц и т С а С О з, ангидрит CaS04j в) основные соли (с ионами г и д р о к с и л а ) — м а л а х и т С и ( С О з ) ( О Н ), апатит С а 5 ( Р 0 4 ) ( О Н ). В некоторых с о л я х 2 2 2 вместо гидроксильной группы м о ж е т присутствовать анион F ~, С 1 ~, О. Н а п р и м е р, - известны а п а т и т ы составов C a 5 ( P 0 ) F и С а 5 ( Р 0 4 ) з С 1. Соли с анионами О Н, F, 4 - 2 С1, О в минералогии н а з ы в а ю т с я с о л я м и с д о п о л н и т е л ь н ы м и анионами.

К р о м е того, те ж е соли могут быть безводными и водными, т. е. без или с моле­ к у л а м и конституционной (кристаллизационной) воды. П р и м е р ы водных солей: гипс CaS04 • 2 Н 0, эритрин C o ( A s 0 4 ) 2 • 8Н2О. Т а к и е соединения наиболее часто обра­ 2 зуются, когда в м и н е р а л входят несоразмерные с т р у к т у р н ы е частицы — м а л е н ь к и е 2+ атомы м е т а л л а (радиус С о 0,082 нм, по В. М. Гольдшмидту) и к р у п н ы е анионные 3 группировки (условный радиус A s O составляет 0,295 н м ). М о л е к у л ы к р и с т а л ­ лизационной воды гидратируют кобальт, образуется к р у п н ы й к о м п л е к с н ы й катион • 4Н2О, соразмерный с анионом. Поэтому ф о р м у л у м и н е р а л а м о ж н о написать 2+ Со так: ( С о • 8 H 0 ) ( A s 0 ).

3 2 4 Наконец, к а к и в общей химии, м и н е р а л ы могут б ы т ь простыми, д в о й н ы м и и с л о ж н ы м и с о л я м и. Магнезит M g C 0 3 и к а л ь ц и т С а С О з — простые соли, а д о л о м и т C a M g ( C 0 s ) 2 — д в о й н а я, в ней к а л ь ц и й и магний з а н и м а ю т в с т р у к т у р е вещества свои с а м о с т о я т е л ь н ы е и неравнозначные позиции. Двойной (и основной в т о ж е время) солью я в л я е т с я, например, алунит K A 1 ( S 0 4 ) ( 0 H ) 6 - С л о ж н о й солью я в л я е т с я поли 3 галит K M g C a ( S 0 ) 4 • 2 Н 0. 2 2 ФОСФАТЫ, А Р С Е Н А Т Ы, ВАНАДАТЫ В к р и с т а л л и ч е с к и х с т р у к т у р а х минералов этого к л а с с а присутствуют т е т р а э д р ы — с л о ж н ы е анионы ( Р О 4 ), ( A S O 4 ), ( V 0 4 ). К р о м е того, у в а н а д а т о в известны ани­ 3 3- 3 5- 7- 6 оны ( V O s ), ( У О б ), ( У г О в ) и более с л о ж н ы е. Во многих м и н е р а л а х присут­ ствуют дополнительно 0 Н ~, F, С 1 ~, а т а к ж е м о л е к у л ы к р и с т а л л и з а ц и о н н о й воды.

И з катионов наиболее ч а с т ы C a, A l, Fe, С и, Со, N i ;

в урановые с л ю д к и входит катион 2+ шестивалентного у р а н а ( и О г ).

Ф о с ф а т ы и и х аналоги п р и н а д л е ж а т к довольно редким м и н е р а л а м, г л а в н ы е и з них приведены в табл. 42.

Т а б л и ц а 42. Г л а в н ы е м и н е р а л ы - ф о с ф а т ы и и х а н а л о г и Группа Минерал Сингония Твердость Монацита Монацит Се(Р04) 5-5, Мон.

Тетр. 4- Ксенотим Y ( P 0 ) Апатита Апатит C a ( P 0 ) ( O H, F, C l ) Геке. 5 4 Пироморфит Р Ь ( Р 0 ) з С 1 » 3,5- 5 Ванадинит P b ( V 0 ) C l » 5 4 Вивианита Мон. 1,5- Вивианит Fe (P0 )2 • 8 Н 0 3 4 » 1,5-2, Эритрин C o ( A s 0 ) • 8 Н 0 3 4 2 Аннабергит Ni (As0 )2 • 8 Н 0 » 2,5- 3 4 Скородита Скородит Fe(As0 ) • 2 Н 0 Ромб. 3, 4 Урановых Торбернит Тетр. 2, Cu(U0 ) (P0 ) - 8 Н С ЛЮДОК 2 2 4 2 » 2-2, Отенит C a ( U 0 ) ( P 0 ) - 8 Н 0 2 2 4 2 Туямунит Ромб. Ca(U0 ) (V0 ) - 8 Н 2 2 4 2 Карнотит » 2-3, K (U02)2(V0 )2 - з н о 2 4 Бирюзы Бирюза Трикл. 5- Cu(Al,Fe) (P0 )4(OH)8 - 4 Н 6 4 М о н а ц и т С е ( Р 0 ). Помимо церия в м и н е р а л входят и другие р е д к о з е м е л ь н ы е э л е м е н т ы. Устанавливаются и з о м о р ф н ы е примеси т о р и я ( и з о м о р ф и з м по с х е м а м 3+ 3+ 2+ 4+ 3+ 5 4+ 4+ Се + Се «- С а + T h и С е + Р + «- T h + S i ) в количестве д о 32% T h C b, у р а н а (до 7% UO2) и д р.

Встречается в т о л с т о т а б л и т ч а т ы х и изометричных коричневых одиночных редких к р и с т а л л а х в гранитных пегматитах. Здесь они похожи н а гранат, но о т л и ч а ю т с я наличием спайности и меньшей твердостью (5,5). Монацит в виде одиночных зерен и к р и с т а л л о в отмечен в грейзенах и гнейсах. Наибольшие концентрации образует в россыпях (речных и морских), где н а б л ю д а е т с я в песке в виде м е л ь ч а й ш и х к о р и ч н е в ы х зерен. Отсюда он д о б ы в а е т с я к а к руда на торий и церий.

А п а т и т C a ( P 0 ) 3 ( O H, F, C l ). О т м е ч а ю т с я примеси Sr (до 12% SrO), Се (до 12% 5 СегОз) и д р. Сингония гексагональная. Ч а с т о образует хорошо ограненные бесцвет­ ные, зеленые, голубые к р и с т а л л ы призматического облика с г р а н я м и пинакоида по концам к р и с т а л л о в (рис.205). Встречается в виде зеленоватых, бесцветных, голу­ бых, черных, п р о з р а ч н ы х и п о л у п р о з р а ч н ы х зерен. Б л е с к от с т е к л я н н о г о д о ж и р н о г о.

Т в е р д о с т ь э т а л о н н а я — 5.

Ш и р о к о распространенный минерал, о б ­ н а р у ж и в а е т с я почти во всех типах горных п о р о д и месторождений, но в виде одиноч­ ных кристаллов и зерен, обычно очень мел­ ких (1-2 мм). Наиболее крупные и совер­ шенные к р и с т а л л ы н а б л ю д а ю т с я в гранит­ ных пегматитах, в мраморах, но практиче­ с к о г о значения они не имеют — их слиш КОМ мало. 13 промышленных К О Н Ц е н т р а Рис. 205. Кристаллы апатита в каль цитовой массе. циях апатит встречается в щелочных (с не­ фелином), осадочных и метаморфических горных породах. В первых он образует ча­ стую вкрапленность зерен и их почти сплошные ж и л к и, линзы, гнезда, мощные и п р о т я ж е н н ы е з а л е ж и, где содержание апатита достигает 80%. В осадочных горных породах апатит слагает конкреции тонкоигольчатого строения, ж е л в а к и, почки. Т а ­ кие горные породы н а з ы в а ю т с я ф о с ф о р и т а м и, их генезис химический, биогенный или биохимический. Другой тип ф о с ф о р и т о в — осадочные породы с многочисленными об­ л о м к а м и ракушек, костей и другими органическими остатками, с л о ж е н н ы м и апатитом.

Небезынтересно, ч т о подобный апатиту ф о с ф а т к а л ь ц и я входит в качестве главной со­ ставной части в твердые ткани ж и в о т н ы х и человека. " А п а т и т " в них имеет состав, близкий к Са5((Р04)2(СОзОН))(ОН)2- В виде мельчайших к р и с т а л л о в, обволакива­ емых белковым веществом, он слагает волокна твердых тканей костей. В ходе диа генетического и последующего преобразований перекристаллизовывается в зернистый агрегат, а органическая составляющая твердых тканей обычно исчезает, но бывают случаи, когда она надолго остается в составе ф о с ф о р и т а. Наконец, имеются карстовые ф о с ф о р и т ы — это натечные, ф а р ф о р о в и д н ы е массы, образующиеся химическим путем в поверхностных условиях (см. рис. 88). Во всех ф о с ф о р и т а х апатит представлен своей разновидностью с гидроксилом, с крайне незначительными другими примесями. Т р е ­ тий тип промышленных месторождений апатита — это пропласты доломитовых мра­ моров с апатитом среди гнейсов и кристаллических сланцев.

Апатит используется д л я получения ортофосфорной кислоты д л я производства су­ п е р ф о с ф а т а, ф о с ф о р а и других химических веществ.

П и р о м о р ф и т Рр5(Р04)зС1. Минерал зоны окисления галенитовых руд. Обра­ зует к р и с т а л л и ч е с к и е корочки, мелкозернистые массы. К р и с т а л л ы апатитоподобные.

Цвет зеленый р а з н ы х оттенков, иногда ж е л т ы й, фиолетово-бурый. Б л е с к а л м а з н ы й.

Г р у п п а в и в и а н и т а. Объединяет три гипергенных минерала — вивианит, эритрин и аннабергит. Вивианит обычно образуется в т о р ф я н и к а х, озерных органоминеральных о т л о ж е н и я х (сапропелях), в болотных и озерных бурых ж е л е з н я к а х и ф о р м и р у е т с я в ранние этапы диагенеза первичных осадков в восстановительной обстановке. Он т а к ж е встречается в пустотах захороненных ракушек. Обычно это землистые порошковатые массы голубовато-синего цвета, р е ж е — т а б л и т ч а т ы е к р и с т а л л ы с хорошей спайностью и п е р л а м у т р о в ы м блеском, а т а к ж е радиально-лучистые сростки т а к и х к р и с т а л л о в. В свежеизвлеченном состоянии он бесцветный, а в а т м о с ф е р н ы х условиях быстро, на глазах, изменяет окраску н а голубую, синюю, бурую, коричневую, черную з а счет постепенного окисления ж е л е з а.

Эритрин образуется в зоне окисления скуттерудита и других минералов кобальт м ы ш ь я к о в ы х р у д в виде порошковатых налетов и масс ярко-розового цвета. Иногда от­ мечаются его л у ч и с т ы е к р и с т а л л ы и их сноповидные сростки. Я р к а я о к р а с к а э р и т р и н а я в л я е т с я хорошим поисковым признаком на м е с т о р о ж д е н и я к о б а л ь т - м ы ш ь я к о в ы х и урановых (тоже с кобальтом и мышьяком) руд.

Аннабергит встречается в зоне окисления никелина и других минералов никель м ы ш ь я к о в ы х руд в виде ярко-зеленых налетов, пленок. Я р к и й зеленый цвет аннабер Рис. 206. Структура отенита.

гита я в л я е т с я хорошим поисковым признаком на арсениды н и к е л я.



Pages:     | 1 |   ...   | 7 | 8 || 10 | 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.