Физические свойства минералов

Каждому минералу присуще определенное сочетание физических свойств, отличающих его от других минералов. Физические свойства минералов тесно связаны с их структурой и химическим со­ставом. Они имеют большое значение для диагностики минералов и понимания их практического применения (высокая твердость у алмаза и корунда, огнеупорные — доломит, магнезит, красивая окраска у драгоценных камней, электроизоляционные свойства у мусковита и пр.).

Твердость. Под твердостью понимают сопротивление данного тела проникновению в него другого, более твердого. Твердость оце­нивается силой сопротивления, которое оказывает поверхность испытуемого минерала царапающему действию какого-либо острия. Существует несколько методов определения твердости при описании и определении минералов. Широко принята шкала Мооса. Эталонами твердости этой шкалы являются 10 минералов, расположенных в порядке увеличения твердости. Твердость образцов условно обозначается баллами от 1 до 10:

Твердость	Минералы	Твердость	Минералы
1	Тальк Мg3 (ОН)2 [Si4O10]	6	Полевой шпат (ортоклаз) К[(А1Si3)О8]
2	Гипс Са[S04] •2Н2О	7	Кварц SiO2
3	Кальцит Са [СО3]	8	Топаз Аl2 (F,ОН)2 [SiO4]
4	Флюорит СаF2	9	Корунд А12О3
5	Апатит Са5 (F,С1,ОН)[РО4]3	10	Алмаз С

Необходимо отметить относительность твердости эталонов шкалы Мооса. Если тальк имеет твердость 1, а гипс — 2, то это не означает, что гипс в два раза тверже талька. То же самое можно сказать и в отношении других минералов-эталонов. Так, например, твердость алмаза по шкале Мооса равна 10, кварца — 7, талька —1. В то же время кварц (Как показали более точные методы определе­ния твердости) тверже талька в 3500 раз, а алмаз тверже кварца в 1150 раз.

Для определения твердости минерала на испытуемом образце выбирают ровную поверхность плоскости спайности или излома. По ней царапают последовательно минералами шкалы, начиная от более мягких. При этом определяют, какой из них первым оставляет на образце царапину. После этого смотрят, какие минералы шкалы в свою очередь царапаются изучаемым минералом. Если какой-либо минерал царапается ортоклазом и в свою очередь царапает апатит, то его твердость лежит между 5 и 6. Таким образом, более твердые царапают исследуемый минерал, а более мягкие царапаются им. Если испытуемый и эталонный минералы царапают друг друга, их твердость одинакова.

Работая с порошковатым минералом, следует его порошком потереть минерал из шкалы. Если поверхность минерала-эталона шкалы покроется царапинами, то испытуемый порошковатый минерал тверже эталона. Для убедительности царапину надо рассмотреть в лупу, предварительно удалив пальцем порошок.

При определении твердости минералов, вкрапленных в породу, очень важно следить, чтобы испытанию подвергся именно минерал, а не порода. Особенно это важно учитывать при определении мяг­ких минералов, вкрапленных в более твердые.

Твердость может быть различной по разным кристаллографическим направлениям, так как твердость относится к тем свойствам, в отношении которых кристаллы обнаруживают анизотропию (за исключением кристаллов кубической сингонии). Весьма резкая анизотропия твердости обнаруживается у кристаллов дистена (кианита). Твердость дистена по плоскости спайности вдоль приз­матической грани равна 4,5, а поперек той же грани равна 6. Поэтому дистен вдоль грани чертится ножом, а поперек не чертится. Отсюда и название этого минерала — дистен (от греч. «ди» — два, «стенос» — сопротивляющийся). У кальцита твердость на гранях ромбоэдра (по спайности) — 3, а на гранях призмы — около 4.

Скрытокристаллические, тонкопористые и порошковатые раз­ности минералов обладают пониженными твердостями. Например, гематит в кристаллах имеет твердость 6, а в виде красной охры — 1.

Нередко пользуются набором предметов, твердость которых известна в цифрах Мооса (например, ноготь пальца — твердость около 2,5, медная монета — 3, мягкая железная проволока — 4, кусочек оконного стекла — 5,5-6, стальной перочинный ножик — 5,5-6, напильник — около 7).

Существует ряд методов более точного испытания твердости минералов, например путем шлифования (твердость определяется по потере в массе шлифуемого материала), с помощью специальных приборов — твердомеров или склерометров.

В минералогии твердость — одно из основных физических свойств.

Преобладают минералы с твердостью не выше 7. Минералы с большей твердостью встречаются редко: гранаты (7,5-8), топаз (8), турмалин (8), берилл (8) и корунд (9). Корунд — единственный минерал с твердостью 9, как и алмаз с твердостью 10.

Все минералы делятся по твердости на группы:

I — с твердостью меньше 2,5 (царапаются ногтем);

II — с твердостью 2,5-5 (царапаются стеклом);

III — с твердостью 5-7 (царапаются кварцем);

IV — с твердостью больше 7 (не царапаются кварцем).

Блеск относится к числу важных физических свойств и обычно отмечается в первую очередь при описании минералов. Большинство их обладает способностью отражать своими поверхностями свет, что и обусловливает блеск. По блеску минералы делятся на: а) минералы с металлическим блеском и б) минералы без металлического блеска. Общеизвестным образцом металлического блеска может служить полированная поверхность стали.

Минералы с металлическим блеском обычно непрозрачны даже в тонких пластинках и в большинстве случаев дают черную или темноокрашенную черту. Исключение составляют самородные ме­таллы: медь, золото, а также медный колчедан, блеклые руды, — у которых черта цветная. Минералы с металлическим блеском, как правило, имеют большую плотность (обычно больше 4); их часто называют блесками или колчеданами: свинцовый блеск (галенит), молибденовый блеск (молибденит), сурьмяный блеск (антимонит), железный блеск (гематит), медный колчедан (халькопирит), серный колчедан (пирит) и т.п.

У некоторых минералов наблюдается так называемый металловидный блеск, напоминающий блеск потускневших поверхностей металлов (графит, молибденит и др.).

Минералы без металлического блеска в тонких пластинках прозрачны или просвечивают, дают светлоокрашенную, белую черту или совсем не дают черты, как правило, имеют небольшую плотность.

Различают следующие виды неметаллического блеска: стеклянный (каменная соль, горный хрусталь и др.); алмазный (алмаз, сфалерит); перламутровый (гипс, мусковит, тальк); жирный (нефелин, самородная сера); восковой (халцедон, опал, нефрит); матовый (бурый железняк, каолинит и др.).

Один и тот же минерал может встречаться в разных агрегатных состояниях, приобретая различные типы блесков (например, кристаллы малахита имеют стеклянный блеск, землистые агрегаты — тусклый, волокнистые агрегаты — шелковистый блеск).

Блеск не зависит от окраски минерала, но сам иногда влияет на цвет минерала (например, красные кристаллы киновари кажутся сероватыми благодаря сильному алмазному блеску). По интенсивности блеск может быть сильный, слабый, тусклый.

Прозрачность — способность минерала в тонких пластинках, пропускать свет. Различают минералы: 1) прозрачные (горный хрусталь, каменная соль, исландский шпат); 2) полупрозрачные, пропускающие свет подобно матовому стеклу (халцедон, гипс, иногда опал и др.); 3) просвечивающие по тонкому краю, но непрозрачные в куске (многие карбонаты, кремень, полевые шпаты и др.); 4) непрозрачные (самородные металлы, пирит, многие сульфиды, магнетит и др.).

Цвет минералов принадлежит к признакам, которые, прежде всего, бросаются в глаза наблюдателю. Начинающие обычно стремятся определить минерал именно по цвету. Минералы бывают окрашены в самые различные цвета и оттенки. Одни минералы имеют определенный цвет, по которому их можно безошибочно определить (например, свинцово-серый галенит, красная киноварь, золотистый цирит, зеленый малахит, синий азурит и т.д.). Другие же минералы могут иметь самую разнообразную окраску. Характерным в этом отношении является кварц. Известен черный кварц (морион), бурый (дымчатый кварц), бесцветный (горный хрусталь), фиолетовый (аметист), белый (молочный кварц). Пла­виковый шпат (флюорит) встречается бесцветный, зеленый, фиолетовый, желтый. Турмалин бывает черный, розовый, зеленый, бес­цветный. Разнообразие окраски наблюдается у корунда, цинковой обманки и других минералов. Цвет минерала зависит от его структурных особенностей, присутствия в нем красящих элементов — хромофоров и механических примесей. А.Е.Ферсман различает три типа окраски минералов: идиохроматический, аллохроматический и псевдохроматический.

Идиохроматическая окраска (от греч. «идиос» — свой) является собственной окраской минерала и зависит от наличия в его кристаллической решетке окрашивающих ионов — хромофоров. Чаще всего хромофорами являются ионы Fе²+, Fе³⁺, Мn²⁺, Тi⁴⁺, Ni²⁺, Со²⁺, Сu¹⁺, Сu²⁺. Например, медь в малахите или двухвалентный марганец (Мn²⁺) в родоните образуют собственную окраску этих минералов, соответственно зеленую и розовую. Здесь цвет может служить существенным признаком для определения минерала и для отличия его от других минералов.

Аллохроматическая окраска (от. греч. «аллос» — посторонний) не может служить существенным признаком для определения минералов. Она связана с наличием в минералах или ионов-хромофоров в виде примесей, или включений посторонних механических примесей. Например, черно-бурый цвет дымчатого кварца объясняется присутствием органических примесей, которые могут быть удалены прокаливанием, причем кварц теряет окраску; буровато-красный цвет бесцветного кварца обусловлен тонкими пластинками гематита, включенными в него. Примесь хрома вызывает зеленую окраску в изумруде (разновидность берилла) и фуксите (разновидность мусковита), красную окраску в рубине (разновидность корунда) и пиропе. Однако для многих минералов причины окраски еще неизвестны.

Псевдохроматическая (ложная) окраска образуется либо в тех случаях, когда минералы, например, за счет окисления при­обретают пеструю или радужную окраску поверхностного слоя (побежалость, например, у халькопирита), либо когда лучи света отражаются от поверхности минерала, его включений и трещин, что воспринимается в виде радужной игры цветов (например, ирризация у лабрадора — голубые, синие переливы).

Ложная окраска не связана с цветом самого минерала, но иногда может служить диагностическим признаком.

Полихромными (многоцветными) называются минералы, у которых различные концы одного и того же кристалла окрашены в разные цвета. Полихромность особенно характерна для турмалина, у которого наблюдается чередование различно окрашенных зон. Подобная же полихромность наблюдается у аметиста, берилла, флюорита, кальцита, гипса и некоторых других минералов.

В ряде случаев окраска является настолько характерным признаком минерала, что позволяет определять его, указывает на его химический состав. Например, все водные соли меди имеют зеленый или синий цвет, а черный или зеленовато-черный цвет силикатов говорит о присутствии в данном минерале соединений железа в разных степенях окисления.

Цвет минералов следует наблюдать на свежем изломе, так как на поверхности он может измениться вследствие выветривания.

Определение характера блеска минералов, а в ряде случаев и цвета представляет для начинающих известные трудности. Поэто­му при изучении минералов рекомендуется сравнение рассматриваемых образцов. Тогда различие минералов по блеску и цвету выступает особенно отчетливо, например сфалерит (цинковая обманка) и галенит (свинцовый блеск): сфалерит имеет буроватый или черный цвет и алмазный блеск, а галенит — свинцово-серый цвет и металлический блеск.

Цвет черты — цвет тонкого порошка минерала, оставляемый им на неглазурованной фарфоровой пластинке (бисквите) с твердостью, равной 6-7. Ее можно заменить осколком фарфоровой посуды, удалив предварительно слой глазури. Можно также для определения цвета черты получить порошок, поскоблив минерал ножом, а затем размазать этот порошок на белой бумаге.

Цвет черты в ряде случаев совпадает с цветом минерала, например: киноварь и в куске, и в порошке имеет красный цвет, магнетит — черный, малахит — зеленый и т.п.

Однако цвет черты может и резко отличаться от цвета самого минерала. Так, светлый латунно-желтый пирит и некоторые дру­гие минералы не черного цвета дают черную черту. Красный, бу­рый и магнитный железняки имеют различный химический состав (Fе₂О₃; Fе₂О₃•nН₂О; FеО•Fе₂О₃), но в кусках часто могут быть одинакового черного цвета. Если же испытать эти минералы на цвет черты, то получим для магнетита черную черту, для красного железняка (гематита) — вишнево-красную, для бурого железняка — бурую.

По сравнению с окраской минерала цвет черты является более постоянным, следовательно, и более надежным диагностическим признаком. Гипс в куске в зависимости от примесей может быть медово-желтого, красного, бурого, серого или черного цвета, черта же у гипса всегда белая; аналогичное явление наблюдается у галита, кальцита и др.

Цвет черты особенно важное диагностическое значение приобретает для непрозрачных и полупрозрачных окрашенных минера­лов. Для большинства прозрачных окрашенных минералов цвет черты не является характерным признаком, так как они обладают бесцветной или слабоокрашенной чертой.

Черту дают мягкие и средней твердости минералы; твердые, как правило, черты не дают, а могут лишь царапать пластинку и создавать впечатление черты.

Спайность — способность минералов раскалываться или рас­щепляться по определенным плоскостям, называемым плоскостями спайности. Плоскости раскалывания получаются зеркально глад­кими и всегда параллельны действительным или возможным граням кристалла. Спайность свойственна только кристаллическим веще­ствам и обусловлена неодинаковыми силами сцепления между определенными плоскими сетками пространственной решетки крис­талла. Силы сцепления могут быть ослаблены из-за больших рас­стояний между плоскими, сетками или (в минералах сложного хи­мического состава) из-за разного характера связи между части­цами.

Рассмотрим плоскую сетку (рис. 35), где по направлению АВ узлы располагаются чаще, чем по АС. Силы сцепления между частицами в горизонтальных рядах (по АВ) значительно больше, чем в вертикальных (по АС). Ясно, что сетка, показанная на рисунке, будет легче разрываться по линии 1—1, чем по линии 2—2. Следовательно, спайность в кристаллах будет наблюдаться в направлениях, параллельных плоскостям с наибольшей ретикулярной плотностью, — будет проходить параллельно сеткам, наиболее слабо связанным между собой.

Спайность у разных минералов различается по степени совершенства и по кристаллографическому направлению. Различают следующие степени совершенства спайности:

1) весьма совершенная — минерал очень легко расщепляется по плоскостям спайности на тончайшие пластинки или листочки с зеркальной поверхностью, но его трудно расколоть в другом, неспайном направлении (тальк, слюды, хлорит, гипс);

2) совершенная — при любом ударе молотком минерал раска­лывается на обломки, по форме напоминающие кристаллы, ограни­ченные плоскостями спайности; неровные поверхности (не по спайности) получаются очень редко (кальцит, галенит, галит и др.);

3) средняя — при раскалывании минерала получаются обломки кристалла, ограниченные как плоскостями спайности, так и неровными плоскостями излома по случайным направлениям (полевые шпаты, амфиболы, авгит и др.);

4) несовершенная — плоскость спайности обнаруживается с трудом (при помощи лупы), при ударе получаются обломки минерала, ограниченные в основном неправильными поверхностями излома (апатит, оливин, сера);

5) весьма несовершенная — спайность отсутствует (кварц, пирит, магнетит).

Спайность у минерала по разным направлениям может проявляться с различной степенью совершенства. При описании минера­лов необходимо указать кристаллографическое направление, по которому проходит спайность в кристаллах (например, по пинакоиду — у слюды, по кубу — у галенита, по ромбоэдру — у кальцита и т.д.). Некоторые минералы обнаруживают спайность в разных направлениях: в одном (слюды, тальк, гипс), в двух (полевые шпаты, амфиболы, пироксены), в трех (кальцит, галенит, галит), в четырех (плавиковый шпат) и в шести (сфалерит).

Иногда важным диагностическим признаком является угол между плоскостями спайности. Так, например, роговые обманки и пироксены в породе трудноразличимы. Но у роговых обманок наблюдается совершенная спайность в двух направлениях под углом 56°, а у пироксенов угол между плоскостями трещин спайности 87° (близкий к 90°). Блеск плоскостей спайности хорошо заметен в отраженном свете. Поэтому при изучении минерал следует поворачивать под разными углами к лучу света. В противном случае можно не заметить наличия спайности.

При определении спайности начинающие иногда принимают внешние грани кристаллов за плоскости спайности. Во избежание ошибки необходимо расколоть минерал и рассмотреть поверхность раскола. У минералов, обладающих спайностью, при расколе образуются гладкие поверхности (у кальцита). У минералов, не имеющих спайности (кварц), при расколе образуется неровный излом.

Спайность является исключительно важным диагностическим признаком при определении минералов. Отчетливо выраженный блеск по плоскостям спайности у полевых шпатов дает возможность отличать их в изверженных горных породах от кварца и нефелина с весьма несовершенной спайностью.

Излом — это вид поверхности раскола, получающейся при разбивании минерала не по плоскостям спайности.

По характеру различают следующие виды излома:

1) ровный — поверхность раскола ровная, более или менее плоская, но не зеркально гладкая, как в случае совершенной спайности (халькопирит);

2) ступенчатый — наблюдается у кристаллов с более или менее совершенной спайностью в двух или нескольких направлениях и получается тогда, когда раскол проходит частично по спайности, частично под некоторым к ней углом (свинцовый блеск, полевые шпаты);

3) неровный — характеризуется неровной поверхностью раскола без блестящих спайных участков (апатит, нефелин и другие минералы с несовершенной спайностью);

4) занозистый (игольчатый) — поверхность излома покрыта ориентированными в одном направлении занозами; он напоминает излом древесины поперек волокнистости (минералы волокнистого или игольчатого сложения — селенит, роговая обманка, асбест, актинолит и др.);

5) крючковатый — на поверхности раскола наблюдаются как бы острые крючки (у минералов, обладающих ковкостью: самородные металлы — медь, золото, серебро);

6) раковистый — напоминает внутреннюю поверхность рако­вины (преимущественно у минералов без спайности: кварц, опал, халцедон, обсидиан и др.);

7) зернистый — наблюдается у минералов с зернисто-кристаллическим строением (магнетит, хромит, апатит и др.). Характерен и для многих горных пород: гранита, мрамора и др.;

8) землистый — характерен для мягких и сильно пористых минералов (каолинит, бурый железняк, боксит и др.).

По плотности среди минералов наблюдаются значительные колебания — от 0,85 до 23,0.

В этих пределах можно выделить следующие главнейшие группы: 1) очень легкие — углеводороды — 0,8-1,5 (например, ян­тарь — 1,1); 2) легкие — 1,5—2,5 (галит — 2,1—2,5; гипс — 2,3; мирабилит—1,5; карналлит—1,6); 3) средние — 2,5—4 (боль­шинство силикатов, карбонатов и фосфатов; кварц — 2,65, апа­тит — 3,2); 4) тяжелые — 4—10,0 (циркон — 4,5; барит — 4,6; пирит — 4,9—5,2; свинцовый блеск — 7,5); 5) очень тяжелые — 10,0—23,0 (некоторые самородные элементы: золото, платина — до 19; наибольшей плотностью обладает платиновый иридий — 23,0).

Плотность зависит от химического состава и структуры вещест­ва. Соединения тяжелых по атомной массе металлов отвечают более высоким по плотности группам, а минералы более легких элемен­тов и содержащие много воды попадают в группы более легких по плотности. Наиболее многочисленна группа с плотностью от 2,5 до 4. Один и тот же минерал может иметь различную плотность в зависимости от примесей и от колебаний химического состава (изо­морфные смеси).

Важно научиться определять плотность приблизительно — взве­шиванием на ладони руки крупного однородного куска минерала. Например, по массе можно различить минералы светлого цвета — гипс от барита или минералы стально-серого цвета — свинцовый блеск от сурьмяного и молибденового блеска.

Магнитность — это свойство минералов притягиваться магни­том или "отклонять" магнитную стрелку. Магнитность присуща не­многим минералам, содержащим Fe. Сильно магнитными являют­ся магнетит и пирротин (магнитный колчедан). Эти минералы при­тягиваются в небольших зернах даже слабыми магнитами, вроде намагниченного ножа или маленькой магнитной подковки. В круп­ных кусках они сильно действуют на магнитную стрелку. Испытание на магнитность производят следующим образом: кусочек испытуе­мого минерала измельчается в порошок, после чего к порош­ку прикасаются намагниченным ножом или магнитной подков­кой. О магнитности судят по тому, притягиваются ли зерна мине­рала к магниту.

Испытание на магнитность производится также при помощи свободно вращающейся магнитной стрелки, к концам которой под­носится испытуемый образец.

Ковкость и хрупкость. Ковкие минералы при ударе молотком сплющиваются, хрупкие рассыпаются на мелкие куски. При цара­паний ножом хрупких минералов летит порошок, при царапаний ковких порошка не образуется, на поверхности минерала остается блестящий след. Ковкие минералы немногочисленны — медь, золо­то, платина, серебро.

Горючесть запах. Самородная сера, некоторые сернистые ми­нералы и органические соединения (янтарь, озокерит, асфальт) при нагревании легко загораются даже от спички и при горении издают характерные запахи (горящий янтарь — ароматический запах, сера — запах сернистого газа). Иногда запах ощущается при резком ударе по минералу. Запах сернистого газа характерен для пирита и марказита, чесночный запах мышьяка — для арсенопирита (мышьякового колчедана) и других мышьяковистых ми­нералов.

При разбивании и растирании в порошок некоторые разновид­ности кварца, флюорита и кальцита издают своеобразный неприят­ный запах, напоминающий запах сероводорода.

Есть минералы, пахнущие при трении. Так, например, при трении друг о друга два куска фосфорита издают запах сгоревшей головки спички или жженой кости. Каолинит при смачивании во­дой приобретает запах «печки». Для таких минералов горючесть и запах являются важным диагностическим признаком.

Вкус. Вкусовые ощущения вызываются только хорошо растворимыми в воде минералами (галоидные соединения, карбонаты,, сульфаты). Хлористый натрий — каменная соль — имеет соленый вкус; квасцы — кислый, вяжущий; сильвин, мирабилит — горько-соленый.

Шероховатость, жирность. Различают на ощупь минералы жирные, мажущие (например, тальк, каолинит) и сухие, «тощие», при растирании которых между пальцами создается ощущение ше­роховатости (боксит, порошковатый опал, мел и др.).

Гигроскопичность. Свойство минералов увлажняться, притяги­вать воду на воздухе, называется гигроскопичностью. Легкораство­римые минералы могут при этом расплываться в жидкость (карнал­лит), нерастворимые минералы растрескиваются.

Контрольные вопросы

1. Что называется твердостью минералов и как она определяет­ся? Назовите минералы шкалы твердости. Приведите примеры ми­нералов, которые царапаются ногтем.

2. Какие вы знаете виды неметаллического блеска? Для каких минералов они характерны?

3. Чем обусловлена окраска минералов?

4. Назовите минералы, у которых цвет черты резко отличается от цвета минерала.

5. Что такое спайность и чем она обусловлена?

6. Приведите примеры минералов: а) с высокой плотностью; б) обладающих большой хрупкостью; в) жирных на ощупь; г) с ал­мазным блеском; д) обладающих магнитностью; е) с совершенной спайностью; ж) прозрачных; з) проводников электричества.

Лабораторные занятия. Изучение морфологии кристаллов минералов и их агрегатов.

По рисункам данного пособия и руководствам по минералогии ознакомьтесь: 1) с формами нахождения минералов в природе — ограненными кристаллами (кварц, магнетит, кальцит, пирит и др.)'. двойниками (гипс, лабрадор); сплошными массами (кварц, лимо­нит, халцедон); землистыми (лимонит, окислы марганца); зерни­стыми (магнетит, галенит); волокнистыми (асбест, селенит); листо­ватыми (слюды, тальк); чешуйчатыми агрегатами, друзами (кварц, кальцит); конкрециями (фосфорит, пиролюзит); секрециями (агат); оолитами (кальцит, лимонит); натечными формами (кальцит, мала­хит, лимонит); 2) с псевдоморфозами— октаэдры малахита по куп­риту, кубы лимонита по пириту, окремнелое дерево, окаменелости. Физические свойства минералов. Определите физические свой­ства минералов, выданных преподавателем:

1. Установите твердость слюды, свинцового блеска, граната.

2. Сопоставьте окраску и цвет черты у киновари и пирита.

3. Сравните спайность у слюды, полевого шпата и нефелина.

4. Расколите кусочки кальцита и поваренной соли, опреде­лите степень совершенства их спайности.

5. Выберите из коллекции образцов минералы, обладающие крючковатым, занозистым, раковистым изломом.

6. Рассмотрите образцы свинцового блеска и графита. Опреде­лите характер их блеска. То же проделайте с цинковой обманкой.

7. Сравните плотность киновари и гипса.

8. Определите физические свойства образцов, данных вам пре­подавателем. По таблице определите, что это за минералы (см. при­ложение 2).

ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ

Генезисом минералов (от греч. «генезис» — происхождение) на­зывается способ и условия образования их в природе. Процессы образования минералов в природе отличаются большим разнообра­зием и часто сложностью. Протекают они в различной термодина­мической обстановке в течение весьма длительных промежутков времени. В глубинных зонах земной коры образование минералов и их ассоциаций происходит при высоких температурах и давлениях. В верхних зонах земной коры минералообразование протекает при обычных температурах и давлениях; здесь большое значение имеет жизнедеятельность организмов.

Одной из главных задач современной минералогии является выяснение генезиса минералов. Основоположниками генетического направления в минералогии явились академик В. И. Вернадский (1863—1945) и его ученик — академик А. Е. Ферсман (1883—1945). Согласно их взглядам, минералы, возникшие в результате физико-химических и биохимических процессов в земной коре, устойчивы в определенном интервале температуры, давления, состава и кон­центраций окружающих веществ. При изменении физико-химиче­ских условий минерал становится неустойчивым и переходит в другой минерал (или минералы).

Выяснение условий генезиса какой-либо ассоциации минералов невозможно без учета геологических процессов. Геологические процессы, происходящие в земной коре, делятся на эндогенные и экзогенные.

Эндогенные процессы (от греч. «эндон» — внутри, «генос» — рождение) связаны с развитием

или в верхней части мантии. Необходимая для этих процессов энергия освобождается при распаде радиоактивных элементов, химических реакциях, переходе вещества из одного агрегатного состояния в другое и т. п.

Отчетливое проявление эндогенных процессов наблюдается при магматизме, тектонических движениях и метаморфизме горных пород.

Экзогенные процессы (от греч. «экзо» — вне) происходят за счет энергии, получаемой Землёй извне, и проявляются на поверх­ности земного шара; основной источник энергии — солнечная радиация. Экзогенные процессы (выветривание, денудация и осадконакопление) обусловлены взаимодействием земной коры с внеш­ними оболочками земного шара — атмосферой, гидросферой и био­сферой.

ЭНДОГЕННОЕ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЕ

Минералы, возникающие в результате эндогенных процессов, являются продуктами магматической деятельности.

Что же такое магма? Слово «магма» в переводе с греческого — тестообразная масса. В геологии под этим словом понимают высо­котемпературный расплав сложного химического состава, насыщенный газами.

С точки зрения физической химии магма представляет собой многокомпонентную силикатную систему, содержащую до 8—10% газовой фазы (летучие компоненты).

В силикатной части магмы преобладают те же химические эле­менты, которые являются наиболее распространенными в земной коре: SiO₂; А1₂О₃; FеО + Fе₂O₃; МgО; СаО; Na₂О; КаО¹. Из ука­занных окислов в магматическом силикатном расплаве больше всего содержится кремнезема (SiO₂) — от 35 до 80% всей массы магмы. Процентное содержание окиси кремния послужило основой для разделения магмы на кислую (65—75% SiO₂), среднюю (52—65%), основную (52—45%) и ультраосновную (SiO₂ до 40%). Подобные вариации наблюдаются и в отношении щелочей. Некоторые маг­мы, исключительно богатые Nа₂О и К₂О, образуют щелочные по­роды.

В настоящее время предполагается, что химические элементы находятся в расплаве в виде комплексных анионов: [SiO₄]; [А1О₄]; [А1SiO₄]; [А1Si₃0₈] и свободных катионов металлов: Nа+; К⁺; Са²+; Мg²⁺; Fе²⁺; Fе³+ и т. д.

¹ приводятся в виде окислов

Газовая составная часть магмы представлена в основном водя­ным паром (в большей или меньшей степени диссоциированным на Н⁺ и (ОН)^-. Важную роль играют также газообразные соеди­нения серы и углерода: S, SО₂, Н₂S, СН₄, СО, СО₂ и др.; хлора (НС1); меньшую — газообразные соединения бора_; фтора (НF) и др. В незначительных количествах в магме содержатся и другие элементы.

Летучие соединения растворены в магме благодаря огромному давлению и оказывают большое влияние на ход магматического минералообразования, так как по своим физико-химическим свой­ствам резко отличаются от главной массы силикатного расплава. Газы создают громадное внутреннее напряжение магмы, обладают большой физической и химической энергией, чувствительны к из­менению давления, очень подвижны. Они понижают точку плавле­ния силикатов, уменьшают вязкость магмы, облегчают ее пере­движение и кристаллизацию. Летучие составные компоненты можно назвать минерализаторами магмы (по аналогии с катализаторами). При охлаждении они превращаются в растворы.

Термодинамические (Т — Р) условия существования магмы из­меняются с глубиной. Давление (Р) в магме определяется массой лежащих над ней слоев горных пород. Естественно, что в более глубоких слоях земной коры магма кристаллизуется под большим давлением (под большой нагрузкой). С глубиной давление увеличи­вается: на глубине 1 км оно равно 275 атм, на глубине 50 км — около 13 000 атм, на верхней границе ядра — около 1,4 млн. атм, в центре Земли — свыше 3,5 млн. атм.

Температура литосферы возрастает с глубиной в среднем на 3° С на каждые 100 м, или на 30 — 33° С на 1 км. Эта величина называет­ся геотермическим градиентом. Для глубины 100 км определена температура около 1300° С. В ядре предполагается температура около 3000 — 4000° С. Можно было бы ожидать, что горные породы на больших глубинах расплавлены и твердая толща литосферы плавает на огненно-жидком субстрате. Однако данные геофизики это опровергают. Отсутствие жидкого состояния вещества объяс­няется нарастанием не только температуры, но и давления. Колос­сальное давление в тысячи атмосфер повышает температуру плавле­ния горных пород на несколько сотен градусов и делает возможным нахождение их в твердом состоянии даже в условиях очень высокой температуры.

Тем не менее и на больших глубинах возникают изолированные очаги магмы — в тех участках земной коры, где несколько снижает­ся давление. При наличии очень высоких температур и давлений состояние вещества близко к неустойчивому (своеобразное плас­тичное).

Магму можно изучать непосредственно, так как она выходит на дневную поверхность в виде излияния лавы при вулканических извержениях. Лава (итал. «лава» — затопляю) — это излившаяся на поверхность магма, лишенная газов и паров.

Как и почему поднимается магма из глубин Земли? Земная кора испытывает как медленные, так и быстрые колебания, которые приводят к землетрясениям. Перемещения пород в земной коре сопровождаются нарушениями их залегания, образованием раско­лов, разрывов и трещин, в которые выдавливается магма, достигая иногда земной поверхности. При этом магма вступает в зоны мень­шей температуры и меньшего давления и начинает застывать и крис­таллизоваться.

На различных стадиях развития глубинного магматического процесса (в зависимости от физико-химических условий) роль сили­катной и газовой составных частей магмы различна. Поэтому в эндогенном минералообразовании выделяются следующие процес­сы: собственно магматический, пегматитовый и пневматолито-гидротермальный (постмагматический). Подобные подразделения условны, так как в природе нет резких границ между отдельными минералообразующими процессами. Все они тесно связаны между собой, являются различными стадиями единого процесса остывания магмы, сменяют друг друга во времени и пространстве.

Собственно магматический процесс — выделение (кристаллиза­ция) минералов из остывающей магмы. Так образуются все первич­ные минералы магматических пород: гранитов, габбро и др. Число их значительно, а общая масса очень велика, чем и определяется большое геологическое значение этого способа образования мине­ралов. Из магматических или изверженных горных пород сложено до 95% земной коры.

Есть основание считать, что внутри земной коры магма кристал­лизуется при t = 700—900° С, на поверхности земли — при t = 1000—1200° С.

При остывании магмы выделение минералов из глубинного магматического расплава происходит в определенной последова­тельности. Первыми начинают кристаллизоваться безводные мине­ралы, высокотемпературные и менее растворимые в магме (магне­тит, хромит, сульфиды, апатит, титанит, циркон). Далее следуют железо-магнезиальные минералы (оливин, позднее пироксены, ро­говые обманки), за ними полевые шпаты, причем плагиоклазы рань­ше ортоклаза и, наконец, мусковит и кварц. Порядок выделения минералов определяется не только температурой их кристаллиза­ции (плавления), но также зависит и от их относительного содержа­ния в магме. Из двух минералов, имеющих приблизительно одина­ковые температуры кристаллизации, первым будет выделяться тот, компоненты которого в магме находятся в избытке.

Н. Боуэн на основе экспериментальных исследований кристал­лизации расплавов, а также изучения минерального состава гор­ных пород предложил общую схему процесса кристаллизации маг­мы. По схеме Боуэна кристаллизация минералов из магмы про­исходит в виде двух рядов реакций.

В левой части схемы представлена последовательность кристал­лизации главных породообразующих темноцветных минералов, обогащенных магнием (Мg) и железом (Fе), в правой части — светло-окрашенных минералов, обогащенных кремнием (Si) и алюминием (А1).

Последовательность кристаллизации минералов (по Н. Боуэну) представлена на схеме:

Прерывная серия	Непрерывная серия	Типы пород
Оливин ↓ Ромбические пироксены ↓ Моноклинные пироксены ↓ Роговые обманки ↓ Биотит ↓ Мусковит |	Анортит ↓ Основные плагиоклазы | | ↓ Средние плагиоклазы ↓ Кислые плагиоклазы ↓ Калиевые полевые шпаты |	Основные Средние Кислые
–————→ кварц ←————–

Кристаллизация темноцветных минералов (левая ветвь схемы) на­чинается с силиката магния и железа — оливина (Мg, Fе)₂ [SiO₄], самого высокотемпературного минерала (точка плавления равна 1890° С). При понижении температуры оливин может реагировать с остаточной жидкостью, образуя нижестоящий минерал — ром­бический пироксен, а затем последовательно: моноклинный пирок­сен — амфибол-биотит.

Правая ветвь представляет последовательную кристаллизацию минералов изоморфного ряда — плагиоклазов от наиболее основно­го — анортита Са [(А1₂Si₂)О₈] (точка плавления 1550° С) до кисло­го — альбита Ка [(А1Si₃)О₈] (точка плавления 1100° С). При этом новых минеральных видов не возникает, изменения происходят постепенные, и поэтому этот ряд называется непрерывной серией в отличие от прерывной, характерной для левой ветви. В конце кристаллизации обе ветви сливаются в одну, заключающую конеч­ные продукты кристаллизации магмы — калиевый полевой шпат, кварц, слюды. Это гранитная эвтектическая смесь.

Под эвтектикой понимается расплав, состоящий из двух или нескольких компонентов, которые могут кристаллизоваться одно­временно при определенных количественных соотношениях между собой. Эвтектический расплав кристаллизуется при температурах более низких, чем его компоненты. Например, возьмем из правой ветви анортит (основной плагиоклаз), температура кристаллиза­ции его равна 1550° С, из левой ветви —диопсид (моноклинный пироксен) с температурой кристаллизации 1391° С. При соотноше­ниях 42% анортита и 58% диопсида они кристаллизуются одновре­менно при температуре 1270° С. Это габбровая эвтектическая смесь.

Кристаллизация минералов прерывной и непрерывной серий может идти параллельно, так как каждому члену первого ряда со­ответствует определенный член второго ряда: оливины и пироксены выделяются из магмы одновременно с основным плагиоклазом, ро­говые обманки — со средним плагиоклазом, а слюды — с кислым плагиоклазом, калиевым полевым шпатом и кварцем.

В процессе кристаллизации магмы увеличивается ее кислот­ность и возрастает роль воды. Из схемы видно, что в нормальных условиях кристаллизации (когда этот процесс протекает медленно и ранее образовавшиеся минералы имеют возможность реагировать с оставшимся расплавом) в породе одновременно не могут сущест­вовать оливин и кварц, анортит и кварц. Оливин и анортит выде­ляются первыми из расплава, а кварц — в последнюю очередь и только в том случае, если расплав содержит достаточное количество кремнезема, оставшегося в избытке после полного насыщения всех оснований.

Любой из минералов левой части схемы Боуэна может кристал­лизоваться, не реагируя с расплавом. В таком случае кристаллы оливина, находящиеся в жидком магматическом расплаве, как более тяжелые (плотность 3,2—3,3), опускаются вниз и накапли­ваются на дне магматического очага, т. е. в основании интрузий.

Магма, таким образом, расщепляется на твердую и жидкую фа­зы. Накапливающиеся в основании магматического очага кристал­лы оливина после остывания дают горные породы, состоящие цели­ком из оливина (дуниты) или с примесью других Fе — Мg-силикатов (пироксенов) — перидотиты. Дуниты и перидотиты относят­ся к группе так называемых ультраосновных пород, содержащих относительно немного кремнезема (40—45%). Их образование обус­ловлено главным образом отделением первичных твердых состав­ных частей магмы от жидких под влиянием силы тяжести. Такой процесс носит название кристаллизационной или гравитационной дифференциации магмы, так как этот процесс происходит в момент кристаллизации. Более тяжелые по плотности минералы концент­рируются внизу, а более легкие — вверху. Вслед за образованием оливина, а частично и наряду с ним при дальнейшем понижении температуры кристаллизуются другие (Fе—Мg и Fе—Мg—Са) силикаты—пироксены (авгиты) и наиболее ранние полевые шпаты — основные плагиоклазы, богатые кальцием минералы.

Совместная кристаллизация этих минералов приводит к обра­зованию основных горных пород — габбро. В последних содержа­ние кремнезема выше, чем в ультраосновных породах, и колеблется от 45 до 52%. Часто между ультраосновными и основными порода­ми можно видеть постепенные переходы.

С ультраосновными и основными горными породами связаны характерные рудные минералы: платина, хромит (FеО-Сr₂О₃), маг­нитный железняк (Fе₃0₄), титаномагнетит (FеТiО₃).

При наличии в магме значительного содержания серы и железа от силикатной магмы еще в жидком состоянии может отщепиться сульфидная часть — сульфидный расплав. Такое явление несмеши­вания двух жидкостей ниже определенной температуры называется ликвацией.

Сульфидная магма дает начало скоплениям никельсодержащего магнитного колчедана, пирита, а иногда и халькопирита.

На следующем этапе кристаллизации магмы из правой ветви выделяются более кислые плагиоклазы, из левой — роговые об­манки и слюды (темная слюда — биотит; бесцветная — мусковит) и, наконец, калиевый полевой шпат и кварц. Из сочетания этих минералов образуются средние породы — диориты (промежуточные между основными и кислыми, содержат около 60% кремнезема), а затем кислые породы, граниты (содержат более 65—75% SiО₂), слагающие в основном остовы континентов — главную массу Бал­тийского, Украинского, Канадского и других щитов.

Главные породообразующие минералы для дунита, перидотита, габбро, диорита, гранита — кварц, полевые шпаты (ортоклаз, мик­роклин), слюды, роговые обманки, пироксены, оливин. Все они относятся к собственно магматической стадии и образуются не­посредственно из расплавленной магмы при ее застывании.

Пегматитовый процесс — образование минералов из остаточно­го силикатного расплава, обогащенного летучими компонентами.

В собственно магматическую стадию кристаллизации расхо­дуется большая часть магматического материала, вследствие чего остаточный расплав отличается от первоначального состава магмы соотношением в нем окислов.

Главная масса железа, магния, частично кальция выделилась в магматическую стадию и вошла в состав магматических мине­ралов.

Остаточный расплав относительно обогатился кремнием, алю­минием, натрием калием (щелочными металлами). Наибольшее значение в остаточном расплаве имеют летучие компоненты. В них концентрируются главным образом пары воды, редкие и редко­земельные элементы Li, Ве, Rb, Сs и др., которые первоначально были рассеяны в магме. Концентрация этих газовых составных частей в остаточном расплаве сильно возрастает, соответственно увеличивается и давление летучих компонентов. Образуется чрез­вычайно активная в физико-химическом отношении система, харак­теризующаяся громадным напряжением, создаваемым летучими компонентами. Наличие их резко понижает вязкость и обусловли­вает высокую текучесть остаточного расплава, снижает темпера­туру кристаллизации. Остаточный расплав, легко проникая в верх­ние краевые части магматического массива (интрузива) или во вмещающие породы, продвигается далеко от интрузии по трещинам. Здесь из него кристаллизуются пегматиты (от греч. «пегматос» — крепкая связь).

Пегматитовое минералообразование протекает на глубине не­скольких километров от поверхности земли при высоком внешнем давлении, что способствует удержанию летучих компонентов в остаточной магме в растворенном состоянии. Минералы пегмати­тов кристаллизуются в главной массе в температурном интервале от 700 до 400° С.

Пегматиты как геологические тела залегают в виде жил, не­правильных форм залежей, иногда штоков. Всегда наблюдается непосредственная связь их с материнским интрузивным телом. Часто хорошо видны постепенные переходы от него к пегматиту. Обычно пегматитовые выделения встречаются целыми группами на больших площадях. Области, богатые пегматитами, называют пег­матитовыми полями.

По составу пегматиты близки к минералам интрузивных пород. Полевые шпаты (ортоклаз, микроклин, часто амазонит и плагио­клаз), кварц, светлая слюда (мусковит) представляют собой наи­более распространенные пегматитовые минералы. В состав всех других пегматитовых минералов (например, литиевой слюды, тур­малина, берилла и др.) входят летучие компоненты. А. Е. Ферс­ман, детально изучивший пегматиты, указал, что в гранитных пег­матитах встречается до 280 минералов.

Пегматиты внешне отличаются очень крупными размерами кри­сталлов, что обусловлено кристаллизацией из расплава, насыщен­ного летучими компонентами, которые способствуют росту минера­лов. Минералы, как правило, прекрасно огранены. Монокристаллы кварца и полевого шпата достигают в пегматитах колоссальных размеров, их масса составляет несколько тонн. Известны кристаллы ортоклаза до 100 т, берилла—до 200 т, дымчатого кварца — до 1—2 т. Встречаются пластины слюды с площадью поверхности около 7 м², призматические кристаллы турмалина длиной 2—3 м. Крупные кристаллы особенно часто развиваются в так называе­мых занорышах (пустотах внутри пегматитовых жил).

Характерную особенность многих пегматитов представляют графические срастания кварца и ортоклаза. Такие пегматиты. из­вестны под названием «письменный гранит, или еврейский камень». Они дают красивый рисунок и по своей форме напоминают древние письмена. А. Е. Ферсман пришел к заключению, что письменный гранит образовался в процессе одновременной кристаллизации при составе 25,75% кварца и 74,25% ортоклаза.

А. Н. Заварицкий придерживался другого мнения. Согласно его данным, пегматиты образовались не из остаточного расплава, а из вмещающих (материнских) пород путем перекристаллизации и изменения их состава под действием оставшихся растворов, обо­гащенных летучими компонентами. Графические срастания он объясняет замещением ортоклаза кварцем.

Пегматиты имеют большое практическое значение. Из них, например, добываются полевые шпаты и кварц для керамической промышленности, слюда (мусковит) — для электротехнической. Пегматиты содержат много замечательных месторождений драго­ценных камней: изумрудов, топазов, розовых турмалинов, дымча­тых кварцев и др., они являются источником редких металлов и редкоземельных элементов: лантана, лития, бериллия, олова, це­зия, тантала, ниобия, тория, церия, циркония, урана, а также пьезооптического сырья (пьезокварц). Пегматиты известны на Коль­ском п-ве, в Забайкалье и других местах.

Пневматолито-гидротермальный процесс (постмагматический) — это образование минералов из надкритического раствора — флюида.

В конце магматического процесса при понижении температуры расплава до 500—350° С возможно одновременное существование газа и жидкости, поэтому такие растворы находятся в надкритиче­ском¹ состоянии, они называются пневматолито-гидротермальными (от греч. «пневма» — газ, «гидро» — вода) или газо-водными. Эти растворы — флюиды, содержащие газовые компоненты (Н₂О, F, Ве, В, СО₂ и др.), сильно минерализованы. Условно пневматолито-гидротермальный процесс можно подразделять на пневматолитовый и гидротермальный.

При пневматолитовом процессе (пневматолиз) кристаллизация минералов происходит из летучих (газообразных) веществ, которые выделяются из газоводного раствора в условиях сильно понижен­ного внешнего давления и при температурах выше 400° С. Сниже­ние внешнего давления происходит в результате поднятия магмы из глубин земли (на средние глубины).

Летучие соединения уже не могут оставаться в гомогенном расплаве-растворе и удаляются из него, они пробиваются по трещи­нам в периферической части магматического интрузива, проникают на некоторое расстояние в окружающие породы и химически взаи­модействуют с минералами этих пород. В результате реакций заме­щения — метасоматоза — образуются новые минералы — пневма­толиты. Они слагают пневматолитовые жилы, гнезда неправильной формы или вкрапленники во вмещающих породах.

Под метасоматозом (от греч. «мета» — между и «сомо» — тело) понимается процесс замещения одних минералов или горных пород другими. При взаимодействии горных пород с горячими газами или растворами происходит изменение их химического состава. Соответственно метасоматоз может быть пневматолитовым и гидро­термальным. При метасоматозе растворение старых и образование новых минералов происходит почти одновременно, так что порода сохраняет твердое состояние в течение всего процесса. Кристалли­зующиеся из растворов минералы замещают объем за объемом вмещающие породы. При этом сохраняются формы залегания и внут­реннее строение вмещающих пород.

¹ Критическая температура чистой воды равна 374,16° С, а минерали­зованной — 450°С и более.

Наиболее интенсивным является вулканический пневматолиз. Он, происходит в тех случаях, когда в атмосферу выносится огром­ное количество летучих компонентов. Минералы образуются в про­цессе возгона газов, при взаимодействии газа с газом или (в мень­шей степени) при метасоматических реакциях. Образовавшиеся минералы осаждаются в трещинах застывших лав, окружающих горных породах, на стенках кратеров вулканов. Так образуются ' самородная сера, некоторые сульфиды (пирит, реальгар и др.), многие галоидные соединения (флюорит, нашатырь, поваренная соль), окислы (гематит, магнетит). Промышленное значение вулка­нических пневматолитов очень ограниченно, так как они образуются в небольшом количестве.

Гидротермальный процесс — это образование (кристаллизация) минералов из горячих водных растворов, которые поднимаются из глубин Земли к ее поверхности. Гидротермальные растворы образо­вались путем конденсации выделившихся из магмы водяных ларов.

Гидротермальный процесс в отличие от пневматолитового протекает при более низких температурах и давлениях, в интервале температур 400—350°С вплоть до температур, близких к поверх­ности.

Гидротермальный процесс постепенно сменяет процесс пневматолитовый. В одной и той же минеральной жиле (иногда даже в одном кристалле) раньше образовавшаяся часть может иметь пневматолитовое происхождение, а более поздняя — гидротермальное. Поэтому гидротермальные жилы иногда называют пневматолито-гидротермальными.

Вода, которая принимает участие в гидротермальном минерале-образовании, может быть связана как с магмой — ювенильные воды, так и с поверхностными явлениями — вадозные воды. Последние могут проникать на значительные глубины, нагреваться за счет внутренней энергии Земли и приводиться в движение тектони­ческими процессами. При этом движении нагретые водные растворы (гидротермы) используют различные тектонические нарушения — разломы, трещины, зоны контактов и переносят разнообразные минеральные вещества, либо отлагая их по пути на стенках трещин и пустот, либо метасоматически взаимодействуя с вмещающими породами. Так возникают ценные рудные гидротермальные жилы или жильные месторождения, в которых концентрируются золото, серебро, медь, железо, свинец, цинк, олово, ртуть, большей частью в виде сернистых соединений, а также редкие и радиоактивные металлы. Рудные жилы сложены в основном кварцем, кальцитом, баритом.

Различают среди гидротермальных жил высоко-, средне- и низкотемпературные. Эти типы жил отличаются между собой по минералогическому составу.

Высокотемпературные, или гипотермальные, жилы образуются на относительно больших глубинах (до 3—5 км), в небольшом удалении от магматической интрузии при температуре 400—300 °С и значительном давлении. Жильная порода представлена в основ­ном кварцем и калиевым полевым шпатом, встречаются мусковит, топаз. Характерны рудные минералы молибдена, вольфрама, оло­ва, а также самородное золото. Типичные месторождения: кварцево-золоторудное месторождение Урала и северо-востока СССР, касситерито-сульфидные месторождения Восточной Сибири, кварцево-молибденитовые и вольфрамитовые месторождения Забайкалья, Бурятской АССР и др.

Среднетемпературные, или мезотермальные, жилы образуются на средней глубине от земной поверхности и на среднем удалении от интрузии при температуре от 300 до 200°С. Жилы сложены кальцитом, баритом. Характерны рудные минералы меди, цинка, свинца, серебра. Широко известны месторождения колчеданных руд Среднего Урала, а также месторождения полиметаллических (свинцово-цинковых с примесью серебра) руд Алтая, Кавказа (Садонское) и Забайкалья.

Низкотемпературные, или эпитермальные, жилы возникают на малых глубинах и на значительном удалении от интрузии при тем­пературе ниже 200 °С и незначительном давлении.

Тело жилы сложено баритом, флюоритом, халцедоном и низко­температурным кварцем, кальцитом. Из рудных наиболее типичны минералы сурьмы, ртути, мышьяка (например, месторождение Хайдаркен (Средняя Азия), Никитовское (Донбасс).

В близких от поверхности условиях идут процессы минералообразования из коллоидных растворов (пирит, марказит и др.).

Схема расположения гидротермальных образований приведена на рисунке 36.

Остаточные водные растворы, в значительной степени смешан­ные с поверхностными водами, иногда выходят на поверхность в виде минеральных источников. Горячие источники (термы) имеют различную температуру (иногда до 100 °С) и различный состав рас­творенных газов и минеральных веществ. Одни из них спокойно вытекают на поверхность в виде струй или потоков горячей и теп­лой воды, другие вырываются в виде пароводяных столбов и фон­танов (гейзеры). Содержащийся в горячих водах источников рас­твор кремнезема отлагается на поверхности в виде кремнистых ту­фов, или гейзеритов, углекислый кальций — в виде известковых туфов — травертинов.

С горячими источниками связано иногда и образование минера­лов: киновари, антимонита, реальгара, кварца, опала, кальцита, флюорита и др.

ЭКЗОГЕННОЕ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЕ

Экзогенные минералы образуются в результате действия атмо­сферных агентов (Н₂О, СО₂, О₂), поверхностных водных растворов, жизнедеятельности организмов. С изменением температуры и давле­ния первичные минералы магматического происхождения (силикаты) подвергаются физическому и химическому превращению, распада­ются на составные части, а на их месте образуются новые мине­ралы, более устойчивые в условиях поверхности земли. Это минералы, богатые кислородом: окислы, гидроокислы, сульфаты, кар­бонаты, фосфаты, водные алюмосиликаты. Минеральные скопления обычно землистые, рыхлые, натечные, но встречаются и, плотные, зернистые.

Экзогенные минералы в зависимости от условий их образования разделяются на несколько генетических групп: 1) гипергенные — минералы выветривания; 2) осадочные минералы, выделяющиеся из водных растворов морей, озер и болот; 3) биогенные (органоген­ные) минералы, образующиеся при участии организмов или как продукты разложения органических тел.

Гипергенные минералы образуются в процессе выветривания. Это разрушительный процесс, которому подвергаются минералы и горные породы под влиянием колебаний температуры, химического воздействия воды, кислорода и углекислого газа, а также почвенных органических веществ, возникших в результате жизнедеятель­ности растений и животных или при их отмирании и разложении. Наиболее активно выветривание протекает близ, поверхности земли.

Различная интенсивность воздействия того или другого агента выветривания определяется физико-географическими условиями окружающей среды.

В этом едином и сложном процессе может быть условно выделе­но физическое и химическое выветривание. Биологическое (органи­ческое) воздействие на горные породы фактически сводится либо к физическому, либо к химическому процессу.

Физическое выветривание. На первой стадии выветривания пре­обладает механическое (физическое) разрушение, т. е. измельчение горных пород. Новых минералов при этом не образуется. Под влиянием суточного и сезонного прогревания и благодаря резко различному объемному и линейному расширению минералов горные породы рассекаются густой сетью тончайших трещин, в которые поступает вода, создающая капиллярное давление, измеряемое сотнями и тысячами килограммов на 1 см². Трещины расширяются, и начинает действовать замерзание-размерзание воды. В ре­зультате порода дробится и получается обломочный элювий: так называют оставшиеся на месте несмещенные продукты физического выветривания.

Наиболее быстро физическое выветривание идет в странах с рез­ко континентальным климатом: в полупустынях и пустынях, по­лярных и высокогорных областях.

Различной величины обломки, песок и глинистые минералы с места разрушения сносятся речными потоками в пониженные уча­стки рельефа. При переносе рекой обломки распределяются по размерам, окатываются. Вместе с обломками горных пород река может переносить частички золота, платины, кристаллы алмазов, оловянного камня и других химически устойчивых минералов с большой плотностью. Так, накопляясь в обломках горных пород, возникают золотые, алмазные россыпи.

Измельчение пород сопровождается увеличением общей поверх­ности частиц и способствует развитию химических, физико-хими­ческих и биохимических процессов с образованием новых мине­ралов.

Химическое выветривание. Основной агент химического выветри­вания — вода. Почвенные и грунтовые воды оказывают растворяю­щее действие на минералы. Даже чистая вода без растворенных в ней газов — мощный растворитель вследствие наличия в ней химически активных свободных ионов Н¹⁺ и ОН¹".

В зависимости от концентрации этих ионов вода обладает кис­лотными или щелочными свойствами.

Мерой кислотности или щелочности является величина рН, которая возрастает с уменьшением концентрации водородных ио­нов и наоборот. При рН > 7 реакция растворов щелочная, при рН < 7 — кислая и при рН = 7 — нейтральная. Для болот, тор­фяников и некоторых термальных источников характерны кислые воды. Морская вода имеет слабощелочную реакцию, воды соленых озер и грунтовые воды засоленных почв — резко щелочную.

Под воздействием воды происходит гидратация, т. е. поглоще­ние воды минералом, и образуются минералы, содержащие воду. Например, ангидрит (СаSО₄) переходит в гипс (СаSО₄•2Н₂О), что сопровождается увеличением объема в 1,5 раза; гематит Fе₂О₃ — в лимонит Fе₂О₃•nН₂О и др. Гидратация в более сложных по со­ставу и структуре минералах-силикатах, алюмосиликатах ведет к образованию гидрослюд, гидрохлоритов и т. п.

Окисление — воздействие кислорода (О₂) на минералы — вы­зывает переход закисных соединений в окисные и даже в переки­си (пиролюзит МnО₂). Минералы, содержащие элементы с несколь­кими степенями валентности (железо, марганец, сера и др.), осо­бенно подвержены окислению.

Растворение и гидролиз алюмосиликатов магматических и мета­морфических пород приводят к разложению минералов с выносом отдельных элементов и присоединением гидроксильных ионов. В результате гидролиза кристаллическая решетка минерала полностью перестраивается в связи с изменением состава образующих ее ионов, а также может быть целиком разрушена и заменена но­вой. Например, из полевого шпата — ортоклаза — образуются по­таш, каолинит, опал по реакции:

4 К [(АlSi₃)O₈]+nН₂0+2С0₂

ортоклаз

А1₄ [Si₄O₁₀ (ОН)₈+2К₂С0₃+8SiO₂.[(n-4)Н₂0]

каолинит поташ опал

Аналогично разложение полевых шпатов — плагиоклазов, ос­нованиями которых являются Na и Са.

Разрушение ортоклаза важно для развития растений, так как нужный им калий непосредственно из ортоклаза не усваивается вследствие нерастворимости ортоклаза в воде и кислотах. При вы­ветривании же калий переходит в растворимую форму (поташ) и легко извлекается растениями, а каолинит (как труднорастворимое соединение) остается на месте своего первоначального залегания.

Выветривание калиевых полевых шпатов является главным источником накопления калия в почве и образования каолинита — основного минерала каолиновых глин.

В условиях жаркого тропического климата при сильном увлаж­нении и воздействии организмов происходит латеритовое выветрива­ние алюмосиликатов, полевошпатовых магматических и метаморфи­ческих пород. В процессе гидролиза полевых шпатов и других алюмосиликатов (слюды), а также каолинита полностью нару­шается связь между алюминием и кремнеземом и образуются бок­ситы, состоящие из гидраргиллита (гиббсита) А1₂О₃•ЗН₂О либо бёмита, или диаспора, А1₂О₃•Н₂О (содержащих в виде примеси окис­лы железа и др.), лимонит Fе₂О₃•nН₂О, опал SiO₂•nН₂О, а также пиролюзит МnО₂, псиломеланвад МnО•МnО₂•nН₂О.

При латеритовом выветривании бесполевошпатовых пород (ульт­раосновных) за счет разложения оливина Мg₂ [SiO₄] (в состав ко­торого в виде изоморфной примеси к магнию входит никель) про­исходит накопление никеля и частично кобальта. При этом магний выщелачивается, выносится поверхностными водными растворами на глубину 5—10 м и образует карбонат магния — магнезит Мg [СО₃].

В процессе выветривания сульфидных руд выделяются три зо­ны: окисления, выщелачивания и вторичного сульфидного обога­щения.

Зоны окисления — верхняя часть разрушающейся рудной жи­лы. В результате окисления и гидратации из первичных сульфи­дов (пирит, халькопирит и др.) образуются новые минералы в виде окислов (куприт), гидроокислов (лимонит), труднорастворимых на поверхности углекислых (малахит) и сернокислых солей (сульфа­тов), обогащенных сульфидов меди и других металлов, а также самородных элементов — золота, серебра и меди. Зона окисления имеет бурый (красно-бурый) цвет из-за присутствия лимонита.

Зона выщелачивания. Металлы, сульфаты которых являются легкорастворимыми (например, ZnSО₄, СuSО₄), в кислой среде могут выщелачиваться из зоны выветривания (окисления), и же­лезная шляпа окажется полностью освобожденной от этих метал­лов. Если выветривание происходит среди карбонатных вмещаю­щих пород, сульфаты вступают в реакцию с карбонатами и в ре­зультате химического взаимодействия образуются новые минералы (Zn[СО₃] — смитсонит, Рb [СО₃] — церруссит), иногда дающие про­мышленные месторождения.

Зона вторичного сульфидного обогащения. Поверхностные воды, обогащенные растворимыми сульфатами, просачиваются ниже уров­ня грунтовых вод и в условиях щелочной среды без доступа кисло­рода воздействуют на еще не измененные сульфиды с образованием новых минералов — вторичных сульфидов. Например, из халько­пирита образуются вторичные сульфиды, отличающиеся более высоким содержанием меди.

Процессы выветривания, которые приводят к образованию зон окисления, наиболее интенсивно протекают в областях влажного, жаркого климата и очень слабо проявляются на севере, особенно в районах вечной мерзлоты, а также в высокогорных областях, где более интенсивны процессы эрозии,

Кора выветривания — остаточные продукты выветривания, раз­вивающиеся на материнских породах и слагающие самую верхнюю часть земной коры.

Кора выветривания образуется в средних и тропических широ­тах преимущественно с влажным климатом и слабо расчлененным рельефом. Она состоит из скопления как первичных минералов, стойких к химическому воздействию (кварц, золото, магнетит), так и труднорастворимых, которые возникли при химическом вы­ветривании.

В зависимости от состава материнских пород, их текстуры, рельефа, а также от длительности отдельных стадий выветривания, климатических условий и др. образуются различные типы коры выветривания с различной мощностью.

При разрушении горных пород наиболее распространенными типами коры выветривания являются каолиновый и латеритовый. С ними связаны промышленные месторождения бокситов, никеля, каолинов и огнеупорных глин.

В зависимости от возраста кора выветривания может быть совре­менной или древней.

Осадочные минералы отлагаются в водных бассейнах (озерах, морях и океанах), которые обогащены солями, вынесенными из ма­териковых областей в виде истинных растворов или коллоидов.

Химические осадки в водных бассейнах могут образовываться при испарении растворителя либо при коагуляции коллоидов в связи с присутствием в растворах электролитов.

К химическим осадкам относятся различные соли, гипс, карбо­натные породы (кальцит, доломит), а также руды железа, марган­ца, алюминия и некоторых других металлов.

В лагунах (отчлененных от моря заливах) и бессточных озерах, в областях с жарким и сухим климатом происходит усиленное испа­рение воды, концентрация солей повышается настолько, что даже хорошо растворимые соли — галит NаС1, а затем сильвин КС1 — начинают выпадать в осадок. В заливе Кара-Богаз-Гол ежегод­но образуются миллионы тонн мирабилита (глауберовой соли Na₂SO₄•10Н₃О). Так же в далеком прошлом накопились толщи галита и калийных солей в районах Соликамска, Солигорскаи других горо­дов. Здесь калийные соли чередуются с глинистыми осадками, обра­зуя слоистые руды из кристаллически-зернистых агрегатов.

Биогенные (органогенные) минералы. Значительная часть мине­ральных веществ (кальцит, кремнезем, соединения фосфора и др.), сносимых в море в виде растворов и взвесей, извлекается организ­мами для построения скелетных элементов. После отмирания орга­низмов на дне водоемов получаются скопления остатков раковин, панцирей, скелетов. Так образуются кальцит, арагонит, опал и др.

Некоторые виды бактерий добывают энергию для жизни, пере­водя в другое валентное состояние серу, железо, марганец, что способствует выделению этих элементов из раствора. Таково, например, происхождение Кингисеппского месторождения фосфоритов, руды которого gредставляют обломки фосфатизированных раковин брахиопод (оболид). Органогенными являются так называемые каустобиолиты (горючие горные породы: угли, горючие сланцы, нефть и др.), образованные самими организмами или продуктами их разложения.

Академик В. И. Вернадский выделил как особую оболочку Зем­ли биосферу, подчеркивая важную роль организмов в геологиче­ской истории земной коры.

МЕТАМОРФИЧЕСКОЕ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЕ

Метаморфизм (от греч. «метаморфоз» — превращение) — про­цесс изменения ранее образовавшихся минералов и горных пород (как эндогенных, так и экзогенных) в глубинных зонах земной коры под влиянием высокой температуры, давления, а также метасо­матоза (воздействия газов и горячих водных растворов).

Метаморфические процессы минералообразования разделяются на две группы: контактовый и региональный.

Контактовый процесс протекает на контакте двух пород. При внедрении в толщу окружающих горных пород магма воздействует на yих как своим теплом, прогревая их, так и горячими газами и газоводными растворами, поступающими из магмы или из глубин Земли по контакту магматической интрузии с вмещающими ее породами. В связи с изменением физико-химических условий на контакте возникают различные химические реакции с образовани­ем новых минералов. Весьма обычны в этих условиях процессы обезвоживания. Например, гидроокислы железа (лимонит), алюми­ния (боксит), кремнезема (опал), теряя воду, превращаются в без­водные окислы, лимонит — в гематит и магнетит, боксит — в корунд, опал — в кварц. По известнякам с примесью кварца раз­вивается минерал волластонит: СаСО₃+SiO₂ = СаSiO₃ + СО₂.

При воздействии тепла магмы происходит в основном перекри­сталлизация пород. Например, кварцевые пески, песчаники перекристаллизовываются в кварциты, известняки — в мрамор, ка­менные угли — в антрацит, графит.

В результате привноса химических элементов (магния, железа, кремнезема и др.) протекают процессы контактового метасоматоза, что приводит к образованию скарнов и грейзенов.

Особенно значительные преобразования происходят на контак­тах богатой летучими компонентами гранитной магмы с известня­ками и доломитами, легко переходящими в раствор. В результате метасоматоза возникают контактово-метасоматические породы — скарны, которые состоят преимущественно из силикатов кальция, железа, алюминия и др. (пироксены—диопсид, гранаты).

При достаточно высоком содержании рудного минерала обра­зуются рудные скарны, содержащие железо, медь, молибден, вольф­рам. Одновременно происходит изменение и в магматическом мас­сиве путем привноса элементов из карбонатных пород (Са, Мg). В связи со скарнами нередко образуются крупные месторождения железа (например, гора Магнитная на Урале), иногда молибдена, вольфрама и других металлов.

В глинистых сланцах на контактах развиваются богатые глино­земом минералы: корунд, андалузит, силлиманит и др.

При взаимодействии пневматолито-гидротермального раствора с уже закристаллизовавшимся гранитом образуются мусковит-кварцевые, топаз-кварцевые, турмалин-мусковит-кварцевые поро­ды — грейзены. В них возникают рудные минералы — оловянный камень (касситерит), берилл и др., содержащие редкие элементы.

Региональный процесс связан с погружением различных пород в толщу земной коры и поэтому протекает на больших глубинах, захватывая обширные площади (регионы). Породы, попадая в другую термодинамическую обстановку, перекристаллизовываются, метасоматически изменяются под влиянием высокого давления, температуры, паров и газов. Образуются более устойчивые в этих, условиях минералы: слюды, гранат, дистен, андалузит и др. Они являются породообразующими для широко распространенных ме­таморфических горных пород — кристаллических сланцев и гней­сов. Например, в таких условиях глина превращается в прочную и очень плотную породу — гранато-слюдяной сланец с крупными кристаллами граната, песчаники — в кварциты. В процессе ре­гионального метаморфизма могут образоваться крупные месторож­дения железных руд, например железные руды в железистых квар­цитах (Кривой -Рог, Курская магнитная аномалия).

ПАРАГЕНЕЗИС

Парагенезис (от треч. «пара» — возле, подле), или природная ассоциация, — это совместное нахождение минералов в природе, обусловленное общностью процесса их образования при сходных физико-химических и геологических условиях. Минералы находят­ся в горных породах и месторождениях в виде комплексов, взаимо­связанных единым процессом образования. Эти комплексы выдер­живаются с большим постоянством.

Несомненно, что парагенетические ассоциации отражают рас­смотренную нами последовательность выделения кристаллических фаз сначала из магматического расплава, затем из пегматитового остатка, газов и растворов, а также осаждения минералов из вод­ных бассейнов на земной поверхности.

В хромитовых месторождениях Южного Урала, имеющих маг­матическое происхождение, встречаются также оливин и платина. Для Дашкесанского контактного месторождения на Кавказе характерны магнетит, пирит, халькопирит. В пегматитовых месторож­дениях Свердловского района наблюдается парагенезис дымчатого кварца, ортоклаза, топаза, турмалина. Подобные сообщества мине­ралов находят и во многих других районах земного шара со сходны­ми условиями образования.

Садонское месторождение на Кавказе серебро-свинцово-цинковое. Уже давно известно, что минералы серебра, свинца и цинка особенно часто встречаются совместно (например, Алтай). Эта весьма характерная тесная ассоциация получила название поли­металлических руд.

Соликамское месторождение солей включает галит, сильвин, гипс. Подобные же минералы известны в других местах распро­странения химических осадков (например, Штасфурт — ГДР).

Парагенетические связи помогают при поиске полезных иско­паемых. Понятно, что при поисках хромита и платины необходимо исследовать магматические породы; руды свинца, серебра, цинка надо искать в гидротермальных жилах; руды олова, вольфрама, золота — среди кислых магматических пород (гранитов). Корен­ное золото ищут преимущественно в кварцевых жилах. Знание парагенезиса минералов облегчает и задачу поисков полез­ных ископаемых по их спутникам. Например, спутник алмаза — пироп — помог открытию коренных месторождений алмазов в Якутии.

Контрольные вопросы

1. Какие процессы называются эндогенными и какие экзоген­ными?

2. Какие компоненты входят в силикатную часть магмы и ка­кие в газовую?

3. Что такое лава и как она проникает на поверхность земли?

4. Какими путями может происходить дифференциация пер­вичной магмы?

5. Как протекает дифференциация магмы по схеме Боуэна?

6. Что такое эвтектика? Приведите пример эвтектической смеси.

7. Какие минералы образуются в собственно магматическую стадию?

8. Назовите главные пегматитовые минералы. В каких формах они встречаются?

9. Какие минералы образуются при пневматолитовом процессе?

10. Что такое метасоматоз?

11. Какие минералы образуются при высоко-, средне- и низко­температурном гидротермальном процессе?

12. На какие группы делятся экзогенные минералы?

13. Какие вы знаете минералы, образовавшиеся в результате процессов гидратации и окисления?

14. В результате какого процесса происходит выветривание полевых шпатов и какие продукты образуются при этом?

15. Назовите минералы, образующиеся в морях, болотах, озе­рах и лагунах.

16. Приведите примеры парагенетических ассоциаций мине­ралов.

КЛАССИФИКАЦИЯ МИНЕРАЛОВ.

ОБЩЕЕ ПОНЯТИЕ О КЛАССИФИКАЦИИ

В земной коре известно свыше 2000 видов минералов, ежегодно открываются новые виды (до 30—40). Изучение их невозможно без классификации. Минералы характеризуются различными призна­ками, по которым их объединяют в классы. Минералы классифици­руют: 1) по физическим свойствам; 2) по ведущему или характер­ному элементу — минералы, содержащие медь, свинец, железо и т. д. (геохимическая классификация); 3) по происхождению — генетическая классификация; 4) по территориальному признаку — географическая классификация (например, можно выделить мине­ралы хибинских тундр, Урала, Кавказа и др.); 5) по промышлен­ному применению.

Наиболее распространенной является химическая классифика­ция минералов, в основу которой положен химический состав. В данном пособии мы будем пользоваться, как это в настоящее время принято в минералогии, классификацией, основанной на химических и кристаллохимических (структурных) признаках:

I класс. Самородные элементы. II класс. Сернистые соединения (сульфиды). IV класс. Окислы и гидроокислы. III класс. Галоидные соединения.

V класс. Карбонаты. VI класс. Сульфаты. VII класс. Фосфаты. VIII класс. Вольфраматы. IX класс. Силикаты.

В отдельную, десятую группу объединяют органические соеди­нения. По характеру связи между атомами выделяют три типа хи­мических соединений в минералах.

I тип. Свободные атомы элементов. Сюда относится класс само­родных элементов — минералов, встречающихся в природе в само­родном виде.

II тип. Соединения катионов с простыми анионами. Сюда отно­сятся три класса минералов: 1) сернистые соединения, или суль­фиды. Это соединения металлов с серой или с аналогами серы — мышьяком, сурьмой и пр.; 2) галоидные соединения, или галогениды. Относящиеся сюда минералы представляют собой соеди­нения с галогенами — хлором, фтором и гораздо реже бромом и йодом; 3) окислы, или оксиды, — соединения металлов с кисло­родом.

III тип. Соединения катионов с комплексными анионами. В кристаллических структурах минералов этого типа присутствуют анионные комплексы, которые характеризуются очень прочной связью ионов кислорода с центральным катионом комплекса. В за­висимости от анионных комплексов сюда входят следующие классы минералов: карбонаты ([С0₃1^2-), сульфаты ([SО₄]^2-), фосфаты ([РО₄]^3-), вольфраматы ([WO₄]^2- и силикаты ([SiO₄]^4-). Анионные комплексы (или радикалы) прочно связаны между собой и пред­ставляют самостоятельные структурные единицы в кристалличе­ских структурах минералов. Форма их может быть различной. Например, анионный комплекс [SiO₄]^4- имеет форму правильного тетраэдра, в центре которого находится ион Si⁴⁺, а в вершинах — ионы кислорода. Комплексный анион [СО₃]^2- представляет собой плоский треугольник, в вершинах которого находятся ионы кисло­рода, а под центром треугольника — соответствующий катион. Анионные комплексы [РО₄]^3- и [SО₄]^2- имеют форму тетраэдров, Существуют и более сложные анионные комплексы, некоторые из них мы охарактеризуем при рассмотрении класса силикатов.

Контрольные вопросы

1. По каким признакам можно классифицировать минералы?

2. Какое практическое значение может иметь генетическая классификация минералов?

3. Какой признак минералов положен в основу для принятой в этом пособии классификации? ^ч

4. Назовите три типа химических соединений в минералах.

5. К какому из основных типов относятся сульфиды и к како­му сульфаты?