Betekhtin
.pdfРаздел V. Кислородные соли (оксисоли) |
631 |
Обычно имеют короткостолбчатую или таблицеобразную форму. Глав ным образом распространен в виде сферолитов и в сплошных массах поч ковидных агрегатов с радиально волокнистым строением в пустотах сре ди измененных изверженных основных горных пород.
Цвет пренита белый, серый, зеленовато серый, зеленый и желто зе леный, полупрозрачный. Блеск стеклянный, на поверхности почек — тус клый, восковой. Ng = 1,642, Nm = 1,618 и Np = 1,612.
Твердость 6,5. Спайность средняя по {001}. Излом неровный. Уд. вес 2,8—3,0.
Диагностические признаки. Для сплошных масс обычно характерна бледная окраска с зеленоватыми оттенками. От цеолитов, с которыми можно смешать пренит по внешнему виду, отличается более высокой твер достью, оптическими свойствами, а от халцедона — по поведению п. п. тр.
П. п. тр., вспучиваясь, быстро плавится в пузыристое стекло. В закры той трубке выделяет воду при высоких температурах (отличие от цеоли тов). В HCl медленно разлагается, не образуя студня SiO2.
Происхождение и месторождения. Пренит довольно часто устанав ливается в гидротермально измененных основных породах (габбро, диа базах), образуясь в большинстве за счет основных плагиоклазов. Наблю дается также в миндалинах и трещинах среди тех же пород в виде почковидных и радиально волокнистых агрегатов, часто в ассоциации с цеолитами, кальцитом, эпидотом. Нередко в парагенезисе с ним встреча ется самородная медь, как в известных месторождениях в районе оз. Вер хнего (США).
ВРоссии он описан во многих пунктах Урала, Кавказа, Закавказья
идр. Сферокристаллы пренита с гранной поверхностью находятся с каль цитом, анальцимом и цеолитами в гидротермально выполненных пусто тах основных пород месторождений Озерное в басс. Нижней Тунгуски и на р. Воеволи Хан в верховьях Вилюя (Средняя Сибирь). Пренит с апо филлитом, кальцитом, цеолитами и ангидритом отмечен в полостях гидротермально измененных габброидов Талнахского месторождения в Норильске (север Средней Сибири). Сферолиты и корочки расщеплен ных кристаллов пренита с натролитом, кальцитом и хлоритом выполня ют поздние трещины в скаполитизированных плагиоамфиболитах на Климовском участке Чкаловского месторождения керамического сырья в Лоухском районе (Северная Карелия).
Хорошие образцы в виде корочек расщепленных кристаллов с эпидо том, кальцитом, цеолитами, халькопиритом, пиритом и гематитом на гра нат пироксен магнетитовом скарне известны на скарново железорудном месторождении Куржункуль (Сев. Казахстан).
ДАТОЛИТ — Ca[BSiO4(OH)]. Химический состав. CaO — 35,0 %, B2O3 — 21,8 %, SiO2 — 37,6 %, Н2О — 5,6 %. Сингония моноклинная; призмати
β= 90°09'.
1 |
2h |
0 |
0 |
0 |
632 |
Описательная часть |
Кристаллическая структура характеризуется наличием изолированных слоев из вершинно связанных кремнекислородных и борокислородно гид роксильных тетраэдров, причем активными являются вершины тех и дру гих (у борных тетраэдров [BO3(OH)]4 активны гидроксильные верши ны). Кремне борокислородная сетка построена из четверных и восьмерных колец. В межслойном пространстве находятся катионы Ca2+, координи рованные по скрученным кубам шестью анионами кислорода и двумя гид роксилами. Таким образом, датолит представляет собой слоистый боро силикат кальция, однако структура его носит существенные черты
координационной структуры, о чем говорят такие свойства, как плохая спайность. Облик кристаллов. Встре чаются кристаллы самого различно го облика (рис. 345), иногда необы чайно богатые гранями; преобладают {110}, {011}, {201} и др. Широко рас пространен в зернистых агрегатах.
Цвет белый, иногда с сероватым оттенком, часто бледно зеленый, реже желтый, красный, фиолетовый и оливково зеленый. Блеск стеклянный. Ng = 1,670, Nm = 1,653 и Np = 1,625.
Твердость 5—5,5. Спайность неясная по (001). Излом раковистый. Уд. вес 2,9–3,0.
Диагностические признаки. Узнается по характерному стеклянному блеску, раковистому излому и поведению п. п. тр. Легко определяется по оптическим константам под микроскопом.
П. п. тр. легко плавится, вспучиваясь, в прозрачное стекло. Пламя ок рашивает в зеленый цвет. Разлагается в HCl с выделением студенистого кремнезема.
Происхождение и месторождения. Встречается в рудных жилах, ча сто в пустотах миндалекаменных изверженных пород в ассоциации с каль цитом, пренитом, цеолитами, в участках скарновых образований и др.
В России служит предметом добычи в бороносных скарнах Дальне горского месторождения (Приморье), отмечен и на Сев. Урале. Был обна ружен в регионально метасоматических породах Алдана, в Эмельджак ском месторождении, где ассоциирован с диопсидом, флогопитом, апатитом, шпинелью и амфиболом в кальцифирах, образовавшихся на контакте известково карбонатных толщ с алюмосиликатными породами. Отмечен в гидротермальных жилах с апофиллитом, ксонотлитом , пре нитом и цеолитами в гидротермально минерализованных полостях в ос новных породах Норильских месторождений (Красноярский край).
Из иностранных месторождений упомянем: Андреасберг в Гарце (Гер мания) в жилах с кальцитом и сульфидами; месторождения самородной меди с цеолитами в районе Кивино в Мичигане (США); Арендаль (Нор вегия) в залежах магнетита и др.
Раздел V. Кислородные соли (оксисоли) |
633 |
Практическое значение. В случае крупных сплошных скоплений представляет несомненный промышленный интерес как источник бора. В отличие от многих боросиликатов, легко разлагается кислотами. О при менении бора см. ссайбелиит.
Подкласс Д. Силикаты с непрерывными трехмерными каркасами из тетраэдров (Si,Al)O4 в кристаллических структурах
Многие из силикатов, характеризующихся трехмерным сочленением анионных тетраэдров (Si,Al)O4, принадлежит к числу весьма широко рас пространенных и важных породообразующих минералов.
Уже указывалось, что соединения этого подкласса с химической точки зрения, представляют собой почти исключительно алюмосиликаты, т. е. та кие соединения, в кристаллических структурах которых участвуют анион ные комплексы, состоящие не только из тетраэдров SiO4, но и из тетраэдров АlO4. При этом число ионов Si4+, замещенных ионами Al3+, не превышает половины. Как правило, устанавливаются стехиометрические соотношения Si : Al, равные либо 3 : 1, либо 1 : 1, т. е. комплексные анионы часто могут быть выражены следующими формулами: AlSi3O8 или AlSiO4 (Al2Si2O8).
Соотношение (Si + Al) : О в анионных радикалах всегда составляет 1 : 2. Следовательно, минералы данного подкласса гораздо ближе, чем другие силикаты, стоят к минералам группы SiO2 (кварцу, тридимиту, кристоба литу). В соответствии с этим и кристаллические структуры их близки между собой. Тетраэдры SiO4 и AlО4 сочленены между собой в трехмер ные каркасы (остовы, вязи) точно таким же образом, как тетраэдры SiO4 в минералах группы кварца, т. е. каждая вершина любого тетраэдра явля ется общей для другого, смежного тетраэдра. Однако при сохранении этого локального условия формы и строение пространственных каркасов раз личны для разных соединений.
Весьма характерно, что в числе катионов, занимающих полости в алю мосиликатных каркасах, принимают участие только ионы, обладающие большими ионными радиусами и, соответственно, большим координаци онным числом: Na1+, Са2+, К1+, Ва2+, Sr2+ изредка Cs1+, Rb1+ и (NH4)1+. Ка тионы малых размеров с характерной для них шестерной координаци ей: Mg2+, Fe2+, Mn2+, Al3+, Fe3+ и др., которые мы привыкли видеть в предыдущих подклассах, в соединениях рассматриваемого подкласса от сутствуют совершенно. С точки зрения правила баланса валентности это объясняется очень просто.
В самом деле, среди полевых шпатов, фельдшпатоидов и цеолитов — главных широко распространенных представителей этого подкласса — устанавливаются следующие типы анионных радикалов: [AlSi3О8]1–, [Al2Si2О8]2–, [Al2Si3О10]2– и др. Таким образом, на каждый ион О2– в пер вом случае приходится 1/8, во втором — 1/4, в третьем — 1/8 непогашенной отрицательной валентности, тогда как такие катионы, как Mg2+, которые
634 |
Описательная часть |
не могут быть окружены больше чем шестью ионами кислорода, требуют от каждого окружающего его кислородного иона по 1/3 отрицательной ва лентности, т. е. для них не хватает отрицательных зарядов, имеющихся в каркасах алюмокремнекислородных тетраэдров. Эти заряды могут быть нейтрализованы только с помощью более крупных одновалентных — Na1+, К1+ или двухвалентных — Са2+, Ва2+ катионов, требующих по необходи мости меньших порций заряда для компенсации, поскольку эти катионы могут находиться в окружении восьми или больше ионов кислорода. По этому присутствующие в расплаве или растворе катионы М2+, Fe2+ и т. д. входят в состав других минералов (пироксенов, роговых обманок, слюд и т. д.), образующихся в парагенезисе с полевыми шпатами.
Особый интерес представляют минералы с так называемыми структура ми внедрения, в которых, кроме трехмерных анионов каркасного строения, участвуют такие добавочные анионы, как F1–, Cl1–, [ОН]1–, [SO4]2–, [CO3]2– и др. Последние не имеют непосредственной связи с Si4+ или Al3+, входящими в состав тетраэдров. Они самостоятельно связаны с щелочными и щелочно земельными катионами Na1+, Ca2+, Ва2+ и др., общее число которых в этих минералах, естественно, выше, чем в более простых соединениях. Так как размеры добавочных анионов довольно велики, то они могут располагаться только среди больших полостей в кристаллических структурах.
Замечательной особенностью состава так называемых цеолитов яв ляется наличие в них слабоудерживаемых молекул Н2О. Как при обезво живании, так и при оводнении или замещении их молекулами других веществ (например, спирта) кристаллические структуры минералов рас сматриваемой группы не разрушаются. Эти характерные свойства цео литов также определяются существованием в них «каналов», достаточно свободных для продвижения как молекул воды, так и других веществ. Другой важной химической чертой минералов группы цеолитов являет ся их способность к обмену катионами: Na1+ может заменяться другими ионами — Ag1+, Li1+, [NH4]1+ и др., содержащимися в растворах. При этом, как показывают рентгенометрические исследования, кристаллические структуры не изменяются.
Физические свойства минералов, обладающих трехмерно развитыми анионными радикалами в кристаллических структурах, характеризуют ся некоторыми особенностями. Прежде всего бросается в глаза их свет лая окраска (катионы металлоβ хромофоров с шестерной координацией, как указывалось, не принимают участия в составе этих минералов). За тем минералы рассматриваемого подкласса в целом обладают наимень шими показателями преломления по сравнению с силикатами других подклассов, что находится в полном соответствии с большими молеку лярными объемами кристаллических решеток на один О2+. С последним обстоятельством связаны и меньшие удельные веса. Характерно, что при замене одновалентных катионов (Na1+, К1+) двухвалентными (Са2+, Ва2+),
636 |
Описательная часть |
приходится на долю метаморфических горных пород, преимущественно гнейсов и кристаллических сланцев; остальные 10–11 % падают главным образом на песчаники и конгломераты, в которых полевые шпаты встре чаются в виде окатанных зерен или входят в состав галек.
По своему химическому составу полевые шпаты представляют алю мосиликаты Na, К и Са — Na[AlSi3O8], K[AlSi3O8], Ca[Al2Si2O8], изредка Ba — Ba[Al2Si2O8]. Иногда в ничтожных количествах присутствуют Li, Rb, Cs в виде изоморфной примеси к щелочам и Sr, заменяющий Са.
Другой характерной особенностью минералов этой группы является их способность образовывать изоморфные, главным образом бинарные ряды. Таковы, например, ряды: Na[AlSi3O8]—Ca[Al2Si3O8], Na[AlSi3O8]— K[AlSi3O8] и K[AlSi3O8]—Ba[Al2Si2O8]. Для первых двух пар наглядное представление о степени распространенности и совершенства явлений изоморфизма дает диаграмма составов полевых шпатов (рис. 346).
Рис. 346. Диаграмма колебаний химического состава полевых шпатов
Кристаллизуются эти минералы в моноклинной или триклинной син гонии, причем те и другие по морфологическим признакам малоотличимы друг от друга. Рентгенометрические исследования показывают большое сходство в кристаллической структуре всех полевых шпатов (рис. 347).
Много общего мы находим и в физических свойствах этих минера лов. Все они имеют преимущественно светлую окраску; относительно низкие показатели преломления; большую твердость (6–6,5); совер шенную спайность по двум направлениям, пересекающимся под углом, близким к 90°, и сравнительно небольшие удельные веса (2,5–2,7). По этим признакам они довольно легко отличаются от похожих на них минералов.
Раздел V. Кислородные соли (оксисоли) |
637 |
В крупнокристаллических мас |
|
сах они наблюдаются в гранит |
|
ных пегматитах в ассоциации с |
|
кварцем, часто крупнокристал |
|
лической слюдой и редкими ми |
|
нералами, содержащими летучие |
|
компоненты (топаз, берилл, тур |
|
малин и др.). В миаролитовых по |
|
лостях иногда встречаются друзы |
|
хорошо образованных крупных |
|
кристаллов полевых шпатов. |
|
Соответственно особенностям |
|
химического состава полевые |
|
шпаты разбиваются на следу |
Рис. 347. Основной мотив структуры |
|
ющие три подгруппы. |
полевых шпатов в шариковой модели (а) |
|
А. Подгруппа натриево каль |
и в полиэдрах (б) — зигзагообразная лента |
|
из четверных колец, вырезанная из каркаса. |
||
циевых полевых шпатов, называ |
||
По Н. В. Белову |
||
емых плагиоклазами, представля |
|
ющих непрерывный при высоких температурах изоморфный ряд Na[AlSi3O8]—Ca[Al2Si2O8]; нередко в незначительных количествах в виде изоморфной примеси в них содержится также K[AlSi3O8].
Б. Подгруппа кали натриевых полевых шпатов, которые при высоких температурах также способны давать непрерывные твердые растворы K[AlSi3O8]—Na[AlSi3O8], распадающиеся при медленном охлаждении на два компонента существенно калиевых и существенно натриевых (ср. га лит–сильвин). Содержание в виде изоморфной примеси Ca[Al2Si2O8] обычно совершенно незначительно.
В. Подгруппа редко встречающихся кали бариевых полевых шпатов, называемых гиалофанами, представляющими также изоморфные смеси K[AlSi3O8]—Ba[Al2Si2O8].
Подгруппа плагиоклазов
Как уже указано, относящиеся к этой подгруппе минералы представ ляют прекрасно изученный бинарный ряд изоморфных смесей, крайние члены которого носят названия альбит — Na[AlSi3O8] и анортит — Ca[Al2Si2O8]. Согласно данным о природных и искусственных соедине ниях, существуют все разности беспрерывно меняющегося состава от чистого альбита (Ab) до анортита (An).
Классификация минеральных видов этого изоморфного ряда услов но дается в табл. 19.
ПЛАГИОКЛАЗЫ — (100 – n)Na[AlSi3O8] nCa[Al2Si2O8], где n меня ется от 0 до 100. Плагиоклаз в переводе с греч. — косораскалывающийся. По сравнению с другими полевыми шпатами, у которых угол между
638 |
Описательная часть |
|
|
|
|
|
|
Таблица 19 |
|
Классификация подгруппы плагиоклазов |
||||
|
|
|
|
|
Минерал |
|
Содержание |
Сингония |
|
|
|
анортитовой |
|
|
|
|
молекулы |
|
|
|
|
(An), % |
|
|
|
|
|
|
|
Альбит (Ab) — Na[AlSi3O8] |
|
0–10 |
Триклинная сингония |
|
|
|
|
|
|
Изоморфные смеси Ab + An: |
|
|
Триклинная сингония |
|
Олигоклаз |
|
10–30 |
» |
|
Андезин |
|
30–50 |
» |
|
Лабрадор |
|
50–70 |
» |
|
Битовнит |
|
70–90 |
» |
|
|
|
|
|
|
Анортит (An) — Ca[Al2Si2O8] |
|
90–100 |
» |
|
|
|
|
|
|
плоскостями спайности (001) и (010) равен 90° или очень близок к этой цифре, у плагиоклазов он меньше — 86°24′–86°50′. Название «альбит» про исходит от лат. albus — белый; анортит — от греч. анортос — косой (име ется в виду кристаллизация в триклинной сингонии).
Ввиду исключительного значения состава плагиоклазов для система тики изверженных пород Е. С. Федоров предложил очень удобную и наи более рациональную классификацию с обозначением каждого плагиокла за определенным номером соответственно процентному содержанию в нем анортитовой молекулы. Так, например, плагиоклаз № 72 представляет изо морфную смесь, содержащую 72 % анортита и 28 % альбита. При этом пре небрегают обычно незначительной изоморфной примесью K[AlSi3O8].
Иногда для общих соображений при систематике изверженных по род удобно придерживаться грубого деления плагиоклазов по их составу,
а именно: |
|
· |
плагиоклазы кислые № 0–30; |
· |
плагиоклазы средние № 30–60; |
· |
плагиоклазы основные № 60–100. |
Здесь названия «кислый», «средний», «основный» применены не в обычном смысле: они обусловлены тем, что содержание SiO2 (кремне кислоты) от альбита к анортиту постепенно падает; это можно видеть из сопоставления химических формул конечных членов данного изоморф ного ряда.
Химический состав (теоретический) приведен в табл. 20, где показа ны содержания Na2O, CaO, Al2О3 и SiO2 для пяти номеров плагиоклазов.
Почти всегда имеется примесь К2О, иногда до нескольких процентов. Часты также ничтожные примеси BaO (до 0,2 %), SrO (до 0,2 %), FeO, Fe2O3 и др.
|
Раздел V. Кислородные соли (оксисоли) |
639 |
|||||
|
|
|
|
|
|
Таблица 20 |
|
|
Химический состав и удельные веса плагиоклазов |
|
|
||||
|
|
|
|
|
|
|
|
Состав |
|
|
Плагиоклазы |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
№ 0 |
№ 25 |
№ 50 |
|
№ 75 |
№ 100 |
|
|
|
|
|
|||||
|
|
|
|
|
|
|
|
Na2O |
10,76 |
8,84 |
5,89 |
|
2,92 |
— |
|
CaO |
— |
5,03 |
10,05 |
|
15,08 |
20,10 |
|
Al2O3 |
19,40 |
23,70 |
28,01 |
|
32,33 |
36,62 |
|
SiO2 |
68,81 |
62,43 |
56,05 |
|
49,67 |
43,28 |
|
Уд. вес |
2,624 |
2,643 |
2,669 |
|
2,705 |
2,758 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Гомогенные при высоких температурах твердые растворы плагиокла зов, испытывая медленное охлаждение в эндогенных условиях, испыты вают ряд структурных превращений. При понижении температуры упо рядочение Al и Si по позициям в каркасе чистого альбита является весьма энергетически выгодным процессом, поэтому в изначально гомогенной фазе происходят изменения, которые ведут к обособлению плагиоклаза с малыми номерами. Так происходит постепенный спинодальный рас пад в нескольких интервалах, с образованием двухфазных пластинча
°
тых структур распада с масштабами выделений от 500 до 5000 A. Обра зующиеся при распаде пары фаз отвечают составам с номерами приб лизительно № 0–№ 33, № 45–№ 60 и № 65–№ 90. Плагиоклазы с соста вами вне этих интервалов, как показала электронная микроскопия, так же не остаются гомогенными твердыми растворами, но приобретают мо дулированную тонкую структуру с частичным перераспределением натрия и кальция между по разному ориентированными в зависимости от номера плагиоклаза плоскопараллельными доменами. Домены, поло вина которых имеет альбитоподобную структуру, а половина — анорти топодобную, имеют в зависимости от начального состава плагиоклаза по
°
перечный масштаб от 25 до 180 A. В низкотемпературном (субсолидусном) поведении медленно охлаждавшихся, так называемых «низких» плаги оклазов остается еще много спорного и не до конца объясненного.
Быстро охладившиеся, вулканогенные твердые растворы плагиоклазов метастабильно сохраняют свое гомогенное состояние в течение тысяч лет благодаря эффекту закалки. Такие плагиоклазы называются «высокими».
Сингония триклинная; пинакоидальный в. с. Пр. гр. Р1 (С1i). Альбит: a0 = 8,23; b0 = 13,03; с0 = 7,25; α = 94°03′; β = 116°29′; γ = 88°09′. Анортит: a0 = 8,18; b0 = 12,89; c0 = 2 × 7,09; α = 93°13′; β = 115°5б′; γ = 91°12′ (анортит имеет несколько иную структуру, отличающуюся от альбитовой лишь удво ением одного параметра ячейки из за другой схемы упорядочения Al и Si). Облик кристаллов. Хорошо образованные простые кристаллы встречаются относительно редко. Они имеют таблитчатый и таблитчато призматический облик. Наиболее обычный вид их представлен на рис. 348.
640 |
Описательная часть |
|
|
|
Простые двойники редки, зато |
|
|
чрезвычайно широко распростране |
|
|
ны сложные полисинтетические |
|
|
двойники (рис. 349), наблюдаемые |
|
|
нередко невооруженным глазом в |
|
Рис. 349. Штрихов |
виде характерной частой штрихов |
|
ки на плоскостях спайности по |
|
|
ка на плоскости |
|
|
(001). В тонких прозрачных шли |
|
Рис. 348. Крис |
спайности плагиок |
|
талл альбита. Угол |
лаза как признак |
фах полисинтетические двойники |
между (001) и |
полисинтетического |
сразу обнаруживаются при скре |
(010) равен 86°24′ |
двойникования |
щенных николях и настолько ти |
|
|
пичны, что позволяют быстро отличить плагиоклазы от других минера лов. Для кристаллов плагиоклаза характерно зональное распределение состава, в большинстве случаев внутренняя область (ядро) кристаллов магматогенных плагиоклазов имеет более основной состав, что соответ ствует высокой температуре плавления анортита в сравнении с альби том. Периферия характеризуется более кислым составом.
Агрегаты. Альбит в миаролитовых пустотах среди пегматитов доволь но часто наблюдается в виде друз или агрегатов, пластинчатых кристал лов, иногда называемых клевеландитом. Встречаются также зернисто кристаллические породы, состоящие почти целиком из плагиоклазов. Таковы, например, сахаровидная альбитовая порода, образующаяся не редко метасоматическим путем в пегматитах, анортозиты или лабрадо риты Украины, используемые в качестве облицовочного камня, и др.
Цвет белый, серовато белый, иногда с зеленоватым, синеватым, реже красноватым оттенком. Лабрадоры нередко выглядят темно серыми до черных благодаря обильным включениям титаномагнетита. Блеск стек лянный. Показатели преломления закономерно возрастают от альбита (Ng = 1,536, Nm = l,529, Np = 1,525) до анортита (Ng = l,588, Nm = 1,583, Np = 1,575). Однако более тонкие особенности кристаллооптики плагиокла зов зависят от структурного их состояния, поэтому следует использовать разные наборы справочных данных для высоких и низких плагиоклазов.
Разновидности, получившие особые названия благодаря некоторым оптическим эффектам, заслуживают подробного описания:
1) лунный камень — изредка плагиоклаз (но чаще — кали натровый полевой шпат), обладающий рассеянным в широком угловом интервале, своеобразным нежно синеватым отливом или сиянием в объеме, напо минающим лунный свет. Нередко лунные камни и проявляемый ими эффект незаслуженно смешивают с иризацией (см. ниже). Однако при рода адуляресценции (так называется присущий лунным камням эффект) связана с рассеянием белого света на субмикроскопических точечных, непротяженных дефектах типа микропертитовых вростков, простран ственных флуктуаций состава и т. п. Согласно теории Рэлея, коротковол