Betekhtin

Месторождения. Распространён в пустотах траппов рек Нидым и Гончак бассейна Нижней Тунгуски, с кальцитом, анальцимом, апофиллитом и стиль битом. Встречается в пустотах эффузивных пород (базальтов и др.), напри мер в Исландии. Спорадически наблюдался в жильных серебряных место рождениях Андреасберг в Гарце (Германия), Конгсберг (Норвегия) и др.

ФИЛЛИПСИТ8K — (K2,Ca, Na2, Ba)2 3[Al4 6Si12 9O32] · 12H2O. Химический состав. SiO2 — 44–48 %, Аl2О3 — 22–24 %, CaO — 3–8 %,

К2О — 4–11 %, Na2O (до 6 %), Н2О — 15–17 %. В этой группе выделены также филлипсит Ca и филлипсит Na с доминированием соответствую щих катионов.

Сингония моноклинная: моноклинно призматический в. с. Облик кристаллов столбчатый (вдоль оси а). Простые крис таллы редки. Обычно наблюдаются двойники, часто ромбического или квадратного сечения, а также чет верники (рис. 367), иногда крестообразного сечения со

штриховкой по {010} параллельно ребру между b (010) Рис. 367. Четвер и m (110). Встречаются и более сложные двойниковые

срастания.

Цвет. Бесцветный или белый с сероватым, желтоватым и краснова тым оттенком. Блеск стеклянный. Ng = 1,503, Nm = 1,500 и Np = 1,498.

Твердость 4–4,5. Хрупкий. Спайность по {001} и {010} довольно яс ная. Уд. вес 2,2.

Диагностические признаки. Характерны формы двойников. Очень похож на более редко встречающиеся гармотом и стильбит, но отличает ся от них по оптическим константам.

П.п. тр. сильно крошится, частично вспучивается и затем плавится

вбелую эмаль. В HCl растворяется с выделением хлопьевидного или сту денистого кремнезема.

Месторождения. Как и другие многие цеолиты, встречается в пустотах эффузивных, в частности щелочных пород (лейцитовых базальтов и др.) в виде миндалин, секреций на стенках пустот, например, среди лав на Мон те Сомма (Везувий), в Сицилии, Исландии и в других местах. Образуется также в современных глубоководных осадках Тихого океана, вероятно, как продукт разложения вулканического пепла (до 20–30 % всего осадка).

ГАРМОТОМ —(Ba,К2,Na2,Ca)5[Al10Si22O64] · 24H2O. Сингония моноклин ная. Чрезвычайно характерны двойники крестообразного сечения, вытя нутые вдоль оси а, аналогичные двойникам филлипсита (рис. 368).

Цвет белый с сероватым или желтоватым оттенками, а также бурый, красный. Ng = 1,508, Nm = 1,505 и Np = 1,503.

Твердость 4,5. Спайность по {010} заметная, по {001} несовершенная. Уд. вес 2,44–2,50. П. п. тр. белеет, крошится и без вспучивания плавится довольно трудно в белое просвечивающее стекло. В HCl разлагается с вы делением порошкообразного кремнезема.

Встречается в сходных с другими цеолитами ус ловиях, главным образом в эффузивных извержен ных породах, иногда в гнейсах и некоторых гидротер мальных рудных месторождениях. В типичной для цеолитов ассоциации в полостях основных эффузи вов обнаружен в долине р. Воеволи Хан на севере Красноярского края. С кальцитом, хлоритом, натро литом и другими цеолитами гармотом содержится в полостях якупирангитов Африканды (Кольский по луостров), содержащих щелочные пироксен и амфи бол, магнетит и перовскит. Отмечены находки его в

месторождениях Андреасберг в Гарце (Германия) с галенитом, сфалеритом, кварцем и др.; в окрестностях Строншиана (Шотландия) с кальцитом, га ленитом и др.

СТИЛЬБИТ — (Ca, Na2)[Al2Si6O16] · 6H2O. От греч. стильбе — блис таю. Синоним: десмин.

щепляется, вспучивается, принимает веерообразные и червеобразные формы и сплавляется в белую эмаль. В HCl разлагается с образованием порошковатого кремнезема.

Встречается в пустотах и трещинах в виде секреций, преимуществен но в эффузивных изверженных породах. Иногда устанавливается в руд ных гидротермальных жилах. В России наблюдался на Ангаре близ д. Черной, в бассейне Нижней Тунгуски (Красноярский край), в Малом Куналее (Бурятия) и в других местах. Известен в Крыму (Карагач около Симферополя, Украина), около Боржоми (Грузия).

ЗАКЛЮЧИТЕЛЬНАЯ ЧАСТЬ

Глава 1

МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ ЗЕМНОЙ КОРЫ

Количественное значение различных типов химических соединений в земной коре. Общее число названий минералов, встречающихся в ста рой и новой геологической литературе, достигает 6000. Однако при кри тическом подходе к установлению минеральных видов и их разновидно стей на основе рациональной классификации подавляющее большинство этих названий должно быть оставлено по ряду соображений. Прежде все го, многие из них, как это доказано с помощью современных точных ме тодов исследования, представляют собой механические смеси. Весьма значительное число названий оказалось синонимами одних и тех же ми неральных веществ, отличающихся друг от друга либо по степени дис персности кристаллической фазы, либо по некоторым внешним призна кам (оттенку окраски, форме кристаллических индивидов и др.), либо по несущественным отличиям в химическом составе (особенно для назва ний разновидностей) и т. д.

Если упразднить все эти синонимы и вычеркнуть из списка минераль ные смеси, то число действительных минеральных видов в настоящее время выражается цифрой немного менее 1500. Кроме того, сохраняется около 200 названий для разновидностей. Правда, следует заметить, что в ряде случаев реально существующие разновидности минеральных видов не имеют специальных названий.

По главным типам химических соединений число минеральных ви дов распределяется следующим образом.

1.Силикаты и алюмосиликаты — 25,8 %.

2.Фосфаты и их аналоги — 18,0 %.

3.Сульфиды и их аналоги — 13,3 %.

4.Окислы и гидроокислы — 12,7 %.

5.Сульфаты — 9,4 %.

6.Галогениды — 5,8 %.

7.Карбонаты — 4,5 %.

8.Самородные элементы — 4,3 %.

9.Бораты — 2,9 %.

10.Прочие — 3,3 %.

Как видим, наибольшее количество минеральных видов приходится на силикаты, фосфоры, окислы, сульфиды и сульфаты. На долю этих со единений в общей сложности падает около 80 %.

Однако в весовом отношении мы имеем существенно иную картину. Согласно данным пересчета кларков В. И. Вернадского, А. Е. Ферсмана и других, в известной нам части земной коры для главнейших типов хими ческих соединений мы получаем следующий порядок цифр содержания

ввесовых процентах.

1.Силикаты — около 75 % (на долю полевых шпатов приходится 55 %).

2.Окислы и гидроокислы — около 17 %, причем на кварц (вместе с хал цедоном и опалом) падает 12,6 %, а на окислы и гидроокислы железа — 3,6 %.

3.Карбонаты (главным образом кальцит и доломит) — около 1,7 %.

4.Фосфаты и их аналоги (преимущественно апатит) — около 0,7 %.

5.Хлориды и фториды — около 0,5 %, причем из хлоридов наиболь шим распространением пользуется галит, из фторидов — флюорит.

6.Сульфиды и сульфаты — около 0,3—0,4 %; из сульфидов главен ствующее значение имеет сульфид железа — пирит.

7.Самородные элементы — около 0,1 %; в том числе около 0,04 % при ходится на долю азота и около 0,01 % — на долю кислорода.

Эти данные показывают, что одни только силикаты и кварц в земной коре составляют около 87 % по весу, тогда как такие типы химических соединений, как фосфаты и их аналоги, сульфиды, сульфаты, окислы (кро ме кварца и окислов железа), которые в природных условиях представ лены многочисленными минеральными видами, в весовом отношении составляют очень незначительную долю валового состава земной коры. Тем не менее следует подчеркнуть, что именно эти типы химических со единений содержат многие ценные металлы, столь важные для горно ме таллургической, химической и других отраслей промышленности.

Некоторые особенности состава и распределения минералов в зем8 ной коре. Общее число природных химических соединений (минералов) несравненно меньше, чем их можно получить искусственным путем в лабораторных условиях, несмотря на то что природные реакции представ ляют гораздо более грандиозную по масштабам картину явлений. Число ежегодно открываемых новых минералов, несмотря на применение весь ма совершенных и мощных современных средств исследования вещества, за последние десятилетия не столь уже значительно (обычно не больше 10). Общее число известных в настоящее время минеральных видов в об ласти неорганической природы не выше 1500, тогда как число искусст венных соединений, полученных до последнего времени, выражается многими сотнями тысяч и при современном развитии технических средств

синтеза весьма значительно увеличивается.

Если бы мы задались вопросом, каковы количественные значения раз ных по составу минералов в различных генетических типах природных образований в области земной коры, то на основе анализа фактических данных пришли бы к следующему выводу.

В эндогенных образованиях наименьшее число минеральных видов наблюдается в изверженных горных породах, возникших в условиях вы соких температур и давлений. В постмагматических образованиях, осо бенно в гидротермальных месторождениях, устанавливается несравнен но большее число самых разнообразных по типу соединений минеральных видов. Однако наиболее богаты минералами экзогенные образования, возникающие в условиях низких температур и давлений, в условиях вод но воздушной обстановки, т. е. при высоком парциальном давлении кис лорода, и, наконец, в условиях широко развитой органической жизни на земле. Но все же и здесь общее число минералов совершенно незначи тельно по сравнению с тем количеством искусственных соединений, ко торые могут быть получены в лабораториях и заводах.

Это обстоятельство обусловлено рядом причин. Прежде всего, как на это давно уже обратил внимание В. И. Вернадский, в природных соедине ниях принимают участие далеко не все ионы, которые могут быть получены для каждого элемента в лабораторных условиях. Например, марганец в минералах устанавливается в двух , трех или четырехвалентном состоя нии, а искусственно легко можно получить также соединения шести и се мивалентного марганца и, кроме того, металлический марганец и различ ные интерметаллические соединения. Вольфрам в природных условиях известен только в виде шестивалентного иона, а в лабораторных условиях, кроме того, получаются соединения двух , трех , четырех и пятивалент ного вольфрама. Металлы группы платины в природных условиях встре чаются главным образом в самородном виде и почти не образуют ионов (если не принимать во внимание редких сульфидов и арсенидов), тогда как среди искусственных продуктов мы знаем типичные ионные соедине ния с валентностью 2, 3, 4 и для Ru и Os даже 6 и 8. В соответствии с этим число известных минералов группы платины едва достигает 30, а число искусственных соединений выражается многими сотнями, и т. д.

Совершенно ясно, что в земной коре при процессах минералообразо вания, протекающих в сложной многокомпонентной среде, в условиях сравнительно нешироких пределов колебания окислительно восстанови тельных потенциалов создаются весьма ограниченные возможности об разования ионов различных валентностей. Следовательно, и число воз можных сочетаний ионов при минералообразовании резко сокращается.

Второе важное обстоятельство, на которое обратил внимание еще А. Е. Ферсман, заключается в том, что многие элементы, характеризующие ся низкими кларками, в природных условиях не образуют самостоятельных

минералов. Это имеет место в тех случаях, когда ионы этих элементов по сво им размерам и химическим свойствам близки к ионам широко представлен ных в данной среде элементов и в силу этого способны скрываться в виде изоморфных примесей в главных минералах, кристаллизующихся из дан ного расплава или раствора (изовалентный и гетеровалентный изоморфизм). Таковы, например, случаи «маскировки» гафния в минералах циркония; ре ния — в молибдените; галлия — в минералах алюминия и отчасти цинка; бро ма — в минералах хлора; самария, гольмия, лютеция и др. — в минералах итт рия;скандия—вминералахмагнияижелезаит. д.В лабораторныхизаводских условиях, наоборот, мы имеем возможность создать любые концентрации для этих элементов и не только искусственно выделить самые различные их со единения, но и получить многие из них в металлическом состоянии.

Это явление «маскировки» имеет место и для элементов с более вы сокими кларками. Одним из наиболее ярких примеров может служить изоморфная примесь никеля (до 0,2 %) к магнию в силикатах (оливине и происшедшем из него серпентине). В массивах оливиновых и серпенти нитовых пород таким путем рассеиваются огромные массы никеля (мно гие сотни миллиардов тонн в пересчете на металл), тогда как в рудных месторождениях, содержащих промышленные скопления сульфидов или арсенидов никеля (типа Садбери или Шнееберга), сосредоточиваются в целом несравнимо меньшие количества этого металла (едва ли превыша ющие 10 % всего содержащегося в земной коре никеля). Та же картина в эндогенных образованиях устанавливается для марганца, который вхо дит в состав силикатов и других типов соединений в виде изоморфной примеси, с одной стороны, к железу, с другой — к кальцию. Действитель но, многие минералы, богатые железом и кальцием, содержат повышен ные количества марганца в виде изоморфной примеси (фаялит, геденбер гит, диопсид, биотит, апатит, анкерит, сидерит и др.). В этом виде в общей сложности скрыты огромные количества марганца. То же относится к титану, ванадию, кобальту, редким землям, стронцию и др.

Что касается тех малораспространенных в земной коре элементов, которые образуют очень малые или очень большие ионы (Be, В, С, Р, Rb, Cs, Nb, Та, U и др.) по сравнению с главными элементами, за счет которых возникает основная масса, допустим, магматических породообразующих минералов, то они, как можно судить по данным геологии, концентриру ются в остаточных растворах, из которых в постмагматическую стадию по мере их пересыщения в результате происходящих химических реак ций кристаллизуются особые минералы, содержащие летучие компонен ты или богатые редкими элементами (турмалин, берилл, литиевые слю ды, монацит, апатит и др.). Нередко они образуют промышленные скопления в виде месторождений ценных металлов либо в самих масси вах магматических пород, либо в непосредственной близости от них во вмещающих породах.

Точно так же ионы, существенно отличающиеся от главных по хими ческим свойствам (например, ионы с 18 электронной наружной оболоч кой: Сu, Ag, Аu, Zn, Pb, Bi и др., а также отчасти элементы группы желе за), выносятся в остаточных растворах зачастую далеко за пределы магматических массивов и образуют так называемые гидротермальные промышленные месторождения многих тяжелых металлов, представлен ные преимущественно сульфидами и окислами, часто в сопровождении карбонатов и сульфатов петрогенных элементов.

Подобные же явления дифференциации ионов с образованием тех или иных групп минералов устанавливаются и при изучении различных про дуктов экзогенных процессов (в коре выветривания и осадочных образо ваниях).

Таким образом, в земной коре при геологических процессах, соверша ющихся в ней, происходит закономерное пространственное распределе ние химических элементов, а следовательно, и минералов в различных продуктах этих процессов. Такое распределение и приводит к образова нию, с одной стороны, огромных, относительно простых по составу, мас сивов горных пород (изверженных, осадочных, метаморфических), состав ляющих главную часть земной коры, и, с другой, — генетически тесно связанных с ними, но существенно отличных по составу месторождений полезных ископаемых, которые, подчиняясь общим законам минералооб разования, возникают в результате тех же геологических процессов. Эти месторождения, особенно месторождения металлических полезных ис копаемых, по своим размерам хотя и очень сильно уступают массивам горных пород, но по своему химическому составу и экономическому зна чению столь резко отличаются от них, что, безусловно, должны рассмат риваться как самостоятельные геологические тела, участвующие в общем строении земной коры наряду с массивами горных пород.

Именно с этим связано принятое деление всех химических элементов на петрогенные (породообразующие) и металлогенные (рудообразующие). Первые в менделеевской таблице химических элементов, построенной по длинным периодам, располагаются в левой части, а вторые — в правой и в самом низу таблицы. Эта главная особенность пространственного распре деления в земной коре химических элементов обусловлена, как известно, свойствами самих элементов и, в частности, строением их атомов. Действи тельно, характернейшие химические элементы горных пород (Na, К, Mg, Ca, Al, Si) в природных условиях образуют ионы с 8 электронной внешней оболочкой, а для типичных металлогенных элементов, обладающих высо кими атомными весами, характерны ионы с 18 злектронной внешней обо лочкой, отчасти менее симметричные по конфигурации внутренних элек тронных сфер (ионы средней части таблицы: триады VIII группы, затем Мn, Сr, V, Mo, W, Nb, Та, U, Th).

Глава 2

АССОЦИАЦИИ МИНЕРАЛОВ В ГОРНЫХ ПОРОДАХ

ИРУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЯХ

Вобщей части курса минералогии были кратко рассмотрены процес сы минералообразования в земной коре. В соответствии с этими процес сами мы дадим обзор ассоциаций минералов, характеризующих горные породы и генетически связанные с ними месторождения полезных иско паемых, по следующей схеме.

I. Минералы эндогенных образований.

1.Минералы глубинных изверженных пород различного состава

имагматических рудных месторождений.

2.Важнейшие ассоциации минералов в пегматитах.

3.Ассоциации минералов в контактово метасоматических образова

ниях.

4.Минералы гидротермальных месторождений полезных ископаемых.

5.Минералы эффузивных горных пород и продуктов деятельности фумарол.

II. Минералы экзогенных образований.

1.Минералы коры выветривания.

2.Минералы осадочных горных пород и месторождений полезных ископаемых.

III. Минералы, возникающие при региональном метаморфизме.

1.Минералы метаморфизованных горных пород и рудных месторож дений.

Минералы глубинных изверженных пород и магматических рудных месторождений. Первичные минералы интрузивных (глубинных) извер женных пород и магматических месторождений кристаллизуются в ус ловиях высоких температур и давлений.

Интрузивные горные породы в отличие от эффузивных являются пол нокристаллическими минеральными агрегатами. Среди породообразу ющих минералов, так же как и для всех других горных пород, различают главные, т. е. в существенных количествах входящие в состав породы, и второстепенные (акцессорные), нередко наблюдаемые лишь под микро скопом. Кроме первичных минералов часто устанавливаются вторичные, т. е. позднейшие минералы, возникшие за счет первых в постмагматиче скую стадию процессов минералообразования. Из числа разнообразных по химическому и минеральному составу интрузивных горных пород,

Глава 2. Ассоциации минералов в горных породах и рудных месторождениях 679

детально рассматриваемых в курсах петрографии, мы выделим лишь глав нейшие (ультраосновные, основные, среднекислые и кислые, богатые щелочами) в том порядке, как это было показано на рис. 50, начиная от интрузивных пород, бедных кремнеземом.

Ультраосновные породы (дунит, перидотит, пироксенит) состоят почти исключительно из железомагнезиальных силикатов (оливина, пироксенов). Дунит в неизмененном состоянии является мономинеральной горной поро дой, состоящей из оливина, а перидотиты, кроме того, содержат ромбический или моноклинный пироксен. Акцессорные минералы в этих породах обычно представлены хромшпинелидами. Среди пироксенитов наибольшим распро странением пользуются диаллагиты, содержащие в качестве акцессорного минерала титаномагнетит, изредка зеленую шпинель. В качестве вторичных минералов в ультраосновных породах возникают серпентин, легче всего за счет оливина, брейнерит (железомагнезиальный карбонат), иногда тальк, амфиболы (обычно за счет пироксенов) и др.

Основные породы (семейство габбро), более богатые SiO2 и щелочами, по сравнению с ультраосновными породами обладают существенно отлич ным химическим составом, особенно в отношении Аl2О3, MgO и FeO (см. рис. 52). В минералогическом отношении они характеризуются тем, что в их составе наряду с железомагнезиальными силикатами — пироксенами, амфиболами, иногда биотитом и оливином в значительных количествах участвуют основные плагиоклазы (лабрадор, битовнит, анортит). В типич ных породах габбрового состава количество темноцветных минералов (же лезомагнезиальных силикатов) составляет примерно 50 %. Из акцессор ных минералов обычны титаномагнетит, нередко в существенных количествах, затем апатит, ильменит, иногда сульфиды Fe, Ni, Сu и др. В из мененных габбровых породах из вторичных минералов на месте основных плагиоклазов под микроскопом устанавливается тонкая смесь цоизита или эпидота с альбитом, а за счет оливина — серпентин и др.

Среднекислые и кислые интрузивные породы (диорит, гранодиорит, гранит) более богаты кремнеземом и принадлежат уже к числу явно кварц содержащих пород (лишь в диоритах он устанавливается не всегда). Ко личество темноцветных минералов значительно снижается (в грани тах не более 5–10 %), в связи с чем содержание FeO и MgO падает (см. рис. 52). Меняются в своем составе и плагиоклазы — становятся более кислыми (андезин, олигоклаз), в соответствии с чем содержание CaO падает, a Na2O — возрастает. В гранитах, наиболее распространенных из глубинных пород, кроме того, в существенных количествах присутству ют калиевые полевые шпаты: ортоклаз и микроклин, количество кварца достигает 20 % и более. Из темноцветных минералов чаще других рас пространен биотит. Акцессорные минералы наиболее разнообразны в гра нитах: апатит, циркон, сфен, магнетит, гематит, иногда монацит, ор тит а в грейзенизированных слюдяно кварцевых участках — топаз,

флюорит, литиевые слюды, касситерит, вольфрамит, арсенопирит, тур малин, аксинит и др. При процессе грейзенизации полевые шпаты разла гаются и замещаются светлыми слюдами, топазом, турмалином и други ми глиноземсодержащими минералами.

Богатые щелочами интрузивные породы являются бедными кремне земом бескварцевыми породами, весьма интересными в минералогиче ском отношении. Наиболее бедные щелочами сиениты по своему мине ралогическому составу близки к горным породам семейства гранитов (но не содержат кварца). Нефелиновые сиениты, кроме ортоклаза, микрокли на и альбита, содержат нефелин, а из темноцветных минералов — щелоч ные пироксены (эгирин, эгирин авгит), щелочные амфиболы (роговую об манку, арфедсонит и др.), темные слюды (биотит, лепидомелан). Часто встречаются также содалит, нередко замещающий нефелин, реже — но зеан, гаюин, канкринит, анальцим. К постоянным акцессорным минера лам относятся циркон и апатит, часто сфен, реже флюорит. В других петрогенетических провинциях наблюдаются сложные силикаты титана

ициркония: эвдиалит, лампрофиллит, астрофиллит, ловчоррит и др. В не которых разновидностях пород с щелочными силикатами ассоциируют пирохлор, лопарит, титаномагнетит, ильменит и др.

Месторождения полезных ископаемых магматического происхождения обычно располагаются среди материнских изверженных пород и представ ляют богатые скопления рудных минералов в виде гнезд, жилообразных или пластообразных тел. В их состав входят главным образом те минера лы, которые в самих породах присутствуют в виде акцессорных или вто ростепенных выделений.

Вобласти изучения закономерностей образования магматических месторождений и их классификации сделан крупный вклад в науку со ветскими учеными (акад. А. Н. Заварицким и др.). Обособление и скоп ление рудного вещества при образовании этих месторождений, согласно современным представлениям, могут происходить различными путями

ив различные моменты процесса кристаллизации магмы. В одних случа ях рудные минералы, особенно хромшпинелиды, кристаллизуются в маг ме первыми, изредка образуя местами вкрапленные руды, так называемые шлиры. В других случаях, гораздо более распространенных, рудное ве щество скопляется в остаточных расплавах, т.е. в поздние моменты соб ственно магматического процесса, и образует рудные тела с эпигенети ческими признаками по отношению к вмещающим материнским породам. Таковы, например, в большинстве случаев типичные хромитовые и тита номагнетитовые месторождения. Наконец, известны и такие (в частно сти, некоторые сульфидные медно никелевые месторождения), рудное вещество которых по ряду геологических данных должно было обособить ся от магмы еще в жидком состоянии (путем ликвидации) и переместиться в силу большего удельного веса к нижним частям магматического масси