Курс минералогии

Многие из силикатов, характеризующихся трехмерным сочленением анионных тетраэдров (Si,Al)O4, принадлежат к числу весьма широко распространенных и важных породообразующих минералов.

Уже указывалось, что соединения этого подкласса с химической точки зрения представляют собой почти исключительно алюмосиликаты, т. е. такие соединения, в кристаллических структурах которых участвуют анионные 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, кристобалиту). В соответствии с этим и кристаллические структуры их близки между собой. Тетраэдры SiO4 и AlО4 сочленены между собой в трехмерные каркасы (остовы, вязи) точно таким же образом, как тетраэдры SiO4 в минералах группы кварца, т. е. каждая вершина любого тетраэдра является общей для другого, смежного тетраэдра. Однако при сохранении этого локального условия формы и строение пространственных каркасов различны для разных соединений.

Весьма характерно, что в числе катионов, занимающих полости в алюмосиликатных каркасах, принимают участие только ионы, обладающие большими ионными радиусами и соответственно большим координационным числом: Na1+, Са2+, К1+, Ва2+, Sr2+, изредка Cs1+, Rb1+ и (NH4)1+. Катионы малых размеров с характерной для них шестерной координацией: Mg2+, Fe2+, Mn2+, Al3+, Fe3+ и др., которые мы привыкли видеть в предыдущих подклассах, в соединениях рассматриваемого подкласса отсутствуют 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 первом случае приходится 1/8, во втором — 1/4, в третьем — 1/5 непогашенной отрицательной валентности, тогда как такие катионы, как Mg2+, которые не могут быть окружены больше чем шестью ионами кислорода, требуют от каждого окружающего его кислородного иона по 1/3 отрицательной валентности, 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 необходимости меньших порций заряда для компенсации, поскольку эти катионы могут находиться в окружении восьми или больше ионов кислорода. Поэтому 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 структурами 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 щелочноземельными 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 является наличие в них слабоудерживаемых молекул Н2О. Как при обезвоживании, так и при оводнении или замещении их молекулами других веществ (например, спирта) кристаллические структуры минералов рассматриваемой группы не разрушаются. Эти характерные свойства цеолитов также определяются существованием в них «каналов», достаточно свободных для продвижения как молекул воды, так и других веществ. Другой важной химической чертой минералов группы цеолитов является 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, характеризуются некоторыми особенностями. Прежде всего бросается в глаза их светлая окраска (катионы металлов-хромофоров с шестерной координацией, как указывалось, не принимают участия в составе этих минералов). Затем минералы рассматриваемого подкласса в целом обладают наименьшими показателями преломления по сравнению с силикатами других подклассов, что находится в полном соответствии с большими молекулярными 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+), вызывающей сокращение кристаллической структуры и значительную деформацию ионов О2–, имеет место некоторое возрастание показателей как преломления, так и двупреломления.

Твердость минералов данного подкласса в основном колеблется между 5 и 6, т. е. уступает лишь силикатам с изолированными тетраэдрами SiO4. Что касается спайности, то в противоположность минералам группы кварца, у которых главные валентные усилия Si—О—Si во всех трех основных направлениях одинаковы, мы здесь нередко наблюдаем заметную и даже совершенную спайность по нескольким направлениям. Объясняется это тем, что во многих кристаллических структурах, несмотря на трехмерную связь, в некоторых преимущественных направлениях все же имеет место более тесная упаковка анионных тетраэдров. Так, например, в псевдотетрагонально построенных кристаллических структурах полевых шпатов, натролита и др. соответственно проявляется и спайность по «псевдотетрагональной» призме, в гексагональных структурах нефелина и канкринита — по гексагональной призме, у гейландита со структурой, приближающейся к типу слоистых структур, — по одному направлению, как у слюдоподобных минералов. Наконец, следует упомянуть о том, что полевые шпаты и многие цеолиты в структурном отношении приближаются к высокосимметричным кристаллическим постройкам. Этим и обусловливается явно выраженная их склонность к двойникованию с образованием симметрии сростков, высшей, чем у отдельных индивидов.

Рассмотрение минералов этого класса начнем с группы важнейших породообразующих минералов — полевых шпатов, после этого перейдем к фельдшпатоидам, включающим практически все прочие светлоцветные каркасные алюмосиликаты щелочных и щелочноземельных металлов, преимущественно безводные. Фельдшпатоиды (фоиды) не только по многим свойствам близки к полевым шпатам, но и способны заменять их в бескварцевых горных породах, выполняя их роль среди прочих темноцветных породообразующих минералов. Совместно с фельдшпатоидами рассмотрены их структурные аналоги — каркасные бериллосиликаты группы гельвина. Наконец, рассматриваются цеолиты, представители самой обширной группы минералов, для которых свойственно содержание слабосвязанных молекул воды в крупных полостях структуры.

1. Группа полевых шпатов

Полевые шпаты1 из всех силикатов являются наиболее распространенными в земной коре, составляя в ней в общем около 50 % по весу. Примерно 60 % их заключено в изверженных горных породах; около 30 % 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 встречаются в виде окатанных зерен или входят в состав галек.

По своему химическому составу полевые шпаты представляют алюмосиликаты 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 сингонии, причем те и другие по морфологическим признакам малоотличимы друг от друга. Рентгенометрические исследования показывают большое сходство в кристаллической структуре всех полевых шпатов (рис. 347).

Рис. 347. Основной мотив структуры полевых шпатов в шариковой модели (а)
и в полиэдрах (б) — зигзагообразная лента из четверных колец,
вырезанная из каркаса. По Н. В. Белову

Много общего мы находим и в физических свойствах этих минералов. Все они имеют преимущественно светлую окраску; относительно низкие показатели преломления; большую твердость (6–6,5); совершенную 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.

В крупнокристаллических массах они наблюдаются в гранитных пегматитах в ассоциации с кварцем, часто крупнокристаллической слюдой и редкими минералами, содержащими летучие компоненты (топаз, берилл, турмалин и др.). В миаролитовых полостях иногда встречаются друзы хорошо образованных крупных кристаллов полевых шпатов.

Соответственно особенностям химического состава полевые шпаты разбиваются на следу­ющие три подгруппы.

А. Подгруппа натриево-кальциевых полевых шпатов, называемых плагиоклазами, представляющих 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. галит — 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 представляют прекрасно изученный бинарный ряд изоморфных смесей, крайние члены которого носят названия альбит — Na[AlSi3O8] и анортит — Ca[Al2Si2O8]. Согласно данным о природных и искусственных соединениях, существуют все разности беспрерывно меняющегося состава от чистого альбита (Ab) до анортита (An).

Классификация минеральных видов этого изоморфного ряда условно дается в таблице 19.

Таблица 19. Классификация подгруппы плагиоклазов

ПЛАГИОКЛАЗЫ — (100 – n)Na[AlSi3O8] nCa[Al2Si2O8], где n меняется от 0 до 100. Плагиоклаз в переводе с греческого — косораскалывающийся. По сравнению с другими полевыми шпатами, у которых угол между плоскостями спайности (001) и (010) равен 90° или очень близок к этой цифре, у плагиоклазов он меньше — 86°24′–86°50′. Название «альбит» происходит от лат. albus — белый; анортит — от греч. анортос — косой (имеется в виду кристаллизация в триклинной сингонии).

Ввиду исключительного значения состава плагиоклазов для систематики изверженных пород Е. С. Федоров предложил очень удобную и наиболее рациональную классификацию с обозначением каждого плагиоклаза определенным номером соответственно процентному содержанию в нем анортитовой молекулы. Так, например, плагиоклаз № 72 представляет изоморфную смесь, содержащую 72 % анортита и 28 % альбита. При этом пренебрегают обычно незначительной изоморфной примесью K[AlSi3O8].

Иногда для общих соображений при систематике изверженных пород 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», «основной» применены не в обычном смысле: они обусловлены тем, что содержание SiO2 (кремнекислоты) от альбита к анортиту постепенно падает; это можно видеть из сопоставления химических формул конечных членов данного изоморфного ряда.

Химический состав (теоретический) приведен в таблице 20, где показаны содержания Na2O, CaO, Al2О3 и SiO2 для пяти номеров плагиоклазов.

Таблица 20. Химический состав и удельные веса 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.

Гомогенные при высоких температурах твердые растворы плагиоклазов, испытывая медленное охлаждение в эндогенных условиях, претерпевают ряд структурных превращений. При понижении температуры упорядочение 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 распад в нескольких интервалах, с образованием двухфазных пластинчатых структур распада с масштабами выделений от 500 до 5000 Å. Образующиеся при распаде пары фаз отвечают составам с номерами приб­­­- лизительно 0–33, 45–60 и 65–90. Плагиоклазы с составами вне этих интервалов, как показала электронная микроскопия, также не остаются гомогенными твердыми растворами, но приобретают модулированную тонкую структуру с частичным перераспределением натрия и кальция между по-разному ориентированными в зависимости от номера плагиоклаза плоскопараллельными доменами. Домены, половина которых имеет альбитоподобную структуру, а половина — анортитоподобную, имеют в зависимости от начального состава плагиоклаза поперечный масштаб от 25 до 180 Å. В низкотемпературном (субсолидусном) поведении медленно охлаждавшихся, так называемых низких плагиоклазов 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°56′; γ = 91°12′ (анортит имеет несколько иную структуру, отличающуюся от альбитовой лишь удвоением 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 рисунке 348.

Рис. 348. Кристалл альбита. Угол между (001) и (010) равен 86°24′

Простые двойники редки, зато чрезвычайно широко распространены сложные полисинтетические двойники (рис. 349), наблюдаемые нередко невооруженным глазом в виде характерной частой штриховки на плоскостях спайности по (001). В тонких прозрачных шлифах полисинтетические двойники сразу обнаруживаются при скрещенных николях и настолько типичны, что позволяют быстро отличить плагиоклазы от других минералов. Для кристаллов плагиоклаза характерно зональное распределение состава, в большинстве случаев внутренняя область (ядро) кристаллов магматогенных плагиоклазов имеет более основной состав, что соответствует высокой температуре плавления анортита в сравнении с альбитом. Периферия характеризуется более кислым составом.

Рис. 349. Штриховка на плоскости спайности плагиоклаза
как признак полисинтетического двойникования

Агрегаты. Альбит в миаролитовых пустотах среди пегматитов довольно часто наблюдается в виде друз или агрегатов, пластинчатых кристаллов, иногда называемых клевеландитом. Встречаются также зернисто-кристаллические породы, состоящие почти целиком из плагиоклазов. Таковы, например, сахаровидная альбитовая порода, образующаяся нередко метасоматическим путем в пегматитах, анортозиты или лабрадориты 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 стеклянный. 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 плагиоклазов 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, напоминающим лунный свет. Нередко лунные камни и проявляемый ими эффект незаслуженно смешивают с иризацией (см. ниже). Однако природа адуляресценции (так называется присущий лунным камням эффект) связана с рассеянием белого света на субмикроскопических точечных, непротяженных дефектах типа микропертитовых вростков, пространственных флуктуаций состава и т. п. Согласно теории Рэлея, коротковолновое излучение рассеивается сильнее, поэтому отраженный и рассеянный свет будет более голубым, чем исходный;

2) беломорит, перистерит и другие иризирующие плагиоклазы, как, например, многие лабрадоры, обладают узконаправленным (15–20°) приблизительно вдоль оси b цветным радужным отблеском, обычно в красивых голубых и синих, реже — в зеленых, желтых и красноватых тонах. Иризация (от греч. ирида — радуга) представляет собой особый вид псевдохроматизма, вызываемый интерференцией света на соразмерных длине его волны структурах спинодального распада. Бывает также характерна изредка для некоторых калиевых полевых шпатов, антофиллита и часто для энстатита (бронзита).

3) солнечный камень, или авантюрин, — кислый плагиоклаз, а также кали-натровый полевой шпат, обладающий красивым искристо-золотистым отливом, обусловленным включениями тончайших чешуек железного блеска (гематита) или биотита.

Твердость 6–6,5. Спайность совершенная по {001} и чуть хуже — по {010}. Уд. вес непрерывно возрастает от 2,61 (альбит) до 2,76 (анортит).

Диагностические признаки. В более или менее крупных кристаллах и зернах плагиоклазы от похожих на них кали-натровых полевых шпатов можно отличить по косому углу их спайности. Обнаружение параллельной штриховки полисинтетического двойникования является надежным критерием для отличия плагиоклаза от калишпата. Однако внутри ряда плагиоклазов визуально отличить различные минеральные виды друг от друга не представляется возможным без микроскопических исследований.

П. п. тр. плавятся с трудом в стекло, часто окрашивая пламя в желтый цвет (Na). В кислотах не растворяются.

Происхождение и изменение. Плагиоклазы, являющиеся наиболее распространенными из группы полевых шпатов, присутствуют в подавляющем большинстве изверженных (магматических) и метаморфических пород. Характерно, что в соответствии со степенью основности породы находится и состав плагиоклазов: в основных породах, т. е. сравнительно бедных кремнеземом (габбро, базальты и др.), распространены богатые кальцием основные плагиоклазы обычно в ассоциации с магнезиально-железистыми силикатами; в более кислых изверженных породах (диоритах, гранитах, кварцевых порфирах и др.) как породообразующие минералы распространены средние и кислые плагиоклазы, нередко совместно с кали-натровыми полевыми шпатами, кварцем и др.

В пегматитах, генетически связанных с гранитами и щелочными интрузивными породами, из плагиоклазов встречается главным образом альбит, развивающийся большей частью позднее, метасоматическим путем в виде мелкозернистых масс преимущественно за счет кали-натровых полевых шпатов. Основные плагиоклазы известны лишь в редко встречающихся пегматитах основных интрузивных пород (габбро). Гранитные пегматиты, залегающие среди основных пород (габбро, амфиболиты), могут оказаться существенно плагиоклазовыми (олигоклазовыми), без кали-натровых полевых шпатов.

В процессе регионального метаморфизма при образовании кристаллических сланцев и жил так называемого альпийского типа развивается преимущественно альбит (богатые кальцием плагиоклазы менее устойчивы).

При гидротермальном изменении плагиоклазы замещаются канкринитом, кальцитом и цеолитами. При выветривании кислые плагиоклазы замещаются галлуазитом, средние и основные — монтмориллонитом и иногда гиббситом. При выветривании горных пород плагиоклазы с течением времени подвергаются полному разложению под действием почвенных вод, содержащих CO2, O2, гуминовые кислоты и т. д. Щелочи и щелочные земли при этом выносятся, и не исключена возможность образования бокситов.

Практическое значение и месторождения. Сплошные скопления плагиоклазов вследствие пониженного содержания в них щелочей редко могут представлять промышленный интерес. Кислые плагиоклазы упо­требляются для некоторых специфических видов керамики и стекольного производства, в частности при изготовлении телевизионных трубок.

Плагиоклазы с лунным отливом известны в некоторых пегматитовых жилах Шайтанки и Липовки (Средний Урал), а также в Уточкиной пади близ Улан-Удэ (Бурятия).

Иризирующие плагиоклазы (альбит-олигоклаз) в значительных количествах присутствуют в слюдоносно-керамических гранитных пегматитах Северной Карелии, в качестве примера можно привести Слюдяноборское месторождение в Беломорском районе и Хетоламбинское в Лоухском.

Красиво отливающие синим цветом темно-серые или почти черные лабрадориты используются в качестве облицовочного полированного камня. Они добываются на Головинском месторождении в Житомирской области на Украине. Эти месторождения были случайно открыты при прокладке дороги в 1835 г. В то время лабрадоровые камни ценились очень высоко. В России амфиболизированные габбро со светлоокрашенным, полупрозрачным в отличие от украинского лабрадором известны в Кемском районе (Северная Карелия).

Солнечный и лунный камни, иризирующие полевые шпаты употребляются обычно для изготовления вставок в ювелирные изделия в виде кабошонов.

Прекрасно образованные кристаллы кислого плагиоклаза удается выбить на границе полевошпатовой и кварцевой зон в пегматитовой жиле Медведка Южная близ Чупы (Северная Карелия). Пластинчатые до линзовидных кристаллы битовнита и их сростки наблюдаются в составе лапиллей (мелких вулканических бомбочек) вулкана Большой Толбачик (Камчатка).

Подгруппа ортоклаза (кали-натриевых полевых шпатов)

Относящиеся сюда кали-натриевые полевые шпаты в зависимости от температуры могут кристаллизоваться в разных модификациях (моноклинной и триклинной). Вследствие того что К1+ и Na1+ существенно отличны друг от друга по размерам ионных радиусов (соответственно 1,33 и 0,98 Ао), образующиеся при высоких температурах твердые растворы при постепенном понижении температуры распадаются, образуя так называемые пертиты, обычно представляющие закономерные срастания продуктов распада твердых растворов.

Все это, естественно, обусловливает значительные усложнения в составе и структуре относящихся сюда минеральных видов. Общую их систематику в соответствии с имеющимися данными можно представить в следующем виде.

Моноклинный высокотемпературный ряд:

· санидин — K[AlSi3O8];

· натронсанидин — (К,Na)[AlSi3O8].

Моноклинный низкотемпературный ряд:

· ортоклаз — K[AlSi3O8];

· натронортоклаз — (Na, К)[AlSi3O8].

Триклинный ряд:

· микроклин — К[AlSi3O8];

· анортоклаз — (Na,К)(AlSi3O8).

Таким образом, для соединения K[AlSi3O8] существуют прежде всего две моноклинные модификации (санидин, устойчивый при температуре выше 900 °С, и ортоклаз, устойчивый при более низкой температуре) и одна триклинная, но очень близкая к моноклинным, называемая микроклином. Переход от моноклинных модификаций к триклинной является постепенным и протекает чрезвычайно медленно.

САНИДИН — K[AlSi3O8]. Из примесей большей частью содержит Na2O, изредка BaO (до 5 %).

Сингония моноклинная; моноклинно-призматический в. с. L2PC. Пр. гр. С2/т(C32h). a0 = 8,42; b0 = 12,92; с0 = 7,14; β = 116°06′. Кристаллы бесцветные, прозрачные. Как высокотемпературный минерал встречается в виде порфировых выделений в современных лавах и некоторых эффузивных изверженных породах (в частности, трахитах).

Блеск типичный стеклянный. Показатели преломления, спайность, твердость, удельный вес — такие же, как у ортоклаза (см. ниже). Отличается от ортоклаза по некоторым оптическим константам, главным образом по малому углу оптических осей: у санидина не больше 30°, тогда как у ортоклаза 60–80°.

Впервые был встречен в трахитах на о. Пантеллерия (Италия). Наблюдался также в трахитах и других эффузивных породах на Кавказе, в вулканических выбросах на Монте-Сомма и др.

ОРТОКЛАЗ — K[AlSi3O8] или К2О · Al2О3 · 6SiO2. От греч. ортоклаз —прямораскалывающийся. Действительно, угол между спайностями равен 90°. Бесцветная прозрачная разновидность ортоклаза, нередко псевдоромбоэдрического облика, носит название адуляра. В процессе нагревания при температуре около 900 °С переходит в санидин — модификацию, отличающуюся по некоторым оптическим константам.

Химический состав. Для чисто калиевой разности: К2О — 16,9 %, Al2О3 — 18,4 %, SiO2 — 64,7 %. Часто присутствует Na2O в количестве нескольких процентов, иногда превышая содержание К2О (натронортоклаз). Примеси: BaO, FeO, Fe2O3 и др.

Сингония моноклинная; моноклинно-призматический в. с. L2PC. Пр. гр. С2/т(C32h). a0 = 8,60; b0 = 13,06; с0 = 7,19. Облик кристаллов чаще всего призматический (рис. 350).

Рис. 350. Кристаллы калиевого полевого шпата

Господствующие грани призмы {110} обычно сочетаются с гранями пинакоидов {010}, {001}, иногда {101}, {201} и др. Прозрачные или полупрозрачные кристаллы адуляра обладают характерной формой, изображенной на рисунке 351.

Рис. 351. Кристалл адуляра

Двойники простые довольно часты. Плоскостью срастания чаще всего служит (010), а двойниковой осью является ±(010) — двойниковые по карлсбадскому закону (рис. 352). При этом грань (001) одного индивида иногда сливается с гранью другого индивида в одну плоскость (рис. 352, справа).

Рис. 352. Двойники по карлсбадскому закону

Различие между ними устанавливается лишь по блеску и направлениям спайности. Изредка наблюдается бавенский — с двойниковой плоскостью (021) (рис. 353) — и дру­гие законы двойникования (рис. 354).

Рис. 353. Двойники по бавенскому закону

Рис. 354. Двойники калиевых полевых шпатов:
а — по манебахскому; б — по альбитовому и в — периклиновому законам

Цвет. Обычные непрозрачные ортоклазы обладают кремовым, телес­ным, светло-розовым, желтовато-серым, буровато-желтым, красновато-белым, иногда мясо-красным цветом. Блеск стеклянный, особенно у адуляра.

Твердость 6–6,5. Спайность совершенная по {001} и {010} под углом 90°.

Диагностические признаки. Макроскопически ортоклазы довольно легко узнаются по желтоватым и красноватым светлым окраскам, высокой твердости и углу между спайностями. Правда, отличить его от не менее распространенного микроклина аналогичной окраски на глаз (без микроскопического изучения) невозможно.

Происхождение. Ортоклаз, как и другие кали-натриевые полевые шпаты, встречается главным образом в кислых, частью в средних по кислотности изверженных породах.

В гранитных пегматитах ортоклаз по сравнению с микроклином относительно редок. Так же как и микроклин, он в более поздние стадии пегматитового процесса подвергается альбитизации, т. е. замещению альбитом. При процессах выветривания под влиянием действия поверхност­ных агентов (O2, CO2, Н2О и др.) ортоклаз, микроклин и другие полевые шпаты подвергаются каолинизации. Остаточные продукты выветривания в виде каолиновых глин накопляются в коре выветривания или размываются текучими водами. В условиях тропического или субтропиче­ского выветривания, как уже указывалось, могут возникать бокситы и другие продукты латеритного выветривания.

О практическом значении ортоклазовых пород сказано ниже, при описании микроклина.

МИКРОКЛИН — K[AlSi3O8]. От греч. микроклин — незначительно отклоненный: угол между плоскостями спайности (010) : (001) отличается от прямого угла всего на 20′.

Химический состав аналогичен составу ортоклаза. Почти всегда содержит Na2O в существенных количествах. Кроме того, в зеленых разностях микроклина устанавливаются чаще, чем в обычных микроклинах и ортоклазах, примеси Rb2O (иногда до 1,4 %) и Cs2O (до 0,2 %).

Сингония триклинная; пинакоидальный в. с. Пр. гр. Р1–(С1i). Двойники имеют такой же вид, как у ортоклаза. Весьма характерны тонкие полисинтетические и решетчатые двойники, наблюдаемые в отдельных зернах под микроскопом при скрещенных николях. Агрегаты. В пегматитовых жилах часто наблюдается в виде необычайно крупнокристаллических агрегатов, легко раскалывающихся при ударе по плоскостям спайности. Размеры индивидов, устанавливаемых по спайности, нередко измеряются десятками сантиметров, иногда даже метрами. Часто встречается также в виде друз хорошо образованных кристаллов.

Цвет микроклина обычно такой же, как ортоклаза. Встречается, однако, разновидность интенсивного зеленого цвета, называемая амазонитом. Эта окраска, вызванная, по противоречивым гипотезам, ничтожными примесями Pb, Rb или Nb, бывает неоднородной, приуроченной нередко к периферии кристаллов, или распространяется внутрь их в форме жилок, линзочек или неправильной формы пятен, иногда в соседстве с прожилками белого кварца. Блеск стеклянный, на плоскостях спайности слегка перламутровый.

Твердость 6–6,5. Спайность, так же как у ортоклаза, совершенная по (001) и (010). Уд. вес 2,54–2,57.

Диагностические признаки. По внешним признакам микроклин неотличим от ортоклаза. В тонких шлифах под микроскопом легко узнается по характерному решетчатому строению отдельных индивидов, хорошо наблюдаемому при скрещенных николях, а нерешетчатый микроклин — по оптическим константам.

Происхождение и месторождения. По сравнению с ортоклазом гораздо шире распространен в интрузивных кислых и щелочных породах (гранитах, гранодиоритах, сиенитах и др.). Главным минералом он является также в пегматитовых образованиях. В них широко развиты микроклин-пертиты, в которых выделения альбита как продукта распада твердого раствора располагаются в микроклиновой среде, обладающей иногда решетчатым строением. Для пертитов, образовавшихся в процессе распада (микропертиты), характерны малые размеры вростков альбита, наблюдаемых обычно под микроскопом. При повышенной активности воды, что характерно для режима кристаллизации расплава в пегматитах, температура плавления заметно понижается и кривая солидуса пересекает купол распада на диаграмме смесимости кали-натровых полевых шпатов. В этом случае в равновесии находятся два полевых шпата, которые растут совместно. Альбит в таких условиях дает достаточно крупные выделения в преобладающем калиевом полевом шпате, образуются пертиты роста. Пертитовые вростки альбита в таких образованиях, например в амазоните, нередко заметны на глаз или выделяются на полированных штуфах.

Из спутников микроклина чаще других встречаются кварц, альбит, иногда нефелин (в щелочных нефелиновых пегматитах) и слюды. Распространены оригинальные закономерные (топотаксические) срастания микроклина с кварцем, носящие название еврейского камня или письменного гранита.

В России, на северо-западе европейской ее части (Приладожская и Северо-Карельская пегматитовые провинции) месторождения высокосорт­ных полевых шпатов (как керамического сырья) представлены секущими и пластовыми пегматитовыми жилами в гнейсах, содержащими, кроме микроклина и плагиоклаза, кварц, мусковит, местами биотит. Высоким качеством отличаются также пегматиты на Среднем Урале, залегающие среди нефелиновых сиенитов.

Известные месторождения амазонита (как поделочного камня) распространены в Ильменских горах, где он был открыт еще в 1784 г. Здесь амазонит встречается в довольно крупных массах, местами густо-окрашенных в зеленый, местами в голубовато-зеленый, яблочно-зеленый, изредка в бирюзовый и другие оттенки с переходами в желтовато-серый и желтый. Месторождения высококачественного амазонита известны в Кейвах (Кольский полуостров).

Прозрачный желтого цвета железистый ортоклаз ювелирного качества известен на острове Мадагаскар.

Применение полевых шпатов основано на их свойстве при сравнительно невысоких температурах плавления (1100–1300 °С) давать стекло, которое с прибавками каолина и кварца при застывании образует плотную белую, слегка просвечивающую массу, называемую фарфором, идущим на изготовление посуды, а также глазури и эмалей. В значительных массах кали-натриевые полевые шпаты употребляются для изготовления так называемого электрического фарфора, связующих масс для точильных камней и обсыпки для сварочных электродов. Особо чистые сорта идут на изготовление искусственных фарфоровых зубов, специальных опалесцирующих стекол, а также для других целей.

Амазонит, окрашенный в красивый зеленый цвет, употребляется для изготовления украшений и разных поделок (ваз, шкатулок, пепельниц и пр.).

АНОРТОКЛАЗ — (Na,К)[AlSi3O8]. Сингония триклинная. От греч. анортоклаз — не ортоклаз (т. е. аналогичен только по виду). В виде примеси часто содержит CaO (иногда до нескольких процентов). Название «анортоклаз» присвоено триклинным полевым шпатам, в которых содержание Na2O преобладает над содержанием К2О. В литературе нередко можно встретить применение этого названия в более широком смысле, включающем вообще все немоноклинные полевые шпаты, в том числе микроклин (независимо от содержания Na2O).

По физическим свойствам сходен с микроклином. От последнего отличается лишь по оптическим константам. Уд. вес 2,56–2,6. При накаливании легко переходит в моноклинную модификацию, по охлаждении вновь становится триклинным.

Встречается в богатых натрием вулканических породах. Первоначально был установлен в андезитовых лавах на о. Пантеллерия (Италия).

Подгруппа гиалофана

К этой подгруппе относятся кали-бариевые полевые шпаты, кристаллизующиеся в моноклинной сингонии. Они представлены изоморфными смесями ряда K[AlSi3O8] — Ba[Al2Si2O8]. Кроме того, в их состав входят в небольших количествах Na[AlSi3O8] и Ca[Al2Si2O8].

Установленные до сих пор минеральные виды не полностью представляют этот ряд. Известны гиалофаны с содержанием молекулы Ba[Al2Si2O8] до 35 %, в одном случае — около 50 % и, наконец, представители близких к чисто бариевому моноклинному полевому шпату, названному цельзианом.

ГИАЛОФАН — (50 % – n)K[AlSi3O8] · (50 % + n) Ba[Al2Si2O8], где n = 0–30 %. В виде примесей устанавливаются Na2O, CaO, иногда SrO и др. В изодиморфной серии ортоклаз (K[AlSi3O8]) — цельзиан (Ba[Al2Si2O8]) наблюдается смена структурного состояния от симметрии ортоклаза С2/т(C 32h) к I2/c(C 62h) при содержании цельзиановой молекулы 80 % мол. Следовательно, к гиалофанам, строго говоря, следует относить индивиды с составом, соответствующим приведенной формуле. При n < 30 % имеем Ba-ортоклаз, а при n > 30 % — цельзиан. Нередко ко всем барийсодержащим калиевым полевым шпатам применяется термин «гиалофаны», что не вполне оправданно.

Сингония моноклинная. Кристаллы гиалофанов аналогичны кристаллам ортоклаза (адуляра). Двойники те же. Тождественны и их кристаллические структуры, что обусловливается близостью ионных радиусов катионов К1+ и Ва2+ (1,33 и 1,38 Å ). Замене ионов К1+ ионами Ва2+ отвечает эквивалентная замена Si4+ на Al3+ по схеме изоморфизма, формально аналогичной плагиоклазовой.

Кристаллы водяно-прозрачные, иногда серые с желтоватым, зеленоватым или голубоватым оттенком, реже красные. Встречаются в виде друз в пустотах или в виде прожилков. Блеск стеклянный, на плоскостях спайности перламутровый.

Твердость 6–6,5. Спайность такая же, как у ортоклаза. Уд. вес 3,01–3,32 (последняя цифра для гиалофана с 30 % Ba[Al2Si2O8]). П. п. тр. плавятся с большим трудом. В кислотах не растворяются. От ортоклаза могут быть отличены по присутствию бария и явно повышенному удельному весу, а также по оптическим константам.

Ортоклазы, содержащие в небольших количествах барий, встречаются в магматических изверженных породах. Богатые барием разности наблюдались в контактово-метасоматических месторождениях. Найдены в районе р. Слюдянки (Южное Прибайкалье) во флогопито-кальциевых жилах, где они в виде серых кристаллов ассоциируют с диопсидом, скаполитом и кальцитом или непосредственно развиваются метасоматиче­ским путем по розовому ортоклазу.

ЦЕЛЬЗИАН — Ba[Al2Si2O8]. Содержание BaO обычно колеблется от 34 до 42 %. Сингония моноклинная. Пр. гр. I2/c(C62h). Структура цельзиана (как и анортита от альбита) несколько отличается от структуры ортоклаза, что выражается удвоением ячейки. Эта особенность передается нестандартным аспектом пространственной группы (C62h), для сохранения единства описания изменений параметров решетки в этом изодиморф­ном ряду. Встречается в виде хорошо образованных кристаллов короткопризматического ортоклазового облика, иногда богатых гранями. Известны и длиннопризматические формы. Двойники — по манебахскому, бавенскому и карлсбадскому законам. Наблюдался также в сплошных зернистых массах.

Цвет прозрачный, бесцветный или просвечивающий. Иногда имеет аллохроматическую красную или черную окраску, обусловленную примесями окиси железа или окислов марганца. Блеск стеклянный. Твердость 6. Спайность такая же, как у ортоклаза. Уд. вес 3,32–3,37.

Наблюдался в контактово-метасоматических месторождениях, так же как и гиалофаны, в Якобсберге (Швеция), на полуострове Карнарвон в Уэльсе (Англия) в ордовикской песчано-сланцевой толще с прослоями туфов марганцевых руд и в других местах.

2. Группа скаполита

Эта замечательная по широкому изоморфизму группа минералов имеет много общего по химическому составу с группой плагиоклазов. В отличие от последних здесь мы имеем наличие дополнительных анионов в виде Сl1–, [SO4]2–, [СО3]2–, иногда Fe1– и OH1–. Не исключается также присутствие анионов [HSO4]1–, [HСО3]1–. Соответственно этому общий заряд в кристаллических структурах уравновешивается вхождением дополнительных катионов Na1+ и Са2+.

Так же как и в ряду плагиоклазов, здесь по мере изменения состава, очевидно, происходит замена NaSi — CaAl. Имеют место и взаимные соотношения между анионами Cl, более тесно связанными с натриевыми разновидностями, и группами [СО3] и [SO4], характерными для более богатых кальцием разновидностей. При этом замещения по схеме NaCl — Ca[СО3,SO4] могут происходить независимо от замещений в каркасе, что усложняет картину изоморфизма в этой группе.

Конечные члены этого ряда представлены чисто натриевым минеральным видом — мариалитом (Ma) и чисто кальциевым — мейонитом (Me). Для разностей промежуточного состава принята такая же классификация, как и для плагиоклазов (по процентному содержанию мейонитовой молекулы). Скаполит обозначает группу в целом, не являясь названием минерального вида.

Вполне естественно, что в соответствии с изменением химического состава минералов этой группы закономерно меняются и их физические свойства.

МАРИАЛИТ — Na4[AlSi3O8]3Cl и МЕЙОНИТ — Ca4[Al2Si2O8]3[CO3,SO4].

Групповое название происходит от греч. скапос — столб, посох и литос — камень. Наименование, очевидно, присвоено в связи с формой кристаллов. Разновидность: глауколит, или главколит (не следует смешивать с глауконитом — гидросиликатом Fe и К), синего цвета, имеющий средний состав. В прежней литературе существовало много названий других разновидностей, являющихся по существу синонимами.

Химический состав. Количество SiO2 падает по мере увеличения мейонитовой молекулы от 56 до 47 %; соответственно падают и содержания Na2O и Cl, а CaO и СО2 — увеличиваются.

Сингония тетрагональная; тетрагонально-дипирамидальный в. с. L4PC. Пр. гр. I4/m(С54h). a0 = 12,06; c0 = 7,51 — для чистого мариалита; a0 = 12,17; c0 = 7,65 — для мейонита; симметрия понижается до P42/n (С14h) у промежуточных составов. Кристаллическая структура. Для скаполита характерны сложные кольца из четырех тетраэдров с вершинами, попеременно обращенными то вверх, то вниз. Эти кольца образуют колонки параллельно оси с кристалла. На рис. 355 изображена проекция тетраэдрического каркаса на плоскость (001). Внутри него существуют пространства для катионов Na1+ и Са2+, а также большие полости для анионов Cl1–, [SO4]2– или [СО3]2–.

Рис. 355. Кристаллическая структура скаполита в проекции вдоль оси с.
Крупные шары — Сl1–, меньшие шары — Na1+ или Са2+.
Маленькие полые кружочки в вершинах четверных колец осей А, В, C, D и
О изображают ионы кислорода, связывающие кольца

При переходе от мариалита к мейониту в соответствии с правилом изоляции алюминия в тетраэдрах происходит его единственно возможное размещение через один тетраэдр с кремнием. Такое упорядочение сказывается на симметрии структуры.

Облик кристаллов. Встречающиеся кристаллы имеют призматический облик и обычно вытянуты по направлению вертикальной оси (рис. 356). Наиболее распространены грани призм {100}, {110} и {210}, притупленных гранями дипирамид {111}, {131}, {331}, а также {101} и др. Кристаллы встречаются лишь в друзовых пустотах, а в массе породы он развивается в виде неправильных зерен или зернистых агрегатов, иногда образуя сплошную скаполитовую породу.

Рис. 356. Кристаллы скаполита

Цвет. Скаполиты в вулканических породах обычно бесцветны, образующиеся же в кристаллических сланцах и известняках, наоборот, непрозрачны, окрашены в серый, иногда густой голубой (глауколит), реже красный цвет. Мариалиты из пегматитов имеют розовый или фиолетовый цвет до светло-коричневого и желтого, иногда проявляя заметный дихроизм. Блеск стеклянный, на плоскостях спайности с перламутровым отливом. Nm = 1,550–1,595 и Np = 1,540–1,556 (возрастают по мере увеличения мейонитовой молекулы).

Твердость 5–6. Хрупкий. Спайность по {100} ясная и по {110} несовершенная; часто проявляется ступенчато. Излом неровный. Уд. вес возрастает к мейниту от 2,61 до 2,75.

Диагностические признаки. Скаполиты от похожих на них полевых шпатов отличаются по явнотетрагональной форме кристаллов, по слабовыраженной спайности (по тетрагональной призме) и несколько меньшей твердости.

П. п. тр., выделяя летучие составные части, вспучиваются и затем плавятся в белое пузыристое стекло. В HCl отчасти разлагаются — тем легче, чем больше содержат мейонитовой молекулы. При этом кремнезем выделяется не в виде студня, а в виде иловатого осадка.

Происхождение и месторождения. Как продукты пневматолитовых процессов скаполиты встречаются в пустотах вулканических пород в виде друз хорошо образованных бесцветных кристаллов. Мариалит изредка наблюдается в миароловых пегматитах совместно с турмалином, топазом, бериллом и апатитом, он образуется из флюидной фазы на последнем этапе пегматитового процесса и выполняет пустоты. Мариалит и мейонит нередко наблюдаются в контактово-метасоматических месторождениях на границе интрузивов кислых и щелочных пород с известняками и доломитами. Ассоциируют с гранатами, пироксенами, иногда апатитом и др. Довольно часто наблюдаются явления замещения скаполитами других минералов, особенно плагиоклазов. При этом подмечено, что, как правило, скаполиты имеют более основной состав, чем плагиоклазы (Na2O частично выносится). Иногда сопровождаются цеолитами.

Давно известны находки скаполитов во многих флогопитовых месторождениях по р. Слюдянке (Южное Прибайкалье). Обычно ассоциируют с диопсидом и кальцитом в составе кальцифиров. Иногда отдельные кристаллы мейонита достигают 0,5 м длину. Цвет их обычно бледный соломенно-желтый или грязно-зеленый. Образовались они здесь метасоматическим путем при реакциях пегматитов с известняками. Здесь же были обнаружены в сплошных массах мариалиты, окрашенные в голубой, серовато-синий или синевато-фиолетовый цвет.

Мейонит характерен для кварц-двупироксеновых плагиосланцев Алданского щита и других метаморфических пород преимущественно основного состава от зеленосланцевой до гранулитовой фаций метаморфизма. Розово-фиолетовым непрозрачным мариалитом, под воздействием низкотемпературных гидротерм в условиях ретроградного метаморфизма, замещен плагиоклаз (андезин) в полосчатых амфиболитах, вмещающих пегматитовую жилу на Климовском участке месторождения керамиче­ского сырья близ пос. Чкаловский (Северная Карелия). Крупнокристаллические массы бледно-розового мейонита слагают мощную жилу в зоне контакта гранитогнейсов и мраморов на острове Пусунсаари близ Питкяранты (Северное Приладожье).

Весьма значительное распространение скаполитов было обнаружено в скарновых магнетитовых месторождениях Приангарья, Южной Якутии и Кустанайской области (Казахстан). Здесь скаполиты принимают участие не только в составе метасоматически измененных вмещающих пород, но и в самих магнетитовых рудах. Кристаллы мариалита ювелирного качества известны в пегматитовом месторождении Кукурт на Восточном Памире (Таджикистан).

Скаполиты сравнительно легко подвергаются вторичным изменениям, особенно при выветривании. В псевдоморфозах по скаполитам наблюдались хлориты, эпидот, пренит, цоизит, альбит, слюды и другие минералы. В процессе выветривания за счет скаполитов образуются каолиновые глины.

3. Группа лейцита

Здесь, кроме лейцита и поллуцита, рассмотрим очень близкий к лейциту по ряду свойств анальцим, содержащий воду цеолитного характера.

ЛЕЙЦИТ — K[AlSi2O6] или К2О · Al2О3 · 4SiO2. Название происходит от греч. лейкос — светлый. Является породообразующим минералом в некоторых богатых щелочами и относительно бедных кремнеземом эффузивных породах (лейцитовых базальтах, фергуситах, фонолитах, трахитах и др.).

Химический состав. К2О — 21,5 %, Al2О8 — 23,5 %, SiO2 — 55 %. В виде примесей присутствуют в незначительных количествах Na2O, CaO, Н2О.

Сингония. Обладает диморфизмом. При температуре выше 620 °С устойчива кубическая модификация, ниже этой температуры лейцит претерпевает полиморфное превращение в тетрагональную модификацию. Облик кристаллов чрезвычайно характерен: наблюдается в виде хорошо образованных со всех сторон полиэдриче­ских кристаллов — тетрагон-триоктаэдров (рис. 357). Характерные формы: {211}, редко {110} и {100}. Поверхность граней матовая; иногда на них устанавливается двойниковая штриховка. Двойники по (100). Изредка наблюдается в виде зернистых агрегатов.

Рис. 357. Кристалл лейцита

Цвет. Бесцветный, белый с сероватым или желтоватым оттенком; часто также пепельно-серый. Блеск в изломе стеклянный, жирный. Ng = 1,509 и Np = 1,508.

Твердость 5–6. Хрупок. Спайность отсутствует. Излом раковистый. Уд. вес 2,45–2,5.

Диагностические признаки. Весьма характерны форма кристаллов и светлая окраска, а под микроскопом — оптические аномалии и низкий показатель преломления.

П. п. тр. не плавится. В HCl растворяется с выделением порошковатого кремнезема.

Происхождение и месторождения. Лейцит является типичным высокотемпературным магматическим минералом, образующимся при за­твердении лав, богатых щелочами (главным образом К2О) и бедных SiO2. Поэтому совместно с кварцем он не наблюдается. Обычно с ним ассоциируют щелочные пироксены (эгирин или эгирин-авгит), нефелин и др. В виде отдельных кристаллов встречается также в вулканических вы­бросах — пеплах и туфах. Встречается и в интрузивных высококалиевых основных и ультраосновных породах.

Под воздействием позднейших процессов нередко наблюдаются явления химических превращений. Известны псевдоморфозы ортоклаза и серицита (калиевой слюды) по кристаллам лейцита. Иногда они замещаются также нефелином и альбитом и притом в различных количественных соотношениях. Такие псевдоморфозы носят название псевдолейцита, или эпилейцита. Нередки случаи превращения лейцита в анальцим при реакциях с натрийсодержащими растворами. Этот процесс широко развивается также в почвах с переходом калия в раствор. В связи с этим становится понятным плодородие почв, образующихся на лейцитсодержащих породах.

В России лейцитсодержащие породы имеются в Маймеча-Котуйской провинции (Красноярский край). Лейцит отмечен и в базальтах мыса Дежнева (Чукотка). Входит в состав богатых калием интрузивных оливин-пироксен-полевошпатовых пород — фергуситов и шонкинитов, встречающихся на Алдане (Восточная Сибирь).

В значительных количествах в виде крупных и мелких кристаллов лейцит содержится в лавах на Монте-Сомма (Везувий). Эпилейцитовые эффузивные породы были встречены в Казахстане на р. Ишим, в Армении и в других местах.

Практическое значение. В некоторых странах, например в Италии, лейцитовые породы разрабатываются как минеральное сырье для получения калиевых продуктов и металлического алюминия. Следует иметь в виду, что лейцит по сравнению с ортоклазом содержит меньше SiO2 и больше Al2О3.

АНАЛЬЦИМ — Na[AlSi2O6] · Н2О или Na2O · Al2O3 · 4SiO2 · 2H2O. Анальцис по-гречески — бессильный. Название было дано за его свойство лишь слабо электризоваться при трении.

Химический состав (в %): Na2O — 14,07; Al2О3 — 23,29; SiO2 — 54,47; Н2О — 8,17. Установлена также разновидность, богатая К2О (до 5,5 %). В небольших количествах иногда содержатся CaO и MgO.

Сингония кубическая; гексаоктаэдрический в. с. Пр. гр. Ia3d(O10h). a0 = 13,71. Кристаллизуется точно в таких же формах, как и лейцит (см. рис. 357). Реже встречаются кубические кристаллы, притупленные на углах гранями тетрагонтриоктаэдра (рис. 358). Наблюдается также в зернистых агрегатах, в виде друз кристаллов в пустотах, кристаллических корочек и жеод.

Рис. 358. Кристалл анальцима

Цвет. Бесцветный, белый с сероватым, красноватым или зеленоватым оттенком, иногда мясо-красный (благодаря пигментации окисью железа). Блеск стеклянный. N = 1,489–1,479.

Твердость 5–5,5. Хрупок. Спайность практически отсутствует, иногда заметна по {001}. Уд. вес 2,2–2,3.

Диагностические признаки. От похожего на него лейцита отличается прежде всего составом, более низкой твердостью, более низким показателем преломления и поведением п. п. тр.

П. п. тр. в отличие от лейцита легко сплавляется в прозрачное стекло. При нагревании легко выделяет воду и мутнеет (у лейцита этого не наблюдается). В HCl вполне разлагается с образованием в воде осадка иловатого кремнезема.

Происхождение и месторождения. Аналогично цеолитам анальцим обычно встречается как продукт низкотемпературной гидротермальной деятельности, связанной с последними стадиями магматических процессов. Часто образование его происходит при температуре, по всей вероятности, ниже 100 °С.

В редких случаях образуется, по-видимому, как первичный минерал при кристаллизации магмы, богатой Na и Н2О, находившейся под большим давлением. В так называемых тешенитах (анальцимовых габбро) он, являясь единственным алюмосиликатом натрия, кристаллизуется самым последним в промежутках между ранее выделившимися силикатами. Таковы, например, тешениты Кавказа.

В пегматитах щелочных пород, богатых натрием (нефелиновых сиенитов), он наблюдается в числе последних гидротермальных минералов, замещая большей частью нефелин.

В России большой известностью пользуются крупные кристаллы анальцима из месторождений исландского шпата в басс. р. Нижняя Тунгуска (Эвенкия, Средняя Сибирь), где анальцим в ассоциации с кальцитом и цеолитами расположены в пустотах и трещинах среди покровов основных пород (траппов). С базальтами связаны находки анальцима на Северном Тимане. Анальцим обнаруживается в щелочных пегматитах Ильменских гор (Южный Урал), Хибинского и Ловозерского массивов нефелиновых сиенитов (Кольский полуостров).

Крупные прозрачные кристаллы находятся в вулканических туфах на Циклоповых островах близ Катаньи (Сицилия). В виде новообразований анальцим возникает иногда и при экзогенных процессах. Его находят, например, в почвах, образовавшихся на месте лейцитовых пород, изредка в осадочных породах.

ПОЛЛУЦИТ — Cs[AlSi2O6]. Синоним: поллукс. В настоящее время известны промышленные скопления этого минерала, единственного пока по богатству цезием.

Химический состав непостоянен. Практически всегда содержит натрий и воду в результате изоморфного смешения с анальцимом. Содержание Cs2O достигает 30–32 %. Чистый поллуцит является аналогом лейцита.

Следовательно, изоморфные смеси образуются между безводным и водным силикатами: Cs[AlSi2O6] — Na[AlSi2O6] · H2O. В незначительных количествах присутствуют также Rb2O, K2O и Tl2O3.

Сингония кубическая; гексаоктаэдрический в. с. Пр. гр. Ia3d(O10h ). а0 = 13,69. Кристаллическая структура аналогична структуре анальцима. Облик кристаллов. Ясно образованные кристаллы встречаются в пустотах, но вообще редки. Представляют комбинацию {100} и {210}. Чаще наблюдается в виде жилок или сплошных масс.

Цвет. Бесцветный прозрачный, до белого и серого. Блеск типичный стеклянный. N = 1,524–1,506.

Твердость 6,5. Спайность практически отсутствует. Излом раковистый. Уд. вес 2,86–2,9.

Диагностические признаки. Встречается в ассоциации с литиевыми минералами в виде стекловидных масс, похожих на кварц, от которого легко отличается по оптическим свойствам (в порошке под микроскопом изотропен). Цезий легко устанавливается спектральным анализом. Для поллуцита очень характерны также многочисленные тонкие прожилки вторичных минералов белого, серого, сиреневого и розового цвета.

П. п. тр. тонкие осколки закругляются по краям; плавится в белую эмаль, причем пламя окрашивается в красновато-желтый цвет. При накаливании становится мутным (теряет воду). В HCl при нагревании рас­т­воряется с трудом с выделением порошковатого кремнезема; раствор с хлористой платиной дает обильный осадок двойной хлористой соли цезия и платины.

Происхождение и месторождения. Как гидротермальный минерал встречается в миаролитовых пустотах в гранитных пегматитах. Парагенетически связан с литиевыми силикатами (петалитом, лепидолитом), литиевыми фосфатами (амблигонитом), кварцем и другими минералами. В сплошных массах поллуцита наблюдаются многочисленные тончайшие белые прожилки каолиноподобных продуктов его разрушения.

Первоначально поллуцит был установлен в пустотах среди гранитов на о. Эльба (Италия). На территории России поллуцит присутствует с альбитом, лепидолитом, монтебразитом, эльбаитом и сподуменом в редкометалльных жилах Воронье-Тундровского пегматитового поля (Кольский полуостров). Крупные выделения известны в литиевых пегматитах месторождения Кара-Адыр (Тува). Кроме того, поллуцит известен в пегматитах Малханского хребта в Забайкалье и в других местах.

Крупнейшим месторождением поллуцитовых руд являются залега­ющие в докембрийских гнейсах гранитные пегматиты Берник-Лейк в Манитобе (Канада). В значительных скоплениях он был обнаружен в районе лепидолитовых месторождений Карибиб (Юго-Западная Африка). Описан также в месторождениях Варутреск (Швеция), Геброн (США) и других местах.

Практическое значение. Поллуцит является важнейшим источником получения солей цезия, используемых для различных целей в лабораторной и аналитической практике. Очень важно применение цезия для светочувствительных автоматических электроаппаратов и для разрядных ламп. Благодаря цезиевым фотоэлементам была технически разрешена проблема передачи изображений на расстояние (телевидение) и пр.

4. Группа нефелина

Сюда относятся еще более бедные кремнеземом алюмосиликаты типа R[AlSiO4], где R = Li, Na, К. Кристаллизуются они в гексагональной сингонии. Na[AlSiO4] и К[Al5SiO4] при высоких температурах образуют непрерывный ряд твердых растворов. Здесь рассмотрим один нефелин.

НЕФЕЛИН — KNa3[AlSiO4]4 или, приближенно, Na2O · Al2О3 · 2SiO2. Название происходит от греч. нефели — облако (при разложении в крепких кислотах дает облаковидный кремнезем). Нередко является породообразующим минералом в щелочных изверженных породах, богатых натрием.

Химический состав точно не отвечает формуле. SiO2 всегда содержится в некотором избытке (до 12 %), что связано с заменой некоторого количества ионов натрия на вакансии с сопряженным замещением алюминия ионом кремния по схеме: Si4+→ Na1+ Al3+. Содержание К2О молекулы также колеблется, так как нефелин образует ограниченный изоморфный ряд с кальсилитом K[AlSiO4]. Кроме того, устанавливаются примеси CaO (0,5–7 %), иногда Fe2O3, Cl и Н2О.

Сингония гексагональная; гексагонально-пирамидальный в. с. L6. Пр. гр. Р63 (C66). a0 = 10,05; с0 = 8,38. Кристаллическая структура основана на алюмокремнекислородном каркасе, подобном каркасу тридимита, но слегка деформированном. Дальнейшее понижение симметрии связано с упорядоченным распределением катионов натрия и калия по пустотам каркаса. Алюминий и кремний также упорядочены, располагаясь в тетраэдрах через один. Две трети ионов алюминия в структуре расположены иначе, чем одна треть, что сказывается на технологическом процессе извлечения окиси алюминия из нефелина; одна треть Al труднее переходит в рас­твор. Замечательно также, что при разложении его в природных условиях две трети ионов алюминия образуют натролит, а одна треть — каолинит или гиббсит.

Облик кристаллов призматический, короткостолбчатый (рис. 359) или толстотаблитчатый.

Рис. 359. Кристаллы нефелина

Главное развитие имеют призма {101–0} и пинакоид {0001}, а также грани пирамиды {101–1} и призмы {112–0}. Простые по внешнему виду формы кристаллов нефелина в действительности нередко представляют двойниковые сростки (с неправильными границами), о чем свидетельствуют фигуры вытравления и штриховатость граней (см. рис. 359). Кристаллы встречаются редко, большей частью в пустотах среди пород. Агрегаты. Обычно распространен в виде неправильной формы вкрапленных в породу кристаллических зерен или в виде сплошных масс, часто очень крупнозернистых. Цвет. Бесцветный, но чаще серовато-белый, или серый с зеленоватым, желтоватым, буроватым, красноватым оттенком. Непрозрачные светлоокрашенные крупнокристаллические или сплошные разности часто называют элеолитом. Блеск на плоскостях кристаллов стеклянный, в изломе жирный. Nm = 1,532–1,547 и Np = 1,529–1,542.

Твердость 5–6. Хрупок. Спайность практически отсутствует или наблюдается несовершенная спайность по {0001} и {1010}. Уд. вес 2,6.

Диагностические признаки. На глаз нефелин не всегда легко узнать. В щелочных, богатых натрием породах он характеризуется сероватой окраской с теми или иными оттенками и типичным жирным блеском. На выветрелых поверхностях легко узнается по небольшим матовым пленкам или корочкам, образующимся в углублениях в виде продуктов химического разрушения.

П. п. тр. плавится, иногда довольно легко, окрашивая пламя в желтый цвет. Кислотами разлагается.

Происхождение и месторождения. Нефелин распространен почти исключительно в магматических, бедных кремнеземом щелочных горных породах: нефелиновых сиенитах и их пегматитах, фонолитах и др. Среди них иногда встречаются шлиры, почти сплошь состоящие из нефелина. В более богатых кремнеземом магматических дериватах он ассоциирует с альбитом и содалитом, а при избытке SiO2, выражающемся в присутствии свободного кремнезема (кварца, например), уже не встречается.

В глубинных нефелиновых породах в парагенезисе с ним обычно можно встретить эгирин (щелочной пироксен), щелочные полевые шпаты (альбит, микроклин), иногда щелочную роговую обманку, нередко продукты гидротермального изменения нефелина — главным образом канкринит, содалит и цеолиты. Кроме того, характерно, особенно в пегматитах, присутствие минералов циркония и титана (циркон, эвдиалит, титанит, ильменит и др.).

При выветривании нефелин сравнительно легко разрушается и выщелачивается. Вначале он покрывается в виде пленок белыми остаточными продуктами химического разрушения, а в конце концов возникают кавернозные полости на поверхности глыб нефелинсодержащих пород. Иногда при воздействии вод, богатых карбонат-ионами, нефелин замещается красновато-коричневой массой, состоящей из канкринита, гиббсита и цеолитов и называемой шпреуштейном.

Нефелиновые породы нередко слагают крупные массивы. На Южном Урале большой известностью пользуется массив гнейсовидных нефелиновых сиенитов (миаскитов) в Ильменских горах, к миаскитовым пегматитам приурочены многочисленные копи различных редких минералов. В Вишневых горах также известны щелочные пегматитовые жилы, например Курочкин лог, откуда происходят крупные выделения розового, мясо-красного нефелина с канкринитом, альбитом, калишпатом, биотитом, эгирином и ильменитом. В Хибинах с нефелиновыми породами (уртитами и рисчорритами) связано крупное месторождение апатита. Крупные кристаллы нефелина присутствуют в богатых нефелином основных породах массива Кия-Шалтырь в Кузнецком Алатау (Южная Сибирь).

Практическое значение. Сплошные нефелиновые массы и отходы обогатительных фабрик, состоящие (после извлечения апатита или других полезных ископаемых) главным образом из нефелина, могут быть использованы в самых различных отраслях промышленности.

В небольших количествах нефелин используется в стекольном производстве без добавки щелочей для получения зеленых стекол. В керамиче­ской промышленности может служить заменителем полевого шпата. Вследствие относительно легкой разлагаемости в кислотах нефелиновые отходы обогатительных фабрик могут быть использованы для получения из них глинозема (содержание Al2О3 колеблется в пределах 31–34 %) а также силикагеля, соды, ультрамарина и других продуктов.

5. Группа содалита

Минералы группы содалита, кристаллизующиеся в кубической сингонии, по своему составу близки к минералам группы нефелина, но в отличие от них содержат в качестве дополнительных анионов Cl1–, S2–, [SO4]2–. В соответствии с этим в число катионов входят дополнительные катионы Na1+ и Ca2+.

СОДАЛИТ — Na8[AlSiO4]6Cl2 или 3Na2O · 3Al2O3 · 6SiO2 · 2NaCl. Название обусловлено содержанием в минерале натрия (сода); литос по-гречески — камень. Как и другие минералы группы, за исключением лазурита, встречается в изверженных породах, богатых натрием и бедных кремнеземом.

Химический состав. Na2O — 25,5 %, Al2О3 — 31,7 %, SiO2 — 37,1 %, Cl— 7,3 %. В небольших количествах устанавливается также К2О и Ca2O. Содержащая серу разновидность называется гакманитом.

Сингония кубическая; гексатетраэдрический в. с. 3L244L36P. Пр. гр. P4–3n(T4d). a0 = 8,87. Кристаллическая структура типичная каркасная (рис. 360). Ионы Cl располагаются в вершинах и в центре куба, находясь в центре кубоктаэдрической полости алюмокремнекислородного каркаса с полным упорядочением кремния и алюминия в тетраэдрах. Будучи окружены тетраэдрической группировкой ионов натрия, они образуют кластеры [Na4Cl]3+. Ионы натрия при этом расположены по два в шестерных кольцах каркаса. Облик кристаллов ромбододекаэдрический (рис. 361). Образованы гранями {110} и {100}. Крайне редко наблюдаются другие формы. Двойники нередки по (111), т. е. двойниковой осью служит тройная ось. Агрегаты. Встречается также в зернистых массах.

Рис. 360. Кристаллическая структура содалита в проекции на грань куба вдоль оси с.
Ионы Cl1– (крупные шары) располагаются в вершинах квадрата на высоте 0
и в середине на высоте 1/2 с = 4,435 A° . Малые шары — ионы Na1+ (цифры при них
указывают на относительную их высоту). В каркасе из тетраэдров алюмокислородные
группы АlО4 показаны значком Al. Для наглядности те вершины тетраэдров, которые
должны быть связаны с выше- и нижерасположенными ячейками, показаны обломанными

Рис. 361. Кристалл содалита

Цвет. Бесцветный или серый с желтоватым или синеватым оттенком, синий до фиолетового, зеленый, розовый до малинового. Гакманит на свежем сколе имеет ярко-розовую окраску, которая в течение нескольких минут на свету полностью исчезает, сменяясь бледным зеленовато-серым цветом. Блеск стеклянный, в изломе жирный. N = 1,483–1,490.

Твердость 5,5–6. Спайность по {110} ясная. Излом неровный. Уд. вес 2,13–2,29.

Диагностические признаки. От щелочных силикатов других групп отличается оптической изотропией. Однако от нозеана и гаюина отличить без химической реакции очень трудно. От темноокрашенного флюорита отличается легкой разлагаемостью кислотами.

П. п. тр. сплавляется, вспучиваясь, в бесцветное стекло. В закрытой трубке прозрачные разности мутнеют. Растворяется в HCl, при выпаривании выделяет студенистый кремнезем. Если воздействовать на минерал HNO3 и затем раствор медленно выпаривать на предметном стекле, то образуются кристаллики NaCl. Можно проверить также с AgNO3 наличие хлора.

Происхождение и месторождения. Содалит является первичным минералом изверженных щелочных пород, по преимуществу эффузивных.

Первично-магматический содалит является частью содалитовых нефелиновых сиенитов (тавитов), находящихся среди нефелиновых сиенитов Ловозерского щелочного массива (Кольский полуостров). Как позд­ний минерал часто замещает нефелин и другие алюмосиликаты щелочей в нефелиновых сиенитах, нередко присутствует в их пегматитах (Хибинский и Ловозерский массивы на Кольском полуострове). В Ильменских и Вишневых горах (Южный Урал) он наблюдался в нефелиновых пегматитах в виде небольших скоплений и прожилков синего цвета в ассоциации с канкринитом, иногда в виде включений в анальциме.

Содалит известен также в массивах содалитовых сиенитах Тутека и Дараи-Пиоза в Алайском хребте и в долине р. Тагобы-Сабах в Турке­станском хребте (Таджикистан), в щелочных породах (мариуполитах) Октябрьского массива в Приазовье (Украина) и пр. Обычно ассоциирует с нефелином, альбитом, канкринитом, эгирином, цирконом и другими минералами. В зоне окисления, как и все другие богатые щелочами минералы, постепенно разлагается.

НОЗЕАН — Na8[AlSiO4]6[SO4] . H2O. Назван в честь немецкого геолога К. Нозе (XIX в.). Вода имеет цеолитный характер и содержится в переменных количествах.

Сингония кубическая; гексатетраэдрический в. с. 3L244L36P. Пр. гр. P4–3n(T4d). a0 = 9,07–9,11. Кристаллическая структура близка к содалитовой, но каркас существенно раздвинут из-за вхождения сульфат-ионов, более крупных в сравнении с хлором. Упорядоченное распределение сульфат-ионов и воды приводит к изменению симметрии структуры. По свойствам чрезвычайно похож на содалит.

Цвет серый с желтоватым, зеленоватым или голубым оттенком, реже белый. N = 1,495. Твердость 5,5. Спайность по (110) средняя. Уд. вес 2,28–2,4. Часто содержит включения посторонних минералов. Кристаллы вследствие этого производят впечатление сильно разъеденных.

Встречается в щелочных изверженных породах, главным образом эффузивных, например в щелочных лавах Канарских островов, островов Зеленого мыса, в Минусинском районе (Хакасия), в Альбанских горах (Италия) и других местах. Отмечен и в интрузивных породах — нозеановых сиенитах (науяитах) щелочных массивов Илимаусак (Южная Гренландия) и Ловозерского на Кольском полуострове. На Турьем мысе (Терский берег Кольского полуострова) нозеан является главным породообразующим минералом жильных щелочных пород (нозеанитов).

ГАЮИН — Na4,5Ca2K[AlSiO4]6[SO4]1,5(OH)0,5. Назван в честь французского кристаллографа Р. Ж. Гаюи (1752–1838). Изоморфная смесимость с нозеаном — ограниченная.

Сингония кубическая; гексатетраэдрический в. с. Пр. гр. P4–3n(T4d). a0 = 8,90–8,921. Кристаллическая структура. Изоструктурен содалиту, но каркас сильно раздвинут. Различные по составу катион-анионные кластеры упорядочены, так что локальная симметрия понижена, но в реальных кристаллах чередуются области (домены) с различной ориентацией, так что средняя пространственная симметрия такая же, как у содалита. Встречается в кристаллах додекаэдрического или октаэдрического облика, но чаще в виде оплавленных и округленных зерен.

Цвет ярко-синий, небесно-голубой, зеленовато-синий, реже желтый и красный. Блеск стеклянный, жирный в изломе. N = 1,495–1,504.

Твердость 5,5. Спайность по {110} средняя. Уд. вес 2,4–2,5. П. п. тр. растрескивается, сплавляется в зеленовато-голубое стекло.

На территории России гаюин был обнаружен в лазуритовом Мало-Быстринском месторождении (на р. Слюдянке, Южное Прибайкалье) в зонах замещения пегматита в контакте с доломитом. Встречен в лавах на Монте-Сомма (Везувий) в ассоциации с нефелином и лейцитом, в Альбанских горах (Италия) и во многих других местах.

ЛАЗУРИТ — Na6Ca2[AlSiO4]6(SO4)1,4S0,6. Название дано по ярко-синей окраске минерала. Синонимы: ляпис-лазурь, ультрамарин (искусственный). Может содержать серу отчасти в форме сульфитных [SO3]2- и полисульфидных [Sx]2– ионов, где x = 2, 3 и 4, а также в виде H2S. Именно с полисульфидными ионами связана наиболее интенсивная, густо-синяя до фиолетовой окраска.

Химический состав лазурита из Мало-Быстринского месторождения (в %): Na2O — 16,8; CaO — 8,7; Al2О3 — 27,2; SiO2 — 31,8, SO3 — 11,8, S — 0,34, Cl — 0,25 и немного Н2О, SrO, MgO, K2O, Fe2O3 и СО2.

Сингония кубическая; гексатетраэдрический в. с. 3L244L36P. Пр. гр. P4–3n(T4d). a0 = 9,05–9,10. У некоторых богатых сульфидной и полисульфидной серой разностей сингония ромбическая, моноклинная и триклинная. Кристаллическая структура подобна структуре содалита, катион-анионные кластеры упорядочены в низкосимметричных разностях. Кристаллы крайне редки, представлены ромбододекаэдрами. Обычно встречается в сплошных плотных массах.

Цвет лазурита густой лазурево-синий до фиолетового, иногда розовый, голубой или зеленовато-синий, зеленый. Блеск стеклянный. N около 1,5 (колеблется).

Твердость 5,5. Хрупок. Спайность по {110} несовершенная. Уд. вес 2,38–2,42.

Диагностические признаки. Для лазурита прежде всего характерен его интенсивный ярко-синий или голубой цвет как в массе, так и в тонких шлифах. Похож на синий содалит, но парагенетические соотношения совсем иные: первый — с щелочными силикатами, второй — с кальцитом, доломитом. От содалита отличается и выделением H2S при разложении кислотами.

П. п. тр., вспучиваясь, легко сплавляется в белое стекло. После прокаливания до темно-красного каления иногда усиливает свою окраску. В HCl разлагается, выделяет H2S (чувствуется по запаху) и после выпаривания оставляет студенистый кремнезем.

Происхождение и месторождения. Редко встречающиеся месторождения приурочены к контактам щелочных изверженных пород (сиенитов, гранитов и их пегматитов) с карбонатными породами. В ассоциации с ним, кроме кальцита, нередко наблюдаются пирит в виде мелких зернышек, хорошо видимых на полированных образцах, а также канкринит и другие минералы, за исключением кварца. Изредка обнаруживается в щелочных лавах (Везувий).

Знаменитое на территории России месторождение — Мало-Быстринское находится в Тункинских горах, на р. Слюдянке в Южном Прибайкалье, где лазурит образовался метасоматическим путем в результате реакций между пегматитом и доломитовыми породами. Здесь ему сопутствуют светлоокрашенный диопсид, скаполит, флогопит и кальцит, канкринит, иногда пирит и самородная сера. Первые находки лазурита в этом районе были сделаны в 1784 г. (по указанию местных крестьян).

Стариннейшим месторождением, пользовавшимся большой славой и описанным еще Марко Поло (1271), является месторождение Сары-Санг в Бадахшане (Афганистан), где массы лазурита разных оттенков (от индигового до голубого) образовались метасоматическим путем в известняках. Аналогичное месторождение Ляджвардара известно неподалеку от Сары-Санга, на Западном Памире (Таджикистан).

Практическое значение. Как красивый поделочный камень лазурит привлекал к себе внимание издавна. Об этом камне мы находим упоминания у писателей древних веков различных стран. В Древней Греции и Римской империи лазурит пользовался особой славой как сырье для приготовления прочной и красивой краски.

Широко известны старинные изделия из лазурита в виде чаш, шкатулок, колец, статуэток, амулетов и множества безделушек. В XVII в. лазуритовый камень употребляется для отделки драгоценностей, украшения мебели и каминов. В виде тонкого облицовочного материала он шел на инкрустации в сочетании с золотом, бронзой и другими металлами. Особенно ценились разности василькового цвета с крапинками пирита. Мы встречаем этот камень в Санкт-Петербурге в колоннах Исаакиевского собора, на стенах в Зимнем дворце, в Эрмитаже в вазах, столах и пр.

6. Группа канкринита

Минералы, относящиеся к этой группе, по ряду свойств очень близки к группе нефелина. Отличаются по химическому составу и тем, что содержат в качестве добавочных анионов [СО3]2– и [SO4]2–.

КАНКРИНИТ — Na6Ca2[Al6Si6O24] (CO3,SO4) · 2H2O. Назван в честь Е. Ф. Канкрина, российского министра финансов (XIX в.). Судя по данным химических анализов, существует непрерывный ряд между канкринитом, содержащим в качестве дополнительного аниона группу СО3, и вишневитом (сульфат-доминантным канкринитом), содержащим дополнительный анион SO4. Обнаружен также гидроксиканкринит Na8[Al6Si6O24](OH)2 · 2H2O.

Химический состав непостоянный (в %): SiO2 — 33,7–34,7; Al2О3 — 29–29,4; Na2O — 15,6–18,9; CaO — 1,2–4,2; К2О — 1,4–5,1 (повышается по мере падения суммы Na2O + CaO), CO2 — 0,3–6,3; SO3 — 4,6–6,2 (в сульфат-канкринитах); Н2О — 3,9–7,6.

Сингония гексагональная; гексагонально-пирамидальный в. с. L6. Пр. гр. P63(С66). a0 = 12,75; c0 = 5,18. В кристаллической структуре существует два вида каналов, составленных шестерными кольцами [(Si,Al)O4]-тетраэдров и шестерными и четверными кольцами. Последний из этих двух типов каналов имеет пережимы, т. к. состоит из уложенных в стопку полостей, составленных пятью шестерными и шестью четверными кольцами. Облик кристаллов. Кристаллы встречаются редко, обычно в виде призм с гранями тупой дипирамиды (рис. 362). Агрегаты. Обычно наблюдается в сплошных массах, иногда в виде каемок во­круг нефелина как продукт его изменения.

Рис. 362. Кристалл канкринита

Цвет канкринита белый, желтый, серый с желтоватым или зеленоватым оттенком, иногда красновато-розовый (от микроскопических чешуек Fe2O3), вишневит — серый, светло-голубой или синевато-голубой, синий (бывают и бесцветные разности). Блеск на плоскостях спайности стеклянный с перламутровым отблеском, в изломе не по спайности — жирный. Для карбонат-канкринита: Nm = 1,515–1,524 и Np = 1,491–1,502. Для вишневита Nm = 1,489–1,530 и Np = 1,488–1,535.

Твердость 5–5,5. Хрупок. Спайность по призме {101–0} ясная или совершенная. Уд. вес 2,42–2,48.

Диагностические признаки. Канкринит, как правило, встречается в нефелиновых породах. От нефелина, за счет которого он образуется, отличается наличием спайности. Вишневит легко узнается по синевато-голубой окраске и спайности.

П. п. тр. плавится с трудом в пузыристое стекло. При накаливании в противоположность нефелину становится мутным, очевидно, вследствие освобождения CO2. В HCl растворяется с шипением. Студенистый кремнезем начинает осаждаться лишь при кипячении и выпаривании.

Происхождение и месторождения. Образуется в постмагматиче­скую стадию при воздействии углекислых или сернокислых растворов на ранее выкристаллизовавшиеся массы нефелина. В свою очередь сам нередко претерпевает изменения, переходя в слюды, цеолиты, карбонаты и др.

В зоне выветривания разрушается подобно нефелину. Первоначально в виде мучнистых корок образуются цеолиты, позднее — галлуазит.

В Ильменских и Вишневых горах карбонат-канкринит и голубой вишневит встречаются в нефелиновых пегматитах, часто в ассоциации с содалитом, кальцитом, цеолитами, гиббситом, остатками нефелина, уцелевшего от замещения, и другими минералами. В Тункинских горах (Прибайкалье) канкринит встречается среди гранита вместе с цирконом, кальцитом и магнетитом. В щелочных пегматитах Даху-Унурского массива (нагорье Сангилен, Тува) канкринит образует кристаллы до метра. Канкринит и гидроксиканкринит отмечены в Хибинском и Ловозерском массивах (Кольский полуостров) в качестве породообразующих минералов некоторых разновидностей фельдшпатоидных сиенитов. Канкринитовые сиениты развиты в Арбарастахском комплексном ультраосновно-щелочном карбонатитовом массиве (Алданский щит). За рубежом известен в генетической связи главным образом с нефелиновыми сиенитами.

7. Группа гельвина

Здесь рассматриваются каркасные бериллосиликаты группы гельвина. В отличие от фельдшпатоидов, к которым относятся все представители группы содалита, минералы гельвиновой группы, будучи бериллосиликатами, характеризуются недосыщением ионов кислорода валентным усилием со стороны тетраэдрических катионов (Be2+), что компенсирует более высокий заряд внекаркасных катионов, которыми служат переходные металлы и цинк — носители интенсивной окраски. Положение минералов этой группы среди фельдшпатоидов несколько условно, основанием для такого шага служит их структурное подобие минералам группы содалита. Между тремя крайними членами группы гельвина существует неограниченный изоморфизм, поэтому отнесение к одному из трех минеральных видов происходит по преобладающему в катионной позиции металлу.

ГЕЛЬВИН — Mn8[BeSiO4]6S2. Назван по цвету, от греч. гелиос — солнце.

ДАНАЛИТ — Fe8[BeSiO4]6S2. Назван в честь минералога из США Дж. Д. Дэна (Dana) (1813–1895).

ГЕНТГЕЛЬВИН — Zn8[BeSiO4]6S2. По сходству с гельвином и в честь первооткрывателя минерала А. Гента (1820–1893).

Сингония кубическая; гексатетраэдрический в. с. Кристаллическая структура аналогична структуре содалита. Встречается в виде тетраэдрических кристаллов или шарообразных масс.

Цвет желтый, медово-желтый, янтарный, оранжевый до желто- и красно-коричневого, реже зеленый (гельвин), вишнево-красный, красно-бурый, желтовато-бурый, серый (даналит), зеленый, голубовато-зеленый, желто-зеленый, реже красный, розовый до сиреневого (гентгельвин). Черта белая. Полупрозрачный. Блеск стеклянный сильный, смолистый до восковидного. N = 1,728–1,749 (гельвин); 1,734–1,750 (гентгельвин) и 1,737–1,771 (даналит).

Твердость 6–6,5. Излом неровный, раковистый. Спайность заметная по {111}. Уд. вес 3,2–3,45 (гельвин), 3,27–3,52 (даналит) и 3,55–3,7 (гент­гельвин).

Диагностические признаки. Очень похож на гранат. Отличается наличием серы, легко устанавливаемой с помощью реакции на серную печень или с As2O3 в H2SO4 при кипячении порошка (гельвин покрывается ярким канареечно-желтым налетом As2S3).

П. п. тр., вспучиваясь, плавится в желтовато-бурое непрозрачное стекло. С бурой дает реакцию на Mn. Растворяется в HCl с выделением H2S; при выпаривании образует студенистый осадок кремнезема.

Происхождение и месторождения. Гельвин встречается в пегматитовых жилах в ассоциации с кварцем, альбитом и амазонитом в Ильмен­ских горах (Южный Урал) и в Западных Кейвах (Кольский полуостров). Гельвин и гентгельвин встречены в щелочно-гранитных литиевых пегматитах массива Коргере-Даба (Тува). На месторождении Люппико в Питкярантском районе (Северное Приладожье) гельвин и даналит отмечены в грейзенезированных везувиан-диопсид-магнетит-хлорит-флюоритовых скарнах с другими минералами бериллия и сульфидами. Даналит с альбитом, мусковитом, пиритом и касситеритом встречается в оловоносных кварцевых жилах Нового Дурулгуя (Читинская область).

На Украине гельвин имеется в бериллиеносных метасоматитах Перги (Житомирская область). В Норвегии встречался в авгитовых сиенитах в районе Лангезундфиорда. В США известен в некоторых слюдяных копях близ Амелия Курт (Вирджиния), а в значительных массах — в контактовых зонах риолитов и гранитов с известняками в ассоциации с магнетитом и флюоритом в Сиерра и Сокорро (штат Нью-Мексико).

Практическое значение. В случае существенных скоплений может иметь промышленное значение как руда на бериллий.

8. Группа цеолитов

Сюда относят обширную группу минералов, представляющих собой по существу водные алюмосиликаты, главным образом Са и Na, отчасти Ba, Sr, K и крайне редко Mg и Mn. Судя по списку элементов, эта группа в химическом отношении имеет прямое отношение к рассмотренным выше безводным алюмосиликатам. К цеолитам можно относить и рассмотренный выше анальцим.

Несмотря на то что общее число элементов, участвующих в этих соединениях, невелико, мы имеем весьма значительное количество минеральных видов, отличающихся друг от друга не столько по содержанию воды, сколько по соотношениям катионов между собой, часто не укладывающимся в простые химические формулы. Общая химическая формула может быть выражена таким образом: АтХрО2р · nН2О, где Х = Si, Al. Каких-либо определенных соотношений между содержанием щелочей и кремнезема в различных минералах не наблюдается.

Многое еще не совсем ясно в наших представлениях о разных типах анионных радикалов, характеризующих минералы рассматриваемой группы. Тем не менее цеолиты обладают целым рядом общих совершенно свое­образных свойств, и не вызывает никакого сомнения то, что они составляют особую группу или семейство. Рентгенометрические исследования показывают, что кристаллические структуры их состоят из каркасов алюмокремнекислородных тетраэдров, отличающихся от других типов каркасных структур тем, что полости в них представлены более широкими «каналами». Такая более открытая кристаллическая жесткая основа содержит в себе слабо связанные с ней молекулы воды. При осторожном нагревании вода может быть постепенно удалена без разрушения кристаллической структуры в целом. Замечательно, что удаленная этим путем вода вслед за тем снова может быть поглощена до прежних пределов или заменена молекулами других веществ (сероводорода, этилового спирта, аммиака и пр.), причем кристаллическая среда сохраняет однородность; соответственно меняются лишь оптические свойства. Отсюда естественно, что содержание воды в цеолитах является переменной величиной и зависит от внешних условий (температуры и упругости паров воды в окружающей среде). Так называемая цеолитная вода именно тем и отличается от кристаллизационной, что при нагревании она выделяется не скачками при каких-либо определенных температурах, а постепенно.

Другой характерной особенностью, ярко выраженной у большинства цеолитов, является та легкость, с какой происходит обмен между катионами, уравновешивающими отрицательный заряд каркаса кристаллической решетки, и катионами в окружающем водном растворе. Те или иные катионы раствора способны вытеснять катионы, располагающиеся в «пустотах» среди каркаса цеолитов, без нарушения их структуры. Это свойство используется в практике, главным образом при применении искусственно изготовляемых цеолитов в качестве пермутита для смягчения жестких вод.

В противоположность более «закрытым» каркасным структурам полевых шпатов, в которых каждая «пустая» ячейка занята катионами, в структурах цеолитов свободные пространства использованы не полностью. При сопоставлении данных химических анализов в соответствии со структурами выясняется, что, помимо обычно наблюдаемого в полевых шпатах типа замены катионов с сохранением общего заряда, числа ионов и объема (например, NaSi — CaAl или KSi — BaAl), в цеолитах существует другой тип замены: Са — Na2, Ba — K2, NaCa2 — Na3Ca.

Как видим, в этих случаях общий заряд заменяемых катионов одинаков с зарядом заменяющих примерно равновеликих катионов, однако число ионов различно. Очевидно, кристаллические структуры цеолитов имеют какой-то запас пространства для такого рода подстановок.

Минералы группы цеолитов по сравнению с безводными алюмосиликатами характеризуются меньшей твердостью, меньшим удельным весом, меньшими показателями преломления и более легкой разлагаемостью кислотами. Большинство их вспучивается перед паяльной трубкой, чем и обусловлено их название: от греч. цео — вскипать.

Много общего мы находим и в условиях их образования. При эндогенных процессах они возникают в условиях низких давлений в самые по­следние низкотемпературные стадии гидротермальных процессов, встречаясь в ассоциации большей частью с кальцитом, халцедоном, кварцем, гиббситом и другими минералами. Они встречаются, как правило, в гидротермально измененных магматических породах, часто в пузыристых эффузивах (мандельштейнах), особенно в базальтах (при подводных извержениях), затем в пегматитах, где образуется в числе послед­них минералов, либо в пустотах, либо метасоматическим путем за счет ранее выделившихся минералов (полевых шпатов, нефелина и др.); в ряде гидротермальных рудных месторождений и в некоторых современных отложениях горячих источников.

В экзогенных условиях цеолиты имеют также широкие области распространения. Имеются указания, например, на образование цеолитов в почвах. Как новообразования цеолиты встречаются в осадочных породах молодого возраста.

Цеолиты, как природные, так и их синтетические аналоги, находят широкое применение в промышленности, особенно химической, в качестве материала поверхностей для нанесения катализаторов, в роли сорбентов, ионообменников и молекулярных сит для разделения нефтепродуктов на фракции, в вакуумных насосах и пр.

ШАБАЗИТ-Ca — (Са,K2,Na2,Sr)[Al2Si4O8] · 6H2O. Название происходит от слова хабазиос, которым назывался какой-то камень, воспетый греческим поэтом Орфеем. Синоним: хабазит. Обнаружены различные экземпляры с преобладанием каждого из перечисленных в катионной позиции элементов, в связи с чем выделены еще три минеральных вида, отличающихся соответствующими суффиксами.

Химический состав непостоянный даже для образцов из одного и того же месторождения. Чаще всего отвечает написанной химической формуле. В небольших количествах содержится также Ba и Sr.

Сингония тригональная. Облик кристаллов ромбоэдрический, близкий к кубическому (рис. 363). Двойники прорастания часты, нередко с выступающими на гребнях трехгранными углами. Чаще встречается в виде кристаллических друз, корочек, секреций и плотных агрегатов.

Рис. 363. Кристалл шабазита

Цвет шабазита белый с красноватым или буроватым оттенком. Блеск стеклянный. Ng = 1,480–1,490 и Nm = 1,478–1,485.

Твердость 4–5. Хрупкий. Спайность по ромбоэдру ясная. Уд. вес 2,08–2,16.

Диагностические признаки. Для шабазита характерны ромбоэдрические кристаллы и спайность по ромбоэдру, углы между гранями которого близки к прямым. По этим признакам он отличается почти от всех других цеолитов. Кальцит обладает меньшей твердостью и легко отличим по отношению к HCl.

П. п. тр. вспучивается и с трудом плавится в пузыристую просвечивающую эмаль. В HCl разлагается с выделением иловатого кремнезема.

Происхождение и месторождения. Чаще всего встречается во многих странах в виде отдельных кристаллов и корок с кальцитом в составе миндалин в округлых пустотах пузыристых базальтов, фонолитов и других эффузивных пород, нередко в ассоциации с филлипситом KCa[Al3Si5O16] · ~8H2O, кальцитом и другими минералами. Известен в составе гидротермально переработанных туфов основного состава в басс. р. Нижняя Тунгуска (Эвенкия, Красноярский край), в пегматитах Хибин­ского щелочного массива (Кольский полуостров). Обильные выделения шабазита со стильбитом и кальцитом наблюдаются в пустотах среди железорудных скарнов Соколово-Сарбайского месторождения (Северо-Западный Казахстан). В Исландии был встречен в ископаемых раковинах моллюсков. В обилии образуется при устье некоторых горячих источников.

НАТРОЛИТ — Na2[Al2Si3O10] · 2H2O. Название «натролит» дано Клапротом, в переводе оно означает — натровый камень.

Химический состав. Na2O — 16,3 %, Al2О3 — 26,8 %, SiO2 — 47,4 %, Н2О — 9,5 %. Изредка присутствуют Fe2O3, а также К2О.

Сингония ромбическая; пирамидальный в. с. L22P. Пр. гр. Fdd2(C192v). a0 = 18,3; b0 = 18,6; с0 = 6,57. Кристаллическая структура. Основным структурным элементом является группа [Al2Si3О10], состоящая из кольца четырех тетраэдров состава [Al2Si2O8] с добавочным тетраэдром SiO4 или чередующимся с ним AlО4 (рис. 364). Эти группы располагаются в виде беспрерывных цепочек вдоль оси с и связываются друг с другом с помощью свободных вершин тетраэдров (Si,Al)O4. В целом четыре такие цепочки располагаются вокруг винтовой оси (на рис. 364 не показана лишь цепочка над плоскостью чертежа). Молекулы Н2О образуют зигзагообразную цепочку, параллельную оси с, вокруг каждой двойной винтовой оси. Ионы Na1+ окружены четырьмя ионами О2– и двумя молекулами Н2О. Подобно другим цеолитам, в натролите ионы Na могут заменяться из окружающих растворов другими катионами. Облик кристаллов обычно столбчатый. Кристаллы простые, образованы гранями призмы {110}, иногда пинакоидов {010}, {100} и дипирамиды {111} (рис. 365). Двойники по (110), также по (100). Агрегаты. Часто встречается в радиально-лучистых агрегатах или в виде кристаллических корок, а также плотный в форме сферолитов и волокнистых масс, иногда скрытокристаллический — халцедоновидный.

Рис. 364. Кристаллическая структура натролита. Проекция части остова
на плоскость (100). По вертикали приведены две элементарные ячейки.
Срединная вертикальная цепочка связанных тетраэдров, располагающаяся
сзади плоскости чертежа, показана темнее. Крупные шары —
молекулы H2O, мелкие шары — ионы Na1+

Рис. 365. Кристаллы натролита

Цвет. Бесцветный или белый с желтоватым, зеленоватым и красноватым оттенком. Блеск стеклянный, у волокнис­тых масс — шелковистый. Ng = 1,485–1,493, Nm = 1,476–1,482 и Np = 1,473–1,480.

Твердость 5–5,5. Хрупкий. Спайность по {110} средняя. Уд. вес 2,2–2,5.

Диагностические признаки. Макроскопически трудно отличить от других аналогичных по форме и условиям нахождения цеолитов. Для точных определений приходится прибегать к измерению оптических констант, рентгенометрии или химическому анализу.

П. п. тр. легко плавится, не вспучиваясь, в прозрачное стекло. Вода при нагревании до 300 °С почти полностью удаляется, а по охлаждении вновь поглощается. В HCl растворяется с выделением студенистого кремнезема.

Месторождения. Часто встречается в миндалинах и жеодах эффузивных изверженных пород (базальта). Как продукт гидротермального изменения нефелина, а также в радиально-лучистых агрегатах известен в пегматитах нефелиновых сиенитов в Вишневых и Ильменских горах. Очень широко распространен в поздних гидротермальных жилах и в ядрах щелочных пегматитов в нефелиновых сиенитах Хибинского и Ловозерского массивов, где встречается с альбитом, калишпатом, эвдиалитом, апатитом и анальцимом.

СКОЛЕЦИТ — Ca[Al2Si3O10] · 3H2O. От греч. сколекс — червь. Назван по свойству червеобразно искривляться перед паяльной трубкой.

Химический состав (в %): CaO — 14,3; Al2О3 — 26; SiO2 — 45,9; Н2О — 13,8.

Сингония моноклинная; диэдрический безосный в. с. Р. Пр. гр. Cc(С4s). a0 = 5,67; b0 = 6,54; c0 = 18,44. Псевдотетрагональный. Кристаллическая структура близка к структуре натролита, с заменой двух атомов натрия одним кальция. Облик кристаллов столбчатый, с развитием граней {110}, {111}, а также {010}. По виду кристаллов неотличим от натролита. Двойники по (100) со штриховкой на гранях {010}. Агрегаты игольчатые, радиально-лучистые. Наблюдается также в волокнистых сферолитовых массах.

Цвет. Бесцветный или белый. Блеск стеклянный, у волокнистых масс — шелковистый. Ng = 1,519, Nm = 1,518 и Np = 1,512.

Твердость 5–5,5. Хрупкий. Спайность по {110} средняя. Уд. вес 2,2–2,4.

Диагностические признаки. Без данных химических анализов и поведения п. п. тр. не отличим от натролита, с которым нередко образует тесные срастания, иногда в пределах одного кристаллического индивида.

П. п. тр. вспучивается, червеобразно искривляется (отличие от натролита). Плавится в пузыристое стекло. В HCl разлагается с образованием студенистого кремнезема.

Месторождения. В России был встречен в качестве позднего минерала в щелочных пегматитах Вишневых гор (Урал). Широко распространен в пузыристых лавах базальта в виде миндалин и жеод, в басс. Нижней Тунгуски (Эвенкия, Красноярский край) в Исландии и в Колорадо (США). Крупные кристаллы были встречены в Пуна, на юго-востоке от Бомбея (Индия).

ГЕЙЛАНДИТ-Ca — (Ca,Sr,K2,Na2)[Al2Si6O16] · 5H2O. Химический состав. CaO — 9,2 %, Al2О3 — 16,8 %, SiO2 — 59,2 %, Н2О — 14,8 %. Обычно присутствует Na2O, К2О — до 3,5 %, часто SrO (иногда до 6,3 %) и BaO — до 2,5 %. Выделяются более редкие крайние члены твердых растворов этой группы: гейландит-K и гейландит-Sr.

Сингония моноклинная: моноклинно-призматический в. с. Кристаллическая структура обладает элементами слоистой структуры. Облик кристаллов изометриче­ский или таблитчатый (рис. 366); обычно они встречаются поодиночке. Господствующие формы: {010}, {001}, {100} и {101}. Агрегаты. Нередко наблюдается в листоватых массах с параллельным срастанием пластинок, в лучисто-листоватых агрегатах в виде секреций в пустотах. Цвет. Бесцветный или белый, желтый, кирпично-красный (благодаря микроскопиче­ским включениям Fe2O3). Блеск стеклянный, на плоскостях спайности перламутровый. Ng = 1,505, Nm = 1,499 и Np = 1,498.

Рис. 366. Кристаллы гейландита

Твердость 3,5–4. Хрупкий. Спайность по {010} совершенная. Уд. вес 2,18–2,22.

Диагностические признаки. От других цеолитов отличается по характерному пластинчатому облику кристаллов, совершенной спайности, обусловливающей перламутровый отлив, и пластинчато-зернистым агрегатам.

П. п. тр. расщепляется, вспучивается и сплавляется в белую эмаль. В HCl легко разлагается с выделением студенистого кремнезема.

Месторождения. Распространен в пустотах траппов рек Нидым и Гончак бассейна Нижней Тунгуски, с кальцитом, анальцимом, апофиллитом и стильбитом. Встречается в пустотах эффузивных пород (базальтов и др.), например в Исландии. Спорадически наблюдался в жильных серебряных месторождениях Андреасберг в Гарце (Германия), Конгсберг (Норвегия) и др.

ФИЛЛИПСИТ-K — (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 соответствующих катионов.

Сингония моноклинная: моноклинно-призматический в. с. L2PC Облик кристаллов столбчатый (вдоль оси а). Простые кристаллы редки. Обычно наблюдаются двойники, часто ромбического или квадратного сечения, а также четверники (рис. 367), иногда крестообразного сечения со штриховкой по {010} параллельно ребру между b (010) и m (110). Встречаются и более сложные двойниковые срастания.

Рис. 367. Четверник филлипсита

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

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

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

П. п. тр. сильно крошится, частично вспучивается и затем плавится в белую эмаль. В HCl растворяется с выделением хлопьевидного или студенистого кремнезема.

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

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

Рис. 368. Крестообразный четверник гармотома

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 2,44–2,5. П. п. тр. белеет, крошится и без вспучивания плавится довольно трудно в белое просвечивающее стекло. В HCl разлагается с выделением порошкообразного кремнезема.

Встречается в сходных с другими цеолитами условиях, главным образом в эффузивных изверженных породах, иногда в гнейсах и некоторых гидротермальных рудных месторождениях. В типичной для цеолитов ассоциации в полостях основных эффузивов обнаружен в долине р. Воеволи-Хан на севере Красноярского края. С кальцитом, хлоритом, натролитом и другими цеолитами гармотом содержится в полостях якупирангитов Африканды (Кольский полуостров), содержащих щелочные пироксен и амфибол, магнетит и перовскит. Отмечены находки его в месторождениях Андреасберг в Гарце (Германия) с галенитом, сфалеритом, кварцем и др.; в окрестностях Строншиана (Шотландия) с кальцитом, галенитом и др.

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

Сингония моноклинная, моноклинно-призматиче­ский в. с. L2PC. Пр. гр. C2/m(С 32h). Кристаллы уплощенно-вытянутые призматически-пинакоидальные. Часто встречается в виде двойников (рис. 369), нередко аналогично филлипситу и гармотому — в четверниках с крестообразным сечением. Эти сложные двойниковые кристаллы обычно расщепляются в снопообразные формы агрегатов (см. рис. 369), за что этот минерал и получил свое второе название (десме по-гречески — связка).

Рис. 369. Стильбит. Слева — двойник прорастания с двойниковой плоскостью
(001); справа — снопообразный агрегат двойниковых индивидов

Цвет белый с желтоватым или красноватым оттенком. Блеск стеклянный, по спайности перламутровый. Ng = 1,500, Nm = 1,489 и Np = 1,493.

Твердость 3,5–4. Спайность по {010} совершенная и по {100} ясная. Уд. вес 2,09–2,2. П. п. тр. расщепляется, 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, преимущественно в эффузивных изверженных породах. Иногда устанавливается в рудных 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).

---