Курс минералогии

Здесь мы рассмотрим слюдоподобные силикаты, характеризующиеся слоистыми кристаллическими структурами с гексагональным мотивом, а также родственные им минералы с дополнительными радикалами, обладающие субслоистыми структурами и дающие также кристаллы псевдогексагонального облика.

Характерной химической особенностью слюдоподобных минералов является то, что в их составе, так же как и в группе амфиболов, всегда принимает участие гидроксил ОН, нередко вместе с F. Из катионов, которые вместе с гидроксильными группами непосредственно связаны со слоями кремнекислородных тетраэдров, обычно распространены Mg2+ и Al3+, а в качестве их заместителей — Fe2+, Ni2+, (Mn2+), Li1+ и соответственно Fe3+, реже Cr3+, V3+. Кроме того, во многие минералы, в структуре которых тетраэдры SiO4 частично заменены AlО4, входят дополнительные крупные катионы: К1+, Na1+, Са2+, а также молекулы воды (все они, как будет показано ниже, в виде связующих элементов располагаются между слоистыми пакетами, составленными кремнекислородными слоями и ионами, непосредственно с ними связанными).

Физические свойства слюдообразных минералов, естественно, находятся в теснейшей зависимости от особенностей кристаллической структуры. Строение плоских сеток прежде всего сказывается на облике кристаллов, обладающих симметрией, очень близкой к гексагональной, на оптических свойствах, близких к одноосным, на так называ­емых фигурах удара и давления на спайных пластинках. Слоистое строение кристаллической структуры обусловливает замечательное свойство этих минералов расщепляться на тонкие листочки. Степень упругости этих листочков для разных групп минералов неодинакова, что связано с химическим их составом, находящим свое отражение на деталях строения кристаллических структур. На этом вопросе необходимо остановиться подробнее. Обратимся к кристаллической структуре талька Mg3[Si4O10][OH]2.

Формула слоя кремнекислородных тетраэдров для всех слюдоподобных минералов, как мы знаем, выражается радикалом [Si2O5], причем активные концы всех тетраэдров (рис. 326) обращены в одну и ту же сторону.

Рис. 326. Гексагональная сетка связанных групп SiO4,
образующих непрерывный слой (А).
Внизу (Б) показан вид структуры сбоку, состоящий из двух слоев групп SiO4
и заключенного между ними одного слоя Mg(OH)2.
Характерно, что вершинки тетраэдров SiO4
в обоих слоях обращены навстречу друг другу

Два таких гексагональносетчатых слоя, активными сторонами обращенных друг к другу, сцеплены в один плоский пакет с помощью бруситового слоя из Mg[OH]2, располага­ющегося между ними (рис. 327) и нейтрализующего общий отрицательный заряд двух слоев [Si2O5]2–.

Рис. 327. Гексагональное кольцо тетраэдров SiO4 в плане.
Вершинки тетраэдров с активными кислородными ионами обращены к наблюдателю.
Черные шарики — ионы Si4+ (в окружении четырех ионов кислорода)

Положительный заряд «бруситового» слоя достигается тем, что при вхождении в структуры он как бы теряет часть гидроксилов (их места занимаются активными ионами кислорода радикалов [Si2O5]). Образование такого плоского пакета можно изобразить в виде следующего уравнения:

[Si4O10] – 3Mg[OH]2 – 4[OH] = Mg3[Si4O10][OH]2 (тальк).

Бруситовый слой может быть заменен гиббситовым слоем — Al[ОН]3. Тогда аналогично будем иметь:

[Si4010] + 2Al[OH]3 – 4[OH] = Al2[Si4O10] [OH]2 (пирофиллит).

Отметим, однако, сравнивая формулы брусита Mg[OH]2 и гиббсита Al[ОН]3, что для сохранения общего числа атомов кислорода в случае пирофиллита каждый третий октаэдр слоя должен пустовать, тогда как в тальке заполнены все октаэдрические полости бруситового слоя. В связи со степенью заполнения октаэдриче­ских пустот по образцу бруситового или гиббситового слоя различаются соответственно триоктаэдрические и диоктаэдрические структуры слоистых силикатов.

Как в структуре талька, так и в структуре пирофиллита эти пакеты обладают очень прочной внутренней связью, почти полностью компенсированной. Поэтому такие пакеты связаны между собой остаточными очень слабыми вандерваальсовскими силами (на наружных плоских сторонах пакетов кислородные ионы в каждом тетраэдре SiO4 связаны с двумя ионами Si, и, следовательно, не остается активной валентной связи для прочного сочленения пакетов между собой). Этим объясняется очень низкая твердость талька и пирофиллита, их необычайно легкая расщепляемость на эластичные пластинки и, наконец, отсутствие упругости в последних.

В тех минералах, в которых часть ионов Si4+ заменяется ионами Al3+ (в той же четверной координации), наблюдается уже существенное изменение свойств. Замена одного иона Si4+ на ион Al3+, так же как и в амфиболах, приводит к увеличению отрицательного заряда в анионном радикале на единицу. Это означает, что наружные плоские стенки пакета становятся активными. Для нейтрализации этого приобретенного заряда в пространство между пакетами входят одновалентные крупные катионы К1+, могущие располагаться лишь в больших «пустотах» против цент­ров гексагональных, вернее, дитригональных (по Н. В. Белову) колец в кремнекислородных слоях в шестерной, а не в двенадцатеричной координации, как считали ранее. В итоге получаем относительно прочно связанные между собой пакеты. Отсюда, как следствие, твердость таких минералов (типичных слюд) значительно выше, чем талька: отщепля­емые тонкие листочки обладают упругостью, т. е. способностью при изгибании возвращаться в прежнее положение.

Если в анионном радикале Si4O10 два иона Si4+ заменены двумя ионами Al3+, то отрицательный заряд в нем возрастает до 2. В этом случае он может быть компенсирован уже двухвалентными катионами, например Са2+, ионы которого (меньшие по размерам) располагаются в иных местах, нежели ионы К. Это обстоятельство, т. е. увеличение прочности связи между пакетами, более существенно изменяет свойства слюдообразных минералов: твердость возрастает, расщепляемость затруднена, отщепляемые пластинки ломки, почему и было дано этой группе минералов название хрупких слюд.

Для минералов рассматриваемого подкласса особый интерес представляет также вопрос об изоморфных замещениях. Кроме обычных изовалентных замещений ионов Mg2+ ионами Fe2+, Ni2+ и др., а также ионов Al3+ ионами Fe3+, Cr3+ и др., широко распространен способ замещения ионами иной валентности, но в таких количествах, чтобы общий заряд оставался одним и тем же. Например, 3Mg2+ могут заменяться 2Al3+. Однако, по сути дела, такая замена должна происходить «скачкообразно» (Mg12 — Mg9Al2 — Mg6Al4 — Mg3Al6 — Al8), хотя практически по химическим анализам эти скачкообразные изменения улавливать не удается. Следует заметить, что подобная замена ионов имеет место в брусито-гиббситовых слоях пакетов, в которых при замене трех ионов Mg2+ двумя ионами Al3+ одно место остается незанятым. Физические свойства, за исключением оптических и удельного веса, при этом не меняются. Этого рода изменение в химическом составе относящихся сюда минералов является одним из важных признаков, на которых основывается их классификация.

В некоторых слюдообразных минералах между слоистыми пакетами, обладающими слабой остаточной связью, как увидим, располагаются бруситовые или гиббситовые пакеты (в хлоритах), а иногда слои молекул Н2О (в гидрослюдах и им подобных образованиях). Как и во всех других водных минералах, молекулы Н2О по кристаллохимическим соображениям должны располагаться в этих слоях строго ориентированно.

1. Группа талька–пирофиллита

Эта группа представлена двумя весьма характерными по физическим свойствам минералами. Как уже было указано во введении к разделу о слюдоподобных минералах, кристаллические структуры этих минералов чрезвычайно близки одна к другой (рис. 328).

Рис. 328. Кристаллическая структура талька (или пирофиллита)

Различие заключается лишь в том, что в структуре триоктаэдрического талька катионы Mg2+ заполняют все шестикоординационные места между двумя гексагональносетчатыми слоями [Si4O10], а в структуре диоктаэдриче­ского пирофиллита катионы Al3+ занимают только две трети этих мест. В реже встречающихся промежуточных по составу разностях (например, в пирофиллите примерно с 30 % молекул талька), по-видимому, имеет место периодическое внедрение магнезиальных или глиноземистых пакетов в зависимости от общего состава, т. е. такие минералы являются смешанно­слойными образованиями.

В противоположность многим другим группам минералов данного подкласса изоморфное замещение Mg2+ на Fe2+ и Ni2+, а также Al3+ на Fe3+ в ряду тальк — пирофиллит устанавливалось пока в узких пределах. Близость многих физических свойств этих минералов настолько велика, что по внешним признакам часто пирофиллит принимают за тальк и наоборот.

ТАЛЬК — Mg3[Si4O10][OH]2, или 3MgO . 4SiO2 . H2O. Старинное арабское название минерала.

Химический состав. MgO — 31,7 %, SiO2 — 63,5 %, Н2О — 4,8 %. Обычно часть MgO бывает замещена FeO (2–5 %). Кроме того, довольно часто присутствует Al2О3 (до 2 %), изредка в небольших количествах (до десятых долей процента) NiO.

Сингония моноклинная. Пр. гр. C2/c(C62h) или Cc(С4S). а0 = 5,26; b0 = 9,10; с0 = 18,81; β = 100°00′. Очень редко наблюдается в таблитчатых кристаллах гексагонального и ромбического облика, непригодных, однако, для измерения. Агрегаты. Весьма характерны листоватые, чешуйчатые, часто плотные массы, называемые жировиком, стеатитом, мыльным или горшочным камнем.

Цвет талька бледно-зеленый (для крупнолистовых масс) или белый с желтоватым, буроватым, зеленоватым, иногда интенсивным оттенком. Тонкие листочки прозрачны или просвечивают. Блеск стеклянный с перламутровым отливом. Ng = 1,575–1,590 и Np = 1,538–1,545.

Твердость около 1. Жирен на ощупь. Листочки гибки, но не упруги. Спайность весьма совершенная по {001}. Спайные листочки дают шестилучевую фигуру удара и часто обнаруживают направления спайности, параллельные линиям удара. Вследствие этого нередко раскалывается на ромбические или гексагональные кусочки. Уд. вес 2,7–2,8. Прочие свойства. Плохой проводник тепла и электричества. Огнеупорен. Тальковый камень не плавится до температуры 1300–1400 °С.

Диагностические признаки. Легко узнается по низкой твердости, жирному ощущению в руках, светлой окраске и совершенной спайности листоватых разностей. Однако от пирофиллита, особенно в тонкокристаллических массах, отличим лишь по химическим реакциям.

П. п. тр. белеет, расщепляется и с трудом оплавляется по краям в белую эмаль. Будучи сильно прокален, приобретает значительную твердость (около 6). В кислотах нерастворим даже при нагревании. С раствором азотнокислого кобальта после прокаливания становится бледно-розовым (отличие от пирофиллита).

Происхождение и месторождения. Тальк чаще всего встречается как продукт гидротермального изменения богатых магнезией ультраосновных пород. В этих случаях он, как правило, ассоциирует с остаточными зернами хромшпинелидов и с новообразованиями карбонатов магния (брейнеритом (Fe-магнезитом), магнезитом), иногда кальция. Очень характерны в качестве новообразований также метакристаллы гематита или магнетита, изредка апатита. Судя по парагенезису минералов, образование талька за счет силикатов магния происходит с помощью гидротерм, содержащих углекислоту, по следующей схеме реакции:

4(Mg,Fe)2SiO4 + Н2O + 3СО2 →	Mg3[Si4O10][ОН]2 +	3MgCO3 +	Fe2O3.
оливин	тальк	магнезит	гематит

Присутствие гематита указывает на окислительную обстановку реакции. В восстановительной среде образуются магнетит и брейнерит и сам тальк содержит некоторое количество FeO.

Примером может являться Шабровское месторождение талькового камня (в 25 км к югу от Екатеринбурга), известное еще с 20-х гг. XIX столетия. Оно образовалось в связи с воздействием на серпентиниты гидротерм, богатых CO2 и генетически связанных с более молодыми гранитными интрузиями. В результате этого воздействия возникли самые разнообразные по составу породы: талько-хлоритовые, нередко с кристаллами турмалина, иногда магнетита, и зернами эпидота, апатита и других минералов; пироксено-гранато-эпидотовые, образовавшиеся вследствие привноса вместе с летучими компонентами кремнезема; талько-карбонатные с гематитом и магнетитом; талько-хлорито-актинолитовые породы и пр. Крупнопластинчатый тальк встречается в виде прожилков и жил, располагающихся вкрест простирания среди тальксодержащих пород.

Месторождения талька связаны и с контактово-метасоматическими процессами. Они образуются в гидротермальную стадию на границе доломитов с интрузивными породами. В этих случаях тальк встречается в виде линзообразных тел и отличается чистотой и высокосортностью. Образование его происходит, очевидно, по следующей схеме:

3CaMg[CO3]2 + 4SiO2 + H2O →	Mg3[Si4O10][ОН]2 +	3СаСО3 + 3СО2.
доломит	тальк	кальцит

Крупные месторождения, связанные с карбонатными породами, известны в Канаде в Мэдокском округе. Линзообразные тальковые залежи состоят из листоватого талька снежно-белого, светло-серого и коричневого цвета с примесью карбонатов (кальцита и доломита), тремолита и других минералов.

Практическое значение. Тальк широко используется в промышленности. Он находит применение главным образом в молотом виде (тальковый порошок) и отчасти в форме кускового талька.

Тонкоразмолотый тальк широко используется в бумажной, а также в резиновой промышленности в качестве наполнителя для увеличения объема данного материала без существенного изменения его полезных свойств. Высшие безжелезистые сорта применяются в парфюмерии (при изготовлении пудры, мазей, пасты). В красочной промышленности употребляется для изготовления огнезащитных и светоупорных красок и мягких карандашей для стекла, материй, металла. В текстильной промышленности используются адсорбционные свойства талькового порошка, в связи с чем он применяется для беления хлопка, вывода жирных пятен и для других целей. В керамической промышленности тальковый порошок применяется для изготовления высоковольтных электроизоляторов, глазурей, кислото- и щелочеупорных сосудов, водосточных труб и т. д.

Тальковый камень, обычно содержащий примеси других минералов (главным образом карбонатов и хлоритов), применяется в виде кирпичей, плит и пр. Особенно отличаются огнеупорными свойствами тальковые камни, богатые примесью магнезита. Применяются они для футеровки металлургических печей, топок паровозов и др. Наконец, из молотых тальковых камней с помощью флотационного обогащения можно получить чистый тальковый продукт.

ПИРОФИЛЛИТ — Al2[Si4O10][ОН]2, или Al2О3 . 4SiO2 . Н2О. От греч. пирос — огонь, филлон — лист. Название дано вследствие способности этого минерала расщепляться на тонкие листочки перед паяльной трубкой. Впервые как минеральный вид был установлен Р. Германом (1829 г.) в Березовском золоторудном месторождении (Урал).

Химический состав. Al2О3 — 28,3 %, SiO2 — 66,7 %, Н2О — 5 %. Содержание отдельных компонентов колеблется в довольно широких пределах. В виде примесей устанавливаются: MgO (9 % и, вероятно, выше), FeO (до 5 %), Fe2O8, в ничтожных количествах CaO, щелочи и окись титана.

Сингония моноклинная. Пр. гр. C2/c(C62h) или Cc(C4S). а0 = 5,14; b0 = 8,90; с0 = 18,55; β = 99°55′. Кристаллы, пригодные для измерения, не встречаются. Обычно распространен в виде пластинчато-лучистых агрегатов или скрыточешуйчатой плотной породы, носящей название агальматолита, или пагодита (от греч. агальма — статуя, пагода — буддийский идол и храм). Из этого камня выделывались фигуры китайских божков.

Цвет пирофиллита белый с желтоватым оттенком или бледно-зеленый; нередко полупрозрачный. Блеск стеклянный с перламутровым отливом для пластинчатых агрегатов. Ng = 1,600, Nm = 1,588 и Np = 1,552.

Твердость около 1. Жирный на ощупь. Тонкие листочки гибки, упругостью не обладают. Спайность совершенная по {001}. Уд. вес 2,66–2,9.

Диагностические признаки. Характерны очень низкая твердость, светлая окраска, перламутровый или мерцающий блеск. От талька без химических анализов или реакции с азотнокислым кобальтом неотличим. Весьма вероятно, во многих случаях ошибочно принимается за тальк. Известны случаи, когда пирофиллитовые месторождения вначале разведывались как тальковые.

П. п. тр. не плавится. Расщепляется на тончайшие листочки и обращается в снежно-белую массу. При прокаливании в закрытой трубке выделяет воду при высокой температуре и принимает серебристый отлив. В кислотах не разлагается. С раствором Co[NO3]2 после прокаливания принимает синий цвет (присутствие Al).

Происхождение и месторождения. Встречается в некоторых гидротермальных жильных месторождениях как низкотемпературный минерал в ассоциации с кварцем, карбонатами, гематитом и другими минералами, образовавшимися в результате гидротермального разложения обычно кислых изверженных пород.

Распространен также в некоторых богатых глиноземом метаморфических сланцах, иногда в весьма значительных массах. Известен также в виде псевдоморфоз по андалузиту, кианиту, мусковиту и другим силикатам алюминия и алюмосиликатам, образующимся, по-видимому, в процессе наложения гидротермальной деятельности.

Замечательные по бледно-зеленой окраске и перламутровому блеску звездчатые и пластинчато-лучистые агрегаты пирофиллита встречаются в кварцевых жилах среди пирофиллито-карбонатных пород в районе между Березовским и Пышминским месторождениями на Урале (близ Екатеринбурга). Пирофиллит здесь наблюдается в виде оторочек на стенках жил, выполненных в середине кварцем. В мелколистоватых и плотных массах встречен также около г. Миасса (Южный Урал). Агальматолит известен в Сары-Хая (Тува).

Крупные месторождения агальматолита известны в Китае. В виде пирофиллитового сланца в значительных массах распространен в штатах Арканзас, Джорджия и Северная Каролина (США). В Бразилии, близ Оуро-Прето (Минас-Жерайс), встречен в форме листоватых агрегатов в ассоциации с топазом. Вообще нужно сказать, что пирофиллит пользуется широким распространением.

Практическое значение. В случаях скоплений в виде сплошных, значительных по размерам масс имеет несомненный промышленный интерес. Свойства пирофиллита таковы, что он может быть широко использован в бумажной, керамической, строительной (в качестве огнеупорного камня), электротехнической (для изоляторов), резиновой (в качестве наполнителя) и других отраслях промышленности. Подробнее о применении было сказано выше (см. тальк). В древние времена в Китае плотные разности его, известные под названием китайского агальматолита, употреблялись для изготовления различных безделушек, статуэток, грифельных карандашей и пр.

2. Группа слюд

Слюды принадлежат к числу широко распространенных в природе минералов. Нередко они являются породообразующими минералами. Общее количество их в земной коре достигает примерно 3,8 %, причем в главной массе они встречаются в кислых интрузивных породах и кристаллических слюдяных сланцах.

В структурном отношении слюды подобны тальку и пирофиллиту, однако слюдяные пакеты, образованные бруситовым или гиббситовым слоем с покрывающими его кремнекислородными тетраэдрическими сетками, не являются электрически нейтральными. Это позволяет принимать в межслоевое пространство крупные катионы, которые служат усилению связи между несущими отрицательный заряд пакетами. Так как в основе слюдяных пакетов могут лежать как бруситовые, так и гиббситовые слои, то по этому признаку слюды делятся соответственно на три- и диоктаэдрические.

Химический состав минералов группы слюд необычайно изменчив. Весьма широко распространены явления замены одних катионов другими. С химической точки зрения эти минералы представляют особую группу алюмосиликатов. Типические их составы могут быть выражены в следующем виде: R+R32+[AlSi3О10][ОН]2 или R+R23+[AlSi3О10][ОН]2, где R+ = К; R3+= Al, часто Fe3+, Mn3+, изредка Cr3+, V3+, в некоторых случаях Ti4+; R·· = Mg, часто Fe2+, Mn2+, а также Li1+ 1и др. Ион Na1+ в составе слюд редко принимает участие в существенных количествах, а Са2+ и Ва2+ обычно отсутствуют. Гидроксил может замещаться F (главным образом в магниевых и литиевых слюдах).

Таким образом, в слюдах устанавливаются широкие изоморфные смеси, в которых, с одной стороны, как обычно, Mg2+ заменяется Fe2+, Al3+—Fe3+, а с другой, несомненно, существуют гетеровалентные изоморфные замещения Mg2+(Fe2+) — Al(Fe3+) и др.

Большинство минеральных видов группы слюд кристаллизуются в моноклинной сингонии, причем формы кристаллов близки к гексагональным благодаря строению тетраэдрических и октаэдрических сеток структуры. Кристаллические структуры являются типичными слоистыми, что приводит к существованию многочисленных политипов.

Различия между политипами являются весьма тонкими. Суть политипии в слюдах сводится к следующим моментам. Между положениями иона гидроксила с нижней и верхней сторон бруситовых или гиббситовых октаэдрических слоев всегда существует сдвиг (см. рис. 326, внизу), в то время как такие же гидроксилы на встречных сторонах двух октаэдрических слоев из смежных пакетов, разделенных двумя кремнекислородными сетками и межслоевым катионом, находятся непосредственно один над другим (рис. 328).

Симметрия в результате сдвига понижается настолько, что в плоскости слоя приходится выбирать так называемую ортогексагональную ячейку с прямым углом между горизонтальными ребрами, как это сделано на рисунке 326, вверху. При переходе от одного окраэдрического слоя к следующему, из верхней пачки, вся конфигурация окажется сдвинутой в горизонтальной плоскости на третью часть вектора ячейки a (см. рис. 326), т. е. кратчайшего расстояния между центрами колец кремнекислородной сетки. На рисунке 328 такой сдвиг не заметен, т. к. происходит в направлении наблюдателя.

Сдвиги могут происходить в пределах пачки в одном из трех направлений, а с учетом возможных поворотов пакетов вокруг вертикальной оси — в шести, под углами, кратными 60°. Различные регулярные комбинации таких сдвигов и приводят к появлению политипов с различным числом слоев (рис. 329). Ячейки разных политипов отличаются наклоном оси с и ее ориентацией. В некоторых случаях симметрия всей структуры повышается в сравнении с моноклинной симметрией одного слюдяного пакета до ромбической (политип 2O), тригональной (3T) и даже гексагональной (6H), но наибольшим распространением пользуются моноклинные политипы 1M, 2M1 и 2M2. Подобные явления характерны практически для всех слоистых силикатов.

Рис. 329. Возможные политипные модификации слюд
(по Дж. Смиту и Н. Йодеру, 1956). Стрелки показывают сдвиги
основания элементарной ячейки при наложении следующего слюдяного пакета
на предыдущий. Контуром показаны горизонтальные ребра ячейки

Поведение Al в кристаллических структурах представляет особый интерес. Согласно общепринятой трактовке структуры слюд, как увидим ниже, этот элемент в виде алюмокислородных тетраэдрических групп входит лишь частично в состав комплексного аниона, заменяя обычно около четверти (не более половины) кремнекислородных тетраэдров. Избыток его участвует в числе катионов уже в шестерной координации, заменяя катионы Mg. По-видимому, аналогично себя ведет и Fe3+ в сильножелезистых слюдах.

Физические свойства слюд, несмотря на широкие различия в химическом составе, во многом тождественны, так как кристаллические структуры однотипны.

Условия образования слюд в природе отличаются некоторыми особенностями. В высокотемпературных эффузивных породах эти минералы как ранние выделения непосредственно из магмы никогда не встречаются. В интрузивных изверженных породах преимущественно кислого и среднего состава они образуются как позднемагматические и постмагматические минералы, очевидно, под влиянием легколетучих агентов (мусковитовые граниты, грейзены). В крупных кристаллах слюды встречаются среди пегматитов, нередко в высоко- и среднетемпературных гидротермальных месторождениях вольфрама, молибдена и др. Широким распространением они пользуются также во многих метаморфических породах, в частности в гнейсах, кристаллических сланцах.

В соответствии с особенностями химического состава слюды подразделяются на следующие подгруппы:

1) биотита (магниево-железистых слюд);

2) мусковита (алюминиевых слюд);

3) лепидолита (литиевых слюд).

Подгруппа биотита

К этой подгруппе относятся триоктаэдрические магнезиально-железистые слюды: крайние члены ряда флогопит и аннит; твердые растворы между ними называются биотитом.

ФЛОГОПИТ — KMg3[AlSi3O10][F,OH]2, или K2O . 6MgO . Al2O3 . 6SiO2 . 2H2O (в переводе F на ОН). Название происходит от греческого слова флогопос — огнеподобный (имеется в виду цвет минерала). Синоним: магнезиальная слюда. Образует непрерывный изоморфный ряд со своим железистым аналогом аннитом: KFe3[Si3AlO10][F,OH]2.

Химический состав (в %): К2О — 7–10,3, MgO — 21,4–29,4, Аl2О3 — 10,8—17 (согласно формуле должно быть 12,2), SiO2 — 38,7–45 (согласно формуле должно быть 43,2), Н2О — 0,3–5,4, F — до 6. Из примесей чаще всего присутствуют: FeO (до 9 %), BaO до 2,5 % (бариофлогопит), Na2O (до 2 %), а также Fe2O3, иногда MnO, CaO, Cr2O3, NiO и др.

Сингония моноклинная; моноклинно-призматический в. с. L2PC. Пр. гр. C2/c(C62h). а0 = 5,32; b0 = 9,21; с0 = 20,48; β = 100°12’. Приведенные пространственная группа и параметры ячейки соответствуют политипу 2M1, однако более распространен в триоктаэдрических слюдах политип 1M. Кристаллическая структура слюд, как уже указывалось, характеризуется тем, что в слоях кремнекислородных тетраэдров участвуют алюмокислородные тетраэдры (в отношении Al : Si = 1 : 3). Вследствие этого между трехслойными пакетами, имеющими формулу Mg3[Si3AlO10][F,OH]2, возникает остаточный отрицательный заряд, который и компенсируется одновалентным катионом К1+ (см. ниже рис. 334а).

В отличие от других слюд во флогопите внутри слоистых пакетов между двумя алюмокремнекислородными слоями во всех местах шестерной координации располагаются ионы Mg. Облик кристаллов таблитчатый (псевдогексагональный), короткопризматический, иногда усеченно-пирамидальный. Кристаллы часто грубо образованы с явно выраженной параллельной штриховкой на боковых гранях. По формам неотличимы от кристаллов биотита. Двойники часты. Вообще, двойники слюд могут быть образованы по различным законам. Чаще всего встречаются такие, в которых двойниковая ось лежит в плоскости срастания (001) и притом перпендикулярно оси с и ребру (001) : (110) (рис. 330); двойниковая плоскость, следовательно, перпендикулярна плоскости (001) и параллельна грани М{110}.

Рис. 330. Двойник по слюдяному закону

Это так называемый слюдяной закон двойникования. По этому же закону образуются и тройники с общим пинакоидом {001}. В подобных тройниках индивиды прорастают друг друга (рис. 331). В них часто наблюдается перистое строение относительно двойниковых швов, обусловленное тем, что перпендикулярно ребру (110) : (001) располагаются прямолинейные тонкие складки или грубо выраженные штрихи. Другой закон, не характерный для слюд, носит название хлоритового; двойниковой плоскостью, совпадающей с плоскостью срастания, является (001). Агрегаты листовато-пластинчатые, чешуйчатые.

Рис. 331. Тройник прорастания по слюдяному закону

Цвет флогопита светлый желтовато-бурый или красновато-бурый, реже бесцветный, серебристый, иногда с зеленоватым оттенком; в толстых пластинах темно-бурый. Блеск стеклянный, на плоскостях спайности перламутровый. Ng = Nm = 1,565–1,606 и Np = 1,535–1,562.

Твердость 2–3. Тонкие листы обладают упругостью. Спайность весьма совершенная по {001}, несовершенная спайность проявляется по {110} и {010}, являющимся плоскостями скольжения. Эти плоскости отчетливо обнаруживаются в так называемой фигуре удара, которая получается для всех слюд на плоскости спайности (001), если на нее поставить притупленную иглу и резко ударить по ней молотком. В результате образуются расходящиеся от точки удара системы трех пересекающихся линий наподобие шестилучевой звезды (рис. 332). Два луча почти точно параллельны ребрам призмы {110}, а третья, наиболее длинная линия параллельна плоскости симметрии. Если же на толстую пластинку, положенную на что-либо мягкое, надавить не иглой, а шариком или округленным концом цилиндрической палочки, то образуется фигура давления, т. е. шестилучевая звезда с направлениями лучей, перпендикулярными к ребрам (рис. 332). Эти направления по сравнению с фигурой удара повернуты на 30°. Обе фигуры характерны для всех слюдообразных минералов. Уд. вес 2,7–2,85. Прочие свойства. Обладает очень высоким удельным омическим сопротивлением и свойствами электрического изолятора.

Рис. 332. Фигура удара (а) и фигура давления
(б) на плоскости спайности слюды

Диагностические признаки. Светлые разности флогопита по внешним признакам практически не отличимы от мусковита, но оптические константы различны: флогопит, как и другие магниево-железистые темные слюды, оптически почти одноосен, тогда как мусковит явно двуосен и обладает большим углом оптических осей. От биотита отличается более светлой окраской.

П. п. тр. плавится с большим трудом (температура плавления 1330 °С). В кислотах разлагается, особенно в H2SO4.

Происхождение и месторождения. Довольно часто встречается в контактово-метасоматических образованиях и в пегматитовых жилах, секущих доломитизированные известняки или другие бедные кремнеземом и железом магнезиальные породы (например, серпентиниты). Типичными спутниками флогопита являются диопсид, форстерит, шпинель, доломит, кальцит, полевые шпаты, скаполиты и др. Известны месторождения в карбонатитах (Ковдор, Кольский полуостров), где попадаются крупные зональные кристаллы переменной железистости (рис. 333), ассоциирующиеся с кальцитом, форстеритом, диопсидом, магнетитом и мелилитом.

Рис. 333. Зональный кристалл флогопита. Ковдор

Распространен также в метаморфических породах (кристаллических сланцах), обычно в ассоциации с относительно бедными железом минералами. В прозрачных шлифах без измерения оптических констант его легко принять за мусковит.

Примером являются Слюдянские месторождения флогопита (у оз. Байкал близ ст. Слюдянка Забайкальской ж.-д.). В генетической связи с гранитными интрузиями здесь среди сложного комплекса кристалличе­ских сланцев, гнейсов и мраморов образовались многочисленные секущие пегматитовые жилы и метасоматические образования. Флогопитсодержащие минеральные тела обычно подчинены пироксено-амфиболовым гнейсам и встречаются нередко группами. Строение таких жил довольно сложное. В боковых породах (независимо от их состава) развиваются диопсидо-флогопитовые образования. Крупнокристаллический флогопит, как правило, ассоциирует с диопсидом, скаполитами, кальцитом, апатитом и другими минералами. Кристаллы часто имеют бочонковидные формы, нередко с острым окончанием, размерами иногда до 1,5 м в длину. Соответственно окраске различают следующие сорта кристаллов флогопита: 1) бесцветный или с желтоватым оттенком; 2) серебристо-белый, главным образом среди известняков; 3) янтарный — среди аплитовидных гнейсов; 4) вишневый или янтарно-красный; 5) темно-коричневый, иногда с золотистым отливом; 6) темно-зеленый и 7) почти черный — среди пироксено-роговообманковых и биотитовых гнейсов. При выветривании железистые флогопиты светлеют и окрашиваются в голубой цвет. Часто среди кристаллов флогопита наблюдаются включения кальцита, скаполита и диопсида, а под микроскопом устанавливается также рутил в виде тончайших иголок (сагенит) и др. Аналогичные флогопитовые месторождения распространены в Алданском районе Восточной Сибири.

Примерно в таких же условиях находятся месторождения в провинции Онтарио (Канада) в виде жил и неправильной формы гнезд. Флогопит встречается в ассоциации с кальцитом, диопсидом и апатитом в самых различных количественных соотношениях. Кристаллы достигают 2 м в диаметре. Янтарная окраска наиболее обычна. Того же типа месторождения известны на о. Мадагаскаре, о. Цейлоне, в Индии, Корее и в других местах.

Практическое значение имеют крупнокристаллические массы флогопита. О применении см. мусковит.

БИОТИТ — K(Fe, Mg,)3[AlSi3O10][OH,F]2 или K2O . 6(Mg,Fe)O . Al2O3 . 6SiO2 . 2Н2O. Весьма широко распространенный минерал. Биотитом называются обычно ферродоминантные члены ряда флогопит — аннит, но в этом случае биотит заменяет собой видовое название аннит, а так как биотит в настоящее время принят как термин для обозначения группы в целом, то его можно относить к любым промежуточным членам ряда. Но обычно биотитом называют все-таки бурую или черную триоктаэдрическую слюду.

Химический состав. Анализы минералов, называвшихся биотитами, показывали следующие колебания их состава (в %): К2О — 6,18–11,43, MgO — 0,28–28,34, FeO — 2,74–27,6, Fe2O3 — 0,13–20,65, Al2О3 — 9,43–31,69, SiO2 — 32,83–44,94, Н2О — 0,89–4,61, F — 0–4,23. Примеси: TiO2, Na2O, а также V2O3, Li2O, MnO, BaO, SrO, Cs2O и др.

Сингония моноклинная; моноклинно-призматический в. с. L2PC. Пр. гр. C2/c(C62h). а0 = 5,30; b0 = 9,21; с0 = 20,32; β = 99°18′. Облик кристаллов таблитчатый, псевдогексагональный, нередко столбчатый, пирамидальный. Крупные кристаллы иногда обладают зональным строением. Двойники обычно по слюдяному закону. Агрегаты. Встречается в сплошных пластинчато- и чешуйчато-зернистых массах. Друзы кристаллов сравнительно редки.

Цвет биотита черный, бурый, иногда с оранжевым, красноватым, зеленоватым и другими оттенками. Непрозрачный или просвечивает. Блеск стеклянный, на плоскостях спайности с перламутровым отливом. Ng = Nm = 1,60–1,66 и Np = 1,56–1,60.

Твердость 2–3. Отдельные тонкие листочки обладают упругостью. Спайность весьма совершенная по {001} и несовершенная по {110} и {010}. Уд. вес 3,02–3,12.

Диагностические признаки. Макроскопически узнается по черному цвету и характерным внешним признакам. Под микроскопом он легко устанавливается по густой окраске и резко выраженному плеохроизму.

П. п. тр. плавится с трудом в серое или черное стекло. HCl действует слабо, но в концентрированной H2SO4 разлагается полностью с осаждением белого скелета кремнезема.

Происхождение и месторождения. Как породообразующий минерал биотит в виде вкраплений встречается во многих магматических горных породах.

В крупных кристаллах биотит наблюдается в пегматитовых жилах. Встречается он также в ассоциации с мусковитом, с которым иногда образует параллельные или зональные срастания, причем плоскости спайности проходят через индивиды обеих слюд без перерыва. В виде вкрапленности нередко устанавливается в так называемых контактовых роговиках, образующихся под воздействием гранитных магм обычно на породы некарбонатного состава.

В рудных гидротермальных жилах биотит встречается крайне редко и то обычно в полуразрушенном состоянии.

Весьма широко распространен в некоторых метаморфических породах: кристаллических сланцах, в частности гнейсах.

В процессе интенсивного химического выветривания подвергается разложению. При этом щелочи выносятся, двухвалентное железо переходит в трехвалентное. Одновременно происходит, по-видимому, гидратация (переход в гидробиотит1). Минерал теряет блеск, упругость, становится рыхлым. В конечной стадии химического разложения образуются гидроокислы железа и глинистое вещество.

При быстрой эрозии биотит, как минерал химически относительно стойкий, переходит в россыпи, легко расщепляется, измельчается и отлагается вместе с тончайшим илистым материалом в застойных водах. Здесь он с течением времени претерпевает некоторые изменения и приобретает интенсивный золотистый оттенок. Эти золотистые блестки легко обнаруживаются при промывке; как более легкий материал, они отлагаются на поверхности промытого осадка. В простонародной речи они получили название кошачьего золота.

Установлено также, что в современных морских осадках биотитовые зерна подвергаются процессу гальмиролиза, т. е. подводному «выветриванию», причем они постепенно переходят в глауконит — слоистый водосодержащий силикат калия и трехвалентного железа (зеленого цвета).

Биотит среди минеральных видов слюд является вторым после мусковита по распространенности в природе. Из бесчисленных месторождений отметим лишь некоторые, отчасти уже знакомые нам пегматитовые месторождения. В Ильменских горах биотит в качестве второстепенного минерала неравномерно, но широко распространен во всех типах пегматитовых жил в виде крупных пластин (до 0,5 м в диаметре), кристаллов и мелкопластинчатых агрегатов в ассоциации с кали-натриевыми полевыми шпатами, нефелином, иногда топазом, магнетитом, ильменитом и другими минералами. В Борщовочном кряже биотит отмечается в пегматитах у д. Савватеевой, в районе р. Слюдянки и в других местах. Огромные пластинчатые кристаллы наблюдались в пегматитах Гренландии и Скандинавии (в Евьё была встречена пластина биотита размером 7 м2).

Практического значения не имеет. Уральскими кустарями применяется лишь в качестве блесткового материала при изготовлении из цветных камней детских игрушек и различных предметов для украшения.

Подгруппа мусковита

Сюда относятся диоктаэдрические алюминиевые слюды, главным образом широко распространенный в природе мусковит и редкий парагонит. По сравнению с минералами группы биотита здесь 3(Mg,Fe)2+ заменены 2Al3+, т. е. подобно тому, как это мы видели в группе талька — пирофиллита.

МУСКОВИТ — KAl2[AlSi3O10][OH]2 или K2O . 3Al2O3 . 6SiO2 . 2H2O. Название происходит от старинного итальянского названия города Москвы — Муска. В свое время большие листы мусковита вывозились через Москву на запад под названием московского стекла.

Химический состав. К2О — 11,8 %, Al2О3 — 38,5 %, SiO2 — 45,2 %, Н2О — 4,5 %. Ярко-зеленая хромсодержащая слюда (Cr2О3 до нескольких процентов) носит название фуксита.

Сингония моноклинная; моноклинно-призматический в. с. L2PC. Пр. гр. С2/с(С62h). а0 = 5,18; b0 = 9,02; с0 = 20,04; β = 95°30′. Данные относятся к наиболее распространенному политипу диоктаэдрических слюд 2M1. (кристаллическую структуру см. ниже, рис. 334а). Облик кристаллов обычный таблитчатый или пластинчатый, псевдогексагонального или ромбовидного сечения. Иногда наблюдаются индивиды столбчато-пирамидального облика. Боковые грани обычно сильно исштрихованы в горизонтальных направлениях. Двойники часты по слюдяному закону (см. рис. 330), редки по хлоритовому. Агрегаты. Мусковит может встречаться также в сплошных листовато-зернистых или чешуйчатых массах. Изредка встречаются почковидные массы с концентрически-скорлуповатой отдельностью. Скрыточешуйчатые массы с шелковистым блеском, иногда с трудом распознаваемые даже под микроскопом, носят название серицита.

Цвет. В тонких спайных листах бесцветен, но часто с желтоватым, сероватым, зеленоватым и редко красноватым оттенком. Фуксит ярко-зеленый. Блеск стеклянный, на плоскостях спайности перламутровый
и серебристый. Ng = 1,588–1,615, Nm = 1,582–1,611 и Np = 1,552–1,572.

Твердость 2–3. Листочки мусковита, как у всех минералов группы слюд, гибки и при сгибании упруги; известны разности, переходные к хрупким слюдам и, наоборот, близкие к талькоподобным. Спайность весьма совершенная по {001}, несовершенная по {110} и {010}, являющимся плоскостями скольжения Уд. вес 2,76–3,1. Прочие свойства. Мусковит является отличным изолятором для электрических токов обычного напряжения и обладает достаточно высоким сопротивлением пробою.

Диагностические признаки. Мусковит легко узнается по внеш­ним признакам: светлой окраске, перламутровому или серебристому блеску, весьма совершенной спайности и легкой расщепляемости на тонкие прозрачные упругие листочки. От флогопита отличается по оптиче­ским константам, главным образом по углу оптических осей (у флогопита он очень мал).

П. п. тр. тонкие пластинки плавятся с трудом в непрозрачную белую эмаль. Кислотами не разлагается. Вода начинает выделяться только при температуре красного каления (выше 850 °С).

Происхождение и месторождения. Мусковит среди минералов группы слюд пользуется широким распространением. В качестве породообразующего минерала он входит в состав некоторых интрузивных горных пород, в частности в состав гранитов, особенно грейзенов, т. е. пневматолитически измененных их разностей, в ассоциации с топазом, литиевой слюдой, кварцем, иногда вольфрамитом, касситеритом, молибденитом и др. Мусковит в этих случаях образуется главным образом за счет ранее выделившихся калиевых полевых шпатов (ортоклаза и микроклина).

Сравнительно часто мусковит встречается в гранитных пегматитовых жилах в виде крупных кристаллов, представляющих промышленный интерес. Мусковит в таких жилах, особенно в центральных частях, нередко дает скопления в виде гнезд 1–2 м в поперечнике, но обычно бывает беспорядочно рассеян в форме крупных кристаллов по всей массе пегматита или вдоль определенных зон.

Как мельчайшие включения в кристаллах мусковита иногда устанавливаются циркон, рутил в виде сагенитовой решетки, апатит, шпинель, гранаты, турмалин, кварц, магнетит и др. При детальном исследовании в ряде случаев можно установить определенные закономерности ориентировки этих включений в соответствии со структурными особенностями минералов.

В контактово-метасоматических месторождениях мусковит встречается редко. Известны случаи образования мелкозернистого мусковита в песчаниках на контакте их с гранитами и другими кислыми изверженными породами.

В гидротермальных рудных месторождениях в гидротермально измененных горных породах чрезвычайно широко развиты процессы серицитизации, т. е. образования серицита — скрытокристаллической разности слюды, обогащенной водой.

В метаморфических горных породах мусковит и серицит пользуются широким распространением. Известны целые массивы слюдяных кристаллических сланцев, серицитсодержащих глинистых сланцев (филлитов) и кварцитов с мусковитом. В таких породах полевые шпаты обычно отсутствуют.

При процессах выветривания мусковит обладает относительной химической стойкостью и часто переходит в россыпи. В силу способности легко расщепляться на мелкие листочки и благодаря малому удельному весу он в виде мельчайших серебристых блесток скопляется обычно в илистых осадках и слоистых глинах, образующихся в водных бассейнах при замедленном движении вод.

В условиях интенсивного химического выветривания мусковит способен переходить в более богатые водой гидрослюды — гидромусковиты, а при переходе в раствор щелочей — в каолинит.

Из многочисленных месторождений мусковита укажем лишь наиболее интересные, распространенные в пегматитах.

На северо-западе европейской части России существовал старинный слюдяной промысел. Месторождения в Карелии были известны еще в XV в. Слюдоносные пегматитовые месторождения располагаются среди гранитов, гнейсов, слюдяных сланцев и других метаморфических пород. Мусковит ассоциирует с полевыми шпатами, кварцем, в меньшей степени с шерлом, апатитом и другими минералами.

Слюдяные месторождения распространены в Мамском районе Восточной Сибири. Широкая слюдоносная полоса метаморфических сланцев с северо-запада и юго-востока ограничена массивами гранитов. Кристаллы мусковита (иногда до 50 см) с красноватым или желто-зеленоватым оттенком наблюдаются в парагенезисе с кислыми плагиоклазами, микроклином, кварцем, биотитом, в некоторых случаях с черным турмалином, апатитом, гранатом и др. Слюда совершенно прозрачна, легко расщепляется на тонкие листы с ровной гладкой поверхностью.

Главнейшие иностранные месторождения мусковита в пегматитах находятся в Индии (Бенгальский и Мадрасский районы), где встречаются кристаллы мусковита 3–5 м2 и больше; в ряде штатов США (Северная Каролина, Мэриленд и др.); в Бразилии, Канаде и других странах.

Практическое значение. Наиболее важное практическое свойство мусковита, так же как и флогопита, заключается в его высоких электроизоляционных качествах. В промышленности слюда применяется в виде листовой слюды, слюдяного порошка и различных слюдяных фабрикатов.

Наиболее ценная листовая слюда находит применение главным образом в электропромышленности: для изоляторов, конденсаторов, реостатов, телефонов, магнето, электрических ламп, керосинок, слюдяных очков и прочих целей. В зависимости от размеров пластинок, степени их прозрачности и равномерности окраски различается несколько сортов листовой слюды.

Слюдяной порошок (скрап), получающийся путем размола отбросов при обрезке листовой слюды, применяется при изготовлении огнестойких материалов (кровельного толя), обоев, писчей бумаги, слюдяного картона, огнеупорных красок, парчевых красок, различных керамических изделий, автомобильных шин, для взрывчатых веществ (в качестве адсорбента), смазочных материалов и пр.

Слюдяные фабрикаты, главным образом миканит, применяются в качестве заменителей листовой слюды в случаях менее ответственного применения (для электроизоляционных прокладок в некоторых электриче­ских приборах: электрических чайниках, кастрюлях, утюгах и пр.). Миканит изготовляется из мелких листочков слюды и обрезков, получаемых в виде остатков при использовании листовой сортовой слюды, путем склеивания их шеллаком и последующего прессования под большим давлением.

Подгруппа лепидолита

Среди слюд этой подгруппы рассматриваются следующие два наиболее распространенных минеральных вида: лепидолит и циннвальдит.

ЛЕПИДОЛИТ — KLi1,5Al1,5[AlSi3O10][F,OH]2. Здесь по сравнению с формулой биотита ионы магния замещены литием и алюминием по схеме: 3Mg2+ → Li1+1,5 + Al3+1,5. От греч. лепидос (родительный падеж от лепис — чешуя). Синоним: литионит. Принадлежит к числу редких слюд.

Химический состав непостоянный (в %): К2О — 4,82–13,85; Li2O — 1,23–5,9; Al2О3 — 11,33–28,8; SiO2 — 46,9–60,06; Н2О — 0,65–3,15; F — 1,36–8,71. В виде примесей присутствуют: MgO (до нескольких процентов), FeO, MnO, CaO, Na2O, Cs2O, Rb2O (иногда до 3,73 %) и др.

Сингония моноклинная; моноклинно-призматический в. с. L2PC. Пр. гр. C2/c(C 62h). a0 = 5,20; b0 = 8,95; c0 = 20,12; β = 100°48′. Для лепидолитов характерны разнообразные политипы 1M, 2M1 и 3T, а также их смеси. Облик кристаллов пластинчатый, псевдогексагональный. Хорошо образованных кристаллов не наблюдается. Двойники — по слюдяному закону. Агрегаты листовато-пластинчатые или тонкочешуйчатые. Изредка встречается в виде друз кристаллов.

Цвет лепидолита белый, но чаще розовый, бледно-фиолетовый, иногда персиково-красный (присутствие марганца). Блеск стеклянный, на плоскостях спайности перламутровый, серебристый. Ng = Nm = 1,55 и Nр = 1,53.

Твердость 2–3. Листочки гибки, обладают упругостью при сгибании. Спайность весьма совершенная по (001) и несовершенная по {110} и {010}. Уд. вес 2,8–2,9.

Диагностические признаки. Обычно узнается по розовым или фиолетовым оттенкам. От мусковита отличается несколько меньшими показателями преломления, по поведению п. п. тр. и по наличию лития, который легко устанавливается спектральным анализом.

П. п. тр. легко плавится в белую эмаль. Окрашивает пламя в красный цвет. Кислотами разлагается только после сплавления.

Происхождение и месторождения. Встречается в измененных гранитах (грейзенах) и некоторых пегматитах, иногда в высокотемпературных гидротермальных жилах. Ассоциирует обычно с полевыми шпатами, кварцем, мусковитом (с которым иногда наблюдается в параллельном срастании), сподуменом, литиевым турмалином, топазом, касситеритом, флюоритом и др. При выветривании изменяется так же, как и мусковит.

В России лепидолит встречается в некоторых среднеуральских и других минеральных копях среди пегматитов в ассоциации с сильно измененными кали-натриевыми полевыми шпатами, турмалином различной окраски, топазом, горным хрусталем и др. Лепидолит наблюдается в мелкочешуйчатых массах нежно-фиолетового цвета, иногда в крупнолистоватых агрегатах замечательного фиолетового цвета и, наконец, в мусковитоподобных серебристых пластинчатых кристаллах.

Из иностранных месторождений отметим прежде всего давно эксплуа­тирующиеся крупные скопления лепидолита розового цвета близ Розены в Моравии, на о. Уте (недалеко от Стокгольма в Швеции), в штате Мен (США) и др.

Практическое значение. Вместе с циннвальдитом является одним из главных источников получения солей лития, применяющихся при изготовлении щелочных аккумуляторов (для подводных лодок), получения специальных оптических стекол (флинтгласа, опаловых и белых стекол), в пиротехнике (яркий красный свет), медицине, синтезе органических соединений, приготовлении искусственных минеральных вод, для очистки кондиционированного воздуха (в виде LiCl), при очистке гелия, в фотографии, рентгенографии и пр. В последнее время особое значение приобретают специальные сплавы металлического лития с кальцием (в черной металлургии для улучшения механических свойств и повышения предела текучести сплавов), медью, алюминием (для увеличения стойкости) и др. В последнее время металлический литий особое значение приобрел в термоядерных реакциях.

ЦИННВАЛЬДИТ — KLiFe2+Al[Si3AlO10][F,OH]2. Назван по месту нахождения — Циннвальд (ныне — Циновец) в Рудных горах (Чехия). Состав сильно изменчив. Содержание FeO иногда достигает 12,5 %. Сингония моноклинная. Тонко- или толстотаблитчатые кристаллы серого, бурого, реже темно-зеленого цвета по своим формам близки к биотиту. Встречается также в чешуйчатых агрегатах. Обычно непрозрачный или просвечивает. Блеск стеклянный, на плоскостях спайности перламутровый. Ng = 1,58, Nm = 1,57 и Np = l,55.

Твердость 2–3. Спайность — как у мусковита. Уд. вес 2,9–3,2. П. п. тр. легко сплавляется в темное стекло, слабомагнитное. Окрашивает пламя в красный цвет. В кислотах разлагается.

Встречается в тех же условиях, что и лепидолит (главным образом в грейзенах), нередко в ассоциации с вольфрамитом, шеелитом, касситеритом, флюоритом, топазом, кварцем и др. В процессе выветривания превращается в каолиноподобный продукт, интенсивно окрашенный гидроокислами железа в желто-бурый и бурый цвет. Из иностранных месторождений укажем на Циновец в Рудных горах (Чехия), в штокверках среди гранита, и Корнуолл (Англия) — в оловянных месторождениях в виде друз и наросших кристаллов, весьма богатых железом.

3. Группа хрупких слюд

МАРГАРИТ — CaAl2[Al2Si2O10][ОН]2 или СаО . 2Al2О3 . 2SiO2 . Н2О. Название происходит от греч. маргаритес — жемчуг. Синоним: жемчужная слюда.

Химический состав (теоретический). CaO — 14,0 %, Al2О3 — 51,3 %, SiO2 — 30,1 %, Н2О — 4,6 %. В виде примесей могут присутствовать: Na2O, MgO, FeO, Fe2O3, иногда Cr2O3, Li2O, MnO, F и др.

Сингония моноклинная; моноклинно-призматический в. с. L2PC. Пр. гр. С2/с(С62h). а0 = 5,12; b0 = 8,90; с0 = 19,46; β = 100°48′. Кристаллическая структура аналогична структуре мусковита с той лишь разницей, что общий отрицательный заряд слоистых пакетов здесь вдвое больше и компенсируется двухвалентными катионами Са2+, располагающимися между пакетами. Облик кристаллов тонкопластинчатый. Хорошо образованные кристаллы не встречаются. Двойники наблюдаются по тем же законам, что и в слюдах. Агрегаты листоватые, чешуйчатые.

Цвет маргарита жемчужно-белый с сероватым, розовым, желтоватым оттенком. Блеск на спайных плоскостях перламутровый. Ng = 1,645, Nm = 1,643 и Np = 1,632.

Твердость 3,5–5,5. Хрупкий; пластинки при изгибе ломаются. Спайность совершенная по {001}. Фигуры удара и давления, как и для всех других хрупких слюд, занимают обратное положение по сравнению с истинными слюдами, т. е. фигуры удара соответствуют фигурам давления слюд (см. флогопит). Уд. вес 2,99–3,08.

Диагностические признаки. Характерны жемчужно-белый цвет, хрупкость, высокая твердость, отличающие его от похожих по цвету слюд.

П. п. тр. расщепляется, белеет, с трудом оплавляется по краям. Частично разлагается в горячей HCl.

Происхождение и месторождения. Образуется в процессе регионального метаморфизма и распространен в кристаллических сланцах, например хлоритовых, в Циллертале (Тироль), где был впервые найден, и во многих других местах. На Урале встречается в слюдяных сланцах, в месторождениях наждака и в других метаморфических породах.

4. Группа хлоритов

Минералы, принадлежащие к этой группе, во многих отношениях напоминают слюды. Кристаллизуются они в моноклинной сингонии, обладают слюдообразной спайностью, низкой твердостью, небольшим удельным весом. Для большинства из них характерна бутылочно-зеленая окраска, что и послужило основанием для общего названия этой группы минералов (от греч. хлорос — зеленый).

С химической точки зрения хлориты представляют алюмосиликаты, главным образом Mg, Fe2+ и Al, отчасти Ni, Fe3+, Cr3+. Явно индивидуализированные в кристаллографическом отношении, богатые магнезией минеральные виды получили общее название ортохлоритов. Химическая их формула выражается следующим образом: (Mg,Fе)6–p(Al,Fe)2pSi4–pO10[OH]6. Одна половина трехвалентных ионов (р) участвует в составе анионного комплекса в виде [AlО4]5–, другая — в качестве обычных катионов. Богатые железом, преимущественно колломорфные минеральные виды, характеризующиеся часто очень непостоянным составом, обычно выделяются в особую подгруппу алюмоферрисиликатов под общим названием лептохлоритов. Большинство их принадлежит к числу наиболее бедных кремнеземом минералов не только среди слюдообразных минералов, но и среди вообще силикатов. Во многих из них Fe2+ преобладает над Fe2+, значение коэффициента p нередко выше, чем в обычных ортохлоритах, часто присутствует молекулярная вода. Общая формула:

(Fe,Mg)n–p(Al,Fe)2pSi4–pO10[OH]2(n–p) . хH2O,

где n обычно около 5.

Минералы рассматриваемой группы широко распространены в природе. Они образуются преимущественно в условиях низкотемпературной гидротермальной деятельности, особенно при изменении горных пород, содержащих алюмо-магнезиальные и железистые силикаты. Лептохлориты главным образом распространены в осадочных железорудных месторождениях, слагая особую фацию силикатных руд железа, возника­ющую, согласно геологическим данным, в условиях недостатка кислорода среди морских осадков, богатых железом.

Классификацией минералов группы хлорита занимались многие исследователи (Чермак, Винчелл, Орсель и др.). Согласно Чермаку, ортохлориты представляют изоморфные смеси: антигорита (Ant.) — Mg6[Si4O10][OH]8 и относительно бедного кремнеземом, но более богатого глиноземом амезита (Am) — Mg4Al2[Al2Si2O10][OH]8. При этом Mg2+ может заменяться Fe2+ и Ni2+, a Al3+ — Fe+3 и Cr3+. В зависимости от химического состава существует весьма большое количество названий отдельных разновидностей хлоритов.

В соответствии с установкой Чермака среди ортохлоритов выделяются следующие минеральные виды моноклинной сингонии (в порядке от малоглиноземистых к более богатым R2O3) (табл. 18).

Таблица 18. Виды моноклинной сингонии ортохлоритов

Примечания:
* Формула для разности, содержащей 50 % амезитовой молекулы.
** Формула для чистого амезита.

Богатые железом хлориты по своему составу и рентгенометрическим данным частью отвечают приведенным выше магнезиальным хлоритам, частью — лептохлоритам. Из них мы рассмотрим только шамозит и тюрингит.

Из физических свойств кристаллических хлоритов наиболее характерно то, что легко отщепляющиеся тонкие листочки хотя и гибки, но не обладают упругостью (сохраняются в согнутом положении). Это свойство связано с особенностями их кристаллического строения. Если мы сравним кристаллическую структуру слюды (рис. 334) со структурой хлоритов (рис. 335), то увидим, что общие для рассматриваемых минералов слоистые пакеты состава (Mg,Al)3[Si3AlO10][OH]2 в слюдах переслаиваются с листами сильных катионов одновалентных щелочных или двухвалентных щелочноземельных металлов, тогда как в хлоритах их место занимают «бруситовые» слои, имеющие вместо Mg3[OH]6 состав Mg2Al[OH]6 с остаточным положительным зарядом, равным единице (подобно К1+ в слюдах). Эти слои слабо связаны с выше- и нижележащими слоистыми пакетами. Однако указанные связи все же сильнее, чем в минералах группы талька и каолинита, в чем можно убедиться по относительно более трудной расщепляемости их по сравнению с этими минералами, а также по большей твердости.

Рис. 334. Схемы кристаллических структур мусковита (а) и брусита (б)

Рис. 335. Схема кристаллической структуры
в минералах группы хлоритов (ср. с рис. 334)

ПЕННИН — (Mg, Fe)5Al[AlSi3O10][OH]8, или 5(Mg,Fe)O . Al2O3 . 3SiO2 . 4H2O. Назван по месту нахождения в Пеннинских Альпах.

Химический состав, согласно имеющимся многочисленным анализам, варьирует в следующих пределах (в %): MgO — 17,4–35,9, FeO — 0,7–17,4, Fe2O3 — 0–5,7, Al2О3 — 13,8–21,3, SiO2 — 29,8–33,7, Н2О — 11,5–14,6. Богатая хромом разновидность карминно-красного или фиолетового цвета носит название кеммерерита (по фамилии русского горного инженера Кеммерера), или родохрома, в виде тонкочешуйчатых розовых налетов на хромите (от греч. родон — роза).

Сингония моноклинная; моноклинно-призматический в. с. L2PC. Пр. гр. C2/c(C62h ). а0 = 5,2–5,3;
b0 = 9,2–9,3; с0 = 28,6; β = 96°50′. Облик кристаллов псевдогексагональнопластинчатый, таблитчатый, иногда бочонковидный (в миаролитовых пустотах). Главные формы {001}, {101}, {132}, {110} и др. Боковые грани нередко исштрихованы в горизонтальном направлении. Двойники часты, обычно по хлоритовому закону, когда двойниковой плоскостью и плоскостью срастания служит (001) (рис. 336).

Рис. 336. Кристалл пеннина, сдвойникованный
по хлоритовому закону

По этому закону нередко наблюдается многократное двойникование. Встречаются также двойники по слюдяному закону. Агрегаты чешуйчатые, пластинчатые. В пустотах встречаются друзы кристаллов, нередко бочонковидной формы.

Цвет пеннина бутылочно-зеленый различных оттенков до зеленовато-черного, иногда розовый и фиолетовый (особенно у хромсодержащих разностей), реже серебристо-белый. В тонких листочках прозрачный, слабоокрашенный. Встречаются разности, зонально окрашенные в различные оттенки, особенно у крупных кристаллов. Блеск на плоскостях спайности перламутровый. Nm = 1,56–1,60.

Твердость 2–2,5. Листочки гибки, но не упруги, т. е. после сгибания не меняют своего положения. Спайность весьма совершенная по {001}. Уд. вес 2,6–2,85.

Диагностические признаки. Узнается по зеленой, часто черно-зеленой окраске, весьма совершенной спайности, низкой твердости и отсутствию упругости у отщепляемых листочков. От других приведенных выше минеральных видов группы хлорита с достоверностью можно отличить лишь по химическим данным.

П. р. тр. расщепляется, но не плавится. При сильном накаливании теряет гидроксильные ионы и белеет. Большей частью разлагается в H2SO4.

Происхождение и месторождения. Наибольшим распространением пользуется в метаморфических горных породах, нередко слагая целые толщи хлоритовых сланцев (зеленокаменных пород). В полых трещинах среди таких пород часто наблюдается в хорошо образованных кристаллах. В хороших кристаллах наблюдался в Николае-Максимилиановской копи в Назямских горах (Южный Урал), в асбестовых копях Баженовского месторождения (к востоку от Екатеринбурга) и др.

Кеммерерит впервые был встречен в трещинах хромитовых залежей среди ультраосновных пород в Сарановском месторождении (Урал).

Некоторое практическое значение имеют лишь хлоритовые сланцы, иногда разрабатываемые с целью использования хлорита в виде порошка для придания блеска продукции бумажного (обойного) производства
и для других целей.

КЛИНОХЛОР — (Mg,Fe)4,75Al1,25[Si2,75Al1,25O10][OH]8 (для разности с p = 1,25). От греч. клино — наклонять. Название дано акад. Н. И. Кокшаровым в связи с тем, что для кристаллов этого минерала была отчетливо установлена моноклинная сингония.

Химический состав варьирует в следующих пределах (в %): MgO — 17–34,5, FeO — 1,8–12,2, Fe2O3 — 0–3, Al2О3 — 13,1–17,6, SiO2 — 28,3–33,9, Н2О — 11,7–14,2. Примеси: CaO (до 9 %), MnO (до 2,3 %), Cr2О3 (до 8 %). Маложелезистая разность называется лейхтенбергитом, а хромсодержащий клинохлор, установленный также акад. Н. И. Кокшаровым, — кочубеитом.

Сингония моноклинная; моноклинно-призматический в. с. Облик кристаллов гексагональнопластинчатый или таблитчатый, реже призматический и бочонковидный (рис. 337); хорошо образованные кристаллы встречаются часто. Главные формы: {001}, {010}, {043}, {112}, {111} и др., нередко с очень сложными символами. Двойники распространены по хлоритовому и слюдяному законам (рис. 338). Агрегаты крупночешуйчато-зернистые до скрыточешуйчатых. В пустотах горных пород часты друзы кристаллов, обычно таблитчатых.

Рис. 337. Кристаллы клинохлора

Рис. 338. Сложные (повторные) двойники клинохлора по (001)

Цвет клинохлора изменяется от травяно-зеленого до бледного оливково-зеленого, желтого, иногда белого (лейхтенбергит) с сероватым, розовым, фиолетовым (у хромсодержащих разностей) и другими оттенками. В тонких листочках прозрачный или просвечивает. Блеск на плоскостях спайности перламутровый. Nm = 1,57–1,59.

Твердость 2–2,5. Листочки мягки, гибки, но не упруги. Спайность по {001} весьма совершенная. Уд. вес 2,61–2,78.

Диагностические признаки. Во многом сходен с пеннином. С достоверностью можно говорить о клинохлоре только на основании данных химического анализа.

П. п. тр. ведет себя так же, как пеннин. Полностью разлагается только в концентрированной H2SO4.

Происхождение и месторождения. Наряду с пеннином широко распространен в хлоритовых сланцах, в которых он часто является главным породообразующим минералом. Образование этих сланцев обычно связано с метаморфизмом изверженных пород, богатых магнезиально-железистыми силикатами (большей частью порфиритов, серпентинитов и др.).

Замечательные музейные штуфы друз кристаллов клинохлора происходят из известных минеральных копей Шишимских и Назямских гор на западном склоне Южного Урала (Златоустовский район). Особенно славится Ахматовская копь (в Назямских горах), где друзы великолепных по внешнему виду и богатству форм клинохлора и лейхтенбергита наблюдаются в ассоциации с эпидотом, диопсидом, гранатом, везувианом, кальцитом и сфеном. Они встречаются обычно в трещинах среди хлоритового сланца и в эпидотите.

Кочубеит (хромсодержащая разность) впервые был встречен в районе Уфалея (Урал), по-видимому, в месторождениях хромистого железняка.

ПРОХЛОРИТ — (Mg,Fe)4,5Al1,5[Al1,5Si2,5O10][OH]8 (для разности с p = 1,50). По имеющимся анализам, содержание окислов колеблется в широких пределах.

Сингония моноклинная; моноклинно-призматический в. с. L2PC. Пр. гр. C2/c(C62h). a0 = 5,2–5,3; b0 = 9,2–9,3; с0 = 28,3–28,6; β = 96°50′. Встречается в пластинчатых псевдогексагональных кристаллах и чешуйчатых агрегатах зеленого или черновато-зеленого цвета. Nm = 1,59–1,61. Твердость 1,5–2. Спайность весьма совершенная по {001}. Уд. вес 2,78–2,96.

Встречается в хлоритовых сланцах (реже, чем клинохлор) и в жилах альпийского типа в ассоциации с горным хрусталем и адуляром, иногда в виде «присыпки» на поверхности других кристаллов, выросших на стенках полых трещин. Распространен в Альпах в многочисленных жилах, на Северном Урале и в других местах.

ШАМОЗИТ — Fe42+Al[Si3AlO10][OH]8 . nH2O. Формула приближенная. Назван по месту нахождения — Шамуазон в кантоне Валлис (Швейцария).

Химический состав непостоянный (в %): FeO — 34,3–42,3, Fe2O3 — 0–6, Al2О — 13–20,1, SiO2 — 22,8–29, Н2O — 10–13. Примеси: MgO — до 4,4, иногда до 7 %, CaO — до 1,6 %, TiO2 — до 1,1 %.

Сингония моноклинная. Распространен обычно в виде оолитовых стяжений с концентрически-зональным строением. Наблюдается также в виде цемента между песчинками или сплошных скрытокристаллических или землистых масс.

Цвет шамозита зеленовато-темно-серый до черного. Непрозрачен. Черта светлая зеленовато-серая. Блеск обычно матовый или слабый стекловидный. Nm = 1,62–1,66. Твердость 3. Уд. вес 3,03–3,4.

Диагностические признаки. Макроскопически обычно можно предположить по оолитовому строению, темно-зеленому или черному цвету, зеленовато-серой черте.

П. п. тр. в окислительном пламени краснеет, в восстановительном сплавляется в черное магнитное стекло. В HCl легко разлагается с выделением студенистого кремнезема.

Происхождение и месторождения. Распространен в некоторых осадочных железорудных месторождениях различного возраста, преимущественно юрского. Судя по парагенезису с сульфидами железа, сидеритом, а также по закисной форме железа, шамозит образуется в условиях недостатка кислорода в прибрежных зонах морей. В современных морских осадках встречен не был.

При выветривании легко окисляется с образованием гидроокислов железа в виде бурых железняков, представляющих типичные железные шляпы в месторождениях шамозитов.

В России скопления шамозита установлены среди палеозойских и мезозойских осадков по восточному склону Урала (в Серовском, Алапаевском, Аятском и других районах), в ряде мест Северного Кавказа среди юрских отложений и в других местах.

Практическое значение. Залежи шамозита встречаются иногда в виде крупных пластовых тел и в этих случаях представляют промышленный интерес как руды железа.

ТЮРИНГИТ — Fe3,5(Al,Fe)1,5[Si2,5Al1,5O10] [ОН]6 . nН2О. Формула приближенная. Название дано по месту нахождения.

Химический состав непостоянный (в %): FeO — 19,8–39,3, Fe2O3 — 7,2–31,7, Al2О3 — 15,6–25,1, SiO2 — 19,4–28,8, Н2О — 4,6–13,2. Примеси: MgO (до 6 %), CaO (до 1,9 %), MnO (до 2,7 %), Р2О5 (до 1,2 %) и др.

Сингония моноклинная. Изредка встречается в виде мелких чешуек. Обычно же наблюдается в сплошных скрытокристаллических плотных или рыхлых массах.

Цвет тюрингита оливково-зеленый до зеленовато-черного. Черта зеленовато-серая. Блеск у явно чешуйчатых разностей перламутровый. Nm = 1,64–1,68.

Твердость 2–2,5. Спайность совершенная, очевидно, по {001}. Уд. вес 3,15–3,19.

Диагностические признаки. Характерными являются темно-зеленый цвет, бледно-зеленая черта, иногда перламутровый блеск (для чешуйчатых агрегатов). С уверенностью можно определить лишь на основании данных химического анализа.

П. п. тр. сплавляется в черное магнитное стекло. В HCl разлагается с выделением студенистого кремнезема.

Происхождение и месторождения. В больших массах встречается в некоторых слабометаморфизованных осадочных месторождениях железа. Нередко наблюдается в ассоциации с мелкими октаэдрами магнетита, иногда с более поздним сидеритом. Известны также случаи эндогенного происхождения этого минерала в процессе гидротермального изменения богатых железом горных пород.

Наиболее крупные месторождения тюрингита известны в Тюрингии (Германия): Шмидефельд и др. в виде пластов среди нижнесилурийских сланцев. Очень похожий на тюрингит минерал встречен в железорудном осадочном месторождении Караджал (Центральный Казахстан).

Практическое значение. Так же как и шамозит, в случае скопления в значительных массах может иметь промышленное значение как железная руда.

5. Группа серпентина — каолинита

В данной группе минералов, как и во многих других ранее рассмотренных группах, представлены гидросиликаты магния (никеля) и алюминия (железа), которые можно объединить в две подгруппы: а) серпентина; б) каолинита. Хотя в серпентине (магнезиальном гидросиликате) и устанавливается иногда в незначительных количествах содержание Al2О3 (до 5,68 %), a Fe2O3 почти постоянно достигает нескольких процентов и, в свою очередь, в каолините наряду с Al2О3 также присутствует в небольших количествах MgO, все же представители с промежуточным составом между ними в природе не пользуются распространением. Это обстоятельство оправдывает целесообразность разделения относящихся сюда минералов на две подгруппы.

Общей особенностью минералов как этой, так и двух последующих групп является то, что соединения, характеризующие их, чрезвычайно склонны к образованию коллоидальных веществ или скрыточешуйчатых агрегатов. Явнокристаллические образования крайне редки.

Подгруппа серпентина

В настоящее время за серпентином сохранен статус группового наименования. В первую очередь опишем минералы этой группы, облада­ющие ленточно-слоистой структурой и соответствующей морфологией; такие минералы могут быть отнесены к собственно серпентинам. Особое место в группе серпентина занимают минеральные виды с волокнистым строением — хризотилы, имеющие три полиморфные модификации, описываемые совместно. Кроме минералов группы серпентина здесь же рассмотрим сложную по составу группу магнезиально-глиноземистых гидросиликатов, известную под названием группы палыгорскита.

СЕРПЕНТИНЫ Mg3[Si2O5][OН]4 или 3MgO · 2SiO2 · 2H2O. От лат. serpentaria — змеевидный (серпентиновые породы иногда имеют некоторое сходство по пятнистому рисунку, особенно в полированных образцах, со змеиной кожей). Отсюда и русское название — змеевик, относящееся, правда, к горной породе — серпентиниту, состоящему почти сплошь из серпентина. Раньше употреблялось название офит (с греческого — змея); теперь это название, иногда измененное в серпофит, сохранилось за опаловидной скрытокристаллической, богатой водой разностью серпентина, обладающей восковым блеском и однородной окраской (бледно-зеленой, желтовато-белой, реже буровато-зеленой).

Химический состав. MgO — 43 %, SiO2 — 44,1 %, Н2О — 12,9 %. Соотношения компонентов несколько колеблются, особенно в разностях, аналогичных типичным коллоидам, более богатым водой (обычно 13–17 %). В виде примесей почти всегда присутствуют FeO, Fe2O3 и NiO.

По тонким особенностям кристаллической структуры, определяющим характер наложения слоев и ширину пакетов, выделяется несколько минеральных видов. Один из самых распространенных минеральных видов группы серпентина — моноклинной сингонии, несколько сходный с хлоритом по внешним характеристикам, носит название антигорита (по долине Антигорио близ Пьемонта в Италии). Другим полиморфом, также слоистой структуры, является тригональный лизардит (по городу Лизард в Англии). Уверенно различить эти минеральные виды без специальных исследований затруднительно, тем более что они нередко образуют тонкие смеси. Известны и смешаннослойные минералы, в которых чередуются в субмикронном масштабе слои серпентинового состава
и структуры со слоями талька или хлорита.

Кристаллическая структура. Кристаллическая структура всех серпентинов (в том числе хризотилов) в известной степени сходна с простой двухслойной структурой каолинита (см. рис. 342). Различие заключается прежде всего в том, что в серпентинах катионы сосредоточены в триоктаэдрических слоях в отличие от диоктаэдрических слоев в пакетах каолинита. Далее, слагающие структуру двухслойные пакеты характеризуются несоразмерностью триоктаэдрических «бруситовых» слоев с гексагональными сетками кремнекислородных тетраэдров. Такая несоразмерность порождает изгиб пакетов, который может сохранять направление кривизны в случае однообразной полярности в направлении вершин тетраэдров, как это происходит в хризотилах, структура которых оказывается подобной трубкам или рулонам (рис. 339а). В слоистых же серпентинах полярность сеток периодически
(в пространстве) меняется на обратную, так что в структурах чередуются полосы, составленные пакетами с разнонаправленными вершинами тетраэдров, размещаемых поочередно по разные стороны триоктаэдрического катионного слоя (рис. 339б).

Рис. 339. Несоразмерность октаэдрической (белая полоса) и тетраэдрической
(черные треугольники) сеток в структурах минералов
группы серпентина: а — хризотил; б — антигорит

Агрегаты. Обычно распространен в плотных массах, часто смятых, со следами скольжения, иногда с тончайшими прожилками хризотил-асбестов или прожилками офита. В антигоритовых серпентинитах нередко наблюдается на глаз пластинчатое строение. Для лизардита более характерны скрытокристаллические разности (офит), однако в большинстве агрегатов серпентина присутствуют оба минерала в различных соотношениях.

Цвет темно-зеленый в тонких осколках, бутылочно-зеленый различных оттенков до зеленовато-черного, иногда и буровато-зеленый. Офит часто имеет бледную оливково-зеленую окраску с желтым оттенком. Антигорит — бледно зеленый, нередко серый, иногда со слабым синеватым оттенком. Для разновидности, называемой баститом, которая образует псевдоморфозы по ортопироксену (бронзиту), свойственно сохранение бронзового отлива. Блеск стеклянный, жирный, у офита восковой.

Твердость обычного лизардита 2,5–3, антигорита — до 3,5, офита — 2. Спайность наблюдается только у более крупнопластинчатых разностей антигорита: по {001} совершенная и менее совершенная по {010}. Отщепляемые листочки ломки. Уд. вес 2,5–2,7.

Диагностические признаки. Макроскопически серпентиновые массы узнаются сравнительно легко по характерным темно-зеленым оттенкам, невысокой твердости, зеркалам скольжения, жирному блеску в изломе и т. д. Антигоритовые серпентиниты обладают характерными серыми оттенками, исключительной вязкостью, ощущаемой при обработке образцов молотком, более высокой твердостью по сравнению с обычными серпентинитами.

П. п. тр. с трудом оплавляются по краям. Разлагаются в HCl и H2SO4. В закрытой трубке выделяют много воды.

Происхождение и месторождения. Серпентины играют важную породообразущую роль, слагая практически мономинеральные массы — серпентиниты. Серпентиниты образуются в процессе гидротермального изменения ультраосновных, главным образом оливинсодержащих, пород (дунитов, перидотитов и др.). Легче всех замещению серпентином подвергаются оливин и энстатит, затем диопсид, роговые обманки и др.

На перечислении месторождений останавливаться не будем. Укажем лишь, что серпентинитовые массивы широко распространены на всем протяжении Урала, на Северном Кавказе, в Корякии и в ряде мест Армении и Казахстана.

В процессе выветривания серпентинизированные породы постепенно карбонатизируются и разлагаются, особенно сильно в условиях субтропического и тропического климата. При этом в виде остаточных продуктов на поверхности накапливаются землистые гидроокислы железа. Магнезия, связываясь с углекислотой воздуха, в виде бикарбонатов уходит в нижние горизонты зоны окисления. Кремнезем переходит в коллоидный раствор и выделяется в виде опала, нередко замещающего коренные породы. Точно так же никель в виде гидросиликатов подвергается некоторому переносу и отлагается в более низких горизонтах.

Практическое значение. Плотные, красиво окрашенные разности серпентинита иногда употребляются в качестве облицовочного поделочного камня, пригодного для изготовления разных изделий (шкатулок, пепельниц, чернильных приборов и т. д.). Более бедные кремнеземом разности (серпентинизированные дуниты) с небольшими добавками магнезита могут служить сырьем для изготовления высокосортных огнеупорных форстеритовых кирпичей для черной металлургии. Может являться сырьем также для химической промышленности при получении соединений магния.

НЕПУИТ — (Ni,Mg)3[Si2O5][OН]4 или 3(Ni,Mg)O · 2SiO2 · 2H2O. Название дано по месту нахождения — г. Непуи (в Новой Каледонии). Синонимы: никелевый серпентин и ревдинскит, первоначально употреблявшийся лишь в отношении богатой примесями скрытокристаллической разности (также по месту нахождения: в Ревдинском районе на Среднем Урале (1867)).

Позднее, в 1908 г., была открыта явнокристаллическая разность этого же состава.

Химический состав аналогичен составу лизардита, с той лишь разницей, что в непуите содержится в гораздо более значительных количествах NiO, преобладая над MgO. Образует непрерывный изоморфный ряд до лизардита. Непуит способен давать смешаннослойные образования с участием талькоподобных слоев, именно к этому типу агрегатов следует относить такие переходные разновидности, как ревдинскит и гарниерит; для по­следнего характерно образование тонкодисперсных смесей с галлуазитом, что приводит к заметным содержаниям Al2O3.

Сингония моноклинная. Кристаллическая структура аналогична структуре лизардита. Облик кристаллов. Непуит встречается в мелких червеобразных кристаллах (как каолинит). Чаще распространен в виде чешуйчатых агрегатов. Ревдинскит наблюдается в скрытокристалличе­ских плотных порошковатых и землистых массах. Гарниерит образует колломорфные растрескивающиеся выделения, скорлуповатые корки, конкреции, сталактитоподобные и землистые агрегаты. Конкреции обычно бывают разбиты на мелкие обломки.

Цвет от бледно-зеленого с голубоватым оттенком (цвет бирюзы) до густо-зеленого или серовато-зеленого с желтоватым оттенком. Смешаннослойные и скрытокристаллические разности поражают разнообразием своей окраски. Нередко цвет постепенно меняется даже в одном и том же образце.

Блеск кристаллических разностей перламутровый (на плоскостях спайности), а у коллоидных разностей — жирный, восковой, матовый. Для разности с отношением Ni : Mg = 3 : 7 показатели преломления: Ng = Nm = 1,56, Nр = 1,53.

Твердость 2–2,5. Спайность совершенная по {001}. Уд. вес 2,5–3,2 (зависит от содержания никеля).

Диагностические признаки. Непуит макроскопически узнается по чешуйчатым и мелкопластинчатым хлоритоподобным агрегатам, име­ющим обычно бледную голубовато-зеленую окраску. Для ревдинскита и гарниерита характерны фарфоровидные, землистые и колломорфные выделения пестрой окраски в различных тонах зеленого цвета. Гарниерит, подобно галлуазиту, полируется ногтем, но не царапается.

П. п. тр. не плавится или плавится с трудом. При прокаливании на угле в окислительном пламени буреет, в восстановительном становится бархатно-бурым. В закрытой трубке выделяет много воды. В горячей HCl разлагается с выделением слизистого кремнезема. Реакция на никель с диметил-глиоксимом, а также перл буры весьма характерны.

Происхождение и месторождения. Непуит встречается исключительно в коре выветривания массивов ультраосновных изверженных пород, содержащих бедные никелем силикаты магния (оливин, энстатит, серпентин и др.). Наблюдались случаи псевдоморфоза непуита по обломкам серпентинита с сохранением его текстурных особенностей. Это говорит о том, что непуит образуется метасоматически путем вытеснения никелем магния из кристаллической решетки. Источником никеля, очевидно, являются просачивающиеся воды, несущие этот элемент в виде каких-то соединений, образующихся в верхних частях коры выветривания в процессе распада первичных минералов ультраосновных пород. Гарниерит в коре выветривания серпентинитов встречается в более высоких горизонтах, чем бедные никелем магнезиальные гидросиликаты. Выделяется, по-видимому, в слабощелочных или нейтральных средах. В ассоциации с ним почти постоянно встречается кварц экзогенного происхождения, выделяющийся в виде жилок в трещинках усыхания. В воздушно-сухих условиях способен терять часть воды, растрескиваться и переходить в землистые массы.

Непуит (ревдинскит) совместно с гарниеритом встречается в довольно значительных количествах в Ревдинском и Уфалейском районах (Ср. Урал) в Петровском, Тюленевском, Ново-Черемшанском, Голендухинском и других месторождениях гипергенных силикатно-никелевых руд. Здесь минералы этого ряда широко развиты в приконтактных впадинах в виде покрова на поверхности мраморов или конкреций в галлуазитовых глинах по соседству с подвергавшимися выветриванию в древнее время серпентинитовыми массивами. Кристаллические разности непуита были обнаружены главным образом в делювии серпентинитов, заполняющих карстовые впадины среди известняков на границе с массивами ультраосновных пород (в Тюленевском месторождении). Установлен также в Халиловских и Аккермановском месторождениях, в том числе в составе скрытокристаллических гарниеритовых выделений (Южный Урал). Гарниерит впервые был установлен в Новой Каледонии около Нумеа. Силикатные никелевые руды, как и на Урале, здесь залегают под железистыми остаточными продуктами выветривания серпентинитовых массивов.

Практическое значение. Непуит как в чистом виде, так и в составе смешаннослойных гидросиликатов никеля находится в важных в промышленном отношении никелевых рудах.

ХРИЗОТИЛЫ — Mg3[Si2O5][OН]4. От греч. хризос — золото, тилос — волокно. Минерал иногда действительно имеет золотистый отлив. Обычно называют асбестом или хризотил-асбестом в отличие от амфиболовых асбестов. Выделяются следующие минеральные виды: клинохризотил, орто­хризотил и парахризотил, различающиеся лишь геометрическими особенностями структуры.

Химический состав такой же, как серпентина: MgO — 43 %, SiO2 — 44,1 %, Н2О — 12,9 %.

Сингония самой распространенной полиморфной модификации — клино­хризотила — моноклинная; призматический в. с. Пр. гр. С2/m(С 32h). а0 = 14,46; b0 = 18,5; с0 = 5,33; β = 93°16′. Агрегаты. На фоне сплошной массы серпентина асбест отчетливо выделяется в виде прожилков (рис. 340), в которых волокна асбеста ориентированы обычно перпендикулярно к стенкам. Длина волокон колеблется от десятых долей миллиметра до 20–25 мм, иногда до 50 мм, изредка достигая 160 мм.

Рис. 340. Хризотиласбест в параллельноволокнистых
агрегатах по трещинам в антигорите

Цвет хризотил-асбеста зеленовато-желтый с золотистым отливом, иногда белый, редко бурый, в распущенном виде — снежно-белый. Блеск шелковистый.

Твердость 2–3. Расщепляется на тончайшие эластичные, очень прочные волокна до 0,0001 мм толщины и меньше (т. е. поперечные размеры их достигают величины дисперсных фаз в коллоидах). Прочие свойства. Обладают огнестойкостью и щелочеупорностью. Плохой проводник тепла, электричества и звука.

Диагностические признаки. Узнается легко по параллельно-волокнистому строению и эластичности отдельных волокон. От амфиболовых асбестов отличим по оптическим свойствам (двупреломлению) и по отношению к кислотам.

П. п. тр. не плавится, белеет. В HCl, в отличие от амфиболовых асбестов, растворяется, оставляя волокнистый скелет кремнезема. Разлага­ющее действие оказывает также морская вода.

Происхождение и месторождения. Общие условия образования те же, что и серпентина, т. е. главным образом в связи с гидротермальным изменением богатых магнезией ультраосновных пород. Однако хризотил-асбест встречается несравненно реже обычных серпентиновых масс, что указывает на несколько особые условия его образования.

Хризотил-асбест наблюдается среди жилообразных полос или неправильной формы участков сплошного серпентина, отличающегося по внешнему виду от вмещающих серпентинизированных пород. Механизм образования хризотил-асбеста еще не совсем ясен. По всей вероятности, сплошные массы серпентина в момент образования представляли собой гель, в котором в процессе усыхания при сокращении массы могли возникать трещины разрыва. В этих трещинах по мере расхождения их стенок и могли образоваться тонковолокнистые массы со строго параллельной ориентировкой волокон по направлению растяжения, независимо от того, возникла ли одна прямая трещина или одновременно целая серия более мелких трещин. Строго параллельную волокнистость можно сравнить с тем явлением, которое возникает в каучуковом клее при попытке слегка отогнуть свежеприклеенную пластину (молекулы каучука приобретают явно ориентированное волокнистое направление и характерный шелковистый блеск). В таком случае питающей средой для растущих волокон хризотил-асбеста должна была являться сама вмеща­ющая серпентиновая скрытокристаллическая масса.

В России Баженовское месторождение хризотил-асбеста (г. Асбест, к северо-востоку от Екатеринбурга) представлено асбестоносными серпентинитами среди перидотитов в виде сети переплетающихся полос, вытянутых в меридиональном направлении на несколько километров. В том же направлении следуют жилы диорит-аплитов и кварцевых порфиров, в контакте с которыми серпентиниты сильно смяты, оталькованы и хлоритизированы. В парагенезисе с хризотил-асбестовыми жилами
и прожилками находятся сплошной серпентин, офит, иногда карбонаты, тальк, брусит и др. Этого же типа месторождения известны в Алапаев­ском, Режевском, Красноуральском и других районах Урала, а также в серпентинитовом поясе Восточных и Западных Саян. Крупное месторождение Ак-Довурак, расположенное в Туве, также является аналогом Баженовского мемторождения.

За рубежом следует отметить крупные месторождение хризотил-асбеста Асбестос в провинции Квебек в Канаде, затем издавна известное, еще со времен Плутарха, месторождение на о. Кипр в Средиземном море и месторождение Шабани в Зимбабве.

Практическое значение. Асбест своими необычайными свойствами обратил на себя внимание человека еще в глубокой древности. По-видимому, из асбеста давно уже научились делать пряжу и ткани.

Асбест используется в различных отраслях промышленности. Из асбестового волокна длиной больше 8 мм в текстильной промышленности машинным способом изготовляют ткани для огнестойких костюмов, театральных занавесов, различных фильтров и всевозможных асборезиновых изделий. Короткое волокно (2–8 мм) в виде примеси (до 15 %) к цементу идет на изготовление легких и прочных огнестойких кровельных материалов (шифер), асбоцементных труб. Мелкое волокно используется для теплоизоляционных прокладок (асбестита и пр.), огнестойких красок, обмазки паровых котлов и т. д. Отходы обогатительных фабрик могут быть использованы в химической промышленности и в сельском хозяйстве
в качестве удобрения для некоторых культур (например, свекловицы).

ПАЛЫГОРСКИТ — (Mg5-3x-nAl2x)5-n-x[Si8O20](Н2О)4(ОH)2 . Can(Н2О)4. Название по местонахождению в Палыгорском месторождении в окр. Перми.

Палыгорскит является соединением включения, поэтому его состав — переменный: в полостях структуры, кроме цеолитной воды, может содержаться некоторое количество кальция (до 8 % CaO). Магний в катионных позициях обычно в известной степени замещается алюминием (переменный коэффициент x в формуле достигает 0,5), поэтому для палыгорскита характерно присутствие заметных количеств Al2О3. Бедные глиноземом образцы по составу приближаются к другому минеральному виду близкого строения — к сепиолиту Mg4[Si6O15](ОH)2 . 6Н2О и представляют собой, по всей вероятности, смеси двух этих минералов. Часть Al, кроме того, замещается Fe3+.

Сингония. Представлен двумя политипами: наиболее распространенным моноклинным (пр. гр. P2/m(C 12h)) и ромбическим. Кристаллическая структура весьма своеобразная — блочно-слоистая, с наличием полых каналов. Основными деталями структуры являются талькоподобные трехслойные пакеты с тем лишь отличием, что полярность активных кислородных вершин непрерывных тетраэдрических сеток периодически меняется таким
образом, что октаэдрический катионный слой всякий раз испытывает «разрыв» и вслед за активными вершинами тетраэдров «перескакивает» на другую сторону тетраэдрической сетки. Участки с октаэдрически координированными катионами сформированы, таким образом, в виде лент (рядов), попеременно зажатых между различными парами тетраэдрических сеток, благодаря чему создаются протяженные блоки. На краях рядов, «вырезанных» из бруситового слоя, роль кислорода выполняется молекулами кристаллизационной воды (рис. 341).

Рис. 341. Кристаллическая структура палыгорскита.
В каналах присутствуют катионы включения (крупные шары)
и цеолитная вода (черные шарики), кристаллизационная вода
обозначена белыми шариками

Рядное (блочное) строение в сочетании с непрерывностью анионной сетки из тетраэдров SiO4 повышает прочность структуры, устраняя наличие бесконечных, как у талька, слабосвязанных слоев, и придает структуре общий ленточно-трубчатый характер. Небольшой отрицательный заряд, приобретаемый блоками из-за пропусков некоторых октаэдров в бруситовом октаэдрическом слое, компенсируется ионами кальция, находящимися в каналах структуры.

Агрегаты. Для всех минералов весьма характерны спутанно-волокнистое строение, устанавливаемое иногда под микроскопом, а также оригинальные физические свойства, нашедшие свое отражение в таких старых названиях, как горная кожа, горная пробка, горное дерево (похожи на обломки сухой разложившейся древесины), горное мясо и др. Вследствие высокой пористости эти вещества обладают очень малым объемным весом и легко плавают на воде.

Цвет белый, иногда с желтоватым оттенком, или серый с желтоватым или буроватым оттенком. Nm около 1,55. Твердость 2–2,5. Отщепленные тонкие плоские куски при деформации легко гнутся. Уд. вес 2,1–2,3. В сухом состоянии поглощает много воды.

П. п. тр. плавится в пузыристое молочное стекло. В горячей H2SO4 разлагается с выделением скелета SiO2. При нагревании до 220 °C постепенно теряет Н2О (до 15 %), затем отдача воды прекращается и вновь наступает в интервале 370–410 °C (последние 5–6 %).

Встречается сравнительно редко. Образуется чаще всего при выветривании относительно богатых магнезией горных пород, часто в трещинах наподобие плотных листов картона. В виде гнезд и неправильных пластообразных залежей образуется и в осадочных горных породах.

Если устанавливается в значительных массах, то может найти применение как тепло- и звукоизоляционный материал в строительном деле для перегородок и других целей.

У нас в относительно больших количествах встречается по берегам рек в ряде мест Средне-Волжского края, Нижегородской области, Татарской Республики (Тетюшинский район), на Северном Кавказе по притокам р. Малки, в Западной Сибири (в Кузнецком Алатау) и в других местах. Известен на Украине (Коростеньский, Бердичевский и другие районы), в Крыму (д. Курцы в Симферопольском районе).

Подгруппа каолинита

Сюда отнесены три полиморфные моноклинные модификации одного и того же вещества, которые с химической точки зрения можно рассматривать как основной силикат алюминия. Фазовые взаимоотношения между этими тремя по сути политипами — каолинитом, накритом и диккитом — до конца не выяснены, поэтому неясно, следует ли их считать минеральными видами, как это обычно делается, или разновидностями. Так или иначе, но к этим минералам нередко применяется обобщающий термин — кандиты, сформированный из начальных букв их названий. Кроме того, здесь рассматривается весьма близкий по строению галлуазит, представляющий собой по сути гидратированный каолинит.

КАОЛИНИТ — Al4[Si4O10][ОН]8 или Al2O3 · 2SiO2 · 2H2O. Старинное название этого минерала пришло от китайцев: кау-линг — высокая гора (так называлось месторождение каолина). Среди минералов данной подгруппы пользуется преобладающим распространением. Является главной составной частью большинства глин.

Химический состав. Al2О3 — 39,5 %, SiO2 — 46,5 %, Н2О — 14 %. Содержания отдельных компонентов несколько колеблются. Из примесей в незначительных количествах устанавливаются: Fe2O3, MgO, CaO, Na2O, K2O, BaO, SiO и др.

Сингония триклинная; пинакоидальный в. с. С. Пр. гр. P1–(C2i). а0 = 5,14; b0 = 8,90; с0 = 14,45; β = 100°12′. Кристаллическая структура. Как и в других слюдообразных минералах, кремнекислородные тетраэдры (алюминий в них не участвует) тремя вершинами связаны в слой обычной шестиугольной сетки. Каждая четвертая вершинка, занятая кислородом, принимает участие в строении одной из сторон катионного «гиббситового», т. е. диоктаэдриче­ского, слоя (рис. 342б). В таких двухслойных пакетах общий отрицательный заряд комплексного аниона и гидроксильных анионов компенсируется почти полностью положительным зарядом катионов Al. Как показано на рисунке 343, на контакте каждого слоистого пакета со следующим, с одной стороны, располагаются гидроксильные группы, а с другой — ионы кислорода следующего тетраэдрического слоя. Подобным строением кристаллов каолинита просто объясняются весьма совершенная базальная спайность и легкая расщепляемость на тонкие пластинки минералов этой группы.

Рис. 342. Схема кристаллической структуры каолинита (б)
в сравнении со структурой мусковита (а)

Рис. 343. Расположение и число ионов
в отдельных слоях структуры каолинита

Облик кристаллов. Более или менее хорошо образованные пластинчатые кристаллы исключительно редки и малы по размерам (до 1 мм). Под электронным микроскопом устанавливаются гексагонального облика пластинки микронных размеров, иногда наблюдаются обломки изогнутых столбчатых кристаллических образований, по виду напоминающих дождевых червей. Отдельные чешуйки и пластинки обладают гексагональным, реже ромбическим или тригональным обликом. Агрегаты рыхлые, чешуйчатые или плотные тонкозернистые; иногда встречается в виде натечных форм.

Цвет. Отдельные чешуйки и пластинки бесцветны. Сплошные массы — белого цвета, нередко с желтым, буроватым, красноватым, иногда зеленоватым или голубоватым оттенком. Блеск отдельных чешуек и пластинок перламутровый, сплошных масс — матовый. Ng = 1,566, Nm = 1,565 и Np = 1,560.

Твердость около 1. Отдельные чешуйки гибки, но не обладают упругостью. В сухом состоянии землистые массы кажутся тощими на ощупь. Спайность весьма совершенная по {001}. Устанавливаются также направления спайности, параллельные шестилучевым фигурам удара. Уд. вес 2,58–2,6.

Диагностические признаки. Каолинит в сплошных землистых массах легко растирается между пальцами, в сухом виде жадно поглощает воду, в мокром состоянии дает необычайно пластичное тесто. Тонкокристаллические разности в соответствующих препаратах под микроскопом узнаются по форме чешуек и оптическим константам. Скрытокристаллические массы приблизительно могут быть определены по показателям преломления, а более точно — по рентгенометрическим данным, кривым нагревания и другими методами.

П. п. тр. не плавится. HCl и HNO3 почти не действуют. В H2SO4, особенно при нагревании, разлагается сравнительно легко. Прокаленный до температуры 500 °С, полностью разлагается в HCl. Белые разности, свободные от гидроокислов железа, после прокаливания с азотнокислым кобальтом принимают красивый синий цвет (присутствие Al).

Происхождение и месторождения. В главной массе образуется в условиях выветривания изверженных и метаморфических горных пород, богатых алюмосиликатами (полевыми шпатами, слюдами, цеолитами): гранитов, гнейсов, кварцевых порфиров и т. п. Этот процесс образования каолинита происходит под влиянием Н2О и СО2. Щелочи при этом вместе с частью SiO2 и щелочных земель в виде карбонатов выносятся, а кварц и другие химически стойкие минералы остаются в качестве включений в глинистой массе, носящей название каолина или каолиновой глины. Нередко накапливающиеся таким путем массы каолина подвергаются размыву и переотлагаются вдали от места своего образования в застойных бассейнах в виде пластов тонкодисперсных илистых осадков, освобожденных от грубых включений посторонних минералов.

Явления каолинизации также происходят в условиях низкотемпературных гидротермальных процессов при воздействии, очевидно, кислых вод, содержащих главным образом CO2, на те же алюмосиликаты и силикаты алюминия, не содержащие щелочей. Этот процесс, по существу, приводит к образованию псевдоморфоз каолинита по тем или иным минералам с сохранением их внешних форм или очертаний. Таковы, например, псевдоморфозы каолинита по полевым шпатам, мусковиту, топазу, скаполитам, лейциту, андалузиту, пирофиллиту и т. д.

При процессах регионального метаморфизма в условиях высоких температур глины переходят в плотные глинистые сланцы (аргиллиты и филлиты). Выше 300 °С каолинит полностью разрушается, превращаясь при наличии щелочей в серицит, слюды, полевые шпаты и пр., а при отсутствии их — в силикаты алюминия: андалузит, силлиманит, кианит, гранаты и другие минералы, слагающие кристаллические сланцы.

Из весьма многочисленных месторождений отметим только некоторые. На Урале большое число первичных и вторичных месторождений, преимущественно огнеупорных каолинов, распространено главным образом по восточному склону в Екатеринбургской и Челябинской областях: Курьинское, Троицко-Байновское, Еленовское и др. Огнеупорные глины, связанные с озерными и болотными углистыми осадками, распространены также в Подмосковном угольном бассейне.

Большое количество месторождений каолина распространено на территории Украины, в зонах выветривания выходов массивно-кристаллических пород Южно-Русского щита (гранитов, гнейсов, сиенитов и др.). Главнейшими из них являются Глуховецкое, Турбовское и Райковское (Винницкая область), Белая Балка и Часов-Ярское (Донецкая область) и др.

В числе иностранных месторождений укажем на крупнейшие месторождения первичного каолина в Корнуолле и Девоншире (Англия); около Карловых Вар (Чехия); в ряде мест Баварии и Саксонии (саксонский и баварский фарфор); около Лиможа во Франции (севрский и лиможский фарфор); особо высокого качества каолин известен в Китае на горе Кау-линг, около Яучау-Фу в провинции Цзянси и в других местах.

Практическое значение. Каолин находит применение во многих отраслях промышленности. В зависимости от количества посторонних примесей он используется либо в сыром виде, т. е. без предварительного обогащения, либо после отмучивания на специальных установках.

1. Главнейшим и старейшим потребителем является керамическая промышленность. Каолин, свободный от примесей окислов железа, применяется главным образом в тонкой керамике при производстве фарфора и фаянса. Для этой цели используются пластические свойства, способность давать с водой устойчивые суспензии, а главное — свойство превращаться в результате обжига в твердый прочный камнеподобный материал, не размокающий в воде и устойчивый при низких и повышенных температурах. Огнеупорные глины, обладающие высокой температурой плавления (не ниже 1580 °С), часто содержащие гидраты свободного глинозема, находят основное применение в металлургии в виде шамотового кирпича, пробок, трубок, воронок и т. д. На изготовление глиняных горшков, черепиц, труб и т. п. употребляются низкосортные спекающиеся каолиновые глины, носящие название терракотовых черепичных, кирпичных и пр.

2. В строительном деле глины как водозадерживающий материал применяются в качестве защитного слоя под полами подвальных помещений, при возведении водохранилищных плотин, в производстве саманных кирпичей, для изготовления глинитцемента и т. д.

3. В бумажной промышленности каолин применяется в качестве наполнителя и аппретуры с целью придания бумаге более гладкой поверхности, повышенной плотности и т. д. В некоторых сортах бумаги содержание каолина достигает 40 %.

4. В прочих производствах каолинитовые массы используются при изготовлении клеенок, линолеума, смесей с олифой и другими веществами, карандашей, красок, в частности ультрамарина (в смеси с кремнеземом, содой, серой и органическими веществами), для получения окиси алюминия и т. д. Следует также упомянуть о том, что в виде так называемых глинистых растворов (устойчивых суспензий) тонкодисперсные глины используются при проходке разведочных буровых скважин на нефть, соли и целый ряд рыхлых полезных ископаемых в целях заиливания (заполнения мелких пустот в трещиноватых боковых породах) и тем самым предотвращения обрушения стенок скважин, а также для более легкого извлечения вместе с буровой жидкостью измельченных обломков руд (благодаря глинистому наполнителю удельный вес жидкости повышается).

ДИККИТ — Al4[Si4O10][OH]8. Сингония моноклинная. До рентгенометрических исследований относился к каолиниту. Назван по фамилии Дика, описавшего первую находку этого минерала под названием «каолинит» в 1888 г.

По кристаллической структуре сходен с каолинитом. Имеются те же непрерывные слои гексагонально-кольцевого строения, но в отличие от каолинита в каждом вышележащем слое гексагоны имеют другую ориентировку, совпадая лишь через один слой, что увеличивает период по оси с. Пр. гр. Cc(C4s). a0 = 5,14; b0 = 8,94; с0 = 14,42; β = 96°50′. Диккит нередко встречается в более или менее хорошо образованных прозрачных пластинчатых кристалликах гексагонального облика до десятых долей миллиметра в диаметре. Способность к лучшей кристаллизации диккита объясняют более симметричным расположением в его структуре ионов ОН по отношению к ионам O, чем в структуре каолинита.

Бесцветный, белый в порошкообразных массах, иногда с буроватым, желтоватым или зеленоватым оттенком. Блеск перламутровый. Ng = 1,566, Nm = 1,562 и Np = 1,560. Твердость около 1. Спайность совершенная по {001}. Уд. вес 2,589 (теоретический). Обезвоживается при температуре 540 °С.

Встречается чаще всего как низкотемпературный гидротермальный минерал, нередко в ассоциации с сульфидами, доломитом, флюоритом и др., в виде кристаллических корок в друзовых пустотах. Наблюдался также в халцедоновых жеодах.

В России отмечен в Приморье, в Дальнегорском скарново-полиметаллическом месторождении в качестве одного из позднейших минералов гидротермальных жил. В значительных массах был найден в Центральном Казахстане, а именно в Кара-Чеку (в 150 км к югу от Каркаралинска) в районе гидротермально измененных лаво- и туфобрекчий порфиров. Здесь встречена чисто диккитовая (слюдистая) вязкая порода. Любопытно, что образование диккита происходит вслед за серицитизацией полевых шпатов. Размер чешуек диккита достигает 0,1 мм, а в сплошной породе — 0,5 мм.

НАКРИТ — Al4[Si4O10][OH]g. Сингония моноклинная. Кристаллическая структура отличается от структуры каолинита меньшим смещением слоистых пакетов относительно друг друга. Пр. гр. Cc(C4s). a0 = 5,16; b0 = 8,93: c0 = 28,66; β = 91°43′. Встречается в более крупных пластинчатых кристаллах (до 5 мм в диаметре) гексагонального облика. Наблюдается также в радиально-пластинчатых агрегатах и в плотных или тонкочешуйчатых массах.

Цвет. Бесцветный или белый с желтоватым оттенком. Блеск перламутровый. Ng = 1,563, Nm = 1,562, Np = 1,557. Твердость около 2. Спайность весьма совершенная по {001}. Уд. вес 2,627.

Образуется накрит как в экзогенных, так и в эндогенных условиях, по-видимому, в кислых средах. Встречается в ряде месторождений Рудных гор (Саксония), в частности в Бранде в виде радиально расположенных групп пластинчатых кристаллов вокруг галенита, в Сан-Питерс Дом в Колорадо (США) со слюдой и криолитом.

ГАЛЛУАЗИТ — Al4[Si4O10][OH]8 · 4H2O 2 или Al2O3 · 2SiO2 · 4H2O.

Химический состав. Al2О3 — 34,7 %, SiO2 — 40,8 %, Н2О — 24,5 %. Половина количества воды представлена в минерале в виде гидроксила, остальная — в виде молекул Н2О. Количество молекулярной воды непостоянно (меньше, чем 4Н2О); в зависимости от чего колеблются содержания и остальных компонентов. В качестве примесей в незначительных количествах часто присутствуют: Fe2O3, Cr2O3, MgO, FeO, иногда NiO, CuO, ZnO.

Сингония моноклинная; диэдрический безосный в. с. Р. Пр. гр. Cm(C3s). a0 = 520; b0 = 8,92, c0 = 10,25; β = 100°. Встречается в виде гелеподобных полуматовых масс с плоскораковистым изломом. Характерно, что тонко диспергированные частички галлуазита на фотографиях, полученных с помощью электронного микроскопа при очень больших увеличениях, имеют рулонообразную форму (рис. 344) в отличие от пластинчатых частичек каолинита.

Рис. 344. Рулонообразные кристаллы галлуазита
(по фотографии в электронном микроскопе)

Цвет галлуазита белый, часто с различными оттенками: желтоватым, буроватым, красноватым, голубоватым, зеленоватым. Внешняя оболочка нередко железистая. Блеск у свежих фарфоровидных разностей восковой, пористые и рыхлые разности матовые. Средний показатель преломления варьирует от 1,547 до 1,550 (увеличивается по мере уменьшения Н2О).

Твердость 1–2. Хрупок. Легко полируется при трении ногтем. Рыхлые разности на ощупь часто талькоподобны. Плотные разности по высыхании на воздухе растрескиваются, распадаясь на мелкие угловатые обломки с плоскораковистым изломом (явление, весьма характерное для всех минералов группы галлуазита). Уд. вес колеблется в зависимости от содержания Н2О от 2 до 2,2.

Диагностические признаки. Рыхлые разности галлуазита по внешним признакам неотличимы от таких же разностей каолинита. Практически у них аналогичны и кривые нагревания. Зато они существенно отличаются от каолинита по содержанию воды, оптическим константам, а также по поведению кривых обезвоживания, особенно в начальных стадиях. Характерны также низкая твердость, способность полироваться ногтем и низкий удельный вес. Любопытно, что после обезвоживания (хотя бы и частичного) вновь поглощения воды не происходит; это существенно отличает галлуазит от минералов группы гидрослюд. Высушенные массы обладают относительно повышенной твердостью и плоскораковистым изломом. Характерно также, что при обезвоживании они распадаются на множество мелких остроугольных обломков.

П. п. тр. не плавится. В закрытой трубке выделяет весьма значительное количество воды. В кислотах и щелочах частично разлагается, особенно при подогревании. В воде постепенно распадается на кусочки, не разбухая. В сухом виде прилипает к языку.

Происхождение и месторождения. Галлуазит является типичным экзогенным минералом и встречается главным образом в коре выветривания горных пород (габбро, диабазов, порфиритов и др.) и некоторых рудных месторождений никеля, меди и цинка. Обычно он образует небольшие линзообразные массы и стяжения, нередко в ассоциации с другими минералами этой группы, а также с алунитом, иногда диаспорой, монтмориллонитом и др.

Встречается также в карстовых впадинах среди известняков и, наконец, в кислых почвах, богатых органическими кислотами.

Галлуазит довольно широко распространен в коре выветривания многих месторождений никелевых гидросиликатов Южного Урала: Айдырлинском, Халиловском и др. Обычно он бывает загрязнен различными химическими и механическими примесями. Установлен в Журавлинском месторождении на р. Чусовой (Урал) в карстовой впадине вместе с алунитом и гиббситом на границе известняков и бурых глин, в Минусинском районе Хакасии и других местах. За границей впервые был установлен в Бельгии, в районе старых железных и цинковых рудников на известняках Англер близ Льежа.

Самостоятельного практического значения не имеет.

6. Группа аллофана

Вслед за предыдущей группой целесообразно рассмотреть действительно аморфные стекловидные или смоловидные, часто прозрачные минералоиды (подобные минералам образования, лишь в силу традиции остающиеся среди объектов минералогии вопреки определению понятия «минерал») изменчивого химического состава. Они состоят главным образом из Al2О3, SiO2 и Н2О. Систематика их пока еще не может быть разработана. Поэтому мы здесь дадим лишь общее описание свойств этих минералов под собирательным названием «аллофан».

АЛЛОФАН — mAl2O3 · nSiO2 · pH2O. От греч. аллофанес — оказыва­ющийся другим (минерал по голубоватому или зеленоватому оттенку часто ошибочно принимали за медную руду).

Химический состав. Минералы этой группы не представляют химических соединений, а являются типичными твердыми псевдорастворами. Согласно полным имеющимся анализам, содержание Al2О3 колеблется в пределах 23,5–41,6 %, SiO2 — 21,4–39,1 %, Н2О — 39–43,9 %. Кроме того, часто устанавливаются следующие компоненты (в %): Fe2O3 (до 0,8) (встречаются и богатые железом разности), MgO (до 0,3), CaO (2 и больше), K2O+Na2O (до 0,3), CuO (1,6 и больше), ZnO (до 4), СО (до 1,2), Р2О5 (до 1,3), SO3 (до 0,2).

Внешний вид. Типичные стеклоподобные массы с кривыми или раковистыми поверхностями разлома. Встречаются также в виде корок с гладкой почковидной поверхностью, изредка в порошковидных белых массах. Рентгенометрические исследования не обнаруживают кристаллического строения вещества.

Цвет чаще всего бледно-голубой, зеленовато-желтый, реже густо-зеленый, бурый, нередко бесцветный. Прозрачный или просвечивает. Блеск стеклянный, жирный. N = 1,47–1,51.

Твердость около 3. Очень хрупкий. Уд. вес 1,85–1,89.

Диагностические признаки. Характерными свойствами являются стекловидность, прозрачность или полупрозрачность и низкая твердость (отличие от прозрачных разностей опала). Благодаря тому что они аморф­ны, оптически изотропны и не различаются по показателям преломления, точная диагностика может быть осуществлена только с помощью химического анализа. Довольно характерна и кривая нагревания, но в частично раскристаллизованных аллофанах кристаллическую фазу можно определить лишь рентгенометрическим путем (чаще устанавливаются признаки кристаллической фазы галлуазита).

П. п. тр. рассыпаются, но не плавятся. Порошок с раствором азотнокислого кобальта принимает красивую синюю окраску (Al). В HCl разлагаются с образованием студенистого кремнезема.

Происхождение и месторождения. Аллофаны встречаются исключительно как экзогенные образования. Часто они наблюдаются в трещинах и пустотах в зонах окисления рудных месторождений и горных пород. Известны, например, находки в пустотах среди мергелей, в месторождениях глин, углей, бурых железняков, свинцово-цинковых, медных и прочих руд. Нередко ассоциируют с галлуазитом, иногда хризоколлой, кварцем, карбонатами и др. Под влиянием вод, содержащих CO2, подвергаются карбонатизации. Установлены также случаи разложения с переходом в галлуазит.

Из многочисленных находок в России отметим следующие: в Журавлинском месторождении алунита (Урал); в Минусинском районе у с. Потехино (Хакасия) в ассоциации с алюмогидрокальцитом, развивающимся метасоматическим путем по аллофану; у д. Барановка в Ивановской области; у д. Малевка в Тульской области, в Хоперском, Липецком и других железорудных месторождениях центральных областей европейской части России, в осадочном месторождении отбеливающих глин в окрестностях Нальчика и др.

Отмечен в Карамазарских горах (Таджикистан).

7. Гидрослюды и им подобные минералы

Существуют такие слюдо- или хлоритоподобные минералы, которые отличаются тем, что в их составе участвует меньшее количество связу­ющих межслоевых катионов, но зато в существенных количествах присутствуют связанные молекулы Н2О, довольно легко удаляющиеся при нагревании.

Несмотря на внешние черты сходства и общность генезиса и нахождения в составе глин с представителями группы каолинита, эти минералы значительно отличаются от них по кристаллическому строению и некоторым совершенно особым физическим свойствам. Отличительной особенностью по сравнению с минералами группы каолинита здесь является то, что гиббситовый или бруситовый слой располагается между двумя слоями кремнекислородных тетраэдров. В этом отношении гидрослюды близко напоминают особенности строения минералов группы талька, слюд и других им подобных по кристаллическому строению.

Гидрослюды занимают по степени заполнения межслоевого пространства катионами промежуточное положение между слюдами, у которых межслоевые катионы все налицо и позиции между отрицательно заряженными пакетами заняты, и тальком, у которого межслоевое пространство в силу нейтральности пакетов пустует. Большинство гидрослюд имеют в межслоевом промежутке фиксированное количество воды, замещающей катионы, так что межслоевой промежуток по величине зазора изменяется слабо. Водонасыщаемость таких гидрослюд ограничена. Однако прогрессиру­ющее выветривание, сводящееся главным образом к дальнейшему гидролизу ранних продуктов этого процесса, приводит постепенно к появлению минералов с высокой способностью к набуханию.

У так называемых смектитов (от греч. смекто — размазываю) межслоевые катионы существенно выщелочены и их объем занимают молекулы воды, которые, окружая оставшиеся катионы, создают гидратированные комплексы, заполняющие объем между пакетами с избытком. Так как заряд слюдяного пакета благодаря выщелачиванию части катионов также и из октаэдров уменьшается, равно как и заряд межслоевого содержимого, связь между пакетами слабеет и пакеты раздвигаются.

Кроме того, молекулы воды, вероятно, располагаются упорядоченно, образуя водородные связи с кислородом тетраэдрических сеток. Такое расположение энергетически выгодно и принятие воды в межслоевое пространство идет самопроизвольно.

Связанной с такого рода реакцией замечательной и чрезвычайно важной в практическом отношении особенностью смектитов является их свойство набухать в присутствии воды, а при нагревании постепенно отдавать адсорбированную воду. В связи с этим величина параметра с кристаллической решетки может колебаться в значительных пределах — от 9,6 до 28,4 Å в зависимости от количества молекул Н2О, участвующих в кристаллической структуре минерала. Высокая поглотительная способность глин, состоящих главным образом из минералов группы монтмориллонита и способных извлекать из жидкостей различные за­грязняющие взвешенные примеси (а в сухом состоянии даже нефтяные газы), широко используется в разных отраслях промышленности. Встречаются глины, которые хорошо адсорбируют едкие и углекислые щелочи и потому используются как «омыляющие» вещества, применяемые в мыловаренной промышленности. Все эти глины носят название отбеливающих глин. Им даны также различные специальные названия: бентониты, или бентонитовые глины, фуллеровы земли, гумбрин, нальчикит и т. д.

Другим очень важным свойством минералов этой группы, представленных обычно тонкодисперсными массами, является сильно выраженная способность к обмену катионами, подобно тому как это установлено для цеолитов и специальных веществ, называемых пермутитами. Глины, состоящие главным образом из монтмориллонита, на 100 г вещества содержат от 60 до 100 мг-экв обменных катионов, главным образом Са2+, К1+, Na1+, тогда как в каолинах устанавливается всего 3–15 мг-экв этих катионов. Поскольку после тонкого помола обмен катионами увеличивается до трех раз, считают, что эти обменные катионы могут располагаться не только на поверхности частиц, но и внутри кристаллических фаз (очевидно, в пространствах между слоистыми пакетами в кристаллических структурах).

Образование гидрослюд в некоторых случаях связывают с низкотемпературными стадиями гидротермальных процессов, но преимущественно эти минералы возникают при процессах выветривания изверженных пород и пегматитов за счет содержащихся в них слюд или слюдообразных минералов. Некоторые из них устанавливаются в виде продуктов разложения осадков в морских бассейнах. Во всех случаях необходимым условием их существования является наличие среды, богатой водой.

Химический состав подобных минералов непостоянный: меняется содержание катионов, связывающих пакеты, и Н2О.

Здесь мы рассмотрим иллит, вермикулит, глауконит, бейделлит, монт­мориллонит и нонтронит. Три последних минерала часто относят к группе смектитов.

ИЛЛИТ — K<1Al<2[(Si,Al)4О10][ОН]2 . nН2О. Название дано по месту находки в Иллинойсе (США). Синонимы: гидромусковит, монотермит. В большинстве случаев иллит представляет продукт частичного гидролиза мусковита, в ряде случаев при этом появляются смешаннослойные иллит-мусковитовые образования, к которым в большинстве случаев и применяется название гидромусковит.

Химический состав непостоянен. Содержание К2О по сравнению с мусковитом падает до 6 и даже до 2–3 %; Н2О, наоборот, возрастает до 8–9 %. Содержание SiO2 в гидромусковите часто достигает 50–55 %, Al2О3 — ниже 25–33 %. Примеси: Fe2O3, MgO (до нескольких процентов), CаO и др.

Кристаллическая структура мало чем отличается от структуры мусковита и представляет собой несколько разрыхленную укладку слюдяных пакетов с недостатком катионов как в межслоевом промежутке, так и в гиббситовом октаэдрическом слое. Межслоевое пространство, частично освобожденное от катионов, занимают молекулы воды, отчасти, возможно, ионы гидроксония H3O+.

Иллит наблюдается в чешуйчатых и тонкопластинчатых белых массах, жирных на ощупь, обычно в смеси с каолинитом и другими минералами. Твердость 1–2, удельный вес ниже, чем у мусковита. Отдельные чешуйки гибки, но менее упруги по сравнению с мусковитом. Показатели преломления ниже, чем у мусковита; они меняются в зависимости от состава обычно в пределах 1,55–1,58 (понижаются с увеличением содержания Н2О).

Встречается чаще среди глин, особенно являющихся продуктами выветривания слюдяных (мусковитовых) сланцев, гнейсов, кварцево-серицитовых пород, а в некоторых случаях, по-видимому, как продукт изменения при превращении полевых шпатов в каолинит. Часто устанавливается также в почвах, образующихся на месте кислых и средних по составу изверженных горных пород, в ассоциации с монтмориллонитом и другими минералами.

ВЕРМИКУЛИТ — (Mg,Fe2+,Fe3+)<3[Al<1Si<3O10][ОН]2 · 4Н2О. Название происходит от лат. vermiculus — червячок. Оно дано в связи с тем, что этот минерал очень оригинально ведет себя при нагревании: из его пластинок образуются длинные червеобразные столбики и нити.

Химический состав непостоянный в зависимости от содержания молекулярной воды. Содержание (в %): MgO — 14–23; Fe2O3 — 5–17; FeO — 1–3; SiO2 — 37–42; Al2O3 — 10–13; H2O — 8–18. Кроме того, присутствует К2О — до 5 %, в некоторых разновидностях NiO — до 11 %.

Сингония, вероятно, моноклинная. Вермикулит, как правило, образуется в виде псевдоморфоз по биотиту или железистому флогопиту.

Цвет вермикулита бурый, желтовато-бурый, зеленовато-коричневый, оливково-зеленый, золотисто-желтый, бронзово-желтый. Блеск по сравнению с биотитом слабее, часто жирный. Ng = Nm = 1,54–1,58 и Np = 1,52–1,56.

Твердость 1–1,5. Упругость тонких листочков слабая или отсутствует. Спайность совершенная по {001}. Уд. вес 2,4–2,7. Прочие свойства. Самым замечательным свойством вермикулита является его способность при прокаливании (в интервале температур 900–1000 °С) необычайно резко увеличивать свой объем (в 15–25 раз). Сущность явления заключается в том, что под напором превращающейся в пар молекулярной воды происходит расслаивание и быстрое разбухание отдельных индивидов вдоль оси с, и притом настолько значительное, что образуются червеобразные столбики или нити (в зависимости от размеров зерен в плоскости спайности) золотистого или серебристого цвета с поперечным делением на тончайшие чешуйки. Образование огромного количества мельчайших воздушных прослоек в отдельных индивидах обусловливает очень низкий объемный вес (0,6–0,9). Обожженные массы вермикулита свободно плавают на воде. С этим связаны высокие теплоизоляционные свойства обожженного вермикулита. Коэффициент теплопроводности λ = 0,04–0,05 ккал/м/час °С (у асбеста 0,15–0,4).

Диагностические признаки. По внешним признакам похож на выветрелый биотит или хлорит. Самым показательным признаком является поведение его п. п. тр. с сильно выраженным вздуванием и образованием длинных червеобразно искривленных нитей или столбиков.

Происхождение и месторождения. Обычно в незначительных количествах образуется при выветривании биотитов. Более существенные скопления устанавливаются в гидротермально измененных (очевидно, при низких температурах) биотитовых или флогопитовых жилах, линзах или телах, образовавшихся метасоматическим путем за счет ультраосновных горных пород.

В России встречается в Ковдорском месторождении, где находится в карбонатитах с форстеритом, диопсидом, монтичеллитом CaMg[SiO4] и магнетитом. Из иностранных месторождений отметим крупные промышленные месторождения Либби в Монтане (США) и в Западной Австралии.

Практическое значение. Обожженные массы вермикулита применяются в качестве теплоизоляционного материала для обмазки паропроводных труб, котлов, печей и т. д. Как звукопоглощающий материал, он используется при устройстве кабин в самолетах, в некоторых специальных лабораториях и т. д. Благодаря красивой золотистой или серебристой окраске, приобретаемой после обжига, он применяется в производстве обоев. Пригоден также в качестве смазочного материала. Наконец, вермикулит обладает тем замечательным свойством, что способен к очень высокому катионному обмену, значительно сильнее выраженному по сравнению с группой монтмориллонита.

ГЛАУКОНИТ — K<1(Fe3+,Fe2+,Mg)<2,5[(Si,Al)Si3O10] [OH]2 · nH2O.

От греч. глаукос — синевато-зеленый.

Химический состав. В основном это водный алюмосиликат железа и магния. Содержания главных компонентов в типичных глауконитах колеблются в следующих пределах (в %): К2О — 4–9,5; Na2O — 0–3; Аl2О3 — 5,5–22,6; Fe2O3 — 6,1–2,79; FeO — 0,8–8,6; MgO — 2,4–4,5; SiO2 — 47,6–52,9; H2O — 4,9–13,5. В случае преобладания магния мы имеем дело с селадонитом.

Сингония моноклинная. а0 = 5,24; b0 = 9,07; с0 = 20,03; β = 95°00′. Очень редко наблюдается в мелких кристалликах грубогексагональных очертаний. Обычно распространен в виде вкрапленных округленных зернышек или шариков диаметром от одного до нескольких миллиметров в рыхлых кремнистых или глинисто-карбонатных породах. Иногда встречается в виде пластинок с неровными краями и искривленных столбиков.

Цвет глауконита темно-зеленый до зеленовато-черного, в тонких шлифах зеленый. Черта зеленая. Селадонит обладает бледным серо-зеленым до салатового цветом. Блеск обычно матовый, у плотных разностей стеклянный, жирный. Ng = 1,610–1,644 и Np = 1,590–1,612.

Твердость 2–2,5. Хрупок. Спайность устанавливается очень редко (и только в крупных индивидах) по {001}. Уд. вес 2,2–2,8.

Диагностические признаки. Узнается по темно-зеленому, иногда с синим оттенком цвету, низкой твердости и парагенезису с минералами, входящими в состав осадочных пород. От лептохлоритов отличается меньшими показателями преломления и по химическому составу (содержит существенные количества калия).

П. п. тр. плавится с трудом, образуя пузыристую шлаковидную массу и затем черное стекло. В концентрированной HCl разлагается. При растворении на месте зерен остается тончайший белый скелет кремнезема с сохранением общей формы зерна.

Происхождение и месторождения. Глауконит распространен в осадочных породах морского происхождения (песчаниках, опоках, глинах, карбонатных породах, фосфоритовых слоях), образовавшихся на сравнительно небольших глубинах, преимущественно в прибрежных участках морей и океанов, а также в современных морских осадках (зеленых илах и песках). Встречается иногда в почвах и верхней части элювия (дресвы) на интрузивных породах (в заболоченных участках). Селадонит появляется иногда на ранних стадиях при выветривании основных пород, возможно, с участием термальных вод.

В процессе выветривания глауконит неустойчив и разлагается с образованием гидроокислов железа и кремнезема. С этим процессом часто связаны некоторые месторождения бурых железняков, особенно в болотах.

Месторождения глауконита весьма многочисленны и приурочены к мелководным осадкам самого различного возраста. Укажем лишь некоторые главнейшие месторождения.

Огромное месторождение глауконитовых песков верхнемелового возраста, подстилающих пласты фосфоритов, располагается в пределах так называемой Южно-Русской впадины (Украина). В глауконитовых песках часто обнаруживаются фосфоритовые желваки. Глауконитовые песчаники широко распространены в отложениях третичного возраста среди кремнистых глин и опок вдоль восточного склона Урала, в Поволжье, Западном Казахстане и во многих других местах.

Практическое значение. Глауконит как калийсодержащий минерал в сыром виде или, лучше, после соответствующей термической обработки находит применение для удобрения почв.

Глауконитовые концентраты используются в качестве дешевой защитной краски зеленого цвета, обладающей рядом преимуществ по сравнению с другими зелеными красками (стойкость по отношению к кислотам, щелочам, неядовитость и пр.).

Глауконит под названием неопермутита применяется также как смягчитель жестких вод в сахарной, пивоваренной, винокуренной, текстильной и других отраслях промышленности. Такое применение основано на способности его к реакциям катионного обмена. Для этой цели глауконитовые концентраты предварительно обрабатываются раствором поваренной соли, в результате чего ионы натрия поглощаются концентратом. При фильтровании через такой концентрат жесткой воды происходит обмен катионами: щелочноземельные катионы воды поглощаются, а в раствор переходят катионы натрия, чем и вызывается уничтожение жесткости воды.

БЕЙДЕЛЛИТ — Al2[Si4-xAlxO10][OH]2 · (Na2,Ca)x/2 4Н2О. Назван по местности Бейделл в Колорадо (США).

Химический состав непостоянный, показывает переменные количества полуторных окислов и кремнезема в зависимости от содержания воды. Содержание Al2О3 колеблется от 20 до 27,6 %, SiO2 — от 45 до 50 %. Почти всегда в небольших количествах содержатся Fe2O3, CaO, щелочи: Na2O и K2О, иногда MgO, NiO, MnO и др.

Сингония моноклинная. Изредка встречается в тонких ромбовидных пластинках. Обычно распространен в виде землистых масс вместе с монт­мориллонитом в бентонитовых глинах. Кристаллическая структура аналогична структуре монтмориллонита.

Цвет белый с желтоватым, буроватым, красноватым оттенком. Блеск у плотных масс слабый, восковой. Показатели преломления непостоянны, зависят от содержания воды.

Твердость пластинок 1,5. Спайность по {001}. Уд. вес 2,6 (пластинок). Бейделлит, как и все другие минералы рассматриваемой группы, обладает явно выраженной способностью к катионному обмену в строго эквивалентных соотношениях, набуханием в воде и другими общими свойствами. О практическом значении см. монтмориллонит.

Происхождение и месторождения. Бейделлит наблюдался в коре выветривания основных и ультраосновных пород в Халиловском, Аккермановском и других районах Южного Урала. С этими условиями нахождения связано, например, содержание в них никеля и хрома. Встречался также в зонах окисления некоторых рудных месторождений (сурьмяных, марганцевых и др.). В весьма существенных количествах устанавливается в лёссах, например в юго-восточной части штата Миссури (США), в почвах, образовавшихся за счет лёсса, или в сероземах на изверженных породах иногда как продукт изменения вулканического пепла, в бентонитовых глинах вместе с монтмориллонитом и т. д.

МОНТМОРИЛЛОНИТ — (Mg0,33Al1,67)[Si4O10][OH]2 · [Na0,33(Н2О)4]. Назван по месту нахождения в Монтмориллоне (Франция). Является широко распространенным минералом, главным образом среди некоторых разностей глин.

Химический состав непостоянный, сильно зависит от варьирующего содержания воды. По имеющимся анализам чистых разностей устанавливаются следующие колебания (в %): SiO2 — 48–56, Al2О3 — 11–22, Fe2O3 — 5 и больше, MgO — 4–9, CaO — 0,8–3,5 и больше, Н2О — 12–24. Кроме того, иногда устанавливаются К2О, Na2O и др. Из разновидностей по составу заслуживает внимания Cr-монтмориллонит, называемый волконскоитом и используемый в качестве красителя.

Сингония моноклинная. a0 = 5,10; b0 = 8,83; с0 = 15,2 (при нагревании до 400 °С с0 уменьшается до 9,6).

Цвет монтмориллонита белый с сероватым, иногда синеватым оттенком, розовый, розово-красный, иногда зеленый. Блеск в сухом состоянии матовый. Nm = 1,516–1,526.

Твердость отдельных чешуек неизвестна. Очень мягкий. Жирный. Спайность чешуек совершенная по {001}. Уд. вес непостоянный.

Диагностические признаки. Наличие монтмориллонита в тех или иных глинах можно заподозрить по явлениям сильного их набухания от влаги и связанной с этим свойством жирности. Однако точная диагностика без измерения оптических констант, рентгенометрических исследований и химических анализов невозможна.

Интересны некоторые внешние признаки, свойственные выходам на дневную поверхность бентонитовых глин, богатых монтмориллонитом и бейделлитом. После дождей поверхностные выходы их превращаются в густую массу скользкого студня. При высыхании они трескаются и в то же время вспучиваются под влиянием продолжающегося сильного разбухания более глубоких участков. В результате они приобретают сморщенный, сильно трещиноватый вид, напоминающий кораллы. В установившуюся сухую погоду поверхность этих глин становится чрезвычайно рыхлой.

Происхождение и месторождения. Монтмориллонит образуется почти исключительно в экзогенных условиях, преимущественно в процессе выветривания основных изверженных горных пород, в условиях щелочной среды.

Многие бентонитовые глины, состоящие из монтмориллонита, образовались в качестве продукта разложения вулканических пеплов, оседавших главным образом в морских бассейнах.

Монтмориллонит широко развит также в коре выветривания основных изверженных горных пород: диабазов, базальтов, габбро, перидотитов и др. Образуется и в почвах за счет выветривающихся гранитов и диоритов. Известны скопления его в выщелоченных и среднегумусных черноземах и каштановых почвах, образующихся на изверженных горных породах.

Образуясь в поверхностных условиях, монтмориллонит является более или менее устойчивым минералом. В пустынных местностях залежи его, превращаясь с поверхности в тонкий пылевидный материал, с помощью ветров и самумов легко переносятся по воздуху. Этим путем возникают лёссовые отложения, содержащие часто в существенных количествах бейделлит и монтмориллонит.

Около Нальчика (Кабардино-Балкария, Северный Кавказ) известны высококачественные монтмориллонитсодержащие глины в неогеновых осадочных породах.

Месторождение высококачественных отбеливающих глин известно в окрестностях сел. Гумбри, близ Кутаиси (Западная Грузия) в виде пласта различных оттенков от почти белого через светло-желтоватый, желтовато-зеленый до серого цвета. Материалом для образования этих глин послужил вулканический пепел, снесенный в море в позднемеловую эпоху. Бентонитовые глины, обладающие адсорбирующими и омыляющими свойствами, представлены группой месторождений в окрестностях сел. Асканиа (в Западной Грузии, к юго-востоку от г. Махарадзе) в виде пластообразных залежей. Отметим также месторождения кила в Крыму (верх­немелового возраста). В районах от Карасубазара до Севастополя они давно уже разрабатываются кустарным способом. Месторождения отбеливающих глин (фуллеровы земли) широко распространены в США: во Флориде, в Джорджии, Алабаме, Калифорнии, а также во Франции (Монт­мориллон в Виенне), в Германии, Японии и других странах.

Практическое значение. Благодаря высокой поглотительной способности монтмориллонитовые глины широко используются для различных целей в промышленности либо непосредственно в просушенном виде, либо после предварительной химической обработки (активации).

Главным потребителем таких глин является нефтяная промышленность, использующая их для очистки продуктов дробной перегонки нефтей от посторонних взвешенных примесей (смол, углистых веществ и пр.). В текстильной промышленности они применяются при отделке суконных материалов с целью удаления жиров и масел при крашении тканей (шелковых, хлопчатобумажных и пр.), где используется их способность давать с водой и жирами устойчивые густые суспензии. В резиновом производстве эти глины наряду с каолином употребляются в качестве активного наполнителя для придания жесткости и повышения сопротивления истиранию, кислотоупорности и пр. В мыловаренной и косметической промышленности они применяются как наполнители при производстве дешевых сортов мыла, изготовлении пудры, грима, губной помады, зубного порошка, пасты и т. д. Применяются они также для очистки воды и пищевых продуктов (вина, растительных масел и пр.), в качестве добавок при производстве бумаги, керамики и, наконец, при изготовлении лекарств, главным образом как связующее (в таблетках и пилюлях), как адсорбенты бацилл и вредных веществ при желудочных заболеваниях, ранениях, отравлениях алкалоидами и т. д.

НОНТРОНИТ — (Fe,Al)2[Si4-xAlxO10][OH]2 · Na2x(Н2О)4. Назван по месту нахождения в Нонтронэ (Франция). Синоним: хлоропал (в редко встречающихся плотных массах в смеси с опалом).

Химический состав переменный. В редких случаях он отвечает почти чисто железистому минеральному виду с химической формулой: Fe2[Si4O10][OH]2 · nН2О, т. е. конечному члену изоморфного ряда с Al2[Si4O10][OH]2 · nH2O (бейделлит). Обычно в существенных количествах содержит Al2О3 (до 14 %) и MgO (до 8 %). Содержит также CaO (до 2 %), в небольших количествах К2О, Na2O, иногда NiO, Cr2О3.

Встречается обычно в землистых скрытокристаллических агрегатах, изредка в плотных опаловидных массах.

Цвет нонтронита зеленовато-желтый, фисташково-зеленый, буровато-зеленый (окрашенного гидроокислами железа). Блеск рыхлых разностей матовый, плотных — восковой. Nm = 1,585–1,600.

Твердость 2–2,5. Излом плотных разностей раковистый. Хрупкий, рыхлый, на ощупь жирный. Спайность устанавливается лишь для чешуйчатых разностей под микроскопом. Уд. вес 1,727–1,87.

Диагностические признаки. Среди продуктов выветривания, особенно ультраосновных магнезиально-железистых пород (серпентинитов, перидотитов, дунитов), можно предположить наличие его по землистым агрегатам, зеленовато-желтому или зеленому цвету.

Точная диагностика может быть дана на основании оптических констант, химического или спектрального анализа и рентгенометрических данных.

П. п. тр. не плавится. В HCl сравнительно трудно разлагается, образуя студень кремнезема.

Происхождение и месторождения. Образуется при экзогенных процессах, как указывалось — при выветривании богатых железом и магнием горных пород, преимущественно изверженных, а также в ряде месторождений металлических, в частности железных руд. Обычно устанавливается в более низких горизонтах коры выветривания.

В процессе выветривания на поверхности постепенно разлагается с образованием гидроокислов железа, сохраняющих агрегатное строение нонтронита, и опала, переходящего в халцедон и кварц.

Широко распространен в древних корах выветривания серпентинитовых массивов Халиловского (Южный Урал), Кемпирсайского (там же, но Актюбинская область Казахстана) и других районов. Установлен также на горе Магнитной (Южный Урал), в Кривом Роге и Приазовье (Украина) и в других пунктах.

Практическое значение могут иметь нонтронитовые массы, обогащенные никелем, встречающиеся в коре выветривания ультраосновных изверженных горных пород (дунитов и серпентинитов).

Во многих месторождениях никелево-силикатных руд они имеют главное значение как рудообразующие минералы наряду с гидросиликатами магния и никеля, таких как непуит, иногда Ni-хлориты и др.

10. Группа пренита

Сюда условно отнесены по структурным соображениям некоторые из рассматриваемых в курсе минералов, структура которых является слоистой, но не подходит под рубрики предыдущих разделов, так как тетраэдрические сетки в их структурах являются гетерогенными.

ПРЕНИТ — Ca2Al[AlSi3O10](OH)2. Назван по фамилии капитана Прена, привезшего этот минерал с мыса Доброй Надежды.

Химический состав. CaO — 27,1 %, Аl2О3 — 24,8 %, SiO — 43,7 %, Н2О — 4,4 %. Содержит также Fe2O3 в небольших количествах.

Сингония ромбическая; ромбо-пирамидальный в. с. L22P. Пр. гр. P2cm(C42v). a0 = 4,65; b0 = 5,52; c0 = 18,53. Кристаллическая структура. В достаточно сложной структуре пренита реализуется разветвленный слоистый анионный радикал, отличный по строению от обычного радикала слоистых силикатов, — [AlSi3O10]5–. Пренитовый тетраэдрический слой характеризуется необычным способом сочленения: каждый тетраэдр связан с другими тетраэдрами лишь двумя вершинами. Поэтому активными являются пары анионов кислорода, принадлежащие общему ребру Al-тетраэдров, смотрящих по обе стороны от плоскости слоя. Расположение тетраэдров осуществляется на трех близких уровнях высоты: «заимствованные» из структуры пироксенов параллельные цепочки Si-тетраэдров, лишенных активных вершин (все кислороды общие с другими тетраэдрами), расположены на среднем уровне и «сшивают» собой активные тетраэдры, выступающие один вверх, другой — вниз.

Так образуется гофрированная трехэтажная анионная пачка, «ощетинившаяся» активными кислородными вершинами вверх и вниз. Между такими пачками располагаются катионы Ca, имеющие координационное число 8 (по четыре кислорода со стороны каждого из тетраэдрических слоев). Облик кристаллов. Яснообразованные кристаллы крайне редки. Обычно имеют короткостолбчатую или таблицеобразную форму. Главным образом распространен в виде сферолитов и в сплошных массах почковидных агрегатов с радиально-волокнистым строением в пустотах среди измененных изверженных основных горных пород.

Цвет пренита белый, серый, зеленовато-серый, зеленый и желто-зеленый, полупрозрачный. Блеск стеклянный, на поверхности почек — тусклый, восковой. Ng = 1,642, Nm = 1,618 и Np = 1,612.

Твердость 6,5. Спайность средняя по {001}. Излом неровный. Уд. вес 2,8—3.

Диагностические признаки. Для сплошных масс обычно характерна бледная окраска с зеленоватыми оттенками. От цеолитов, с которыми можно смешать пренит по внешнему виду, отличается более высокой твердостью, оптическими свойствами, а от халцедона — по поведению п. п. тр.

П. п. тр., вспучиваясь, быстро плавится в пузыристое стекло. В закрытой трубке выделяет воду при высоких температурах (отличие от цеолитов). В HCl медленно разлагается, не образуя студня SiO2.

Происхождение и месторождения. Пренит довольно часто устанавливается в гидротермально измененных основных породах (габбро, диабазах), образуясь в большинстве за счет основных плагиоклазов. Наблюдается также в миндалинах и трещинах среди тех же пород в виде почковидных и радиально-волокнистых агрегатов, часто в ассоциации с цеолитами, кальцитом, эпидотом. Нередко в парагенезисе с ним встречается самородная медь, как в известных месторождениях в районе оз. Верх­него (США).

В России он описан во многих пунктах Урала, Кавказа, Закавказья и др. Сферокристаллы пренита с гранной поверхностью находятся с кальцитом, анальцимом и цеолитами в гидротермально выполненных пустотах основных пород месторождений Озерное в басс. Нижней Тунгуски и на р. Воеволи-Хан в верховьях Вилюя (Средняя Сибирь). Пренит с апофиллитом, кальцитом, цеолитами и ангидритом отмечен в полостях гидротермально измененных габброидов Талнахского месторождения в Норильске (север Средней Сибири). Сферолиты и корочки расщепленных кристаллов пренита с натролитом, кальцитом и хлоритом выполняют поздние трещины в скаполитизированных плагиоамфиболитах на Климовском участке Чкаловского месторождения керамического сырья в Лоухском районе (Северная Карелия).

Хорошие образцы в виде корочек расщепленных кристаллов с эпидотом, кальцитом, цеолитами, халькопиритом, пиритом и гематитом на гранат-пироксен-магнетитовом скарне известны на скарново-железорудном месторождении Куржункуль (Северный Казахстан).

ДАТОЛИТ — Ca[BSiO4(OH)]. Химический состав. CaO — 35 %, B2O3 — 21,8 %, SiO2 — 37,6 %, Н2О — 5,6 %. Сингония моноклинная; призматический в. с. L2PC. Пр. гр. Р21/а (С 52h). а0 = 9,66; b0 = 7,64; с0 = 4,83; β = 90°09’. Кристаллическая структура характеризуется наличием изолированных слоев из вершинно связанных кремнекислородных и борокислородно-гидроксильных тетраэдров, причем активными являются вершины тех и других (у борных тетраэдров [BO3(OH)]4- активны гидроксильные вершины). Кремнеборокислородная сетка построена из четверных и восьмерных колец. В межслойном пространстве находятся катионы Ca2+, координированные по скрученным кубам шестью анионами кислорода и двумя гидроксилами. Таким образом, датолит представляет собой слоистый боросиликат кальция, однако структура его носит существенные черты координационной структуры, о чем говорят такие свойства, как плохая спайность. Облик кристаллов. Встречаются кристаллы самого различного облика (рис. 345), иногда необычайно богатые гранями; преобладают {110}, {011}, {201} и др. Широко распространен в зернистых агрегатах.

Рис. 345. Кристаллы датолита: а — МонтеЛоренто,
Италия (по Девизо ди Шарвенсоду); б — Арендаль,
Норвегия (по Гольдшмидту)

Цвет белый, иногда с сероватым оттенком, часто бледно-зеленый, реже желтый, красный, фиолетовый и оливково-зеленый. Блеск стеклянный. Ng = 1,670, Nm = 1,653 и Np = 1,625.

Твердость 5–5,5. Спайность неясная по (001). Излом раковистый. Уд. вес 2,9–3.

Диагностические признаки. Узнается по характерному стеклянному блеску, раковистому излому и поведению п. п. тр. Легко определяется по оптическим константам под микроскопом.

П. п. тр. легко плавится, вспучиваясь, в прозрачное стекло. Пламя окрашивает в зеленый цвет. Разлагается в HCl с выделением студенистого кремнезема.

Происхождение и месторождения. Встречается в рудных жилах, часто в пустотах миндалекаменных изверженных пород в ассоциации с кальцитом, пренитом, цеолитами, в участках скарновых образований и др.

В России служит предметом добычи в бороносных скарнах Дальнегорского месторождения (Приморье), отмечен и на Северном Урале. Был обнаружен в регионально-метасоматических породах Алдана, в Эмельджак­ском месторождении, где ассоциирован с диопсидом, флогопитом, апатитом, шпинелью и амфиболом в кальцифирах, образовавшихся на контакте известково-карбонатных толщ с алюмосиликатными породами. Отмечен в гидротермальных жилах с апофиллитом, ксонотлитом, пренитом и цеолитами в гидротермально минерализованных полостях в основных породах Норильских месторождений (Красноярский край).

Из иностранных месторождений упомянем: Андреасберг в Гарце (Германия) в жилах с кальцитом и сульфидами; месторождения самородной меди с цеолитами в районе Кивино в Мичигане (США); Арендаль (Норвегия) в залежах магнетита и др.

Практическое значение. В случае крупных сплошных скоплений представляет несомненный промышленный интерес как источник бора. В отличие от многих боросиликатов легко разлагается кислотами. О применении бора см. ссайбелиит.

---