Характернейшей чертой кристаллических структур относящихся сюда силикатов является наличие в них в качестве структурных единиц обособленных тетраэдрических анионов [SiO4]4–. Как уже указывалось во введении, эти тетраэдры в кристаллических структурах рассматриваемых здесь минералов располагаются изолированно, т. е. ни один из кислородных ионов, окружающих ион Si, не является общим для других смежных с ним кремнекислородных тетраэдров.
С химической точки зрения эти силикаты рассматривались как ортосиликаты, т. е. соли гипотетической кислоты H4SiO4. Среди катионов в силикатах этого типа главнейшую роль играют: Mg2+, Fe2+, Са2+, отчасти Ni2+, Со2+, Mn2+, Zn2+, а также Al3+, Fe3+, отчасти Mn3+, Cr3+, иногда Pb3+, Be2+, Ti4+, Zr4+, Th4+ и изредка Nb5+. Щелочи Nа1+ и K1+ встречаются в исключительных случаях. Редкие земли иногда также принимают участие в строении кристаллических решеток наряду с кальцием, натрием и отчасти торием. Алюминий здесь, в отличие от других типов силикатов, крайне редко входит в кристаллическую структуру в виде комплексных анионов с четверной координацией, т. е. не заменяет Si в его тетраэдрических группах (исключение составляют титанистые гранаты). Допустимо лишь, что фосфор может заменять ионы кремния (см. группа апатита).
Физические свойства силикатов этого типа довольно характерны и обусловлены особенностями компактных кристаллических решеток. Формы кристаллов, как правило, изометрические. Минералы обладают высокой твердостью и относительно повышенными удельными весами вследствие плотной упаковки ионов. Этим же объясняются и повышенные показатели преломления. В большинстве случаев минералы бесцветны или слабо окрашены. Интенсивная окраска бывает свойственна лишь разностям, содержащим хромофоры.
В эту группу входят ортосиликаты четырехвалентных Zr, Th и Hf, кристаллизующиеся в тетрагональной сингонии.
ЦИРКОН — Zr[SiO4]. Название произошло от искаженных с течением времени персидских слов: цар — золото и гун — цвет. Синоним: гиацинт. Является довольно частым акцессорным (второстепенным по количеству) минералом в ряде кислых и щелочных изверженных горных пород (гранитах, сиенитах, нефелиновых сиенитах).
Химический состав. Согласно формуле: ZrO2 — 67,1 %; (Zr — 49,5 %), SiO2 — 32,9 %. Из примесей в небольшом количестве почти всегда присутствует Fe2O3 до 0,35 % и больше, часто CaO (0,05–4 %), иногда Al2О3. Всегда содержится окись гафния; в некоторых случаях HfO2 достигает 4 %, в альвите из Крагерё (Норвегия) даже 16 %. В ряде случаев устанавливаются Y2O3 и редкие земли, главным образом Се2О3 (хагаталит), иногда до 16 % при содержании Р2О5 — до 4–5 % (амагутилит). В некоторых разновидностях обнаруживаются, кроме того, Nb и Ta (наэгит), а также ThO2 — до 7 %, иногда 12 % (хегтвейтит) и U3O8 — до 1,5 %, иногда больше. Изредка обнаруживаются незначительные содержания Sn и Be (в альвите ВеО + Al2О3 доходит до 15 %) и др. Наконец, известны разности, содержащие значительное количество Р2О5 (оямалит). Малаконы и циртолиты1, более богатые радиоактивными веществами и находящиеся в связи с этим в метамиктном состоянии, содержат также существенные количества Н2О (2–12 %).
Сингония тетрагональная; дитетрагонально-дипирамидальный в. с. L44L25РС. Пр. гр. I41/amd(D194h). a0 = 6,58; с0 = 5,93. Кристаллы вообще характерны для циркона. В неправильных зернах встречается реже. Кристаллическая структура. Рентгенометрические исследования показывают, что циркон имеет типичную радикал-ионную структуру, состоящую из анионных групп SiO4 и катионов Zr4+, окруженных восемью кислородными ионами (рис. 275). Тетраэдры SiO4 чередуются вдоль L4 с ионами Zr. Таким образом, структура циркона весьма существенно отличается от структуры рутила, кристаллы которого внешне очень похожи на кристаллы циркона, но является аналогичной структуре ангидрита Ca[SO4]. Облик кристаллов короткостолбчатый, изометрический, реже дипирамидальный. Обычные формы: тетрагональные призмы {100} и {110} и тетрагональная дипирамида {111} (рис. 276). Двойники коленчатые, как у рутила, но встречаются гораздо реже.
Рис. 275. Кристаллическая структура циркона.
В центре показано восемь
связей иона Zr4+ с кислородными ионами групп [SiO4]4
Рис. 276. Наиболее обычные кристаллы циркона
Цвет. Бесцветный, но чаще окрашен в коричневый, желтый, оранжевый, красный, реже зеленый или голубой (гиацинт) цвет. Малаконы обычно обладают темно-бурой окраской. Блеск алмазный, иногда жирный. Ng = 1,968–2,015 и Nm = 1,923–1,960.
Твердость 7–8. У разностей, испытавших метамиктный распад, снижается до 6, кроме того, они обладают удивительной вязкостью, тогда как обычные цирконы хрупки. Спайность обнаруживается средняя по {110}. Излом неровный или раковистый (у измененных разностей). Уд. вес 4,68–4,7; для измененных разностей — циртолитов — падает до 4,7 и даже до 3,8 (происходит увеличение объема с сохранением несколько искаженной внешней формы кристаллов). Прочие свойства. Малаконы и циртолиты, как правило, радиоактивны.
Диагностические признаки. Для кристаллов циркона весьма характерен тетрагональный короткостолбчатый, реже дипирамидальный облик. Можно смешать: 1) с рутилом (отличие по твердости, показателям преломления); 2) с касситеритом (отличие по удельному весу, парагенезису, химическим реакциям и меньшему двупреломлению под микроскопом); 3) с торитом (отличие по твердости, отношению к реактивам, значительно более сильному двупреломлению); 4) с монацитом, встречающимся в аналогичных условиях (отличие по твердости и облику кристаллов — монацит обычно в таблитчатых формах).
П. п. тр. не плавится. В кислотах не растворяется. Разлагается при сплавлении порошка с содой, причем раствор сплава в разбавленной HCl окрашивает куркумовую бумажку в оранжевый цвет (реакция на Zr).
Происхождение и месторождения. Циркон встречается в виде редко вкрапленных кристалликов в магматических интрузивных породах: нефелиновых сиенитах, гранитах, диоритах, гнейсах, а чаще и в более крупных кристаллах — в пегматитах сиенитового и гранитного состава. В метаморфизованных осадочных породах (кристаллических сланцах и парагнейсах) встречается в виде реликтовых окатанных зерен.
На основании идиоморфизма кристаллов циркона по отношению ко всем сопровождающим его минералам считают, что из магмы он выделяется одним из первых. Однако ряд наблюдаемых в природе фактов не увязывается с таким представлением: 1) довольно часто он встречается в тесной ассоциации с более поздними минералами, содержащими летучие компоненты (апатит, флюорит, слюды и др.); 2) согласно данным Лакруа, в нефелиновых породах Мадагаскара, где количество циркона достигает 7 %, он нередко приурочивается к трещинам в уже частично застывшей материнской породе; 3) в эффузивных породах (трахитах, базальтах) он в виде мельчайших кристалликов наблюдался в друзовых пустотах; 4) известны псевдоморфозы циркона по минералам магматического происхождения, в частности по щелочной роговой обманке — рибекиту, и т. д. По всей вероятности, идиоморфизм циркона во многих случаях обусловлен тем, что он подобно метакристаллам (пирит, магнетит, апатит и др.), несмотря на относительно поздний момент возникновения, способен образовывать совершенные кристаллы.
Как химически устойчивый минерал, циркон при выветривании горных пород легко освобождается от своих спутников и механически переходит в россыпи, а отсюда в виде окатанных зерен — в осадочные породы.
Циркон распространен главным образом среди миаскитовых и сиенитовых пегматитов, где он встречается вместе с черной слюдой, нефелином, альбитом, апатитом и различными минералами, содержащими TR, Nb, Та, Th, U (пирохлором, эшинитом, самарскитом и др.). Кристаллы обычно небольшие — не свыше 1 см в поперечнике, но изредка встречаются и крупные экземпляры. В 1837 г. был найден самый крупный образец весом около 3,5 кг, состоящий из нескольких неделимых. Изучены ориентированные срастания циркона с пирохлором по плоскостям (111), причем грань октаэдра пирохлора совпадает с гранью тетрагональной дипирамиды (111) циркона. Закономерность этих срастаний, как выяснилось, обусловливается соизмеримостью параметров по ребрам [110] циркона и [112] пирохлора. Любопытно, что при разбивании сростков обнаружилось отсутствие идиоморфизма какого-либо из срастающихся минералов по отношению к другому: поверхности раздела между ними являются неровными и неправильными. Это заставляет предполагать об одновременном росте обоих минералов.
В ряде мест циркон довольно широко распространен также в россыпях, из которых легко добывается с помощью простой промывки на вашгердах. Для некоторых районов установлено, что акцессорный циркон гранитов имеет большей частью бочонковидньй облик с заостренными вершинами, всегда прозрачен и обычно бесцветен. Циркон гранитоидов, залегающих в виде жил, обладает тетрагонально-призматическим обликом, также прозрачен, но почти всегда окрашен в розовый или фиолетовый цвет. Цирконы пегматитовых жил имеют, как правило, более или менее изометрический, дипирамидально-призматический вид, не прозрачны и в подавляющем большинстве случаев интенсивно окрашены в бурые цвета различных оттенков.
Из местонахождений в России заслуживают внимания пегматиты сиенитов и миаскитовых нефелиновых сиенитов из Ильменских и Вишневых гор. Встречается циркон и в пегматитах нефелиновых сиенитов Хибинских и Ловозерских тундр (Кольский полуостров). Из иностранных районов отметим район крупных месторождений циркона в Южной Норвегии в нефелиновых сиенитах, местами в весьма значительных количествах: Гитерё, Крагерё, Телемаркен и др., а также россыпи на о. Цейлон, в Бразилии, Австралии и на о. Мадагаскаре.
Практическое значение. Прозрачные красиво окрашенные разности используются в ювелирном деле. Обычно перерабатывается для получения ZrO2, обладающей слабой теплопроводностью и малым коэффициентом расширения, идущей на изготовление кислото- и огнеупорных тиглей (температура плавления около 3000 °С). В виде примеси добавляется к кварцевому стеклу (до 2,5 %) с целью получения жаро- и кислотоупорной лабораторной посуды. Используется в виде огнеупорных кирпичей и цемента, применяемых для футеровки электроплавильных печей, а также для изготовления белых эмалей и весьма устойчивых красок.
Металлический цирконий в сплавах с магнием (40 %) употребляется для бездымных вспышек (при световой сигнализации и фотографировании). Чистый цирконий благодаря ковкости заменяет платину при производстве приборов для научно-исследовательских работ. Он может быть применен также для свечей в двигателях внутреннего сгорания и для термоэлементов в пирометрах.
Примесь его в определенных количествах в виде ферроциркония или других сплавов к стали, меди, латуни и др. улучшает качество отливок, увеличивает твердость и химическую стойкость сплавов. В металлургии стали цирконий играет роль лучшего раскислителя. Благодаря способности образовывать соединения с азотом цирконий полностью освобождает сталь от вредных нитридов.
Гафний, извлекаемый из циркона при переработке, применяется в виде окисла, вводимого в сплавы при изготовлении нитей электронных ламп. Благодаря высокой точке плавления и высокой термоэлектронной эмиссии гафний может найти применение при изготовлении радиоламп, для покрытия поверхностей катодов рентгеновских трубок и других целей.
ТОРИТ — Th[SiO4]. Разновидности: оранжит — прозрачные разности оранжевого цвета; ураноторит c UO2 до 10–16 %, маккинтошит и торогуммит — тоже с UO2, но более богатые Н2О; ауэрлит — фосфорсодержащая разность, богатая водой. Содержит также редкие земли, CaO, Fe2O3 до 13 % (ферриторит) и др.
Сингония тетрагональная. Кристаллы очень редки; имеют тот же облик, что и кристаллы циркона (рис. 277). Обычно встречается в виде вкрапленных зерен, реже в сплошных массах.
Рис. 277. Кристаллы торита
Цвет черный, бурый, желтый, оранжевый. Черта темно-бурая, светло-оранжевая (у оранжита). Блеск стеклянный, жирный. N = 1,68–1,82.
Твердость 4,5–5 (у измененных разностей падает). Хрупкий. Спайность отсутствует. Излом раковистый. Уд. вес 5,4 (у измененных разностей падает до 4,8 и даже до 4). Все разности сильно радиоактивны.
Диагностические признаки. П. п. тр. не плавится. В стеклянной трубке выделяет воду. Растворяется в HCl с выделением студенистого кремнезема. Из раствора при прибавлении щавелевой кислоты выпадает осадок, растворимый в щавелевокислом аммонии. С бурой дает оранжевое стекло, бледнеющее при охлаждении.
Происхождение и месторождения. Образуется обычно в поздние стадии кристаллизации некоторых кислых и щелочных магматических пород. Чаще распространен в пегматитовых образованиях и ореолах контактового изменения вмещающих интрузивы пород. Наиболее характерен в качестве акцессорного минерала гранитоидов. Изредка наблюдается в высокотемпературных гидротермальных образованиях. Оранжит и торит встречаются в ряде мест Лангезундфиорда (Норвегия) в гранитах и сиенитах в ассоциации с роговой обманкой, черной слюдой, цирконом; на о. Лёвен, на о. Ланбё (в больших черных кристаллах) и в других пунктах. В небольших количествах известен также в Швеции близ Линденеса, на о. Мадагаскаре (ферриторит) и в других местах.
К этой группе относятся силикаты типа A22+[SiO4], где A = Mg, Fe, Mn, Ni, Co, Zn, Ca и Pb. Все они, за исключением Са и Pb, в кристаллических структурах изоморфно замещают друг друга. Последние два элемента вследствие больших размеров их ионных радиусов обусловливают образование двойных соединений.
ФОРСТЕРИТ — Mg2[SiO4]. Является чистым магнезиальным членом изоморфного ряда: форстерит Mg2[SiO4] — фаялит Fe2[SiO4] (рис. 278). Химический состав. MgO — 57,1 %, SiO2 — 42,9 %. Примеси: NiO — 0,1–0,3, СоО — до 0,01; часто присутствует марганец, иногда в заметных количествах, образуя ряд до тефроита Mn2[SiO4]. Часть железа устанавливается в окисной форме (в частично серпентинизированных оливинах).
Рис. 278. Поле составов и номенклатура
минеральных видов группы оливина
Поскольку форстерит и фаялит являются двумя важнейшими переменными компонентами в группе оливина, через содержание форстерита в процентах можно охарактеризовать состав определенного минерала, записывая его в виде, например, Fo80, что означает: в минерале в твердом растворе содержится 80 % мол. форстерита и 20 % фаялита. Синонимы: хризолит, перидот (термин геологов США) — зеленый прозрачный железистый форстерит (а иногда и фаялит).
Сингония ромбическая; ромбо-дипирамидальный в. с. 3L23PC. Пр. гр. Pbnm (D162h). а0 = 4,77; b0 = 10,28; с0 = 6,00. Кристаллическая структура. Структура оливина, по Брэггу и Брауну, изображена на рисунках 279 и 280 в проекции на плоскость (100). Особенности ее сводятся к следующему: 1) все кислородные ионы находятся в упаковке, близкой к гексагональной плотнейшей укладке, и в пределах элементарной ячейки располагаются в двух слоях, параллельных (100); на рисунке 279 один слой показан в виде заштрихованных кружков; 2) каждый ион Si окружен четырьмя кислородными ионами (изолированные тетраэдрические группировки на рисунке 280 оконтурены); 3) каждый ион Mg находится в шестерном (октаэдрическом) окружении кислородных ионов. Центрированные катионами Mg2+ октаэдры через общие ребра связаны в цепочки, вытянутые вдоль оси с, связь между такими цепочками в пределах слоя осуществляется через кремнекислородные тетраэдры (рис. 280), а с цепочками в смежных слоях — также через объединенные вершины октаэдров.
Рис. 279. Кристаллическая структура форстерита в проекции на плоскость
(в схематизированном виде). Структура построена из отдельных блоков
(а и б). Тетраэдры поочередно вершинами направлены вверх и вниз, причем
в разных блоках расположены на разных уровнях (заштрихованные тетраэдры расположены относительно выше).
Малыми кружками обозначены ионы магния
Рис. 280. Полиэдрическое изображение структуры форстерита.
Два типа октаэдров, содержащих катионы магния, образуют зигзагообразные
цепочки в плоскости слоев плотнейшей упаковки кислорода
Облик кристаллов. Встречающиеся кристаллы имеют изометрический или слегка уплощенный облик и представляют комбинацию следующих форм (рис. 281): {100}, {110}, {010}, {111}, {001} и др. Двойники редки, большей частью по (011). Хорошо образованные кристаллы в пустотах (или вросшие в метаморфических породах) встречаются сравнительно редко. Обычно распространен в зернистых агрегатах.
Рис. 281. Кристаллы оливина
Цвет. Чистый форстерит бесцветен; в агрегатах светло-серый до бледно-желтого, по мере возрастания содержания железа делается все более зеленым (он приобретает ложный зеленый оттенок, обязанный серпентину, развивающемуся метасоматическим путем вдоль трещинок в оливине). Прозрачен в невыветренном состоянии. Блеск стеклянный, сильный, на выветренной поверхности тусклый, до воскового. Показатели преломления Ng = l,670, Nm = l,651 и Np = l,635; с ростом содержания фаялитового компонента показатели растут.
Твердость 6–6,5. Хрупок. Спайность средняя или несовершенная по {010}, реже по {100}. Излом часто раковистый. Уд. вес 3,217–3,5 (в изоморфном ряду форстерит — фаялит форстерит обладает наименьшим удельным весом, который возрастает с увеличением содержания FeO).
Диагностические признаки. В оливиновых базальтах крупные вкрапленные зерна оливина на глаз узнаются по темной зеленовато-желтой окраске, стеклянному блеску и неровному излому. В интрузивных оливиновых горных породах характерен парагенезис с магнезиальными силикатами (серпентином, пироксенами) и хромшпинелидами.
Точно определяется в шлифах под микроскопом по оптическим константам (показателям преломления, двупреломлению и углу оптических осей). Несвежие оливины с поверхности и на глубину часто бывают замещены серпентином, что снижает их твердость, блеск и степень прозрачности. При процессах выветривания в оливине происходит окисление закисного железа, что выражается в побурении зерен.
П. п. тр. не плавится. Не растворяется в HCl. Порошок в концентрированной H2SO4 дает студень SiO2.
Происхождение и месторождения. В главной своей массе оливин имеет магматическое происхождение. Магнезиальные оливины не могут сосуществовать с кварцем, так как, реагируя химически, дадут пироксен — энстатит, поэтому находки форстерита в кислых породах исключены. В горных районах встречаются целые массивы бедных кремнеземом изверженных оливиновых горных пород: 1) дунита, состоящего почти нацело из оливина с незначительной примесью хромшпинелидов; 2) перидотитов, в которых кроме оливина присутствуют также пироксены. Правда, в большинстве случаев оливин в них подвергся серпентинизации (последующему гидротермальному процессу изменения). Форстерит составов Fo<80 является породообразующим минералом ультраосновных магматических пород: дунитов и базальтов, а также кимберлитов.
Кроме того, нередко оливин, относящийся по видовой принадлежности к форстериту, является составной частью таких горных пород, как габбро, диабаз, базальт и туфы основных эффузивов, а также карбонатитов. Примером месторождений последнего типа является Ковдорский щелочно-ультраосновной массив с карбонатитами (Кольский полуостров), где форстерит с кальцитом, диопсидом и флогопитом сопровождает магнетитовые руды. Чистый форстерит чаще встречается в контактово-метасоматических породах — кальцифирах (преобразованных доломитах и известняках), например в районе ст. Слюдянка (Прибайкалье) в ассоциации с хондродитом — Mg5[SiO4]2(F,OH) и флогопитом, в Николае-Максимилиановской копи в Назямских горах (Южный Урал, Златоустовский район) среди голубоватого грубозернистого мрамора с клиногумитом, бруситом и др. Известны случаи образования форстерита за счет серпентизированных ультраосновных пород, например в Снаруме (Норвегия), в ассоциации с магнезитом, флогопитом, гематитом и шпинелью, очевидно, как результат переработки под влиянием флюида в окислительных условиях. Описаны также находки форстерита с оливином в древних вулканических выбросах Везувия на Монте-Сомма в сопровождении шпинели и авгита.
Крупные массивы оливиновых и оливиново-пироксеновых пород, правда, большей частью сильно серпентинизированных, распространены в различных местах Урала, Северного Кавказа, Закавказья и вдоль южной окраины Сибири. Ко многим из них приурочены месторождения хромистого железняка, иногда платины (Средний и Северный Урал).
Довольно крупные кристаллы и окатанные гальки прозрачного оливина красивого зеленого или желтовато-зеленого цвета (так называемые хризолиты) встречаются в россыпях Верхнего Египта (к востоку от Эсне), Индии, Бразилии и в других местах. Особой известностью пользуются ювелирного качества хризолиты с острова Зебергед в Красном море. В России хризолит известен в щелочно-базальтовом массиве Кугда (север Средней Сибири).
Практическое значение. Маложелезистые чисто оливиновые породы, неизмененные или частично серпентинизированные, представляют высококачественное сырье для изготовления огнеупорных форстеритовых кирпичей. Так как при производстве их в условиях окислительного обжига все железо обособляется в виде магнетита, то очень важно, чтобы в исходном сырье было минимальное количество этого элемента и чтобы отношение MgO : SiO2 было близким к 2 (в молекулярном исчислении). В противном случае при обжиге наряду с форстеритом будет образовываться более богатый кремнеземом пироксен, обладающий меньшей жароупорностью. С целью компенсации закиси железа, уходящей из состава силикатной части, в обжигаемую смесь добавляется соответствующее количество магнезита.
Прозрачные, красиво окрашенные и незатронутые метаморфизмом кристаллы оливина (хризолиты) употребляются как драгоценные камни в ювелирном деле.
ФАЯЛИТ — Fe2[SiO4]. Фаяль — остров Азорского архипелага, где был впервые найден этот минерал в виде включений в глыбах на берегу моря. Является конечным членом изоморфного ряда форстерит — фаялит, а также ряда тефроит — фаялит (см. рис. 278).
Химический состав характеризуется резким преобладанием FeO. В чисто железистом минеральном виде содержание FeO достигает 76 %. Содержание MgO обычно не превышает нескольких процентов. Нередко в более существенных количествах содержит MnO, иногда ZnO. Наряду с FeO иногда содержится Fe2O3, очевидно, как продукт частичного окисления.
Сингония ромбическая; ромбо-дипирамидальный в. с. Облик кристаллов. Редко встречающиеся кристаллы по своему облику похожи на кристаллы форстерита, иногда таблитчатые или короткопризматические.
Цвет фаялита темно-желтый до зеленовато-черного; окисленные разности обладают буровато-коричневой окраской. Блеск стеклянный, сильный, близкий к алмазному. Ng = 1,886, Nm = 1,877 и Np = 1,835.
Твердость 6–6,5. Спайность ясная по (010) и несовершенная по {100}. Уд. вес 4–4,35.
П. п. тр. сплавляется в черное магнитное стекло. В HCl разлагается с выделением студенистого кремнезема.
Происхождение и месторождения. В виде кристаллов встречается в пустотах в обсидиане (вулканическом стекле) Йеллоустонского парка в шт. Вайоминг (США), на Липарских островах и в других местах. Фаялит в отличие от форстерита может равновесно сосуществовать со свободным кремнеземом (с кварцем в том числе), потому что ферросилит, который должен бы получиться при их реакции, неустойчив. Так, фаялит встречается в качестве второстепенного минерала в гранитах-рапакиви Выборгского массива (в 100 км севернее Санкт-Петербурга). Фаялит (таласкит) — наиболее бедный (в весовом выражении) кремнеземом минерал из группы оливина — был встречен в жиле гранитного пегматита в виде крупных кристаллов, часто в окружении биотита, с микроклин-пертитом, альбитом, кварцем и другими минералами на берегу р. Джаши в бассейне р. Талас (Киргизский хребет). Крупные кристаллы фаялита отмечены в гранитных пегматитах хребта Негаях на северо-востоке России. В виде сплошных зернистых масс фаялит известен, например, в Мысовском месторождении на южном берегу оз. Байкал.
Группа виллемита включает ортосиликаты Zn, отчасти Mn, кристаллизующиеся в тригональной сингонии. Здесь же рассмотрим и ортосиликат Be (фенакит).
ВИЛЛЕМИТ — Zn2[SiO4]. Является относительно редким минералом, лишь иногда образующим существенные скопления в зонах окисления свинцово-цинковых месторождений.
Химический состав. ZnO — 73 %, SiO2 — 27 %. Обычно содержит также некоторые количества MnO и FeO.
Сингония тригональная; ромбоэдрический в. с. L36C. Пр. гр. R3– (С 23i). а0 = 12,49; с0 = 8,26. Кристаллическая структура совершенно аналогична структуре фенакита. Места ионов Be заняты ионами Zn. Облик кристаллов. Кристаллы вообще редки (рис. 282) и образованы обычно гранями призм {112–0} и ромбоэдра {101–1}. Часто наблюдается в виде щеток игольчатых кристаллов или радиально-лучистых агрегатов, а также в натечных формах в пустотах от выщелачивания.
Рис. 282. Кристаллы виллемита
Цвет. Бесцветный или желтовато-бурый, иногда с зеленоватым или красноватым оттенком (примесь MnO). Блеск стеклянный, жирный. Ng = = 1,719–1,723 и Nm = 1,691–1,694.
Твердость 5–6. Хрупок. Спайность иногда ясная по {0001}. Излом раковистый. Уд. вес 3,89–4,18. Некоторые разности светятся в ультрафиолетовых лучах зеленым цветом.
Диагностические признаки. Виллемит в отличие от похожего на него гемиморфита (Zn4[Si2O7][OH]2 . Н2О), встречающегося в подобных же условиях и часто в сходных формах агрегатов, легче всего отличим по оптическим константам и люминесценции, а также по более высокой твердости и большему удельному весу.
П. п. тр. почти не плавится. При продолжительном прокаливании в восстановительном пламени на угле дает налет ZnO, желтый в горячем состоянии, по охлаждении белый, зеленеющий при смачивании раствором азотнокислого кобальта и последующем прокаливании в окислительном пламени. В закрытой стеклянной трубке в отличие от каламина не выделяет или почти не выделяет воды. В HCl порошок минерала растворяется с выделением студенистого кремнезема.
Происхождение и месторождения. Главным образом встречается в зонах окисления свинцово-цинковых сульфидных месторождений, иногда в псевдоморфозах по гемиморфиту.
Как безводное соединение, весьма вероятно, образуется при выветривании месторождений в условиях жаркого климата.
Следует отметить также как редкий случай эндогенное происхождение марганцовистого виллемита в известном контактово-метасоматическом месторождении Франклин в Нью-Джерси (США) в ассоциации с цинкитом, франклинитом и другими минералами цинка.
Число известных до сих пор месторождений, в которых был встречен виллемит, очень ограничено (12–15). В России отмечен в Кадаинском руднике под Нерчинском (Восточное Забайкалье). В значительных количествах он был найден в зонах окисления свинцово-цинкового месторождения Брокен-Xилл (Австралия), а также в месторождении Кумыш-Таг в Киргизском хребте (Средняя Азия).
Практическое значение. Виллемит в редких случаях приобретает широкое развитие и имеет самостоятельное промышленное значение как цинковая руда. Применяется также для изготовления флюоресцирующих экранов в электроннолучевых трубках и других приборах.
ФЕНАКИТ — Be2[SiO4]. От греч. фенакис — обманщик; название это дано в связи с тем, что бесцветные его разности в обломках почти не отличимы от кварца. Принадлежит к числу сравнительно редких минералов.
Химический состав. BeO — 45,5 %, SiO2 — 54,5 %. Химические анализы показывают присутствие в нем в очень незначительных количествах MgO, CaO, Al2О3 и Na2O.
Сингония тригональная, ромбоэдрический в. с. L36C. Пр. гр. R3–(С 23i). а0 = 12,43; b0 = 8,22. Структура фенакита такова, что кремниевые и бериллиевые тетраэдры связаны вершинно и составляют каркас. Облик кристаллов ромбоэдрический, короткостолбчатый. Обычные формы: призма {112–0} с ромбоэдрами {101–1}, {134–1} и др. (рис. 283). Двойники прорастания по {101–0} встречаются часто. Обычно распространен в виде вросших в породу кристаллов, иногда в виде друз в пустотах.
Рис. 283. Кристаллы фенакита
Цвет. Прозрачный, бесцветный или слабо окрашен в винно-желтый, иногда розовый, редко бурый цвет. Блеск стеклянный, жирный. Ng = 1,670 и Nm = 1,654.
Твердость 7,5. Спайность несовершенная по {112–0}. Излом раковистый. Уд. вес 2,96–3.
Диагностические признаки. Для кристаллов фенакита характерен ромбоэдрический или короткостолбчатый облик, отличающий их от призматических кристаллов берилла. По сравнению с последним фенакит обладает также несколько большим удельным весом. От хризоберилла его отличают, наоборот, несколько меньшая твердость, меньший удельный вес, меньший коэффициент преломления и иная форма кристаллов (у фенакита характерно отсутствие пинакоида).
П. п. тр. не плавится. В кислотах не растворяется. В сплаве фосфорной соли, медленно растворяясь, оставляет скелет кремнезема.
Происхождение и месторождения. Условия нахождения и парагенезис минералов говорят о том, что фенакит образуется при участии флюидов. Большей частью встречается в пегматитовых образованиях в генетической связи с кислыми глубинными изверженными породами. В ассоциации с ним наблюдаются: берилл (изумруд), хризоберилл, топаз, полевые шпаты, слюды, кварц и др.
Впервые был найден в начале прошлого столетия на Урале в районе нынешнего поселка Малышево. Кристаллы фенакита нередко являются спутником или предвестником изумрудов и встречаются среди слюдяных сланцев, достигая иногда в поперечнике 10 см. Часто ассоциирует с бериллом и распределен очень неравномерно, скопляясь в определенных местах. Затем в виде мелких кристаллов встречается в гранитных пегматитах в ассоциации с амазонитом, топазом и другими минералами. В некоторых грейзеновых месторождениях в ассоциации с кварцем, топазом, флюоритом и иногда бертрандитом дает скопления, могущие служить рудой на бериллий, например: Ермаковское (Бурятия) и Вознесенское (Приморье).
Из иностранных месторождений отметим месторождения в Крагерё в Телемаркене (Норвегия), где встречались крупные призматические кристаллы и двойники вместе с кварцем и альбитом. В пегматитах Волыни (Украина) отмечен в виде присыпок на кристаллах калишпата.
Практическое значение невелико ввиду незначительности его скоплений, но вместе с бериллом может добываться как бериллиевая руда. Прозрачные нежноокрашенные разности используются для ювелирных целей. Любопытно, что цвет фенакита весьма неустойчив: часто фенакит красивой окраски (в момент добычи) через несколько месяцев от действия солнечных лучей полностью обесцвечивается.
Топаз среди силикатов является единственным представителем переходной кристаллической структуры между гексагональным типом плотнейшей упаковки (оливин) и кубическим (кианит). Структура его характеризуется четырехслойной плотнейшей упаковкой (по классификации Н. В. Белова).
ТОПАЗ — Al2[SiO4][F,OH]2. Название происходит от о. Топазос в Красном море.
Химический состав. Al2О3 — 48,2–62,0 %, SiO2 — 28,2–39 %, F — 13–20,4 %, Н2О — до 2,45 %. Для топаза, не содержащего ОН, должно быть (в %): Al2О3 — 55,4, SiO2 — 32,6, F — 20,7; сумма 108,7, а за вычетом О (=F2) 8,7 равна 100 %. Отношение F : ОН в топазах обычно составляет около 3 : 1, обнаружены и экземпляры с преобладанием (OH) над F, относящиеся к гидроксилтопазу. Часто содержит газово-жидкие включения.
Сингония ромбическая; ромбо-дипирамидальный в. с. 3L23PC. Пр. гр. Pbnm (D162h). а0 = = 4,641; b0 = 8,783; с0 = 8,378. Облик кристаллов. Хорошо образованные кристаллы встречаются исключительно в пустотах. Как правило, они отличаются богатством и совершенством граней и иногда относительно большими размерами (известны кристаллы 25–32 кг весом). Преимущественно распространены призматические формы кристаллов с преобладанием форм {110}; {120}, {021}, {041}, пинакоида {001}, дипирамид {111}, {223} и др. (рис. 284).
Рис. 284. Кристаллы топаза. Слева — из Алабашки (Урал),
посередине — из Адун-Чолона (Забайкалье),
справа — из Ильменских гор (Урал)
Цвет. Бесцветные, водяно-прозрачные разности сравнительно редки. Большей частью бывает окрашен в светлые оттенки желтого, винно-желтого, соломенно-желтого, голубого, фиолетового, зеленого, розового, изредка красного цвета. При продолжительном действии солнечных лучей окраска часто бледнеет. Блеск стеклянный. Ng = 1,618–1,638, Nm = 1,610–1,631 и Nр = 1,607–1,629.
Твердость 8. Спайность совершенная по {001}. Излом не по спайности раковистый. Уд. вес 3,52–3,57.
Диагностические признаки. Довольно легко узнается по облику кристаллов, а по высокой твердости отличается от похожих на него минералов. В плотных зернистых массах бывает похож на кварц, от которого отличается наличием спайности и большей твердостью.
П. п. тр. не плавится, но при сильном прокаливании становится мутным. Лишь мутные или непрозрачные разности, содержащие обильные включения жидкостей и газов, при нагревании вспучиваются. Дает реакцию на F с фосфорной солью в закрытой трубке. Порошок предварительно прокаленного топаза, смоченный азотнокислым кобальтом, при последующем сильном прокаливании окрашивается в синий цвет (реакция на Al). Разлагается фосфорной солью с выделением скелета SiO2.
Происхождение и месторождения. Встречается в миаролитовых пустотах главным образом среди кислых изверженных горных пород (гранитов, риолитов) и особенно в пегматитовых жилах. В виде мельчайших включений обнаруживается в контактовых ореолах вокруг интрузивных массивов, изредка в боковых породах рудных месторождений. В ассоциации с ним часто наблюдаются флюорит, турмалин, дымчатый кварц, берилл, касситерит, полевые шпаты, а в грейзенах — такие минералы, как слюды, касситерит, вольфрамит, иногда сульфиды и др. Были установлены псевдоморфозы топаза по полевому шпату, кварцу и др. При наложении последующих гидротермальных процессов топаз иногда переходит в тонкочешуйчатый агрегат мусковита. В других случаях наблюдаются лишь фигуры вытравления на гранях.
Иногда наблюдается в гидротермальных жилах среди сланцев, гнейсов и других пород. Характерно, что топазы гидротермального происхождения богаче гидроксилом, замещающим фтор. Встречающиеся кристаллы имеют длиннопризматический облик и нередко обладают розовым цветом.
При выветривании месторождений топаз почти не поддается химическим изменениям и потому обычно встречается в хорошо сохранившихся кристаллах вместе с кварцем и бериллом среди полностью разрушенных и превращенных в глинистые продукты сопровождающих его минералов. Этим же объясняются его находки в россыпях в виде окатанных галек (вблизи коренных месторождений).
В России топазы встречаются главным образом в пегматитовых жилах в связи с гранитными интрузивами на Урале, Волыни, в Восточной и Северо-Восточной Сибири.
На Урале в свое время большой известностью пользовался район минеральных копей Мурзинки, Алабашки, Южаковой и др. (к северо-востоку от Екатеринбурга), где в занорышах (миаролитовых пустотах) пегматитовых жил встречались замечательные друзы кристаллов ортоклаза, мориона, дымчатого горного хрусталя, синеватого и нежно-голубого топаза, лепидолита, альбита и др.
В Ильменских горах (Южный Урал) в XVIII и начале XIX столетия в пегматитовых жилах гранито-гнейсовой полосы был заложен ряд копей для добычи кристаллов топаза, считавшихся в то время лучшими.
В районе pек Каменки и Санарки (Кочкарский район Южного Урала) в золотоносных россыпях попутно добывались вместе с другими самоцветами гальки топазов розового, фиолетового и винно-желтого цвета.
На Украине в Волыни вскрыты пегматитовые жилы с уникальными топазами дымчатого и слегка винно-желтого цвета. Были встречены экземпляры до центнера.
Из иностранных месторождений наибольшей известностью пользуются бразильские: в провинции Минас-Жерайс в округе Минас-Новас. В зоне выветривания и в россыпях здесь издавна добываются топазы желтовато-красного и винно-желтого цвета, иногда прозрачные бесцветные.
Практическое значение. Прозрачные красиво окрашенные кристаллы или гальки топазов употребляются как драгоценные камни. Высоко ценились желтые, а также синеватые, розоватые и бесцветные уральские и сибирские топазы.
В этой группе объединены три отличающиеся по структурным особенностям модификации одного и того же по составу вещества с одинаковой эмпирической формулой Al2O3 . SiO2, или Al2SiO5, носящие названия кианит (или дистен), андалузит и силлиманит. Фазовая диаграмма для этого состава приведена ранее (см. рис. 7).
Характерной особенностью кристаллических структур этих соединений является то, что среди ионов Al в каждой структуре устанавливаются два сорта: половина их всегда входит в структуру с координационным числом 6, другая же половина имеет разные координационные числа: 6 (для кианита), 5 (для андалузита) и 4 (для силлиманита).
КИАНИТ — Al2[SiO4]O, или Al2О3 . SiO2. От греч. кианос — синий. Синоним: дистен (ди — двояко, стенос — сопротивляющийся; имеется в виду существенное различие в твердости в двух направлениях). Химический состав. Al2О3 — 63,1 %, SiO2 — 36,9 %. В виде изоморфной примеси обычно присутствуют Fe2O3 — до 1–2 %, иногда до 7 %, Cr2О3 — до 1,8 % и в незначительных количествах CaO, MgO, FeO, TiO2. Согласно спектральным анализам, присутствуют также Ga, Co, K и некоторые другие элементы. Под микроскопом в тонких шлифах обычно содержит мельчайшие включения посторонних минералов.
Сингония триклинная; пинакоидальный в. с. Пр. гр. P1–(C 1i). а0 = 7,09; b0 = 7,72; с0 = 5,56; α = 90°05′, β = 101°02′, γ = 106°44′. Облик кристаллов. Кианит обычно наблюдается в длинных столбчатых по оси с, часто уплощенных, досковидных кристаллах (рис. 285). Главнейшими формами являются пинакоиды {100}, {010} и {110}. Двойники встречаются очень часто. Двойниковой плоскостью служит обычно (100), а двойниковой осью — перпендикуляр к ней. Они легко узнаются по входящим углам. Встречаются также двойники, в которых индивиды пересекаются под углом, близким к 60°. Иногда наблюдаются сростки радиально расходящихся кристаллов.
Рис. 285. Кристалл кианита
Цвет кианита голубой, синий (различной интенсивности), иногда зеленый, желтый, реже бесцветный, редко черный. Блеск стеклянный, на плоскостях спайности иногда перламутровый. Ng = 1,728, Nm = 1,722, Nр = 1,713.
Твердость в различных направлениях неодинакова, что весьма характерно для кианита (дистена): на грани (100) параллельно удлинению кристалла — 4–4,5, в поперечном направлении — 6; на гранях (010) и (110) — 7. Хрупок. Спайность по {100} совершенная, по {010} менее совершенная; по {001} отдельность. Уд. вес 3,56–3,68 (колеблется в зависимости от количества включений). Он существенно больше, чем андалузита и силлиманита, что находится в соответствии с плотностью упаковки ионов в кристаллической структуре.
Диагностические признаки. Легко узнается по голубой или синей окраске, неоднородной твердости и нахождению в кристаллических, главным образом слюдистых сланцах.
П. п. тр. не плавится. В HCl не растворяется. С раствором азотнокислого кобальта предварительно прокаленный порошок (белого цвета) после сильного повторного прокаливания приобретает темно-синюю окраску.
Происхождение и месторождения. Кианит, как показывает сравнительное изучение условий его нахождения в кристаллических сланцах, преимущественно образуется в процессе метаморфизма богатых глиноземом пород в обстановке весьма высоких давлений, т. е. на значительных глубинах в земной коре.
В ассоциации с кианитом кроме слюд довольно часто встречаются корунд (иногда в значительных количествах), турмалин, иногда рутил, ставролит, андалузит и другие минералы, образующиеся в метаморфических породах.
Нередко наблюдаются явления замещения кристаллов кианита слюдой, иногда пирофиллитом, очевидно, под действием кремнекислых щелочных растворов. Обнаруживается в параморфозах по андалузиту. Интересно отметить, что кианит со ставролитом образует иногда правильные срастания.
Как химически устойчивый минерал, кианит при выветривании горных пород переходит в россыпи.
Ряд крупных месторождений кианитсодержащих кристаллических сланцев известен в северо-западной части России, например Шууруртское месторождение в Западных Кейвах (Кольский полуостров). По окраске, морфологическим признакам и ассоциации минералов наблюдается несколько разновидностей кианита. Голубой кианит в виде крупных столбчатых кристаллов (20–30 см в длину) рассеян в кианит-ставролитовых сланцах. Местами эти породы обогащены силлиманитом и кордиеритом.
На Южном Урале известностью пользуется сравнительно небогатое Борисовское месторождение (в Кочкарском районе) в парагонитовых сланцах, залегающих среди гранитного массива и прорезанных жилами гранита, аплита и пегматитов. В зонах контакта сланцев с гранитами кианит отсутствует (высокие температуры). Иногда он встречается в ассоциации с шерлом. Линзы кианитсодержащих сланцев образуют постепенные переходы в «пустые», т. е. не содержащие его, сланцы. В районе развиты россыпи с содержанием кианита до 7 %; из них он извлекается промывкой.
Из иностранных месторождений отметим крупные залежи почти сплошных кианитовых пород в Северной Индии, особенно Лапеа-Буру, затем в Северной Каролине (США), где месторождения кианита приурочены к мощной полосе метаморфических пород, интрудированных габбро, диоритами, гранитами, пегматитами, кварцевыми жилами. Полагают, что кианит образовался при воздействии на вмещающие породы глубинных флюидов.
Практическое значение. Породы, содержащие кианит, андалузит и силлиманит, являются важным для промышленности высокоглиноземистым сырьем. Эти минералы обладают свойством разлагаться в процессе обжига при высоких температурах с образованием муллита (Al6Si2O13) со спутанноволокнистой структурой и кристобалитового стекла. Муллиту свойственны высокая огнеупорность, механическая прочность, химическая инертность по отношению к кислотам и щелочам и даже по отношению к HF. Поэтому кианитовые, андалузитовые и силлиманитовые породы или их концентраты применяются при производстве высококачественных фарфороподобных огнеупорных и кислотоупорных изделий (керамики), обладающих существенными преимуществами перед кварцевыми и другими огнеупорными материалами, а также при производстве специальных изоляторов, запальных свечей, тиглей для литья стали, трубок для пирометров и т. д. Вредной примесью является окись железа (выше 2 %). Отметим также, что электрометрическим методом из минералов группы кианита непосредственно получается кремниево-алюминиевый сплав — силумин.
АНДАЛУЗИТ — Al2[SiO4]O. Название происходит от провинции Андалузия в Испании.
Химический состав тот же, что и кианита; часто небольшое содержание Fe2O3. Виридин — марганецсодержащая разновидность (до 7 % Mn2О3).
Сингония ромбическая; ромбо-дипирамидальный в. с. 3L23PC. Пр. гр. Pnnm(D162h). а0 = 7,76; b0 = 7,90; с0 = 5,56. Облик кристаллов крупнопризматический с сечением, близким к квадратному, столбчатый. Главные формы: ромбические призмы {110}, {101}, пинакоид {001} и др. Типичный кристалл показан на рисунке 286.
Рис. 286. Кристалл андалузита
В углисто-глинистых сланцах иногда встречаются индивиды с оригинальным внутренним строением, получившие название хиастолита; они являются параморфозами параллельно-шестоватых агрегатов кианита по секториальным кристаллам андалузита. Захваченное при росте кристаллов углистое или глинистое вещество располагается по определенным кристаллографическим направлениям: в поперечном разрезе в виде черного креста (рис. 287), а в продольных — в виде параллельных длине кристалла полос на белом или сером общем фоне (на рисунке цвета показаны наоборот). Двойники не наблюдались. Встречается также в лучисто-шестоватых и зернистых агрегатах.
Рис. 287. Поперечные сечения хиастолита
Цвет. Редко бесцветный; обычно окрашен в серый, желтый, бурый, розовый, красный и темно-зеленый (марганцовистая разность) цвет. Блеск стеклянный. Ng = 1,639–1,647, Nm = 1,633–1,644 и Np = 1,629–1,640.
Твердость 7–7,5. Спайность по {110} ясная. Излом неровный, занозистый. Уд. вес 3,1–3,2.
Диагностические признаки. Для кристаллов характерны почти прямоугольные призматические формы с призматической спайностью. По высокой твердости отличается от многих других силикатов, похожих на него по цвету, а под микроскопом — по оптическим константам.
П. п. тр. не плавится. Разлагается с образованием муллита при температурах свыше 1380°. В кислотах не разлагается. С азотнокислым кобальтом дает реакцию на Al.
Происхождение и месторождения. Андалузит нередко распространен как контактово-метаморфический минерал в глинистых или углисто-глинистых сланцах, а также в измененных эффузивных породах, особенно в генетической связи с интрузивами гранитов. Реже встречается в гнейсах и слюдяных сланцах в ассоциации с гранатом, корундом, кианитом и др.
Хиастолит красно-бурой окраски, представляющий минералогический интерес, встречается в слюдяном сланце в районе Александровского прииска, около д. Манково (Нерчинский округ, Забайкалье), а желто-серого цвета — по берегам р. Аргуни. На гребне горы Азау-Гетчечегет-Карабаши (Приэльбрусье) в составе кварц-мусковитовых сланцев андалузит образует кристаллы телесного цвета.
На территории Казахстана распространены многочисленные андалузитсодержащие «вторичные кварциты», образовавшиеся в результате контактово-пневматолитического метаморфизма кислых эффузивных горных пород. Наиболее значительным является месторождение Семиз-Бугу. Центральные части месторождения сложены чисто корундовыми и мусковито-корундовыми залежами, постепенно переходящими к периферии в андалузитовые породы с рутилом, мусковитом, диаспорой, пирофиллитом, иногда топазом, в свою очередь сменяющиеся андалузитсодержащими кварцитами. Содержание андалузита вблизи корундовых тел достигает 90–95 %, а в андалузитсодержащих кварцитах — 18 %.
Пользуются известностью замечательные кристаллы хиастолита с горы Хоуден (Южная Австралия).
Крупнейшее месторождение андалузита Уайт-Маунтин известно в Калифорнии. Здесь очень богатая андалузитом (85 %) порода залегает в виде линз и гнезд в андалузитсодержащих кварцитах среди кварцево-серицито-турмалиновых сланцев. Образование андалузита связывают с переработкой эффузивных порфиров под влиянием гранитной магмы.
О практическом значении было сказано выше (см. кианит).
СИЛЛИМАНИТ — Al[AlSiO5]. Химический состав тот же, что и кианита. Обычно устанавливается содержание Fe2O3 до 2–3 %.
Сингония ромбическая; ромбо-дипирамидальный в. с. 3L23PC. Пр. гр. Pbnm (D162h). a0 = 7,43; b0 = 7,58; с0 = 5,74. Кристаллическая структура, по Н. В. Белову, характеризуется тем, что анионный комплекс [AlSiO5] здесь представлен лентой, состоящей из двух рядов тетраэдров, примыкающих вершинами друг к другу, но повернутых друг относительно друга на 180°, причем эти вершины являются общими для каждых двух тетраэдров — AlO4 и SiO4. Облик кристаллов игольчатый, без концевых граней. Грани призм пояса [001] сильно исштрихованы. Наблюдается в плотных лучистых массах, волокнистых агрегатах и в виде микроскопических волосовидных, часто изогнутых включений в других минералах (в кварце и полевых шпатах).
Цвет силлиманита серый, светло-бурый, бледно-зеленый. Блеск стеклянный. Ng = 1,677, Nm = 1,658 и Np = 1,657.
Твердость 7. Спайность по пинакоиду {010} совершенная. Уд. вес 3,23–3,25.
Диагностические признаки. Характерны игольчатые, шестоватые и волосовидные формы кристаллов. От андалузита, с которым он нередко встречается совместно, отличается по оптическим свойствам.
П. п. тр. не плавится. При температуре около 1545 °С разлагается с образованием муллита. В кислотах не растворяется. Реакция на Al.
Происхождение и месторождения. Как высокотемпературный контактово-метаморфический минерал встречается часто непосредственно на контакте с изверженными породами и даже в самих изверженных породах в качестве продукта реакции с обломками богатых глиноземом пород, захваченными при внедрении. Встречается также в кристаллических сланцах как более ранний минерал, иногда совместно с андалузитом, шпинелью, кордиеритом, корундом и др.
Большие месторождения сплошных масс силлиманита (до 85 %) в виде крупных линз и гнезд в кристаллических сланцах известны в Индии: Хази-Хиллс и Пипра. Образовались они в результате воздействия на сланцы пневматолитовых агентов, генетически связанных с интрузией турмалино-мусковитового гранита. На территории России силлиманит известен в Кяхтинском месторождении (Западное Забайкалье).
О практическом значении см. кианит.
Из минералов, относящихся к этой группе, рассмотрим минералы, ныне объединяемые в отдельную группу хлоритоида, а ранее рассматривавшиеся среди хрупких слюд благодаря внешнему сходству, и ставролит, который по своим свойствам и условиям нахождения близок к минералам предыдущей группы.
ХЛОРИТОИД — (Fe,Mg,Mn)2Al4[SiO4]2O2[OH]4. Назван по внешнему сходству с минералами группы хлорита. Выявлены Mg-доминантный аналог хлоритоида магнезиохлоритоид и Mn-доминантный оттрелит.
Химический состав. Данные анализов показывают следующие колебания: FeO — 26–28 %, MgO — 2–4 % (до 12 % в магнезиохлоритоиде), Al2О3 — 39–41 %, SiO2 — 24–26 %, Н2О — 7–8 % Примеси: CaO (до 1,38 %), MnO (обычно до 9 %, до 12,6 % в оттрелите).
Сингония моноклинная или триклинная (существует два политипа). Кристаллическая структура. Выделяются слои Fe,Mg-октаэдров бруситового типа и слои Al-октаэдров корундового типа, соединенные между собой одиночными [SiO4]-тетраэдрами. Облик кристаллов пластинчато-гексагональный. Хорошо образованные кристаллы редки. Двойники довольно часты (рис. 288). Обычно распространен в листоватых и кривоскорлуповатых агрегатах.
Рис. 288. Двойник хлоритоида
Цвет хлоритоида желтый с зеленоватым оттенком, иногда черновато-зеленый до черного. Просвечивает только в тонких пластинках. Черта зеленовато-белая, серая. Блеск стеклянный, на плоскостях спайности иногда слабый перламутровый. Nm = 1,72–1,77.
Твердость 5–6. Хрупок. Спайность совершенная по {001}. Фигуры удара и давления как у маргарита (т. е. обратные фигурам для слюд). Уд. вес 3,4–3,6.
Диагностические признаки. От похожих на него хлоритов и хрупких слюд отличается высокой твердостью, хрупкостью и оптическими константами.
П. п. тр. с трудом сплавляется в черновато-серое слабомагнитное стекло. HCl не действует; концентрированная H2SO4 вполне разлагает.
Происхождение и месторождения. В ассоциации с корундом, диаспором, хлоритами, кварцем и другими минералами встречается в некоторых контактово-матасоматических месторождениях среди мраморов, но чаще в слюдяных и глинистых сланцах, иногда в столь существенных количествах, что сланцы называются хлоритоидными. Под названием баритофиллит первоначально был описан в местности Косой Брод (Мраморский завод в Екатеринбургской области, Средний Урал). Магнезиохлоритоид обнаружен в кварцевых жилах с тальком, хлоритом и кианитом в массиве Гран-Парадизо в Западных Альпах (Италия). Оттрелит с кварцем, хлоритом, пирофиллитом, рутилом и гематитом найден в Оттре (Бельгия). Хлоритоидные сланцы имеют широкое распространение среди кристаллических сланцев. Хлоритоид образуется в ранних стадиях регионального метаморфизма пород, до появления ставролита: в более сильно метаморфизованных породах не наблюдается.
СТАВРОЛИТ — (Fe2+,Mg,Zn)2Al9[(Si,Al)O4]4O4[OH]2 или упрощенно Fe[OH]2 . 2Al2SiO5. Назван по форме часто встречающихся крестообразных двойников (от греч. ставрос — крест).
Химический состав. FeO — 15,8 %, Al2О3 — 55,9 %, SiO2 — 26,3 %, Н2О — 2,0 %. Fe2+ замещается Mn2+, иногда в значительных количествах.
Сингония ромбическая; ромбо-дипирамидальный в. с. 3L23PC. Пр. гр. Ccmm(D172h). a0 = 7,81; b0 = 16,59; с0 = 5,64. Кристаллическая структура координационная с чертами слоистой. Двухвалентное железо и магний, как и кремний, находятся в тетраэдрах. Облик кристаллов. Кристаллы обычно имеют вид коротких и толстых призм. Наблюдаются преимущественно следующие формы: призмы {110}, иногда {101} и пинакоиды {001} и {010} (рис. 289). Двойники очень характерны (рис. 289) и напоминают прямоугольный — по (032) или косой — по (232) крест. Изредка встречается в виде неправильных зерен.
Рис. 289. Кристалл и двойник ставролита по (032)
Цвет ставролита красно-бурый до буровато-черного. Редко прозрачен. Блеск стеклянный. Ng = 1,746, Nm = 1,741 и Nр = 1,736.
Твердость 7–7,5. Спайность по {010} ясная. Излом неровный. Уд. вес 3,65–3,77 (колеблется в зависимости от включений посторонних минералов).
Диагностические признаки. Легко узнается по цвету и характерным формам кристаллов, особенно двойников.
П. п. тр. не плавится, за исключением разностей, богатых марганцем, легко сплавляющихся в черное магнитное стекло. В кислотах не растворяется. Лишь H2SO4 частично разлагает его.
Происхождение и месторождения. Ставролит, как относительно высокотемпературный минерал, является весьма характерным минералом некоторых кристаллических сланцев, образовавшихся в результате регионального, реже контактового метаморфизма. Часто встречается в породах, богатых кремнеземом и железом, в ассоциации с гранатами, андалузитом, кордиеритом, слюдами, магнетитом, брукитом и др.
Химически довольно стойкий минерал. Наблюдались превращения в зеленую слюду и хлориты, очевидно, в результате наложения последующих гидротермальных процессов. Встречается в россыпях.
На перечислении многочисленных мест нахождения останавливаться не будем. Укажем лишь, что в пределах России встречается в сланцах горы Таганай (Южный Урал), а также в россыпях по рекам Санарке и Каменке (Кочкарский район), в Кейвах (Кольский полуостров) в кианит-мусковит-ставролитовых сланцах, в районе оз. Байкал и в других местах. Практическое значение приобрел в последнее время, обнаружены хорошие показатели этого минерала при употреблении его в качестве флюса для плавки железных руд.
Сюда относится обширная группа минералов с общей формулой A3B2[SiO4]3, где A = Mg, Fe2+, Mn2+, Ca и Β = Al, Fe3+, Cr и Ti4+. Среди них особенно многочисленны минеральные виды двух подгрупп.
Альмандиновый ряд (пиральспиты) — (Mg,Fe,Mn)3Al2[SiO4]3:
· пироп — Mg3Al2[SiO4]3;
· альмандин — Fe3Al2[SiO4]3;
· спессартин — Mn3Al2[SiO4]3.
Андрадитовый ряд (уграндиты) — Ca3(Al,Fe,Cr)2[SiO4]3:
· гроссуляр — Са3Al2[SiO4]3;
· андрадит — Ca3Fe2[SiO4]3;
· уваровит — Ca3Cr2[SiO4]3.
Так как все они кристаллизуются в одном структурном типе и имеют много общих свойств, мы дадим общее их описание.
ГРАНАТЫ (формулы см. выше). Granatus по-латыни — подобный зернам. Название дано по сходству цвета первоначально изученных кристалликов граната с цветом зернышек в плодах гранатового дерева. Вениса — старое русское название гранатов. Происхождение названий отдельных минеральных видов различно.
Пироп — от греч. пиропос — подобный огню; назван за его темно-красный цвет.
Альмандин — искаженное название местности Алабанда (Испания), где в старые времена гранили камни («алабандская вениса» Плиния).
Спессартин — по местности Спессарт в Баварии.
Гроссуляр — так была названа бледно-зеленая разность (по ботаническому названию крыжовника); в 1790 г. она была открыта акад. Э. Лаксманом по р. Вилюй (Восточная Сибирь).
Андрадит — по имени португальского минералога д’Андрада, описавшего в 1800 г. марганцево-железистый гранат. Демантоид — прозрачная зеленая разность андрадита (в россыпях р. Бобровки на Урале).
Уваровит — в честь министра Уварова; открыт на Урале (анализ был произведен акад. Г. И. Гессом в 1832 г.).
Шорломит является титановым аналогом андрадита, а гессонит — железистая разновидность гроссуляра коричневого цвета из Цейлона.
Химический состав. Теоретический состав главных минеральных видов приведен в таблице 16.
Таблица 16. Химический состав гранатов (в вес. %)
Mg и Fe2+, а также Fe2+ и Mn2+ в рассматриваемой группе минералов неограниченно заменяют друг друга, давая любые соотношения, но магнезиально-марганцовистый гранат редок. Что касается трехвалентных элементов, то они могут широко заменять один другой. Правда, хромсодержащие гранаты в природе встречаются очень редко.
Из примесей в незначительных количествах иногда присутствуют К2О, Na2O, a также Р2О5, V2O5, ZrO2, BeO и др.
Сингония кубическая, гексаоктаэдрический в. с. 3L44L366L29PC. Пр. гр. Iа3d(О 10h ). а0 = 11,51 (для альмандина); 11,59 (для гроссуляра); 11,83 (для андрадита). Кристаллы вообще чрезвычайно характерны для гранатов. Облик кристаллов. Наиболее распространенной является форма ромбического додекаэдра {110) (рис. 290), реже в комбинации с тетрагон-триоктаэдром {211}. Последняя форма может быть представлена и самостоятельно, причем грани бывают покрыты штрихами, параллельными длинной диагонали. Крайне редко встречаются грани куба или октаэдра. Двойники срастания по (210) представляют также большую редкость. Агрегаты. Часто встречаются в виде сплошных зернистых масс.
Рис. 290. Кристаллы граната (обычно распространенные)
Цвет гранатов варьирует весьма широко. Бесцветные прозрачные разности (свободный от примесей железа и хрома пироп или совершенно безжелезистый гроссуляр) — редки. Наиболее обычные цвета различных минералов приведены в таблице 17. Гранаты синего цвета не встречаются.
Хромсодержащие гранаты обычно окрашены в ярко-зеленый цвет, а иногда, при малом содержании хрома,— в красный. В зеленый цвет иногда окрашены и некоторые прозрачные разности андрадита (демантоид). Блеск жирный, стеклянный, иногда близкий к алмазному (андрадит) или алмазный до смоляного (шорломит). Показатели преломления главных минеральных видов приведены в таблице 15. Они увеличиваются по мере увеличения содержания FeO, Fe2O3 и TiO2.
Твердость 6,5–7,5. Более высокой твердостью обладают альмандин, пироп и спессартин (7–7,5). Спайность несовершенная по (110), обычно отсутствует. Излом неровный. Уд. вес 3,5–4,2 (см. табл. 17).
Таблица 17. Физические свойства гранатов
Диагностические признаки. Макроскопически легко узнаются по характерному облику кристаллов, жирному блеску, высокой твердости и сравнительно большому удельному весу.
П. п. тр., за исключением хромовых гранатов, более или менее легко плавятся, особенно андрадит и близкие по составу к нему разновидности. При сплавлении дают шарики, окрашенные в различные цвета. Железистые разновидности при этом становятся магнитными. С бурой и фосфорной солью многие из них реагируют на Fe, Mn и Cr. В HCl лишь андрадит растворяется с большим трудом, выделяя студенистый кремнезем. Остальные разлагаются только после сплавления.
Происхождение и месторождения. Из уграндитов наибольшим распространением пользуются гранаты контактово-метасоматического происхождения, возникающие в результате реакций преимущественно кислых магм с карбонатными породами (известняками и доломитами) в условиях сравнительно высоких температур. Нередко встречаются в виде сплошных масс (гроссуляр и андрадит) или входят в состав скарнов, состоящих главным образом из известковистых силикатов: диопсида, геденбергита, эпидота, везувиана, иногда волластонита, актинолита, хлоритов и др. Андрадитовые скарны обычно сопровождают магнетитовые месторождения контактового происхождения: гора Магнитная, гора Высокая, гора Благодать (Урал), Дашкесан (Азербайджан) и др. Гроссуляр преобладает в маложелезистых известковых скарнах, как, например, Синереченское месторождение (Приморье), а также в скарноподобных кислых метасоматитах по ультраосновным породам (в родингитах) совместно со светлоокрашенными диопсидом и везувианом. Примером проявлений подобного типа являются родингитовые жилы в Баженовском месторождении хризотил-асбеста (Средний Урал). С гранатовыми скарнами в ряде случаев связаны также месторождения шеелита, например Майхура и Чорух-Дайрон в Таджикистане. Уваровит и другие богатые хромом гранаты довольно часто наблюдаются в виде хорошо образованных кристаллов в ассоциации с хромшпинелидами и хромовыми хлоритами в пустотах (главным образом в минерализованных трещинах альпийского типа) среди месторождений хромистых железняков и ультраосновных изверженных горных породах (Сарановское месторождение на Урале и Оутокумпу — в Финляндии).
Пиральспиты распространены шире. Пироп наблюдается как акцессорный минерал в алмазоносных кимберлитах. Намного чаще встречаются месторождения гранатов (главным образом альмандина), возникшие под воздействием кислых магм на основные метаморфические породы (амфиболиты и роговообманково-хлоритовые породы и др.), особенно если последние наблюдаются в виде ксенолитов. Альмандин может также быть акцессорным минералом гранитов. Спессартин часто встречается в редкометалльных гранитных пегматитах. Иногда он содержит иттрий, что может служить указателем на возможное нахождение в ассоциации с ним иттриевых минералов — ксенотима, фергюсонита (YNbO4) и др.
Как новообразования, достигающие значительных содержаний, пиральспиты широко распространены в кристаллических сланцах: слюдяных, хлоритовых, тальковых, амфиболовых и др. Состав образующихся гранатов зависит от состава исходных горных пород и от давления, действующего при метаморфизме (при высоких давлениях возникают высокомагнезиальные альмандины вплоть до пиропа в гроспидитах и эклогитах). В кристаллах гранатов, достигающих иногда значительных размеров (20 см и больше), нередко устанавливаются включения посторонних минералов, образующихся в сланцах. В парагенезисе с ними довольно часто наблюдаются мусковит, биотит, кварц, кианит, силлиманит, графит, рутил, магнетит и др. Альмандины метаморфического происхождения в мусковитовых сланцах, нередко с кианитом и ставролитом, известны во многих местах: в Кейвской гряде (Кольский полуостров) и в Мамско-Чуйском слюдоносном районе (Восточная Сибирь)
Большой известностью пользуются месторождения густо-красного граната (пиропа) из Богемского серпентинизированного перидотитового массива в Чехии, широко используемого в ювелирном деле. Пироп — один из минералов-спутников алмаза в кимберлитах.
В процессе выветривания гранаты, как относительно стойкие в химическом отношении минералы, переходят в россыпи. Однако железистые гранаты при интенсивных процессах выветривания разлагаются, образуя бурые железняки в виде железных шляп. Еще легче разрушаются марганцовистые гранаты с образованием гидроокислов марганца.
Практическое значение. Прозрачные, красиво окрашенные разности гранатов применяются в ювелирном деле. Альмандин является недорогим камнем и весьма широко используется в доступных изделиях. Наиболее ценным считается демантоид (зеленый андрадит), обладающий сильным алмазоподобным блеском.
Гранаты, обладающие высокой твердостью (альмандин, пироп, спессартин), применяются в качестве абразивного материала. Для этой цели более пригодны гранаты, образовавшиеся в виде изолированных сравнительно крупных кристаллов, нежели гранаты из сплошных зернистых масс. До начала широкого использования карборунда и алунда около 90 % гранатов шло на изготовление так называемой гранатовой бумаги или полотна, употребляемых преимущественно для полирования твердых пород дерева (дуба, ореха, клена, красного дерева и др.), шлифования зеркальных стекол, полирования кожи, твердого каучука, целлулоидных и других изделий. Теперь доля гранатов в этом виде материалов заметно уменьшилась. Для получения абразивных материалов гранатсодержащие породы подвергаются специальному обогащению. Промышленными считаются породы, содержащие более 10 % хорошо образованных крупных кристаллов (более 1 см в поперечнике).
ТИТАНИТ — CaTi[SiO4]O. Назван по составу. Синоним: сфен (от греч. сфенос — клин), по характерной клиновидной форме кристаллов. Впервые у нас он был описан Г. Розе в 1842 г. в Ильменских горах. Как акцессорный минерал, он довольно часто встречается, преимущественно в кислых и щелочных интрузивных изверженных горных породах (гранитах, сиенитах, нефелиновых сиенитах, диоритах и др.).
Химический состав. CaO — 28,6 %, TiO2 — 40,8 %, SiO2 — 30,6 %. Нередко устанавливаются примеси: FeO (до 6 %), иногда MnO (до 3 %), MgO, Fe2O3, Al2O3(Y,Ce)2O3 (до 12 %) (Y-титанит), изредка Cr2О3, ZrO2 (до 0,18 %), Nb2O5, F, ОН, Th и др.
Сингония моноклинная; ромбо-призматический в. с. L2PC. Пр. гр. С2/с(С 62h). а0 = 6,55; b0 = 8,70; с0 = 7,43; β = 119°43′. Структура титанита изображена на рисунке 291.
Рис. 291. Структура титанита
Облик кристаллов. Одиночные кристаллы вообще характерны для этого минерала; внешний вид их весьма разнообразен по комбинациям форм. Чаще всего они представляют собой уплощенные конвертообразные призмы, имеющие в поперечном разрезе клиновидную форму (рис. 292). При преимущественном развитии граней {001} принимают таблицеобразную форму. Гораздо реже, при развитии граней призмы {110} и пинакоида, образуют кристаллы призматического облика (рис. 293). Двойники срастания наблюдаются довольно часто по (100), реже по (001).
Рис. 292. Кристалл титанита
Цвет титанита желтый, бурый, зеленый, серый, иногда черный, розовый или красный. Блеск близкий к алмазному или алмазный, жирный. Ng = 1,979–2,054, Nm = 1,894–1,935 и Np = 1,888–1,918.
Твердость 5–6. Спайность по {110} ясная или несовершенная. Уд. вес 3,29–3,56.
Диагностические признаки. Для титанита часто весьма характерны клиновидные формы кристаллов с острыми и тупыми углами между гранями, отличающие его от ряда минералов, похожих на него по желтовато-бурому цвету.
П. п. тр. сплавляется по краям в темное стекло. С фосфорной солью в восстановительном пламени после присадки олова дает реакцию на титан (фиолетовый перл). В горячей HCl разлагается частично, в H2SO4 — полностью с образованием сульфата Са. Концентрированный солянокислый раствор при кипячении с металлическим оловом принимает фиолетовую окраску вследствие образования TiCl3.
Происхождение и месторождения. В небольших количествах в виде акцессорной примеси титанит встречается довольно часто в магматических горных породах (гранитах, сиенитах, трахитах, андезитах и пр.) в ассоциации с полевыми шпатами, нефелином, эгирином, цирконом, апатитом и другими минералами. В более крупных кристаллах распространен также в пегматитах преимущественно сиенитового состава. Реже встречается в контактово-метасоматических образованиях при воздействии менее кислых магм на известняки и наблюдается в парагенезисе с диопсидом, гранатом, эпидотом, хлоритами, магнетитом и др.
Иногда он довольно характерен для некоторых метаморфических пород (гнейсов, слюдяных и хлоритовых сланцев, амфиболитов и др.). В хорошо образованных кристаллах наблюдается также в жилах альпийского типа с кальцитом, хлоритом, эпидотом, альбитом, адуляром и др.
При воздействии последующих гидротермальных углекислых растворов разлагается с образованием кальцита, кварца и скрытокристаллических рутила или анатаза; иногда переходит в брукит или перовскит. Известны также псевдоморфозы граната по титаниту.
В зоне выветривания, как химически устойчивый минерал, накопляется в россыпях, хотя установлены продукты изменения его в так называемой ксантитан в виде бледно-желтых пленок или порошковатого тонкодисперсного вещества, по-видимому, рутила или анатаза с гидроокислами других элементов.
Встречается в апатитовых месторождениях среди нефелино-апатит-титанитовых пород на Кольском полуострове. Наблюдается как в виде неправильных зерен до 1 см в поперечнике, так и в виде призматических, вытянутых по оси с кристаллов с преимущественным развитием призмы {110} (см. рис. 293). Очень оригинальны также игольчатые, радиально-лучистые или волокнистые агрегаты титанита с розоватым или желтоватым оттенком, располагающиеся как более поздние образования между зернами других минералов.
Рис. 293. Призматический кристалл титанита
В Ильменских горах (Урал) титанит различных генераций встречается главным образом в сиенитовых и нефелиново-сиенитовых пегматитах в ассоциации с апатитом, иногда эгирином, магнетитом, ильменитом, за счет которого он нередко образуется, черной слюдой, роговой обманкой, эгиринавгитом и другими минералами. Часто содержит в себе включения этих минералов. Наблюдается в форме хорошо образованных кристаллов (рис. 294), достигающих иногда величины 10–15 см. Некоторые разности его содержат примеси Sr и V.
Рис. 294. Кристаллы титанита из Ильменских гор:
o {001}, n {111}, m {110}, s {021}, k {100}
В Назямских и Шишимских горах (Златоустовский район на Южном Урале) титанит встречается в контактовых образованиях на границе габбро и амфиболитов с известняками. Он наблюдается в бледно-желтых, буровато-желтых, изредка прозрачных бесцветных кристаллах в мраморизованном известняке. Встречаются кристаллы до 300 г весом (музей Горного института в Санкт-Петербурге), как простые, так и богатые комбинации. Описаны оригинальные двойники срастания по (100) таблицеобразной формы. Спутниками титанита являются разнообразные (главным образом кальций- и магнийсодержащие) минералы: диопсид, гранат, эпидот, везувиан, перовскит, хлориты, апатит, кальцит, шпинель, форстерит и др.
Из месторождений зарубежных стран пользуются известностью жилы альпийского типа в ряде мест Швейцарии (Сен-Готтард, Бинненталь, Церматт и др.), где встречаются замечательно образованные прозрачные богатые гранями кристаллы, бледно-зеленого цвета, а также в Пьемонте (Италия) — широкие красноватые или желтоватые кристаллы, в Сен-Марчеле — марганцовистая разновидность (гриновит) и др.
Практическое значение. Титанит, если содержится в значительных массах, может являться сырьем для получения при переработке окиси титана и других соединений.
1 От греч. киртос — кривой, выпуклый (имеется в виду искривленность граней кристаллов).