Минералы классифицируются по химическому составу и кристаллической структуре на следующие группы:
1) самородные элементы;
2) сульфиды и сульфосоли;
3) галоидные соединения (галогениды);
4) оксиды;
5) кислородные соли (карбонаты, сульфаты, вольфраматы, фосфаты, силикаты).
Ниже будут рассмотрены минералы этих групп, входящие в программу курса минералогии для студентов металлургических факультетов высших учебных заведений.
Самородные элементы
Земная кора содержит не более 0,1 % (по массе) самородных элементов (83 минерала). Их добыча связана со значительными трудностями, в связи с чем многие из них особенно высоко ценятся и, являясь эталонами человеческого труда, используются в золотых запасах стран в качестве обеспечения национальной валюты в международной торговле. Генетически связаны с процессами кристаллизации магмы (Pt, алмаз, графит), с гидротермальными (Аu) и осадочными (S) процессами. Самородное железо часто имеет космическое происхождение.
Для самородных металлов характерны чрезвычайно высокая пластичность, металлический блеск, ковкость, тепло- и электропроводность, обусловливаемые металлической связью в кристаллической решетке.
Характерны также высокие плотности. Ими обладают самые тяжелые минералы: невьянскит (до 21,5 г/см 3) и сыссертскит (до 22,5 г/см 3).
Кроме самородных металлов (Ru, Rh, Pd, Аg, Os, Ir, Pt, Au, Fe, Cu, Ni, Нg) встречаются также самородные металлоиды (As, Sb, Bi) и неметаллы (S, Se, Те, С).
Золото, Au. Название от лат. "Soil" - знака солнца у алхимиков. Совершенно чистое, т.н. "губчатое" золото встречается редко. Образует непрерывный ряд твердых растворов с серебром (кюстелит содержит до 20 % Au; электрум - свыше 20 % Au), от которого золото белеет, а также с медью (купроаурид содержит до 20 % Си), примесь которой придает золоту красноватый оттенок. Висмутаурит содержит до 4 % Bi; порпецит - до 11 % Pd и до 4 % Аg.
Золотой самородок весом более 70 кг. В гарвардском музее (Natural History). Фото: Olivier Chafik
Кристаллы золота (октаэдры, додекаэдры и кубы) встречаются редко. Характерны неправильной формы зерна, вкрапленные в кварц. Коренные месторождения золота образуются при движении термальных вод по трещинам и порам в кварце. Часто выпадает из растворов вместе с сульфидами. При выветривании коренных месторождений вода выносит крупицы золота в ручьи, реки, на дне которых образуются россыпи золота, добываемые драгами.
Поликсен, Pt. Название от греч. "поли" - много, "ксенос" – чужой (имеется в виду наличие многочисленных примесей в Pt). В технике и быту называют платиной (от испанского "плата" - серебро), т.е. похожая на серебро, "серебрецо". Содержит до 30 % Fe, что дает минералу магнитность (до 14 % Си; до 7 % Pd, до 7 % Ir; до 4 % Ro, до 6%Ni).
Pt кристаллизуется в виде мелких зерен в ультраосновных магмах. Характерные признаки: стально-серый цвет, металлический блеск, высокая плотность. Растворяется только в нагретой царской водке, что позволяет отличить Pt от похожего серебра. Необычайно пластична: из 1 г изготавливается до 500 км проволоки. Присутствие иридия в Pt повышает ее твердость до 7. Используется в качестве катализатора в химии, для изготовления химических тиглей, термопар.
Железо, Fe. Самородное железо бывает теллурическим (т.е. земным) и метеоритным (т.е. космическим). Самородный чугун (теллурическое железо) образуется при взаимодействии железистой магмы с углем, графитом или при подземных пожарах угольных пластов на контакте с железной рудой. Метеоритное железо (феррит) содержит обычно включения троилита (FeS), муссонита SiC и когенита (Fe3С). В подавляющем большинстве случаев содержит много Ni (до 48 %), который распределен в метеоритах неравномерно, концентрируясь полосами, пересекающимися в шлифе под углом друг к другу. Это чередование светлых и темных полос (видманштеттова структура) характерно для метеоритного железа и особенно хорошо выявляется при травлении шлифов слабым спиртовым раствором HN03. Метеоритное железо изредка наблюдается в форме правильных кубов (гексаэдрическое железо) и октаэдров (октаэдрическое железо). Обычно в виде оплавленных масс неокругленной формы с характерными пальцеобразными впадинами на поверхности. Так называемое "палласово железо" содержит в себе включения оливина (MgFeSiO4). Мезосидерит содержит включения железа в массе силикатов. Две последние разновидности метеоритового железа относятся к так называемым железокаменным метеоритам.
Сера, S. Характерны алмазный блеск, желтый цвет, хрупкость; горит синим пламенем, распространяя запах сернистого ангидрида. Образуется при выветривании гипса CaS04. 2 Н2О и сульфидов с участием микробов, а также при окислении сероводорода, выделяющегося из вулканов: Н2S + О2 = 2Н2O + S. Используется для приготовления пороха, для вулканизации резины, в медицине и химии.
Месторождения: о. Сицилия (Италия), Средняя Азия (Шор-Су) и в Поволжье (район г. Твери).
Графит, С. Название от греч. "графо" - пишут; имеется в виду способность графита оставлять черную черту на бумаге. Образуется при кристаллизации из магмы при высоких температурах и низких давлениях, а также при природном коксовании углей на их контактах с магмой.
Разновидности: скрытокристаллический графит и аморфный шунгит. Графит жирен на ощупь, пишет по бумаге. От похожего молибденита отличается более черным цветом и меньшим блеском.
Применяется для изготовления электродов и огнеупорных блоков, графитовых блоков для атомных реакторов.
Месторождения: о. Цейлон, о. Мадагаскар, Австралия.
Алмаз, С. Название от греч. "адамас" - непреодолимый (имелась в виду необычайная твердость алмаза). Кристаллизуется из ультраосновной магмы в виде октаэдров при давления свыше 10 ГПа. и температурах около 2000 °С. Алмаз, вероятно, кристаллизуется из магмы первым на больших глубинах, после чего выносится жидкой магмой к дневной поверхности через жерла гигантских вулканов. Остатки таких вулканических трубок (диатрем), заполненных ультраосновной магмой, подвергшейся выветриванию в течение 140 - 150 млн. лет, находят в наше время в Якутии (Россия) и в ЮАР.
Смесь остатков оливина с продуктами его распада, представляющая собой зеленовато-синюю глину, называется кимберлитом.
Сульфиды
Земная кора содержит не более 0,15 % (по массе) минералов этой группы (230 минералов). С химической точки зрения эти соединения являются солями сероводородной кислоты. Существуют как сульфиды строго стехиометрического состава (FeS2, CuFeS2 и т.п.), так и соединения, в которых содержание серы меняется в определенных пределах (полисульфиды, например FeSx, где х = 1,0.1 - 1,14).
Характерны ионные кристаллические решетки. Большинство сульфидов тяжелые, мягкие, блестящие. Обладают высокой электропроводностью. В большинстве случаев гидротермального происхождения, иногда продукт кристаллизации сульфидной магмы, При выветривании в зоне окисления сульфиды переходят сначала в сульфаты, а затем в оксиды, гидрооксиды, карбонаты.
Сульфиды представляют собой рудную базу цветной металлургии и являются сырьем для производства серной кислоты. Так как сера придает стали красноломкость, присутствие сульфидов в железных рудах снижает их качество. Перед доменной плавкой пылеватые железные руды подвергают окускованию на агломерационных фабриках. В ходе агломерации удается удалить из руды до 99 % сульфидной серы.
Пирит, FeS2. Название от греч. "пир"- огонь (дает устойчивую искру при ударе металлическим предметом; использовался в получении искры в старинных ружьях). Синонимы: серный колчедан, железный колчедан. Ромбическая разновидность называется марказитом. Характерны соломенно-желтый цвет, черная черта, кубический, пентагон-додекаэдрический и октаэдрический облик кристаллов, штриховатость граней, ориентированная перпендикулярно к каждой соседней грани. Важнейшее сырье для получения серной кислоты; месторождения: Урал (Россия), Рио Тинто (Испания).
Пирротин, FeS. Название от греч. "пиррос" - красноватый. Синоним - магнитный колчедан. Троилит представляет собой стехиометрическую разновидность, встречающуюся в метеоритах. Обычно в пирротине несколько больше серы (FeSх, где х =1,01 - 1,14). Характерны металлический блеск, бронзово-желтый цвет, магнитность. Обычно в ассоциации с другими сульфидами гидротермальный. Сырье для производства серной кислоты. Вредная примесь в железных рудах.
Арсенопирит, FeAsS. Синонимы: ядовитый мышьяковый колчедан, миспикель. Данаит и глаукодот - разновидности, содержащие соответственно до 9 и до 22 % Со. Характерны: металлический блеск, оловянно-белый цвет, удлиненные шестоватые, игольчатые кристаллы призматического облика. Гидротермальный. Руда на As и Со. Многочисленные месторождения на Урале и в Сибири, г. Болидэн (Швеция). Присутствие арсенопирита, аурипигмента (Аs2S3), реальгара (AsS), скородита (FeAsO4. 2Н2O) и других мышьяковых минералов в железных рудах недопустимо, так как мышьяк является сильнейшим ядом, что препятствует изготовлению кастрюль, консервных банок, ложек, ножей и вилок из стали, содержащей хотя бы следы мышьяка. Изготовление из такой стали рельсов и балок также нежелательно, так как в дальнейшем постепенно заражается мышьяком весь металлолом страны. В Украине керченские бурые железняки содержат до 0,1 % As в составе скородита.
Халькопирит, CuFeS2. Название от греч. "халькос" - медь; "пир" - огонь. Синоним - медный колчедан. Кубическая разновидность называется талнахитом. Обычно встречается в сплошных массах и зернах. Гидротермальный. Характерны: металлический блеск, зеленовато-желтый цвет с яркой пестрой побежалостью, черная черта. Важнейшая медная руда.
Борнит, Cu5FeS4. Название дано в честь австрийского минералога Иоахима фон Борна (1742 - 1791 гг.). Синонимы: пестрая медная руда, павлинья руда. Встречается всегда в сплошных массах и в виде вкрапленных зерен. Гидротермальный. Характерны: металлический блеск, синяя побежалость. При царапании стальным ножом выявляется истинный медно-красный цвет минерала. Ценная медная руда. Месторождения: Бьютт (штат Монтана, США), Морокоча (Перу), Брадэн (Чили), Нельды (Казахстан).
Галенит, PbS. Название от лат. "галена" - свинцовая руда. Синоним - свинцовый блеск. Кристаллы имеют кубическую форму. Характерны: сильный металлический блеск, совершенная спайность по кубу, свинцово-серый цвет, мягкость. Важнейшая свинцовая руда. Месторождения: Турланское (Туркмения), Садонское (Сев. Кавказ Россия), Дальнегорск (Дальний Восток, Россия), Ледвилл (штат Колорадо, США), Брокен Хилл (Австралия), долина реки Миссисипи в штате Миссури (США). Присутствие галенита в железных рудах, как это имеет место на Алтае, недопустимо и совершенно обесценивает руду. Свинец легко восстанавливается в доменной печи, входит в швы кирпичной кладки в лещади и горне, что приводит к всплыванию кирпича, быстрому разрушению кладки и к тяжелым авариям, связанным с прорывами горна и вытеканием чугуна из доменной печи через ее фундамент, стенки горна.
Сфалерит, ZnS. Название от греч. "сфалерос" - обманчивый (сфалерит часто путают с другими минералами). Синоним: цинковая обманка.
Разновидности: черные марматит и кристофит, коричневый пршибрамит, светлый - клейофан. Гексагональный ZnS называется вюрцитом. Гидротермальный. Характерны: металлический блеск, тетраэдрический облик кристаллов, чем отличается от похожего по цвету вольфрамита (MnFeWО4). Важнейшая цинковая руда. Месторождения: Пршибрам (Чехия), Сантадер (Испания), Джоплин (штат Миссури, США). Присутствие сфалерита в железных рудах недопустимо. В доменной печи пары цинка и цинкита конденсируются в швах кладки шахты, что приводит к ее вспучиванию, к разрыву герметичного кожуха печи и к тяжелым авариям.
Молибденит, МоS2. Название от греч. "молибдос" - свинец (предполагали присутствие свинца в минерале; молибден был открыт позже и назван по названию минерала). Синоним - молибденовый блеск. Характерны: совершенная спайность в листоватых чешуйчатых агрегатах, сильный металлический блеск, Низкая твердость (царапается ногтем), пишет по бумаге. Светлее графита. Гидротермальный. Важнейшая руда на Мо. Месторождения: Тырныауз (Сев. Кавказ, Россия), Клаймэкс (штат Колорадо, США).
Киноварь, HgS. Название от индийского "кровь дракона" (связано с интенсивным красным цветом минерала). Синоним - циннабарит. В скрытокристаллических массах, называемых "печенковой рудой", и в виде намазок и налетов. Гидротермальная. Легко отличается по цвету и высокой плотности. Важнейшая руда на ртуть. Месторождения: Никитовка (Донбасс, Украина), Альмадэн (Испания), Идрия (Югославия), Нью Идрия и Нью Альмадэн (Калифорния, США).
Антимонит, Sb2S3. Название от лат. "антимониум" - сурьма.
Синонимы - сурьмяный блеск, стибнит. Обычно в виде призматических, игольчатых кристаллов с вертикальной штриховкой с ярким металлическим блеском. Совершенная спайность. Гидротермальный. Важнейшая руда на сурьму, месторождения: о. Шикоку (Япония), Раздольнинское (Красноярский край, Россия).
Галоидные соединения
Земная кора содержит около 0,5 % (по массе) галоидных соединений, которые имеют гидротермальное или осадочное происхождение. Флюорит встречается часто в пегматитовых жилах. С химической точки зрения эти минералы являются солями кислот: HF, HI, HBr, HCI. Характерны: стеклянный блеск, малые плотности, растворимость в воде. Галоидные соединения имеют ионные решетки.
Металлургия использует большие количества флюорита для разжижения шлаков. Галоидные соединения находят широкое применение в химии, в сельском хозяйстве (удобрения), в пищевой промышленности.
Флюорит, CaF. Название от итал. "флюоре" - течь (добавки флюорита разжижают металлургические шлаки). Синоним: плавиковый шпат. Гидротермальный или магматический (в пегматитовых жилах). Встречается в виде кубических и октаэдрических кристаллов, или в сплошных зернистых массах. Бесцветен или окрашен в зеленый, фиолетовый цвета. Характерна флюоресценция, т.е. свечение в рентгеновских лучах. Совершенная спайность по октаэдру.
Галит, NaCl. Название от греч. "галос" - море (имеется в виду получение соли выпариванием морской воды, содержащей в 1 литре 35 г солей и в том числе 78 % NaCI, 11 % МgСl2, остальное MgSO4, CaSO4, и др.). Синоним: каменная соль. Характерны растворимость в воде, весьма совершенная спайность по кубу. Часто в виде кристаллов кубической формы, или в сплошных массах. Обычно прозрачен, бесцветен, но примеси окрашивают галит в серый, желтый, красный и черный цвета. Используется как руда на натрий, а также для приготовления электролитов, в пищевой промышленности. Месторождения: г. Суэц (Египет), Величка (Польша), Пенджаб (Индия), Славяновское (Донбасс), Соликамское (Урал).
Сильвин, KCI. Назван по имени голландского врача Сильвия де-ля Баш. Осадочный. Обычно в виде сплошных зернистых масс, реже в виде кубов. Бесцветен, молочно-белого цвета, розовый и красный. Характерен парагенезис с галитом. Водные растворы имеют горький вкус. Используется в сельском хозяйстве в качестве калийного удобрения, а также в химической промышленности. Месторождения: Соликамск (Урал), Штасфурт (Германия), Нью-Мексико (США).
Карналлит, МgСl2. КСl. 6Н2O. Назван в честь немецкого инженера фон Карналла. Обычно в сплошных или зернистых агрегатах. Горький на вкус. Постепенно расплывается, поглощая воду из атмосферы. От похожего красного галита отличается тем, что при бурении стальным предметом скрипит. Характерны: красный цвет, жирный блеск, горький вкус, отсутствие спайности. Используется для производства магния, как калийное удобрение. Месторождения: Соликамское (Урал), Старобинское (Белоруссия), Прикарпатское (Украина).
Оксиды
Общая характеристика группы дана в табл. 4.1. Земная кора содержит до 17 % (по массе) оксидов. Наиболее распространены кварц (12,6 %), оксиды и гидрооксиды железа (3,9 %), оксиды и гидрооксиды AI, Мn, Ti, Сг. Напомним здесь, что главная масса железорудных и марганцевых руд имеют осадочное происхождение. Минералы группы оксидов являются рудной базой черной металлургии. Важнейшие рудные минералы железных и марганцевых руд: гематит (Fe2O3), магнетит (Fe3O4), бурый железняк (Fе2O3. Н2O), пиролюзит (МnО2), браунит (Мn2O3), гаусманит (Мn3O4), псиломелан (МnO2. МnО. n Н2O), манганит (МnO2. Мn(ОН)2.
Для кристаллических решеток оксидов характерна ионная связь. Оксиды Fe, Mn, Сг, Ti имеют полуметаллический блеск и темную окраску. Эти минералы непрозрачны. Для магнетита (Fe3O4) и ильменита (FеО. ТiO2) характерным свойством является их магнитность.
Магнетит, Fe3O4. Название по месторождению минерала в провинции Магнезия (Греция). Синоним - магнитный железняк. Важная железная руда. Магнетит в чистом виде (без пустой породы) содержит до 72,4 % Fe. В решетке магнетита находятся двух- и трехвалентное железо: FeO. Fе2О3. Вследствие изоморфизма позиции Fе2* и Fe3* могут занимать близкие по размеру катионы соответствующей валентности. Это дает огромную гамму минералов на базе магнетита: кальциевый магнетит (Са; Fe)О. Fе2О3, магномагнетит (Мg, Fe)0. Fе2О3, магнезиоферрит МgО. Fе2О3. Хромомагнетит FeO. (Fe, Сг)2О3, алюмомагнетит FeO. (Fe, А1)2О3. Титаномагнетиты могут содержать Ti в кристаллической решетке магнетита (TiO. Fе2О3 - ульвёшпинель) или в составе ильменита (FeO. ТiO2), с которым совместно кристаллизовался магнетит. Ясно, что механическое разделение Ti от Fe возможно только в ильмените.
В зоне окисления магнетит постепенно превращается в гематит под действием кислорода воздуха. Продукты окисления магнетита в природе называются полумартитами и мартитами.
Хотя в технике монооксид двухвалентного железа (FeO, вюстит) получают в ходе доменного процесса миллионами тонн, в природе он крайне редок (FeO, иоцит). В зоне окисления присутствуют, таким образом, только высшие оксиды железа: магнетит (Fe3O4), гематит (Fе2O3) и гидрооксиды (Fе2O3 nН2O).
Чаще всего магнетит образует сплошные зернистые массы черного цвета. Иногда он встречается в виде правильных октаэдрических кристаллов. От похожего хромита отличается черной чертой и сильной магнитностью.
Таблица 4.1 - Оксиды
| Научное название минерала | Другие названия | Химическая формула | Крист. решетка | Блеск | Цвет | Твердость по Моосу |
| Магнетит | Магнитный | Fe3O4 | Куб. | Полумет. | Черный | 5,5-6 |
| Гематит | Красный железняк | Fe2O3 | Тригон. | Полумет. | Черный, стальной, красный | 5,5-6 |
| Гётит | Бурый железняк | Fe2О2. Н2О | Ромб. | Алм., полу метал. | Темно-бурый | 4,5-5,5 |
| Хромит | Хромистый железняк | FeO. Сr2O3 | Куб. | Метал. | Черный | 5,5-7,5 |
| Ильменит | Титани-стый железняк | FeO. TiO; | Триг. | Полуметал. | Черный, стальной | 5-6 |
| Пиролюзит | - | МnO2; | Тетраг. | Полуметал. | Черный | 5-6 |
| Браунит | - | Мn2O3 | Полуметал. | Черный | 6 | |
| Корунд | - | Аl2O3 | Триг. | Стекл. | Синеватый, желто-серый | 9 |
| Кварц | - | SiO2 | Триг. | Стекл. | Бесцветный | 7 |
Гематит, a- Fе2O3. Название связано с красным цветом минерала и его черты ("гематикос" - греч. - кровавый). Синоним - красный железняк. В природе и технике существует также тетрагональная разновидность этого оксида - маггемит (оксимагнетит), g-Fе2O3.
Встречается в виде сплошных плотных скрытокристаллических масс или в виде полосчатой руды, в которой рудное вещество располагается среди полос кварцевой пустой породы. Кристаллы имеют пластинчатый, ромбоэдрический облик. Цвет вишнево-красный, железо-черный, стально-серый. Черта вишнево-красная. Натечные разновидности с гладкой красной поверхностью называются красной стеклянной головой. Крупнокристаллическая разновидность темного стального цвета - железный блеск (спекулярит). Под действием горного давления возникают листоватые, чешуйчатые разновидности гематита - железная слюдка, железная сметана. Большая часть добываемой гематитовой руды относится к докембрийским осадочным рудам. Как уже указывалось, на долю гематитовых и мартитовых руд приходится в настоящее время до 90 % мировой выплавки чугуна. В чистом виде содержит до 70 % Fe. Крупнейшее месторождение – Кривой рог, Украина.
Гётит, Fе3О4. Н2O. Назван в честь немецкого поэта Гёте.Существует ряд бурых железняков, которые отличаются друг от друга количеством гидратной воды: гидрогематит Fe2O3.
В этом ряду лишь гётит имеет собственную фиксированную рентгенограмму. Гидрогётит, лимонит, ксантосидерит и лимнит представляют собой твердые растворы воды в гётите; гидрогематит - твердый раствор воды в гематите. Турьит - механическая смесь гидрогематита и гётита. Истинная формула бурого железняка может быть определена прокаливанием его пробы до постоянной массы. Отметим также натечную разновидность бурого железняка - бурую стеклянную голову, а также прозрачную слюдку-лепидокрокит (FеО. ОН). Подавляющая масса бурого железняка осадочного происхождения имеет оолитовую структуру. Важная железная руда. В чистом виде содержит до 66,1 % Fе.
Хромит, (FеО Сr2O3). Синоним: хромистый железняк. Магматический. Разновидности: алюмохромит (FеО. (Сг, А1)2O3, магнохромит (Fе., Мg)0. Сr2O3, хромпикотит (Fе, Мg)0. (Сг, А1)2O3. В паре со светлым змеевиком Мg6 (ОН)3 хромит дает структуры, по виду напоминающие крыло рябчика ("хромит - рябчик"). Встречается обычно в виде сплошных зернистых агрегатов или отдельных вкрапленных зерен. От похожего магнетита отличается бурой чертой и отсутствием магнитности. Важнейшая руда на хром. Месторождения: Кемпирсайское (Актюбинская область), Сарановское (Сев. Урал), Зимбабве (Африка).
Ильменит (FeO. TiO2). Название от Ильменских гор (Южный Урал). Синоним: титанистый железняк, пикроильменит (Мg, Fе)О. TiO2. Облик кристаллов толстотаблитчатый, ромбоэдрический. От похожего темного гематита отличается слабой магнитностью, буро-черной чертой. Магматического: Эксрсунд (Норвегия), Айрон-Маунтин (штат Вайоминг, США), Аккард-Лейк (Квебек, Канада).
Пиролюзит (МnО3). Название от греч. "пиро" - огонь и "люзис" - уничтожено (добавки пиролюзита уничтожают цветные окраски стекла). Хорошо ограненный пиролюзит называют полианитом. Осадочный. Характерные свойства: мягкий, оолитовый, землистый, черного цвета, пачкает руки. Важнейшая марганцевая руда, широко используемая при выплавке чугуна и стали, ферросплавов. Месторождения: Никопольское (Украина), Чиатурское (Грузия).
Браунит (Мn2O3). Название в честь немецкого химика К. Брауна. Разновидности содержат до 8 % SiO2 в виде механической тонкораспыленной примеси и до 10 % Fе, входящего в кристаллическую решетку минерала (Мn, Fе)2O3. Чаще всего наблюдается в виде склеенных зернистых агрегатов. Заметная спайность. От похожего пиролюзита отличается буроватым цветом черты, повышенной твердостью.
Корунд (А12O3). Название имеет индийское происхождение. Обычно в бочковидных, столбчатых, пирамидальных кристаллах синеватого, желто-серого, красноватого цвета. Прозрачные кристаллы корунда окрашены в различные цвета и являются драгоценными его разновидностями: лейкосапфир (бесцветный), рубин (красный), сапфир (синий), восточный топаз (желтый), восточный изумруд (зеленый) и восточный аметист (фиолетовый). Все перечисленные разновидности корунда имеют твердость 9, уступая лишь алмазу. В связи с этим восточные топаз, аметист и изумруд ценятся выше, чем обычные топаз (тв. 8), аметист (тв. 7) и изумруд (тв. 7,5 - 8). Легко определяется по цвету, форме кристаллов и высокой твердости. Широко используется в абразивной промышленности, где из корундового порошка изготавливают точильные круги, шлифовальные порошки.
Гидрооксиды алюминия гиббсит Аl(ОН)3, гидрагиллит Аl(OН)3, бёмит (АlO ОН) и диаспор (АlO. ОН) составляют основу боксита - ценного сырья, используемого для выплавки алюминия - или при производстве огнеупоров. Боксит кирпично-красного или красно-бурого цвета отличается от похожего бурого железняка красной чертой, а от красных глин тем, что не образует с водой пластичной массы. Месторождения боксита: Красная Шапочка, Североуральск, Ивдельск, Алапаевка (все на Урале),
Кварц (SiO2). Название от нем. "куерэрц" - поперечная руда (имеются в виду кварцевые жилы, располагающиеся обычно по трещинам поперек направления пластов горных пород). Кристаллы кварца имеют облик псевдогексагональных призм и дипирамид с характерной поперечной штриховкой граней призм. Земная кора содержит до 13 % (по массе) кварца, который является самым распространенным минералом на земле. Происхождение магматическое и гидротермальное. Легко узнается по форме кристаллов, раковистому излому и отсутствию спайности, высокой твердости.
Разновидности кварца: прозрачный бесцветный - горный хрусталь, прозрачные: желтый - цитрин, фиолетовый - аметист, дымчатый - раухтопаз (дымчатый кварц). Черный непрозрачный - морион.
Скрытокристаллическая непрозрачная разновидность (SiO2) с матовой поверхностью и восковым блеском называется халцедоном. Обычно белого цвета, натечный, аморфный, твердость 7, непрозрачный, спайность отсутствует. Разновидности, сердолик (красный), сардер (буро-коричневый), сапфирин (молочно-синий), плазма и хризопраз (зеленые), гелиотроп (зеленый с красными пятнами). Обычно халцедон имеет зональное строение; при этом пористость зон различна. При прохождении природных или технических водных растворов по порам происходит окрашивание этих зон. Так получается агат, т.е. зонально окрашенный халцедон.
Твердый аморфный гидрогель кварца (SiO2. Н2О) называется опалом. Его прозрачные разновидности драгоценны. Опал распознается по эмалевидному излому, высокой твердости.
Драгоценные разновидности кварца, халцедона, агаты и опалы широко используются в ювелирном деле. Кварц используется также в промышленности: в оптике, для изготовления пьезокварцевых пластинок для звукоснимателей, в точной механике для изготовления опорных подшипников и подпятников, для изготовления химической посуды, а также в огнеупорном и стекольном производстве.
Карбонаты, сульфаты, вольфраматы, фосфаты
Общая характеристика групп дана в табл. 4.2. Карбонаты, составляющие около 1,7 % от массы земной коры, являются осадочными или гидротермальными минералами. С химической точки зрения это соли угольной кислоты – Н2СО3. Карбонаты имеют ионные кристаллические решетки; характерны малые плотности, стеклянный блеск, светлая окраска (за исключением карбонатов меди), твердость 3-5, реакция с разбавленной НСl. Карбонаты широко используются в черной металлургии в качестве флюса и как сырье для производства огнеупоров и извести.
Земная кора содержит 0,1 % (по массе) сульфатов, имеющих в основном химическое осадочное происхождение и представляющих собой соли серной кислоты Н2SO4. Обычно это мягкие, легкие, светлые минералы. Внешне они похожи на карбонаты, но не реагируют с НСl. Сульфаты используются в химической и строительной промышленности. Они являются чрезвычайно вредной примесью в железных рудах, так как при агломерации удается удалить в газовую фазу не более 60 - 70 % сульфатной серы.
Фосфаты имеют магматическое (апатит) и осадочное (фосфорит) происхождение. Вольфраматы встречаются чаще в гидротермальных и пегматитовых жилах.
Кальцит, СаСО3. Название от греч. "кальк" - жженая известь.
Синоним - известковый шпат. Осадочный органогенный, гидротермальный. Кристаллы в форме ромбоэдров. Совершенная спайность по ромбоэдру. Вскипает под действием разбавленной НСl на холоду. Разновидности: прозрачный, бесцветный - исландский шпат, ромбический белый - арагонит. В основном из кальцита состоят толщи осадочных пород: мела, известняка, мрамора. Из кальцита состоит и известковый туф - травертин.
Черная металлургия потребляет миллионы тонн известняка в качестве флюса. Кроме того, известняк обжигают на известь в строительной промышленности. Исландский шпат используется в оптике для изготовления поляризаторов.
Магнезит, МgСО3. Назван в честь греческой провинции Магнезия. Синоним: магнезиальный шпат. Облик кристаллов ромбоэдрический с совершенной спайностью по ромбоэдру. В большинстве случаев встречается в виде зернистых агрегатов снежно-белого цвета с раковистым изломом ("аморфный" магнезит) и в серых удлиненных зернах. Гидротермальный. Важное сырье для производства огнеупорного кирпича и заправочных порошков. Использование доломитизированного известняка улучшает качество агломерата, окатышей и снижает вязкость доменных шлаков. Месторождения: Саткинское (Россия), Вейч (Австрия), Ляо Тун и Шен-Кин (Сев. вост. Китай), Квебекское (Канада).
Малахит, CuCO3 × Cu(OH)2. Название от греч. "малахэ" - мальва (имеется в виду зеленый цвет листьев мальвы). Азурит, 2CuCO3 × Cu(OH)2. Название от персидского "лазвард" - голубой. Натечные, землистые, концентрически скорлуповатые. Вскипает под действием разбавленной HCl. Используются как декоративные поделочные камни, руды на медь.
Сидерит, FeCO3. Название от греч. слова, обозначающего железо. Синоним - железный шпат. Обычно в зернистых желтовато-белых, буроватых массах. Реагирует с холодной НС1, капля которой окрашивается в зеленый цвет. Гидротермальный. Сидерит содержит до 48,3 % Fe и используется в качестве железной руды. Месторождения:
Бакальское (Юж. Урал), Керченское (Украина).
Родохрозит, MnCO3. Название от греч. "родон" - роза и "хрос" – цвет. Синоним: марганцевый шпат. Обычно в виде зернистых агрегатов розового, малинового цвета, черта белая. Реагирует с холодной HCl. Гидротермальный. Используется в качестве марганцевой руды. Месторождения: Чиатурское (Грузия), Полуночное (Сев. Урал), Оброчище (г. Варна, Болгария).
Гипс, CaSO4 × 2H2O. Название от греч. термина, относившегося к обожженному гипсу и к штукатурке. Разновидности: волокнистый гипс - селенит; пластинчатый, прозрачный - "марьино стекло"; тонкозернистая плотная массивная разновидность - алебастр. Технический алебастр (CaSO4 × 0,5H2O) получают обжигом гипса. Характерны таблитчатые кристаллы с совершенной спайностью, двойники срастания и другие, напоминающие розы. От похожего ангидрида отличается меньшей твердостью. От кальцита - отсутствием реакции с НС1. Используется в строительном деле, в химии и в медицине, а также для изготовления скульптур и предметов искусства. Месторождения: на западном склоне Урала, Артемовское (Донбасс) и во многих других районах.
Барит, ВаSO4. Название от греч. "барос" - тяжесть. Синоним тяжелый шпат. Встречается в виде белых, серых таблитчатых кристаллов с совершенной спайностью, а чаще в виде зернистых агрегатов. Легко отличается от карбонатов по высокой плотности и отсутствию реакции с НС1; от других сульфатов и от силикатов - по плотности. Используется в нефтяном деле для цементации рыхлых пород в стенках скважин, в химии, а также для изготовления "баритовой штукатурки", поглощающей рентгеновские лучи в лабораториях и больницах. Вредная примесь в железных рудах. Месторождения: в Грузии, Туркмении, Центр. Казахстане и на Южном Урале.
Вольфрамит, (Mn, Fe)WO4. Название от нем. "волчья пена" (примесь этого минерала к оловянным рудам дает при их проплавке шлак цвета волчьей шерсти). Синоним: Волчец. Обычно в виде толстотаблитчатых и призматических кристаллов со штриховкой на гранях или в виде зернистых агрегатов. Характерны буровато-черный цвет, бурая черта и высокая плотность. Важнейшая руда на вольфрам. Используется в металлургии для получения твердых сплавов и быстрорежущих инструментов, а также в электротехнической промышленности для изготовления нитей накаливания в электролампах и рентгеновских трубках. Месторождения: Юнань (КНР), на полуострове Малакка и в Бирме, Корнуэл (Англия), Бейра-Бейкс (Португалия), Тана (Боливия), Боулдэр (Колорадо, США).
Шеелит, CaWO4. Назван в честь шведского химика Шееле (1742 -1786 гг.). Встречается в дипирамидальных, псевдооктаэдрических кристаллах, а также в виде неправильной формы включений желтоватого цвета с алмазным блеском и явной спайностью. Вторая по значению вольфрамовая руда. Месторождения: Ср. Азия, Саксония, Циннвальд (Чехия), Пьемонт (Италия), Андалузия (Испания), Хуанкайя (Перу), штаты Калифорния, Аризона, Невада, Коннектикут (США).
Апатит. Название от греч. "апатао" - обманываю (похож на драгоценный берилл (изумруд) и турмалин, что затрудняло диагностику). Наиболее распространен фторапатит Ca53F или 3 × CaF2, но встречается и хлорапатит - Ca53Cl или 3 × CaCl2. Встречается в виде шестигранных призм и игл бледно-зеленого, изумрудно-зеленого и голубого цвета. Излом неровный, раковистый. Широко распространен также в виде зернистых, плотных масс белого цвета. От драгоценных изумруда и аквамарина отличается меньшей твердостью (апатит не царапает стекла).
Вместе с виванитом Fe32 × 8H2O ("синяя земля") апатит является обычно основным носителем фосфора в железных рудах; присутствие этих минералов в железной руде затрудняет металлургический передел, обесценивает руду, так как фосфор придает стали хладноломкость.
М агматические горные породы образуются в результате затвердевания магм, которые выходят в нижнюю часть земной коры или в верхнюю мантию. При подъёме вверх во время геотектонических процессов магмы теряют температуру и затвердевают. При затвердевании их до выхода на поверхность земли образуются породы, которые получили название интрузивных или плутонических.
Горные породы, образовавшиеся на большой глубине - более 2 км, называются также абиссальными или глубинными. Магмы, достигшие земной поверхности в жидком состоянии и излившиеся из вулканов, образуют эффузивные или вулканические горные породы. Они называются также излившимися породами.
Вопрос о происхождении магмы и ее распространении в глубинах Земли окончательно пока не выяснен. Существуют гипотезы, по которым большинство частных магм происходит из двух-трех первоначальных или из одной общей магмы. Согласно гипотезе Левинсона—Лессинга и более поздним работам , существуют две магмы — кислая, содержащая около 73% кремнекислоты, и основная, с 50—53% кремнекислоты.
Основанием для такого заключения послужило то, что именно такое содержание кремнекислоты имеют наиболее распространенные изверженные породы — кислые (граниты и др.) и основные ( ы и др.) . По другой гипотезе , первичной является только основная (базальтовая) магма, поскольку соответствующие ей породы распространены в виде продуктов вулканических извержений. Другие породы, в том числе и кислые, образовались за счет дифференциации базальтовой магмы — процесса распада однородной магмы на фракции разного состава, что и привело в конечном итоге к появлению разных пород.
Дифференциация в жидкой фазе называется магматической (докристаллизационной); дифференциация, вызванная появлением кристаллов,— кристаллизационной. Магматическая дифференциация может быть вызвана ликвацией, газовым переносом и диффузией.
Теория кристаллизационной дифференциации предполагает, что разнообразные горные породы возникают в процессе кристаллизации родоначальной магмы. Равновесный процесс кристаллизации расплава жидкой магмы при охлаждении протекает в соответствии с законами физической химии. Вид выпадающих кристаллических фаз, порядок их выпадения при кристаллизации определяются химическим составом расплава и свойствами минералов данной физико-химической системы.
Каждый минерал имеет определенную температуру кристаллизации, поэтому при охлаждении расплава первыми выпадают минералы с наиболее высокой температурой кристаллизации. В результате выделения кристаллов первого минерала состав жидкой фазы изменяется, вследствие чего при дальнейшем охлаждении выпадают кристаллы другого минерала, с более низкой температурой кристаллизации.
Среди горных пород в соответствии с главными геологическими процессами, которые приводят к их образованию, различают три генетических класса:
1) магматические горные породы — продукты затвердевания природных силикатных расплавов (магм);
2) осадочные горные породы — продукты преобразования осадков, накопившихся на земной поверхности в результате разложения других, ранее существовавших пород и жизнедеятельности организмов;
3) метаморфические горные породы — продукты перекристаллизации магматических и осадочных пород без их расплавления.
Таблица 1
Средний минеральный состав магматических горных пород
Из данных таблицы видно, что самыми распространенными минералами являются полевые шпаты, сумма которых составляет более 60% от общего объема всех магматических пород.
Минеральный состав горных пород зависит от химического состава магмы и от условий ее кристаллизации. Условия кристаллизации определяют появление тех или иных минералов, в частности образование полиморфных разновидностей. Так, калиевый полевой шпат в эффузивных породах кристаллизуется в форме санидина, а в интрузивных породах — ортоклаза или микроклина. Роговые обманки кристаллизуются только в глубинных условиях, а при застывании лавы на земной поверхности вместо них образуются пироксены. Такой минерал, как лейцит, может образоваться лишь в эффузивных породах, а в интрузивных породах он заменяется смесью ортоклаза и нефелина.
Таким образом, хотя минеральный состав и определяется в первую очередь химическим составом магмы, возможны некоторые его варианты, зависящие от условий образования породы. Поэтому минеральный состав, как наиболее существенная особенность магматических горных пород, положен в основу их классификации. Использование минерального состава вместо химического для классификации магматических пород имеет также то преимущество, что минералы доступны для непосредственного наблюдения и легко диагностируются с помощью поляризационного микроскопа.
Магматические горные породы (изверженные) образуются в результате остывания магмы и её кристаллизации. Магма - это огненно жидкий силикатный расплав, содержащий различные элементы, их окислы и летучие компоненты (углекислота, вода, хлор, фтор и др. эл-ты).
Если застывание магмы происходит в глубине земной коры под покровом вышележащих пород, то здесь остывание проходит медленно, вся магма успевает закристаллизоваться, образуя полнокристаллические зернистые породы. Когда процесс остывания магмы проходит на поверхности земли, то происходит отделение летучих компонентов. В этом случае породы иногда имеют стекловатую структуру, не являясь полностью закристаллизованными.
Виды структур:
Полнокристаллические - интрузивные горные породы, образовавшиеся в глубоких недрах земли.
Полукристаллические - эффузивные (и некоторые гипобиссальные), образовавшиеся на небольшой глубине.
Стекловатые (геалиновые) - лавы.
Основные элементы состава магматических горных пород, являются следующие элементы: O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, K, Na, Ti, H.
Виды структур:
Плосчатая - проявляется в чередовании различных по составу полос, образующихся при наследовании текстур осадочных пород или в результате инъекции.
Пятнистая - при наличии в породе участков (пятен), отличающихся по составу, цвету, устойчивости к выветриванию.
Массивная - при отсутствии ориентировки породообразующих минералов.
Плойчатая - когда под влиянием стресса порода собрана в мелкие складки.
Очковая - представляет собой более или менее округлые или овальные агрегаты среди сланцевой массы породы.
Катакластическая - отличается раздроблением и деформацией минералов.
В зависимости от содержания кремнезема и других оксидов изверженные горные породы делятся на следующие
:
ультраосновные , богатые MgO и FeO, но наиболее бедные (менее 45%) SiO2 (дуниты, пироксениты — в интрузивных и пикриты — в эффузивных комплексах);
основные , содержащие от 45 до 55% SiO2, богатые СаО и Аl2Оз, но более бедные MgO, FeO (габбро, нориты—в интрузивных и базальты и диабазы — в эффузивных комплексах);
среднекислые , содержащие от 55 до 65% SiO2, более бедные СаО, но обогащенные щелочами (диориты, кварцевые диориты — в интрузивных; порфириты, андезиты и другие — в эффузивных комплексах);
кислые , содержащие более 65% SiO2, еще более богатые щелочами и более бедные, по сравнению с предыдущими, СаО, MgO, FeO (гранодиориты, граниты — в интрузивных; липариты, кварцевые порфиры — в эффузивных комплексах).
Химический состав соответствующих интрузивных и эффузивных пород очень близок.
Химический и минералогический составы пород взаимосвязаны:
- ультраосновные породы — плагиоклазов нет, присутствуют пироксены, оливины и рудные минералы (перидотит), оливины и рудные минералы (дунит);
- основные породы — характерны основные плагиоклазы, темный минерал, иногда оливин (габбро, диабаз, авгитовый порфир, базальт) ;
- среднекислые породы — щелочный полевой шпат, плагиоклаз, немного темных минералов (сиенит, ортоклазовый порфир, трахит), средний плагиоклаз и темный минерал (диорит, порфирит, андезит);
- кислые породы — только кварц и полевые шпаты (аляскит), кварц, калиевый полевой шпат, кислый плагиоклаз, слюда и реже другие темные минералы (гранит, кварцевый порфир, липарит).
В приведенном описании минералогического состава пород к темным минералам отнесены: в кислых породах — биотит, реже пироксен или амфибол, в основных и средних—пироксен или амфибол, в ультраосновных — пироксен и оливин.
Таким образом, изверженные горные породы имеют различный химический и минералогический составы. Наиболее распространены кислые магматические горные породы (граниты и др.), содержащие свыше 65% SiO2 и состоящие из кварца, полевых шпатов (ортоклаза, микроклина, кислого плагиоклаза — олигоклаза и слюды), и основные (базальты и др.), содержащие 40— 52 % SiO2 и состоящие в основном из основных плагиоклазов (лабрадорита и др.) и пироксенов (авгитов переменного состава).
Интрузивные изверженные горные породы основной группы (габбро) обычно труднодоступны, эффузивные (базальты и диабазы), как правило, представлены мощными, легко доступными поверхностными залежами.
Так как изверженная на поверхность земли в виде лавовых потоков магма быстро затвердевает, то образовавшаяся горная порода обычно имеет мелкокристаллическое строение и содержит значительное количество стекловидной фазы, что облегчает ее плавление. В связи с этим базальты как сырье представляют большой интерес.
В составе магматических пород могут участвовать минералы первичные или, собственно, магматические, и минералы вторичные или постмагматические. К первичным относятся минералы, которые были обнаружены в виде порфировых выделений в эффузивных породах и, следовательно, могут образоваться из магматического расплава. К вторичным, относятся все те минералы, которые не встречаются в форме порфировых выделений.
Первичные минералы по их количественной значимости в составе породы разделяются на главные и акцессорные. При классификации пород по минеральному составу в первую очередь учитывается присутствие или отсутствие главных минералов, их количество, особенности и взаимоотношения.
Главными минералами магматических горных пород являются силикаты и алюмосиликаты. По особенностям химического состава и окраски, обусловленной составом, среди главных минералов различаются цветные — мафические или фемические, содержащие много железа и магния, и светлые— фельсические или салические, содержащие много кремния и алюминия.
К фемическим минералам относятся оливины (форстерит-фаялит), пироксены (энстатит-гиперстен, диопсид, авгит, пижонит, эгирин), амфиболы (роговая обманка обыкновенная и базальтическая, арфведсонит, рибекит), биотит; к салическим— плагиоклазы (альбит-анортит), натри-калиевые полевые шпаты (санидин, ортоклаз, микроклин), кварц, фельдшпатиды (нефелин, лейцит, содалит), мелилит. В тех случаях, когда главные минералы входят в состав породы в небольшом количестве (менее 5%), они описываются как второстепенные составные части.
Акцессорные минералы, обычно составляющие не более 5% от общего объема породы, подразделяются на характерные, присутствующие только в определенных породах, и нехарактерные, встречающиеся в породах разного состава. Характерными акцессорными минералами являются хромит, шпинель, ортит, монацит, перовскит, эвдиалит, шорломит и другие; нехарактерными — апатит, циркон, титанит, магнетит.
Вторичные минералы могут образоваться в разное время после кристаллизации магмы. Иногда они возникают непосредственно из газов и растворов, выделившихся из магмы при ее кристаллизации, а чаще при взаимодействии этих газов и растворов с первичными минералами. Вторичные минералы, образовавшиеся сразу после кристаллизации магмы, получили название эпимагматических. Те из эпимагматических минералов, которые замещают родственные главные минералы (например, мусковит, развивающейся по биотиту, или канкринит — по нефелину), называются викарирующими.
Но вторичные минералы могут образоваться и значительно позже затвердевания магматического расплава, под влиянием растворов, не связанных с происхождением породы. Они могут возникнуть также при процессах выветривания — это экзогенные вторичные минералы.
Достоверное выяснение генезиса вторичных минералов возможно в том случае, если известны геологические условия нахождения горной породы. К вторичным минералам магматических горных пород относятся серпентин, иддингсит, тальк, хлорит, тремолит-актинолит, цоизит, эпидот, мусковит, серицит, каолинит, пренит, цеолиты, карбонаты и др.
Кроме первичных и вторичных минералов, в магматических породах могут присутствовать ксеногенные — чуждые минералы, возникшие за счет загрязнения магмы растворенными в ней обломками осадочных пород.
Базальты являются свежими (кайнотипными) породами темно-серого (до черного) цвета с плотной, редко — пористой массой. Структура базальтов зависит от хода процесса кристаллизации магмы и времени образования породы. Диабазы представляют собой измененные (палеотипные) аналоги базальтов. Их состав, а иногда и структура изменены вследствие образования вторичных минералов, поэтому диабазы часто окрашены в зеленые оттенки.
В состав всех базальтов входят авгит и магнетит. В зависимости от содержания оливина базальты делятся на два типа: без оливина или с незначительным содержанием оливина — толеитовые и платобазальты (разли-чают еще оливиновый толеит); с оливином — оливиновые (щелочные оливиновые) или океанические. В природе существуют и переходные типы базальтов. На примере Камчатки и Большого Донбасса показано наличие тесной генетической связи между толеитовой и щелочной оливиновой магмами, что делает нецелесообразным такое деление базальтов на две группы.
Большее значение имеет классификация базальтов на основании химического состава, который находится в определенном соответствии с их минеральным составом: например, содержание SiO2 увеличивается от мелилититов к базальту обыкновенному. По содержанию SiO2 все базальты делятся на три группы: основные, нейтральные и кислые.
В группу основных базальтов входят: мелилитит оливиновый, мелилитит, нефелинит оливиновый, нефелинит, а также лимбургит и авгитит, которые характеризуются наличием стекловидной фазы. По химическому составу к этой группе относятся базальтовые породы, содержащие до 42% SiO2. Следует отметить, что к группе основных базальтов должны быть отнесены образцы базальтов, доставленные с Луны. В их состав входит 40—42% SiO2. Иногда из группы основных базальтов выделяют ультраосновные (мелилититы и нефелиниты оливиновые) с содержанием SiO2 менее 40%.
В группу нейтральных входят базальты с 43—46% SiO2: базаниты, лейцититы и оливиновые лейцититы. В этих базальтах имеется полевой шпат. К группе кислых базальтов относятся базальт обыкновенный, базальт оливиновый и тефриты (свыше 46% SiO2).
Чтобы избежать путаницы, следует знать, что согласно классификации изверженных горных пород основные, нейтральные и кислые базальты относятся к основным магматическим горным породам.
Характеристики основных породообразующих минералов
ОЛИВИН — группа минералов подкласса островных силикатов, члены изоморфных рядов форстерит Mg2SiO4 — фаялит Fe2SiO4 — тефроит Mn2SiO4. Желтовато-зеленый, оливковый. Твердость 6-7; плотность 3,2-4,4 г/см3. По происхождению магматический (главный минерал многих ультраосновных изверженных пород и каменных метеоритов).
ФОРСТЕРИТ — сырье для огнеупоров. Прозрачный золотисто-зеленый оливин — хризолит — драгоценный камень.
МАГНЕТИТ (магнитный железняк) — минерал подкласса сложных оксидов, FeFe2O4. Железо-черные кристаллы, зернистые массы. Твердость 5,5-6,0; плотность 5,2 г/см3. Ферримагнетик. По происхождению метаморфический (встречается в кварцитах и кристаллических сланцах), контактовометасоматический, магматический (крупные скопления в основных породах). Главная руда железа.
АЛЬБИТ (от лат. albus — белый) — породообразующий минерал группы плагиоклазов, Na. Белые, желтоватые, розоватые кристаллы; агрегаты. Часты двойники. Твердость 6-6,5; плотность ок. 2,6 г/см3.
АНОРТИТ — минерал группы полевых шпатов, Ca. Цвет серый, розовый. Твердость 6-6,5; плотность ок. 2,8 г/см3.
АВГИТ (от греч. auge — блеск) — породообразующий минерал подкласса цепочечных силикатов, (Ca, Mg, Fe2+, Fe3+, Al, Тi) [(Si, Al)2О6]. Примеси Na, K, Mn, реже Ni, V, Cr. Зеленые, бурые до черных кристаллы, сплошные зернистые массы. Твердость 5-6; плотность 3,2-3,6 г/см3. Составная часть преимущественно основных и ультраосновных горных пород.
ПИРОКСЕНЫ — группа минералов подкласса цепочечных силикатов, М’М, где М’ — Li, Na, Ca, Mg, Fe; М — Al, Ti, Cr и др. Кристаллизуются в моноклинной (клинопироксены), реже ромбической (ортопироксены) сингонии. Различают щелочноземельные (диопсид — геденбергит, авгит) и щелочные (эгирин, жадеит, сподумен) пироксены. Главные породообразующие минералы основных и ультраосновных, отчасти щелочных изверженных, реже метаморфических и контактовометасоматических горных пород.
ПЛАГИОКЛАЗЫ — породообразующие минералы подкласса каркасных силикатов. Непрерывный изоморфный ряд альбит Na — анортит Ca. В зависимости от содержания анортитового компонента (в молекулярных %) различают: 0-10 альбит, 10-30 олигоклаз, 30-50 андезин, 50-70 лабрадор, 70-90 битовнит, 90-100 анортит. Твердость 6-6,5; плотность 2,6-2,8 г/см3.
КВАРЦ — SiO2, один из самых распространенных породообразующих минералов; по структуре — каркасный силикат. Кристаллические модификации: гексагональная (b-кварц, устойчив выше 573 °C) и тригональная (a-кварц, устойчив ниже 573 °С). Часты двойники, образует зерна, зернистые кристаллы, агрегаты и сплошные массы. Цвет разнообразный: бесцветный кварц — горный хрусталь, фиолетовый — аметист, дымчатый — раухтопаз, черный — морион, золотистый — цитрин и др. Твердость 7; плотность 2,65 г/см3. Пьезоэлектрик. Кварцевые пески и кварциты используются в керамической и стекольной промышленности; монокристаллы кварца — в оптическом приборостроении и как пьезоэлектрический материал; окрашенные разновидности кварца — в ювелирном деле.
ПОЛЕВЫЕ ШПАТЫ — группа самых распространенных породообразующих минералов подкласса каркасных силикатов; ок. 50% массы земной коры. Изоморфные смеси алюмосиликатов K, Na, Ca, Ba. Белые, розовые, серые и др. Твердость 6-6,5; плотность 2,6-2,8 г/см3. Различают полевые шпаты: кальциево-натриевые — плагиоклазы; щелочные (калиево-натриевые) — ортоклаз, микроклин, санидин и др. и калиево-бариевые.
РОГОВАЯ ОБМАНКА — породообразующий минерал подкласса цепочечных (ленточных) силикатов сложного химического состава. Темно-зеленые (до черных) удлиненные кристаллы, сплошные зернистые массы. Твердость 5,5-6,0; плотность 3,1-3,3 г/см3.
БИОТИТ — породообразующий минерал из группы слюд, K(Mg, Fe)3(OH,F)2. Черные, коричневые, бурые кристаллы, листоватые агрегаты. Твердость 2,5 — 3,5; плотность 2,7 — 3,3 г/см3; легко расщепляется на гибкие листочки. Распространен в изверженных и метаморфических породах; в пегматитах встречаются кристаллы площадью до 7 м2.
МУСКОВИТ — породообразующий материал группы слюд подкласса слоистых силикатов, KAl2(OH,F)2. Светло-коричневый, зеленоватый. Твердость 2-3; плотность 2,8-2,9 г/см3. Промышленные месторождения мусковита — главным образом в пегматитах. Крупнокристаллический мусковит — диэлектрик, применяется в радио- и электротехнике, молотый мусковит — в промышленности стройматериалов и при производстве электроизоляционной бумаги.
ГЕМАТИТ — минерал подкласса простых оксидов, Fe2O3. Примеси Ti (до 11%), Al (до 14%), Mn (до 17%) и др. Стально-серые до черных кристаллы (железный блеск, или спекулярит); буровато-красные скрытокристаллические массы (красный железняк). Твердость 6,0-6,5; плотность ок. 5,3 г/см3. По происхождению метаморфический, гипергенный и др.
ИЛЬМЕНИТ (титанистый железняк) — минерал подкласса сложных оксидов, FeTiO3. Состав непостоянен; примеси Mg, Mn и др. Черные кристаллы, плотные массы. Твердость 5-6; плотность 4,8 г/см3. Встречается в основных, щелочных породах и в щелочных пегматитах; также в россыпях.
НЕФЕЛИН — минерал подкласса каркасных силикатов, KNa34. Серые, красноватые и другие кристаллы, агрегаты с характерным жирным блеском. Твердость 5,5-6; плотность ок. 2,6 г/см3. Главный минерал щелочных изверженных пород.
АПАТИТ — минерал класса фосфатов, Ca53. (F,Cl, OH)2. Содержание P2O5 — 41-42%. Примеси CO2-, Mn, редкоземельных элементов, U, Sr и др. Белые, голубые, желтые, фиолетовые и другие кристаллы и зернистые агрегаты. Твердость 5; плотность ок. 3,2 г/см3
ТИТАНИТ (сфен) — минерал подкласса островных силикатов, CaTiO. Примеси TR, Fe, Al, Mn, Nb, Sn и др. Медово-желтые, зеленоватые, бурые, бесцветные кристаллы. Твердость 5-5,5; плотность 3,5-3,6 г/см3. Прозрачные разновидности титанитов — ювелирные камни.
Таблица 2
Химический состав (% по массе) горных пород различных месторождений
| № п.п | Месторождение | SiO 2 | TiО 2 | А1 2 Оз | Fе 2 О 3 | FеО | MgO | CaO | Na 2 O | K 2 O | ||
| 1 | Сельцевское | 55,6 | 0,66 | 19,4 | 7,54 | 3,84 | 7,91 | 1,86 | 1,56 | |||
| 2 | Подгорнянское | 54,1 | 1,02 | 17,23 | 5,7 | 5,03 | 2,6 | 7,99 | 2,18 | 1,56 | ||
| 3 | Мяндуха | 51,42 | 1,04 | 11,82 | 12,25 | 10,58 | 8,84 | 2,52 | ||||
| 4 | Берестовецкое | 49,03 | 2,85 | 12,59 | 3,88 | 10,15 | 5,47 | 9,54 | 2,34 | 0,66 | ||
| 5 | Иваново-Долинское | 48,8 | 2,75 | 15,0 | 8,47 | 6,39 | 5,13 | 8,34 | 1,5 | 0,75 | ||
| 6 | Карнобат
Болгария |
48,2 | 0,60 | 11,8 | 4,12 | 6,20 | 9,15 | 13,3 | 1,45 | 2,25 | ||
| 7 | Сулу-Терек
Киргизия |
48,11 | 2,2 | 18,9 | 9,41 | 1,48 | 4,32 | 8,58 | 2,95 | 1,84 | ||
| 8 | Васильевское | 47,88 | 1,91 | 15,48 | 12,5 | 3,0 | 9,5 | 4,5 | ||||
| 9 | Базальт Мичурин
Болгария |
46.05 | 0,32 | 10,95 | 7,55 | 4,22 | 9,95 | 10,3 | 1,98 | 6,92 | ||
По классификации базальтов в зависимости от количества SiO 2 большинство базальтовых пород СНГ относится к группе кислых базальтов, по классификации магматических горных пород — к группе основных пород — базитов. Основные магматические горные породы в СНГ очень распространены. Они занимают, с учетом Сибирских траппов, 44,5% площади территории СНГ и представляют большой интерес как сырье.
Из-вестно более 200 месторождений базальтовых пород, из них более 50 месторождений эксплуатируются. В настоящее время базальты применяются не только в строи-тельстве (щебень, штучный камень, облицовка зданий и др.) но и для производства каменного литья, петроситаллов, базальтовых волокон, сырья для получения портландцементного клинкера.
Диагностика магматической породы невозможна без определе-ния количественных соотношений главных минералов, входящих в ее состав. Эти соотношения в большинстве случаев достаточно определить приблизительно, на глаз, причем такое определение облегчается, если для сравнения пользоваться рисунками — диа-граммами, на которых изображено относительное количество двух компонентов (рис. 20). Определение количественных соотношений главных минералов должно дать ответ на следующие вопросы. Какой цветной индекс (color index) породы, т. е. процентное содержание всех фемических минералов. Сколько в породе кварца или фельдшпатидов.
Рис. 20. Относительное количест-во порфировых выделений (в %) к общей массе породы
Сколько полевых шпатов и каково соотношение между плагиоклазом и калиевым полевым шпатом?
Кроме количественных соотношений главных минералов, для характеристики горной породы обязательно определение состава плагиоклаза и фемических минералов, выявление особенностей калиевых полевых шпатов и фельдшпатидов, описание акцессорных и вторичных минералов.
Особенности внутреннего строения горных пород принято обозначать двумя понятиями: структура и текстура. К структуре относятся те признаки строения, которые характеризуют степень кристалличности, абсолютные и относительные размеры зерен, а также форму и взаимоотношение составных частей горной породы.
Структурные признаки связаны с процессом кристаллизации и изменения минералов. К текстуре относятся те признаки строения, которые характеризуют расположение составных частей породы относительно друг друга, а также способ заполнения ими пространства. Текстурные признаки связаны с перемещением минералов в процессе образования горной породы.
Рис. 21. Различия между структурой и текстурой
а — аплитовая структура и гнейсовидная текстура в микрограните; б — аплитовая структура и массивная текстура в микрограните; в — гранит-порфировая структура и массивная тек-стура в гранит-порфире.
Для того, чтобы пояснить разницу между структурой и текстурой породы, рассмотрим рис. 21, на котором приведены зарисовки микрогранитов (а, б) и гранит-порфира (в). Микрограниты сло-жены зернами минералов одинакового состава, размеров и формы. Эти два микрогранита имеют одинаковую аплитовую структуру, но текстура их разная, так как расположение минералов относительно друг друга различно. На рис. 21,6 оно беспорядочное — текстура массивная, на рис. 21, а черные пластинки биотита ориентированы в одном направлении — текстура гнейсовидная.
Гранит-порфир (рис. 21, в) отличается от микрогранитов по структуре — он сложен зернами разного размера. Но в то же время гранит-порфир имеет одинаковую с микрогранитом, изображенным на рис. 21,б, массивную текстуру, поскольку зерна в нем расположены беспорядочно.
В приведенных примерах структура в текстура резко различны. Но в некоторых случаях нельзя провести четкого разграничения между этими понятиями, так как они перекрывают друг друга.
В соответствии со степенью кристалличности пород различают три типа структур:
1) полнокристаллические или голокристаллические;
2) неполнокристаллические или гипокристаллические;
3) стекловатые или гиалиновые.
По абсолютным размерам зерен различаются структуры фанеритовые и афанитовые.
Фанеритовыми, или явнокристаллическими называются структуры пород, состоящих из кри-сталлических зерен, хорошо различимых невооруженным глазом.
В соответствии с размерами зерен среди фанеритовых структур различаются: гигантозернистые (более 50 мм), круп-нозернистые (50—5 мм), среднезернистые (5—1 мм), мелкозернистые (1—0,5 мм).
Афанитовыми называются структуры пород, состоящих из зерен, неразличимых невооруженным глазом. Породы с афанитовой структурой имеют такое плотное строение, что только под микроскопом можно установить, состоят ли они из мелких кристаллов, микролитов, кристаллитов или стекла.
Микролитами называются микроскопические кристаллы, состав которых может быть установлен по их оптическим свойст-вам. Кристаллитами принято называть зародыши кристаллов. Размеры кристаллитов настолько малы, что распознать природу их под микроскопом невозможно.
По относительным размерам зерен различаются равномерно-зернистые и неравномернозернистые структуры. Разновидностями неравномернозернистых структур являются: сериальная, порфировидная и порфировая.
Равномернозернистыми называются структуры пород, в которых зерна одного и того же минерала имеют приблизительно одинаковые размеры, при этом зерна разных минералов, как правило, бывают неравными.
Неравномернозернистые структуры характеризуются тем, что зерна одного и того же минерала, входящего в состав породы, имеют разные размеры. Когда в породе присутствует минерал в зернах с постепенно уменьшающимися размерами, говорят о сериальной или серийной структуре.
Порфировидная структура характеризуется присутствием крупных кристаллов, погруженных в агрегат кристаллических зерен меньшего размера (рис. 23, б). Крупные зерна во много раз превышают по размерам зерна включающего их агрегата. Эти крупные зерна называются фенокристаллами (фенокристами), или порфировыми выделениями, а агрегат, включающий фенокристаллы, называется основной массой. Основная масса в порфировидной структуре имеет фанеритовый характер и может быть мелко-, средне- и даже крупнозернистой.
Порфировая структура похожа на порфировидную. В строении пород с порфировой структурой также участвуют порфировые выделения и основная масса, но в отличие от порфировидной структуры основная масса является афанитовой.
В зависимости от размеров фенокристаллов различают эвпорфировую структуру (порфировые выделения видны невооруженным глазом) и микропорфировую (порфировые выделения различимы лишь под микроскопом).
Каждый минерал обладает характерным обликом и в соответствии с ним разрезы его в шлифах имеют определенные формы.
Различаются зерна изометричные — развитые равномерно в трех направлениях, таблитчатые и чешуйчатые — в двух направлениях и призматические, игольчатые, волокнистые — вытянутые в одном направлении. В том слу-чае, когда минералы растут свободно, они покрываются свойственными им гранями — приобретают идиоморфный облик.
Идиоморфными или автоморфными , называются те минеральные зерна, которые огранены собственными кристаллическими гранями.
Аллотриоморфными или ксеноморфными , называются минеральные зерна, лишенные собственных граней.
Гипидиоморфными или гипавтоморфными , называются минеральные зерна, которые частично огранены собственными гранями, а частично гранями соседних зерен.
Некоторые минералы магматических пород постоянно встречаются в форме закономерных срастаний друг с другом. К таким срастаниям относятся: пертиты, антипертиты, пегматиты, мирмекиты и реакционные каймы.
Среди фанеритовых структур в соответствии с формой и взаимоотношением минеральных зерен различаются панидиоморфные, аллотриоморфные и гипидиоморфные.
Панидиоморфные структуры характеризуются тем; что породы состоят из зерен исключительно идиоморфнои формы. Эти редкие структуры встречаются среди мономинеральных пород. Они образуются при одновременной кристаллизации минералов, обла-дающих достаточно большой кристаллизационной способностью.
Аллотриоморфные структуры характеризуются тем, что породы полностью сложены зернами неправильной аллотриоморфной формы. Такие структуры более распространены, чем панидиоморфные. Они встречаются в полиминеральных породах и образуются при одновременной кристаллизации минералов.
Гипидиоморфные структуры характеризуются тем, что породы сложены зернами разной степени идиоморфизма. Эти структуры являются самыми распространенными, так как для большинства магматических пород характерно неодновременное, а последовательное образование минералов.
Дальнейшее разделение структур проводится с учетом формы и состава минеральных зерен. Так, среди аллотриоморфных структур различаются аплитовая — порода состоит из неправильных изометричных зерен полевых шпатов и кварца и габбровая — порода состоит из неправильных короткопризматических зерен плагиоклаза и пироксена.
Разновидностей гипидиоморфных структур очень много. Ниже перечислены наиболее типичные представители этих структур.
Гранитовая структура характерна для пород, содержащих кварц. Степень идиоморфизма минералов убывает в таком порядке: фемические минералы, плагиоклазы, калиевые полевые шпаты» кварц.
Агпаитовая структура характерна для щелочных пород. В породах с агпаитовой структурой, в отличие от гранитовой, степень идиоморфизма салических минералов выше, чем фемических. Наиболее идиоморфным минералом является нефелин, затем полевые шпаты, затем эгирин.
Сидеронитовая структура встречается в ультраосновных и основных породах. Она характеризуется идиоморфным обликом силикатов и аллотриоморфным — рудных минералов, которые в виде цемента заполняют промежутки между первыми.
Офитовая (диабазовая) структура — типичная струк-тура основных пород. Она характеризуется тем, что порода сложена идиоморфными тонкотаблитчатыми кристаллами плагиоклаза, между которыми располагаются аллотриоморфные зерна пироксена, по одному индивиду в каждом промежутке.
Долеритовая (гранулито-офитовая) структура так-же типична для основных пород. Она похожа на офитовую, отличие только в том, что в промежутках между кристаллами плагиоклаза расположено не по одному, а по нескольку зерен — фемического минерала.
Несколько разновидностей гипидиоморфных структур, характе-ризующихся присутствием взаимных включений одних минералов в другие, могут быть выделены в отдельную группу пойкилитовых структур. В пойкилитовых структурах различают крупные зерна — ойкокристаллы и включенные в них мелкие зерна — хадакристаллы.
Хадакристаллы обычно бывают идиоморфными, так как это более ранние выделения. Они располагаются не ориентированно. Ойкокристаллы могут образоваться двумя путями: из магматического расплава и при собирательной перекристаллизации из первоначально мелких зерен. Разновидностями пойкилитовых структур являются пойкилоофитовая и монцонитовая.
Пойкилоофитовая структура распространена в основных породах. Эта структура совмещает признаки офитовой и пойкилитовой структур. Она характеризуется присутствием идиоморфных тонкотаблитчатых кристаллов плагиоклаза, целиком включенных в более крупные зерна пироксена.
Монцонитовая структура встречается в породах, содержащих значительное количество калиевого полевого шпата. Она характеризуется тем, что крупные аллотриоморфные зерна калие-вого полевого шпата включают в себя более мелкие идиоморфные кристаллы плагиоклаза и фемических минералов.
Особое положение занимают несколько структур , отличаю-щихся присутствием характерных прорастаний и срастаний минералов. К таким структурам относится пегматитовая, которая встречается в кислых породах, и друзитовая, наблюдающаяся в некоторых основных породах.
Пегматитовая (графическая) структура характери-зуется присутствием крупных зерен калиевого полевого шпата, содержащих закономерные вростки кварца.
Друзитовая (венцовая) структура отличается развити-ем магматических реакционных каемок вокруг зерен оливина или пироксена, занимающих центральное положение. Нередко вместе с магматическими каемками присутствуют келифитовые каемки, возникающие при постмагматических реакциях.
Афанитовые структуры, как об этом сказано выше, характеризуются мельчайшими размерами составляющих породы частиц, неразличимых невооруженным глазом.
В порфировых породах афанитовую структуру имеет только основная масса. Если порода является полностью афанитовой (не содержит порфировых выделений), она называется также афировой.
Под микроскопом афанитовые породы имеют различное строение, в соответствии с которым выделены многочисленные разновидности афанитовых структур.
В том случае, когда афанитовая порода обнаруживает полно-кристаллическое строение, структура ее получает такое же наиме-нование как фанеритовая, но с добавлением приставки «микро». Так, имеются структуры микропанидиоморфная, микроаллотриоморфная, микрогипидиоморфная, микрогранитовая и т. п.
Если порфировая порода имеет полнокристаллическую микро-зернистую основную массу, структура ее называется полнокристаллически-порфировая.
Среди полнокристаллически-порфировых структур различают гранит-порфировую, лампрофировую и гранофировую.
Гранит-порфировая структура характеризуется тем, что порфировые выделения в породе, имеющей такое строение, представлены как фемическими, так и салическими минерала.
Лампрофировая структура — порфировые выделения представлены только фемическими минералами.
Дальнейшее разделение структур основной массы порфировых и афировых пород проводится по форме микролитов и соотношению их со стеклом.
Витрофировой называется структура основной массы в том случае, когда она представлена стеклом, в котором могут быть единичные микролиты или кристаллиты. Породы со стекловатой структурой нередко имеют флюидальную текстуру и тончайшую перлитовую трещиноватость, разбивающую стекло на перлы — мельчайшие шарики.
Гиалопилитовая (андезитовая) структура может быть образно определена как войлок микролитов, пропитанный стеклом. Микролиты игольчатой формы, расположенные беспорядочно, погружены в стекло, количество которого может быть различно, но обычно преобладает над количеством микролитов. Эта структура очень часто встречается в андезитах и потому назы-вается также андезитовой.
Интерсертальная структура отличается от гиалопилитовой меньшим содержанием стекла. В породах с интерсертальной структурой игольчатые микролиты плагиоклаза располагаются беспорядочно, образуя замкнутые участки, в которых находится стекло или продукты его девитрификации. По характеру расположения микролитов эта структура похожа на офитовую. Она встречается в базальтах.
Пилотакситовая структура характеризуется отсутствием или ничтожным содержанием стекла и субпараллельным расположением микролитов плагиоклаза, между которыми могут быть зерна пироксена и рудного минерала. Эта структура характерна для андезитов, иногда встречается в базальтах.
Трахитовая структура похожа на пилотакситовую. Отличие состоит в том, что субпараллельно расположенные микролиты в трахитовой структуре представлены калиевым полевым шпатом. Эта структура типична для трахитов.
Ортофировая структура также встречается в трахитах. Характеризуется отсутствием стекла и изометричной формой микролитов калиевого полевого шпата.
Фонолитрвая структура характеризуется тем, что в основной массе присутствуют бесчисленные короткопризматические микролиты нефелина, имеющие в шлифах квадратные или шести-угольные разрезы; стекла нет.
Оцелляровая структура также без стекла. Основная масса состоит из округлых зерен лейцита.
Фельзитовая структура наиболее распространенная в кислых эффузивных породах. Она характерна для основной массы, состоящей из субмикроскопических зерен кварца и полевого шпата. При скрещенных николях наблюдается «точечная» поляризация, обусловленная тем, что мельчайшие зерна диаметром менее толщины шлифа, накладываясь друг на друга, вызывают суммарный оптический эффект, вследствие чего основная масса при скрещенных николях в любых положениях столика микроскопа является слабо освещенной.
Сферолитовая структура также встречается в кислых эффузивных породах. Основная масса состоит из сферических обра-зований диаметром 0,1—0,3 мм, сложенных радиалыно расположенными волокнами калиевого полевого шпата.
Вариолитовая структура похожа на сферолитовую, но она характерна для основных эффузивных пород. Вариоли («оспины»), в отличие от сферолитов, сложены радиально расположенными волокнами плагиоклаза, между которыми -могут быть зерна пироксена, стекло или продукты его девитрификации. Размеры вариолей больше, чем сферолитов, и достигают в диаметре нескольких мил-лиметров.
Микропойкилитовая структура характеризуется тем что основная масса состоит из плотно прилегающих друг к другу зерен кварца с включенными в них микролитами полевого шпата. Такое строение обусловливает пятнистое погасание основной массы.
Текстура — это совокупность признаков строения, которые характеризуют расположение составных частей породы относи-тельно друг друга и способ заполнения ими пространства.
Текстура связана с перемещением минералов в процессе образования породы, что может быть обусловлено как внутренними процессами кристаллизации магмы, так и влиянием внешних факторов.
Текстуры, возникающие в результате внутренних процессов кристаллизации магмы (без влияния внешних факторов), по при-знаку расположения составных частей породы относительно друг друга разделяются на три вида: однородные или массивные, такситовые, или шлировые, и сферические, или шаровые.
Однородная или массивная текстура наиболее распространена в магматических породах. Она характеризуется тем, что в любой части породы зерна минералов располагаются равномерно, без какой-либо ориентировки.
Такситовая или шлировая текстура характеризуется тем, что отдельные участки породы отличаются друг от друга по составу или по структуре. Если участки отличаются по составу, текстура называется конституционно-такситовой, если по структуре — структурно-такситовой.
Такситовая текстура образуется или вследствие присутствия в породе ксенолитов — обломков чуждых пород, захваченных и переработанных магмой при ее внедрении, или накопления в опре-деленных участках минералов, образовавшихся в первые этапы кристаллизации магмы. Эти скопления определенных минералов называются шлирами. Шлиры могут иметь вид слоев, полос или совершенно неправильную форму.
Если шлиры неправильной формы расположены беспорядочно и нечетко ограничены, текстуру породы называют атакситовой . Если скопления отдельных ми-нералов небольшие и из таких скоплений сложена вся порода, текстура ее называется гломерокристаллической . Когда скопления образуют фенокристаллы в порфировой породе, текстура такой породы называется гломеропорфировой .
Сферическая или шаровая текстура близка к такситовой, отличаясь от нее тем, что минералы располагаются возле некоторых центров в виде концентрических слоев, имеющих разный состав.
Среди текстур, возникновение которых обязано влиянию внешнего давления , в соответствии с расположением составных частей породы относительно друг друга различаются следующие виды: директивные, брекчиевидно-такситовые и полосчатые.
Директивные текстуры характеризуются субпараллельным расположением минералов в породе относительно какой-либо плоскости или линии. Особенно хорошо проявляются директивные текстуры в породах, в составе которых присутствуют минералы, имеющие вытянутую или плоскую форму.
Среди директивных текстур различаются гнейсовидная, трахитоидная, флюидальная.
Гнейсовидной называется текстура полнокристаллических интрузивных пород с субпараллельным расположением составных частей (главным образом фемических), которое возникает при кристаллизации магмы под воздействием одностороннего давления, а также в периферических частях интрузивов вследствие течения магмы вдоль контактовой поверхности.
Трахитоидная текстура проявляется в субпараллельном, поточном расположении полевых шпатов. Эта текстура образуется при движении магмы, при котором кристаллы полевых шпатов ориентируются как бревна по течению реки. Трахитоидная текстура может образоваться также в силу того, что таблитчатые кри-сталлы при размещении в ограниченном пространстве взаимно ориентируют друг друга, что создает видимость застывшего потока. В этом случае трахитоидная текстура относится к первому виду текстур, обусловленных внутренними процессами кристаллиза-ции магмы, а не влиянием внешних факторов.
Флюидальная текстура характерна для стекловатых и полустекловатых эффузивных пород, в которых кристаллиты и микролиты располагаются субпараллельно, вытягиваясь в направлении течения лавы.
Брекчиевидно-такситовая текстура характеризуется неправильно-пятнистым расположением минералов, обусловлен-ным тем, что породы с таким сложением образуются в два приема: после кристаллизации части расплава происходит разламывание затвердевших участков и затем цементация обломков минеральным агрегатом несколько отличного состава, кристаллизую-щимся из остаточной магмы. Как правило, состав цемента является более кислым, чем обломков. Иногда остаточный расплав проникает в ранее закристаллизовавшуюся породу в виде про-жилков.
Полосчатые текстуры имеют породы, сложенные чередующимися слоями разного состава или разной структуры.
По способу заполнения пространства выделяются следующие текстуры :
Плотная текстура характеризуется тесным примыканием зерен друг к другу, без каких-либо свободных промежутков меж-ду ними. Это самая распространенная текстура магматических горных пород.
Пористая текстура — порода имеет пустоты сферической или неправильной формы, не заполненные минералами. В зависимости от размеров и количества пустот различаются три разновидности пористых текстур: собственно пористая — поры не обильны и не крупнее 2 мм в диаметре; пузыристая — много пустот размером более 2 мм; пемзовая —объем пустот превышает объем материала породы. Пемзовую текстуру имеет застывшая пеноподобная лава.
Пористые текстуры наблюдаются в эффузивных породах. Поры представляют собой пустоты от газов, отделившихся при кристал-лизации. В том случае, когда пустоты заполнены вторичными минералами, текстура породы называется миндалекаменной.
Миаролитовая текстура характерна для полнокристаллических интрузивных пород, имеющих пустоты или полости. Как правило, миаролы (пустоты) бывают частично заполнены продуктами кристаллизации остаточных расплавов или пневматолитовыми и гидротермальными минералами. Кристаллы минералов, выполняющие миаролы, часто обладают более крупными размерами, чем минеральные зерна, слагающие породу, в которой они находятся.
Группа габбро-базальтов
Из группы габбро-базальтов наибольшее распространение имеют эффузивные представители — базальты. Они, как было ска-зано выше, занимают первое место по распространенности среди эффузивных пород. Базальты превышают по объему все остальные излившиеся породы в 5 раз, а вместе с пироксеновыми андезитами в 50 раз.
Большое распространение имеют также жильные асхистовые породы этой группы (диабазы), в то время как интрузивные представители встречаются значительно реже.
В соответствии с содержанием кремнезема (45—52%) породы группы габбро—базальтов относятся к основному типу. Для них характерно высокое содержание кальция (СаО 10,5—11,5%), же-леза (Fe 2 O 3 + FeO 10,5—12,0%) и магния (MgO 6,5—8,5%), не-большое содержание натрия (Na 2 О до 2,5%) и незначительное количество калия (K 2 O 1 %).
Характерными особенностями минерального состава их является присутствие основного плагиоклаза и приблизительно равное с ним содержание фемических компонентов.
Основная магма по сравнению с кислой является менее вязкой и лепко кристаллизуется, давая полнокристаллические породы даже в условиях застывания на земной поверхности. В связи с этим структуры эффузивных и гипабиссальных пород не имеют резких отличий между собой, и определение условий образования по структурным особенностям для пород этой группы является трудным и часто невозможным делом.
Породы группы габбро-базальтов геологически и петрографически связаны постепенными переходами с породами групп перидотитов, диоритов-андезитов, сиенитов-трахитов и щелочных габбройдов-базальтоидов.
Интрузивные представители группы габбро—базальтов явля-ются равномерно-, крупно- или среднезернистыми породами, состоящими из двух главных компонентов — основного плагиоклаза и фемического минерала. Классификация пород производится на основании характера фемического компонента. Среди интрузивных пород различаются следующие разновидности (рис. 46).
Рис. 46. Интрузивные породы группы габбро-базальта (заимствовано из книги А. Н. Заварицкого, 1955)
а — габбро нормальное, состоящее из плагиоклаза, пироксена, обрастающего амфиболом (справа), единичных пластинок биотита, рудного минерала и апатита. Типичная габбровая структура, d-7,0 мм; б — оливиновый норит, Монча-Тундра; в—роговообманковое габбро. Серебрянка, Северный Урал. Габбровая структура. d-3,0 мм.
Габбро нормальное состоит из основного плагиоклаза— лабрадора и моноклинного пироксена — диаллага, реже диопсида и авгита. По Б. М. Куплетскому, в нормальном габбро плагиоклаз составляет 53%, пироксен 47%. Если в габбро присутствует примесь оливина в количестве бо-лее 5%, порода получает название оливинового габбро. Разновидности габбро с очень основным плагиоклазом — битовнитом— получили название эвкритов.
Нориты состоят из основного плагиоклаза — лабрадора и ромбического пироксена — бронзита или гиперстена. Если в норите находится примесь оливина, порода называется оливиновым норитом. В том случае, когда наряду с ромбическим пироксеном присутствует моноклинный, порода получает — название габбро-норита.
Троктолиты состоят из основного плагиоклаза — битовнита и оливина.
Анортозиты состоят на 90% из основного плагиоклаза и примеси оливина, пироксена и титаномагнетита. Разновидность анортозитов, в которой плагиоклаз представлен лабрадором, получила название лабрадорита.
Роговообманковое габбро состоит из основного плагиоклаза и обыкновенной роговой обманки, чаще всего бурой, с остатками моноклинного пироксена. Минералы, входящие в состав габбровых пород, имеют следующие особенности. Плагиоклаз обычно незональный и часто окрашен в темно-серый цвет вследствие микроскопических включений титаномагнетита.
Моноклинный пироксен представлен чаще всего диаллагом, который характеризуется наличием тончайшей отдель-ности по первому пинакоиду. Иногда в диаллаге присутствуют вростки ромбического пироксена и в некоторых случаях вокруг его зерен наблюдается кайма бурой роговой обманки. Ромбический пироксен нередко развивается в виде каемок на зернах оливина.
Роговая обманка чаще всего бурая и реже буро-зеленая. В ней нередко сохраняются остатки моноклинного пироксена, свидетельствующие об образовании роговой обманки за счет реакции меж-ду пироксеном и магмой. Оливин присутствует как второстепенный минерал и только в троктолитах он является главным. Зерна оливина округлы, заключены в оболочку из ромбического пироксена. По времени образования оливин занимает первое место.
В качестве второстепенных минералов могут встречаться так-же биотит, калиевый полевой шпат, кварц.
Типичная структура габбро — габбровая. Она характеризуется толстотаблитчатым обликом зерен плагиоклаза при равной степе-ни идиоморфизма их с зернами пироксена и образуется вследствие одновременной кристаллизации плагиоклаза и пироксена из расплава, имеющего эвтектический состав.
Характерной особенностью габбровых пород является также та, что магнетит и титаномагнетит в них всегда ксеноморфны и в разновидностях, богатых рудными компонентами, наблюдается сидеронитовая структура. Наиболее распространенными текстурами габбро являются, массивная и полосчатая. Кроме того, встречается такситовая и шаровая.
Среди жильных пород труппы габбро-базальтов различаются породы, тесно связанные в своем распространении с глубинными массивами габбро и залегающие независимо от последних. К асхи-стовым жильным породам, связанным с массивами габбро, отно-сятся микрогаббро (беербахит) и габбро-порфириты, к диасхистовым — диабаз-пегматиты (габбро-пегматиты) и лампрофиры (гареваиты и иситы).
Микрогаббро имеет состав, аналогичный габбро, и микро-габбровую структуру (рис. 48,а). При отнесении породы к микро-габбро следует специально отметить условия ее залегания, так как на эту породу очень похожи плагиоклаз-пироксеновые роговики метаморфического происхождения. Даже беербахит, первоначаль: но описанный как жильная микрогаббровая порода, при тщательном исследовании оказался роговиком.
Габбро-порфириты отличаются от микрогаббро только структурой. На фоне агрегата мельчайших зерен, образующих микрогаббровую основную массу, выделяются фенокристаллы моноклинного пироксена и плагиоклаза (рис. 48,6).
Диабаз-пегматиты характеризуются крупно- и гиганто-зернистой структурой. В составе породы участвуют плагиоклазы, как правило, более кислые, чем в габбро и обычно измененные пироксены, замещенные амфиболом, биотит, ортоклаз, кварц (в микропегматитовом прорастания) и всегда примесь титаномагнетита и апатита в количествах, более значительных, чем в габбро.
Рис. 48. Жильные породы группы габбро-базальта
а —беербахит (микрогаббро). Микрогаббровая структура d=2,2 мм; б — габбро-порфирит. Крупные фенокристаллы моноклинного пироксена с зонально расположенными включениями рудного минерала находятся в мелкозернистой микрогаббровой массе, состоящей из того же пироксена и основного плагиоклаза. d=4,7 мм
Рис. 49. Диабазы
а-типичная офитовая структура; б- пойкилоофитовая структура; в - долеритовая структура.
Гареваиты — полнокристаллически-порфировые породы с фенокристаллами диопсида неосновной массой, состоящей из оли-вина, пироксена, Лабрадора и магнетита.
Иситы — мелкозернистые породы с габбровой структурой, состоящие из бурой роговой обманки и основного плагиоклаза, близкого к анортиту, а также примеси пироксена, магнетита и апатита. Жильные породы, залегающие независимо от интрузивных массивов габбро, представлены диабазами и долеритами.
Диабазы и долериты имеют состав, аналогичный габбро и отличаются от последних только структурой. Обычно структура их мелкозернистая, фитовая, пойкилоофитовая, долеритовая (рис. 49). Различие между диабазами и долеритами состоит в степени измененности: диабазы— породы палеотипные, долериты — кайнотипные.
В связи с большим развитием вторичных зеленых минералов диабазы в образцах имеют темно-зеленый цвет, тогда как долериты представляют собой черные породы. Из вторичных минералов в диабазах особенно обильны хлорит, актинолит, эпидот, альбит, карбонаты.
Среди эффузивных представителей группы габбро-базальтов различаются кайнотипные породы—базальты и эффузивные долериты и палеотипные — базальтовые порфирита и эффузивные диабазы. Кроме того, к палеотипным разновидностям относятся особые породы получившие название спилитов.
Различие между базальтами и эффузивными долеритами и соответственно базальтовыми порфиритами и эффузивными диабазами заключается только в степени их кристалличности и зернисто-сти. Базальты содержат стекло, а в случае полнокристаллического строения сложены микролитами длиной обычно не более 0,5 мм.
Эффузивные долериты являются полнокристаллическими порода-ми с размером зерен более 0,5 мм. Нередко базальты и эффузивные долериты залегают в разных участках одного и того же потока. Но в связи с тем, что долериты и д иабазы чаще всего залегают в гипабисеальных телах — дайках и силлах, названия их без прилагательного «эффузивный» относятся к жильным породам.
В соответствии с химическим и минеральным составом принято различать два типа базальтов: оливйновые, ненасыщенные кремнеземом (SiO 2 45 %), так называемые океанические базальты, и безоливиновые или с незначительным содержанием оливина, насыщенные и слабо пересыщенные кремнеземом (SiO 2 50%). Стекло в породах второго типа при раскристаллизации образует кварц и щелочные полевые шпаты. Эти базальты получили название плато базальтов, или толеитовых базальтов.
Оливиновые базальты (рис. 50,а) представляют собой черные, плотные порфировые породы. В порфировых выделениях находятся оливин, пироксены, зональный плагиоклаз
Рис. 50. Базальты и спилиты
а — оливиновый базальт. Порфи-ровая структура. В фенокристаллах оливин (вверху), пироксен (слева) и плагиоклаз (внизу). Основная масса состоит из плагиоклаза, моноклинного пироксена и магне-тита. d=2,6 мм; б — толеитовый базальт. Афировая структура. Порода состоит только из основной интерсертальной мас-сы, сложенной пироксеном, плагиоклазом, рудным минералом и стеклом. d=4,0 мм; в — спилит. Афировая структура. Порода состоит из удлиненных лейст альбита, зерен авгита и хлорита. d=3,0 мм.
Основная масса обычно имеет интерсертальную структуру. Она состоит из равного количества микролитов плагиоклаза и моноклинного пироксена с подчиненной примесью магнетита, ильменита и стекла. Моноклинный пироксен основной массы, как правило, имеет малый угол оптических осей и относится к пижониту, тогда как в порфировых выделениях он чаще всего является авгитом. Ромбический пироксен порфировых выделений представлен гиперстеном. Изредка в виде фенокристаллов встречается также базальтическая роговая обманка.
Толеитовые базальты (рис. 50, б) внешне сходны с оливиновыми базальтами и отличаются от них лишь отсутствием или весьма незначительным содержанием оливиновых фенокристаллов, а также преобладанием пижонитового пироксена и присутствием стекла, которое при раскристаллизации дает смесь кварца и калиевого полевого шпата часто в виде гранофира.
Структура толеитовых базальтов чаще всего афировая. Основная масса имеет интерсертальную и реже полнокристаллическую микроофитовую структуру. Изредка встречаются базальты с гиалопилитовой и стекловатой структурой (риалобазалъты). Разности, целиком состоящие из стекла, образуются на поверхности потоков, покрывая их в виде корки. Если такие стекла почти безводны, они называются та хилитами, если содержат воду, абсорбированную в процессе затвердевания, — палагонитами.
Эффузивные долериты отличаются от базальтов только более крупнозернистой структурой. В базальтах основная масса сложена микролитами плагиоклаза, имеющими в длину 0,1—0,3 мм, а в долеритах находятся лейсты плагиоклаза длиной 0,5—2,0 мм. Характерными структурами их являются офитовая, долеритовая очень часто пойкилоофитовая.
Среди долеритов различаются оливиновые и толеитовые разно-сти. В толеитовых долеритах содержится примерно равное количество плагиоклаза и моноклинного пироксена (авгит и пижонит), 5 —10% магнетита и ильменита, до 5% микропегматита, небольшое количество бурой роговой обманки, биотита, апатита и может быть оливин, но не свыше 3—5%.
Базальтовые порфириты и эффузивные диабазы характеризуются сильной разложенностью всех магматических минералов, которые совершенно аналогичны по составу минералам базальтов и долеритов. В палеотипных породах отсутствует стекло, оно замещено минералами из группы хлорита. Плагиоклаз соссюритизяровая, альбитизирован, а иногда хлоритизирован, пиро-ксен замещен актинолитом, хлоритом, оливин серпентинизирован.
Кроме того, обычно развиваются минералы группы эпидота, карбонаты, пренит и др. Из-за большого количества вторичных мине-ралов зеленого цвета палеотипные породы приобретают зеленый оттенок в окраске и этим отличаются в образцах от кайнотилных пород, имеющих черный цвет.
Текстура базальтов массивная, пористая, миндалекаменная. До-лериты обычно имеют массивную текстуру.
Спилиты (рис. 50, в) — афанитовые зеленовато-серые палеотипные породы, отличающиеся от базальтовых порфиритов тем, что плагиоклаз в них нацело альбитизирован, а стекло полностью замещено хлоритом. В некоторых разностях хлорит развивается также за счет первичного пироксена. Структура спилитов афировая или с очень небольшим количеством фенокристаллов. Основная масса интерсертальная или спилитовая.
Спилитовая структура отличается от интерсертальной тем, что беспорядочно расположенные микролиты платиоклаза имеют сильно удлиненную форму и в промежутках между ними находится мелкий агрегат вторичных и частью первичных минералов, главным образом хлорита, кальцита, лейкоксена, магнетита.
Текстура часто миндалекаменная: бывшие в породе пустотки выполнены хлоритом, кальцитом, реже кварцем, халцедоном, цеолитами, актинолитом, эпидотом.
Группа диоритов-андезитов
В группе диоритов-андезитов, так же, как в группе габбро-базальтов, эффузивные породы резко преобладают над интрузивными. Андезиты и андезитовые порфириты составляют 23%, а диориты всего 1,8% от общей массы магматических пород.
В соответствии с содержанием кремнезема (52—65%) породы этой группы относятся к среднему типу. Как правило, они насы-щены кремнеземом, а некоторые разности несколько пересыщены и содержат кварц. Содержание кальция, железа и магния несколько меньше, а щелочей больше, чем в породах группы габбро-ба-зальтов: СаО 8,0—8,5%; F 2 O 3 + FeO 9,0—10,0%; MgO 4,5—6,0%; Na 2 O около 3,5%; КгО до 1,5%.
Геологически и петрографически они тесно связаны, с одной стороны, с породами группы габбро-базальтов, с другой — с породами группы гранитов-риолитов. Известны также разновидности, переходные к группе сиенитов-трахитов.
Среди интрузивных пород одинаковым распространением поль-зуются как собственно диориты — бескварцевые породы, так и кварцевые диориты.
Диориты — среднезернистые, редко порфировидные серые по-роды, состоящие на 30—35% из фемических и на 65—70% из са-лических минералов (рис. 51).
Главным салическим минералом диоритов является плагиоклаз, который очень часто обладает зональным строением: в центре находится лабрадор, по периферии — основной олигоклаз. В среднем состав плагиоклаза отвечает андезину. Второстепенные светлые минералы (кварц и калиевый полевой шпат) присутствуют довольно часто, но содержание каждого из них незначительно (не превышает 5%).
Главным фемическим минералом обычно является зеленая ро-говая обманка и иногда обыкновенная бурая роговая обманка.
Рис. 51. Диориты
а — диорит меланократовый (меланодиорит); б — биотит-гиперстеновый диорит. в — кварцевый диорит биотитовый.
Нередко присутствуют также пироксены —гиперстен, диопсид, авгит, которые обычно образуют сростки с. роговой обманкой или находятся в последней в виде реликтов. Биотит бурый, как правило, развивается путем замещения роговой обманки.
Акцессорные минералы в диоритах находятся в значительном количестве, составляя до 5% общего объема породы. Они представлены апатитом, магнетитом, титанитом, реже ильменитом, цир-коном, ортитом. В гибридных диоритах встречаются ксеногенные минералы — гранат, силлиманит, кордиерит и др. Вторичные ми-нералы представлены соссюритам, серицитом, хлоритом, уралитом, эпидотом, лейкоксеном, каолинитом.
Структура диоритов гапидиоморфная, причем плагиоклаз обыч-но идиоморфнее фемических минералов. Если присутствуют орто-клаз и кварц, то они всегда находятся в промежутках между глав-ными минералами, а ортоклаз иногда образует каемки вокруг кристаллов плагиоклаза (см. рис. 51, в). Текстура диоритов массивная, гнейсовидная и нередко такситовая. Изредка встречается шаровая текстура.
По характеру главного фемического минерала выделяют несколько разновидностей диоритов: гиперстеновый, авгитовый, биотит-гиперстеновый и просто диорит, содержащий роговую обманку. При содержании фемических минералов менее 30% диориты называются лейкократовыми (лейко диориты), а более 35%—меланократовыми (меланодиориты). Меланодиориты имеют большое сходство с лейкократовыми габбро, от которых отличаются по составу плагиоклазов: в диоритах он представлен андезином, в габбро — лабрадором. Меланодиориты с плагиоклазом называют также габбро-диоритами.
Кварцевые диориты отличаются от диоритов присутствием значительного количества кварца, составляющего от 5 до 15% породы. Среди кварцевых диоритов выделяют биотитовые, биотитово-роговообманковые, биотитово-гиперстеновые, авгитовые и роговообманковые или собственно кварцевые диориты.
Жильные породы, относящиеся к группе диоритов-андезитов, довольно широко распространены. Они представлены как асхисто-выми, так и диасхистовыми разновидностями. Среди асхистовых пород, имеющих точно такой же состав, что и диориты и кварцевые диориты, различаются: микродиориты и кварцевые микродиориты, характеризующиеся микрозернистой структурой и диорит-порфириты и кварцевые дио-рит-порфир и ты, имеющие полнокристаллически-порфировую структуру.
Эффузивные породы среднего состава — андезиты — имеют непрерывные переходы к породам основного состава — базальтам. В связи с этим для точного разграничения андезитов и базальтов следует сделать химический анализ. При микроскопическом изуче-нии не всегда возможно отличить андезит от базальта и многие породы приходится относить к андезито-базальтам.
Рис. 54. Андезиты
а — авгито-гиперстеновый андезит; б — роговообманковый андезит; в — пироксеновый андезит с фенокристаллами пироксена и плагиоклаза.
Андезиты имеют обычно порфировую структуру и довольно разнообразную окраску основной массы. В разностях, переходных к базальтам, основная масса темно-серая, почти черная, в кислых андезитах—светло-серая, желтовато-серая. Порфировые выделения представлены прозрачными плагиоклазами и черными фемическими минералами (рис. 54).
По характеру преобладающего во вкрапленниках фемического минерала среди андезитов различают: авгитовые, гиперстеновые, роговообманковые и слюдяные разности. Нередко встречаются разновидности, в которых содержатся в одинаковом количестве два или более фемических минералов. В соответствии с фемическими минералами такие андезиты получают название пироксеновых (если одновременно присутствуют два вида пироксенов), гиперстен-роговообманковых и т. п. Оливин в типичных андезитах от-сутствует, а появляется лишь в разностях, переходных к базаль-там — андезито-базальтах.
В составе основной массы андезитов, кроме микролитов плагиоклаза, очень часто присутствует стекло, имеющее светло-бурый цвет и показатель преломления около 1,54. Микролиты пироксена и непрозрачные зерна рудных минералов (магнетита и титаномаг-нетита) находятся в очень небольшом количестве, что отличает андезиты от базальтов. Из акцессорных минералов встречаются иголочки апатита. В кислых андезитах в пустотах нередко наблю-даются агрегаты тридимита и кристобалита.
Структура основной массы андезитов весьма характерна. Это гиалопилитовая, получившая также название андезитовой, и пилотакситовая. Значительно реже встречается витрофировая структу-ра. Текстура андезитов — массивная и пористая.
Характерные черты типичных андезитов, по которым можно отличить их от базальтов под микроскопом, следующие: 1) количество фемических минералов не более 30% общей массы породы (в базальтах 50%); 2) значительное преобладание в фенокристаллах плагиоклаза (обычно зонального) над фемическими минерала-ми; 3) присутствие в фенокристаллах базальтической роговой обманки и биотита; 4) андезиновый состав микролитов (в базальтах микролиты представлены лабрадором); 5) гиалопилитовая и пилотакситовая структуры основной массы.
|
В состав минералов входит большинство химических элементов периодической системы. Различают видообразующие элементы – Si, O, H, Al, Ca, Na, Mg, Cu, Pb, S, и др. Минералы представлены следующими основными типами химических соединений: простыми веществами или самородными элементами – самородная сера, графит, самородная медь, золото, платина и др.; оксидами и гидрооксидами: корунд Al2O3, рутил TiO2, куприт Cu2O и др.; солями различных кислородсодержащих и бескислородных кислот: галит NaCl, пирит FeS2, кальцит CaCO3, барит BaSO4 и др. Для многих солей характерны комплексные анионы (радикалы): в силикатах 4+, в карбонатах [СО3]2-, в фосфатах [РО4]3- и др. Способность минералов к образованию соединений переменного состава называется изоморфизмом (греч. «изоа» – одинаковый; «морфо» – форма), который состоит во взаимном замещении атомов и ионов в кристаллических решетках минералов без нарушения их строения. Изоморфизм обусловлен близостью свойств атомов и ионов, а также воздействием температуры, давления, концентрацией компонентов. Пример. Изоморфный ряд группы плагиоклазов (кл. силикаты и п / кл. полевые шпаты), крайние члены которых альбит Na и анортит Ca . |
11.Физические свойства минералов.
1. Цвет – окраска минералов м. б. нескольких видов:
- идиохроматическая – свойственна минералу (малахит, бирюза);
- аллохроматическая – привнесенная примесями других минералов или газовыми включениями (сердолик, розовый кварц);
-псевдохроматическая – ложная окраска, вызванная интерферен-й световых лучей, (иризация, побежалость);
Иризация – псевдоокраска, к-ая возникает внутри кр-ла. Иризация (от греч. íris - радуга), оптическое явление, заключающееся в появлении радужной игры цветов на гранях и плоскостях спайности некоторых минералов (например, кальцита, лабрадора, опала и др.) при прохождении света.
Побежалость – тонкая радужная пленка на поверхностности минерала, резко отличающаяся от окраски остальной его массы. Причиной П. является наличие на поверхности зёрен минерала тонких плёнок, образовавшихся в результате его изменения (например, под воздействием кислорода) и вызывающих радужный световой эффект (см. Иризация). Характерна для борнита, халькопирита, лимонита и др. На свежей поверхности излома минералов П. не наблюдается.
2. Цвет черты – окраска тонкого порошка минерала, оставляемого им при царапании о не глазурованную фарфоровую пластинку (бисквит). Тв-ть по шкале Маоса (5-6) 6-7. Черта не совпадает: пирит – латунно-желтая окраска, цвет черты черный; гематит – черная окраска, цвет черты красно-коричневый.
3. Прозрачность . Способность минерала пропускать через себя свет. Оценивается на качественном уровне путем просмотра минерала на просвет. По этому признаку:
Прозрачные (кварц, исландский шпат, хрусталь);
Полупрозрачные (гипс);
Просвечивающие в краях (опал);
Не прозрачные (пирит, гематит).
4.Блеск – способность минералов отражать падающий свет, зависит от показателя преломления минерала. Блеск минерала обусловлен отражением от поверхности граней кристалла или излома. Различают Ме и неМе
1. Минералы с металлическим и металловидным блеском (более 3.0). ме-напоминает блеск свежего металла (пирит, галенит), а металловидный(2.6 – 3.0), - потускневшей поверхности металла(графит, сфалерит). Эти блески присущи непрозрачным самородным металлам (золото, серебро, медь и др.), многим сернистым соединениям (галенит, халькопирит и др.) и окислам металлов (магнетит, пиролюзит и др.).
2.немее- блеск. характерен для свелоокрашенных, зачастую прозрачных минералов. Неметаллический блеск различается:
Алмазный . (1.9 – 2.6)Самый сильный блеск, характерен для минералов - с высоким показателем преломления (алмаз, киноварь).
Стеклянный . (1.3 – 1.9) Напоминает блеск от поверхности стекла. Неметаллический блеск присущ прозрачным минералам. Характерен для минералов с невысоким показателем преломления (кальцит, кварц).
Жирный . Блеск, как от поверхности покрытой пленкой жира. Такой блеск обусловлен взаимным гашением отраженных лучей света от неровной поверхности минерала (нефелин, самородная сера).
Перламутровый . Напоминает радужные переливы перламутровой поверхности морской раковины. Характерен для минералов с весьма совершенной и совершенной спайностью (слюда, гипс).
Шелковистый. Присущ минералам с волокнистым строением. (асбест).
Матовый или тусклый . Наблюдается и минералов с очень тонкошероховатой поверхностью излома (кремень, глина).
Блеск зависит от:
Состояния пов-ти мин-ла: если поверхность не гладкая, то наблюд-ся жирный блеск (кварц), восковой блеск;
Формы кристалла: волокнистая форма, то для минерала характерен шелковистый блеск.
У некоторых минералов блеск на гранях кристаллов и на изломе различный. Так, например, у кварца на гранях блеск стеклянный, а на изломе - жирный. Тонкие плёнки на несвежей поверхности и налёты посторонних веществ также резко изменяют блеск минерала.
5. Тв-ть – способ-ть минерала сопротивляться внешним механическим воздействиям, царапанию, шлифованию. является важным диагностическим признаком.
Существует несколько методов определения твердости. В минералогии действует шкала Мооса. Построенная на основе эталонных образцов, расположенных в порядке увеличения твердости:
1 Тальк Mg3(OH)2
2 Гипс Ca*2H2O
3 Кальцит Ca
4 Флюорит CaF2
5 Апатит Ca53(F, Cl)
6 Ортоклаз K
7 Кварц SiO2
8 Топаз Al2(F, OH)2
9 Корунд Al2O3
Значение шкалы Мооса являются относительными и определены условно, методом царапания. Т.е. кварц оставляет царапину на полевых шпатах (ортоклаз), но не может поцарапать топаз. Процесс определения твердости минерала по шкале Мооса происходит так: если, например апатит (тв. = 5) царапает исследуемый минерал, а при этом сам образец может царапать флюорит (тв. = 4), то твердость образца определяем = 4,5.
Эталоны шкалы Мооса могут заменить следующие предметы: лезвие стального ножа - твердость около 5,5, напильник - около 7, простое стекло - 5
6. Спайность – способ-ть мин-лов раскалываться или расщепляться по определенным плоскостям с образованием зеркально-гладкой поверхности.
Спайность связана со структурой кристалла и характером атомных связей. Вдоль плоскостей спайности силы связи оказываются более слабыми, чем вдоль других направлений. Плоскости спайности всегда обладают высокой плотностью атомов и во всех случаях параллельны возможным граням кристалла. Так, спайность пироксенов и амфиболов также непосредственно связана с их структурой, которая содержит цепочки кремнекислородных тетраэдров.
Спайность выявляют, прослеживая регулярные системы трещин в прозрачных минералах, таких как флюорит или кальцит, либо ровные отражающие плоскости, образующиеся при раскалывании кристаллов, что наблюдается у полевых шпатов, пироксенов и слюд. Следы плоскостей спайности играют важную роль определяющих направлений при оптическом изучении ксеноморфных зерен под микроскопом, не имеющих хорошо выраженных граней.
Степень совершенства проявления спайности исследуемого минерала определяется путем ее сопоставления с данными следующей 5-ступенчатой шкалы:
весьма совершенная – минерал расщепляется легко расщепляется на чешуйки, пластинки, листочки (слюда, молибденит).
совершенная - при ударе молотком - выколы, представляющих собой уменьшенное подобие разбиваемого кристалла. Так, при разбивании галита получают мелкие правильные кубики, при дроблении кальцита – правильные ромбоэдры (топаз, хромдиопсид, флюорит, барит). Образуются обломки с ровными гладкими гранями
средняя характеризуется тем, что на обломках кристаллов отчетливо наблюдаются как плоскости спайности, так и неровные изломы по случайным направлениям (полевые шпаты, пироксены)
несовершенная гладкие поверхности обнаруживается с трудом при тщательном осмотре неровной поверхности скола минерала (апатит, касситерит).
Весьма несовершенная - нет гладких поверхностей.
При раскалывании минералов, лишенных спайности или обладающих плохой спайностью, возникают незакономерные поверхности излома, который по внешнему облику характеризуется как: раковистый (опал), неровный (пирит), ровный (вюртцит), занозистый (актинолит), крючковатый (самородное серебро), шероховатый (диопсид), землистый (лимонит).
При обработке камня наличие спайности облегчает получение плоских поверхностей вдоль ее плоскостей, но затрудняет шлифовку и полировку других плоскостей, поскольку при обработке могут возникать трещины спайности. Кроме того, спайность может стать причиной сколов минералов в процессе их использования.
12. Морфология монокристаллов и агрегатов .
Облик кристаллов (габитус);
Двойники;
Штрихованность граней.
В зависимости от условий образования одни и те же минералы м/кристаллизоваться в различных формах, но внутренняя (кристаллическая решетка) структура всегда одинакова. В природе минералы кристаллизуются в виде: отдельных монокристаллов, сростков двойников, агрегатов.
Габитус – внешний облик кристаллов, м/б:
Изометрический – формы одинаково развитые в трех пространственных направлениях: октаэдр, ромбоэдр, куб (октаэдр – алмаз, ромбоэдры – алмаз, кубы – барит, пирит).
Вытянутый - формы, вытянутые в одном пространственном направлении: призматические, столбчатые, шестоватые, игольчатые, волокнистые (турмалин – призматические кристаллы, волластанит – игольчатые кристаллы, асбест - волокнистые).
Плоский - формы, вытянутые в двух пространственных направлениях – таблитчатые, пластинчатые, чешуйчатые (слюда – чешуйчатые кристаллы).
Форма кристаллов м/б скелетная и дендрическая (древовидная разветвленная).
Двойники – закономерные сростки 2-х и более кристаллов часто являющиеся диагностическим признаком минералов.
Двойники: срастания (копьевидные –н-р, ласточкин хвост) и прорастания (ставролит – 2 гексагональные призмы прорастают др. в др.)
Полисинтетическое двойникование – срастание множества кристаллов (н-р, плагиоклазы –K-Na – полевые шпаты, карбонаты)
Агрегаты :
друзы – сростки, хорошо сформированных кристаллов, разных по высоте, различно-ориентированных, объединенных общим основанием;
щетки, корки – агрегаты, различные по высоте;
секреции – минеральные образования, заполняющие пустоты в горных породах. Заполнение происходит от периферии к центру. Если на поверхности пустот возникают щетки, то такие образования называют – жеоды (аметист, кварц);
конкреции – минеральные образования шаровидной формы, в которых заполнение вещества идет от центра к периферии (карбонаты);
оолиты – шаровидные образования, имеющие скорлуповатое строение;
сферолиты – шарообразные минеральные образования, имеющие радиально-лучистое строение (турмалин);
дендриты – кристаллы, имеющие сложное древообразное разветвленное строение (самородное серебро);
натечные агрегаты – когда минералы кристаллизуются из растворов (сталактиты, сталагмиты).
Агрегаты м/б натечные, землистые, древовидные.
Землистые агрегаты, в основном характерны для рыхлых, порошковатых минералов. К таким относятся и часть осадочных горных пород - глины (каолин), бокситы.
Штриховка на гранях - является характерным свойством того или иного минерала. Штриховки бывают:
Поперечная параллельная (у Кварца).
Продольная параллельная (турмалин, эпидот).
Пересекающаяся (магнетит).
13.Генезис горных пород и минералов – общая, классификация процессов .
Процессы минераллообразования:
1)Эндогенные
Магматические
Постмагматические
Пегматитовые
Пневматитовые
Гидротермальные
2)экзогенные
3)метаморфические
Эндогенные процессы происходят внутри Земли и связаны с магматической деят-тью. Для них хар-ны высокие t-ры и давление.
Экзогенные процессы происходят на пов-ти Земли и связаны с переносом, переотложением, выветриванием, механическим разрушением горных пород и минералов.
Метаморфические процессы – процессы глубокого преобразования ранее образовавшихся горных пород и минералов под действием высоких температур и давления.
Магматические процессы – наиболее высокоt-ная стадия эндогенных процессов, связанная с крист-цией мин-лов из магмы в виде агрегатов магматических горных пород (t ≈700˚С).
Магма – многокомпонентная силикатная система, сод-щая 5-10% газовой фазы.
Пегматитовый процесс – процесс крист-ции остаточного магматического расплава обогащенного летучими компонентами, приводящих к образованию специфических горных пород крупнокристаллического строения, которые называют пегматитами. Хар-ны для образования: кварца полевого шпата, образуются пегматитовые жилы.
Пневматитовые процессы образования мин-лов из газовой фазы. На некоторых стадиях крист-ции магмы (возможны выделения P, Cl, F, S). Поднимаясь в верхние слоя → кристаллизация (при резком охлаждении) образуются минералы (сера, нашатырь).
Гидротермальные процессы – горячие горные растворы, выделяющиеся из магмы, проникая по трещинам в более холодные участки Земной коры, пары воды конденсируются вз-ют с боковыми горными породами и образуют гидротермальные жилы. Характерно для образования кварца, кальцита, барита.
По химическому составу минералы объединяются в классы , подразделяемые на подклассы и, далее, группы . Наибольшее распространение в земной коре получили восемь классов минералов.
1. Самородные минералы состоят только из одного химического элемента. Объединяют около 45 минералов самого разного происхождения, составляющих менее 0,1 % массы земной коры. Большинство имеет огромное хозяйственное значение (алмаз, графит, сера, золото, медь и др.). Физические характеристики самородных минералов отличаются большим разнообразием.
2. Сульфиды – сернистые соединения тяжелых металлов. Класс насчитывается около 250 минералов, составляющих 0,15 % массы земной коры. Образование сульфидов идет без доступа кислорода, большинство из них имеет гидротермальное происхождение. При окислении сульфиды легко переходят в окислы, карбонаты или сульфаты. Ценность сульфидов в том, что они являются рудами на цветные металлы, причем зачастую им сопутствует золото. Наибольшим распространением пользуются пирит (железный колчедан) FeS 2 , халькопирит (медный колчедан) CuFeS 2 , галенит (свинцовый блеск) PbS, сфалерит (цинковая обманка) ZnS, киноварь HgS и др. Подавляющему большинству сульфидов характерны металлический блеск, низкая и средняя твердость, высокая плотность.
3. Галогениды (галоидные соединения) являются солями галоидно-водородных кислот. Насчитывается около 100 представителей, как правило, гипергенного и гидротермального происхождения. Чаще всего встречаются соединения хлористые и фтористые, такие, как применяемые в химической промышленности галит NaCl (каменная соль), сильвин KCl (калийная соль). В оптике используется флюорит CaF 2 . Галогениды отличаются стеклянным блеском, невысокими твердостью и плотностью, часто легкой растворимостью в воде.
4. Фосфаты образованы разного происхождения солями фосфорной кислоты. Класс насчитывает около 200 минералов, составляющих около 0,7 % массы земной коры. Чаще всего применяются для производства фосфорных удобрений магматического происхождения апатит Ca 5 (F, Cl) 3 и близкий к нему по составу, но гипергенного происхождения фосфорит (фосфат кальция). Фосфатам характерны невысокие показатели твердости и плотности.
5. Сульфаты представляют собой соли серной кислоты, накапливающиеся, в большинстве своем, в соленасыщенной водной среде. Сульфатам принадлежит большое породообразующее значение, они слагают около 0,1 % массы земной коры. Минералам свойственны низкая твердость, неметаллические разновидности блеска, светлая окраска. В земной коре широко распространены гипс CaSO 4 x 2H 2 O, ангидрит CaSO 4 , мирабилит (глауберова соль) Na 2 SO 4 x 10H 2 O.
6. Карбонаты являются солями угольной кислоты, насчитывают около 80 представителей. Карбонаты имеют огромное породообразующее значение в составе осадочных и метаморфических пород, составляют до 2 % массы земной коры. Отличительной особенностью карбонатов является их активное взаимодействие с соляной кислотой, сопровождающееся бурным выделением углекислого газа. Блеск большинства карбонатов стеклянный, твердость невысокая. Наиболее распространены такие представители, как кальцит CaCO 3 , магнезит MgCO 3 , доломит CaMg(CO 3) 2 , сидерит FeCO 3 .
7. Окислы и гидроокислы составляют до 17 % массы земной коры. Представители этого класса объединяют минералы разного происхождения и подразделяются, соответственно названию, на два подкласса: окислов , отличающихся высокой и средней твердостью, и гидроокислов , обладающих низкой твердостью. С другой стороны, названный класс можно разделить на окислы и гидроокислы кремния и окислы и гидроокислы металлов. Окислы и гидроокислы кремния обладают исключительно важным породообразующим значением: только на долю кварца SiO2 приходится до 12% массы земной коры. Скрытокристаллические модификации кварца представлены разноокрашенными халцедонами . Среди водных окислов кремния необходимо назвать опал SiO2 x nH2O. Этим минералам соответственно характерен стеклянный или металлический блеск. Окислы и гидроокислы металлов обладают важнейшим рудообразующим значением. Для них свойственен, соответственно, металлический или матовый блеск. Наибольшее значение принадлежит таким минералам, как магнетит Fe 3 O 4 , гематит Fe 2 O 3 , лимонит Fe 2 O 3 x nH 2 O, корунд Al 2 O, боксит Al 2 O x nH 2 O.
8. Силикаты и алюмосиликаты объединяют около 800 минералов, многим из которых принадлежит огромное породообразующее значение, ведь представители этого класса составляют до 80 % массы земной коры. Если же к числу силикатов относить и кварц, являющийся типичным силикатом по строению кристаллической решетки (но не по химическому составу), то доля превысит 90 %. Происхождение минералов данного класса разное. Основу кристаллической решетки в минералах составляет кремний-кислородный тетраэдр. В зависимости от сочетаний этих тетраэдров, все силикаты разделяются на большое количество групп.
– Островные силикаты сложены изолированными тетраэдрами. Самый распространенный представитель, имеющий огромное породообразующее значение – магматического происхождения оливин (MgFe) 2 .
– Цепочечные
силикаты
объединяют минералы группы пироксенов
, в которых тетраэдры соединены в непрерывные цепочки. Наиболее распространен породообразующий алюмосиликат авгит
(Ca, Na) (Mg, Fe 2+ , Al, Fe 3+) [(Si, Al) 2 O 6 ].
– Кольцевые силикаты обладают соединенными в замкнутые кольца тетраэдрами. Представитель – берилл Be 3 Al 2 .
– Ленточные силикаты содержат соединенные в обособленные ленты тетраэдры. Здесь выделяется группа амфиболов – минералов с непостоянным химическим составом, среди которых наиболее распространен породообразующий минерал роговая обманка .
– Листовые (слоевые) силикаты представлены минералами, в которых тетраэдры объединены в ленты, образующие единый непрерывный слой. Наибольшим распространением среди них пользуются такие породообразующие минералы, как слюды : бесцветный мусковит.
KAl 2 (OH) 2 и его мелкочешуйчатая разновидность серицит , черный биотит K(Mg, Fe) 3 (OH, F) 2 . Кроме них часто встречаются метаморфического происхождения серпентин (змеевик) Mg 6 (OH) 8 , тальк Mg 3 (OH) 2 и непостоянного состава хлориты . Эти минералы возникают при воздействии на ультраосновные породы горячих растворов и газов. Другая часть листовых силикатов образуется в результате гипергенеза – выветривания содержащих полевые шпаты и слюды магматических и метаморфических пород. Так возникают глинистые минералы каолин Al 4 (OH) 8 , монтмориллонит (Mg 3 , Al 2) (OH) 2 x nH 2 O, бейделлит Al 2 (OH) 2 x nH 2 O, нонтронит (Fe, Al 2) (OH) 2 x nH 2 O, а также гидрослюды – минералы непостоянного состава. Среди листовых силикатов выделяется также глауконит – водный алюмосиликат K, Fe, Al, образующийся в шельфовой зоне на глубинах 200 – 300 м.
– Каркасные силикаты представлены группами полевых шпатов и нефелина. Важнейшей из них является группа полевых шпатов , доля которых в массе земной коре достигает 50 %. Каркас полевых шпатов создан тетраэдрами, сцепленными всеми четырьмя вершинами. Группа подразделяется на калиево -натриевые и кальциево -натриевые полевые шпаты. Первые представлены ортоклазом K. Вторые – разновидностями плагиоклазов , в которых наблюдается последовательное уменьшение содержания SiO 2 . В соответствии с этим плагиоклазы включают ряд минералов: от натриевого (кислого по составу) альбита Na – его сокращенная запись Ab, до кальциевого (основного) анортита Ca – его сокращенная запись An. Промежуточное расположение занимает кальциево-натриевый (средний по составу) лабрадор Ab 50 An 50 – иризирующий плагиоклаз. Помимо полевых шпатов, в числе каркасных силикатов выделяют группу нефелина Na 3 K 4 – породообразующего алюмосиликата магматического и пегматитового происхождения.