Агрегаты минералов

Закономерными называются такие сростки, в которых отдельные индивиды – кристаллы – могут быть преобразованы друг в друга операциями симметрии (отражениями, поворотами, трансляциями), а также такие, срастание или нарастание которых происходило по определенным кристаллографическим плоскостям (граням). Закономерные сростки в свою очередь подразделяют на двойники и параллельные сростки.

Незакономерными сростками называются агрегаты, в которых отдельные индивиды расположены без закономерной ориентировки. Этот тип сростков встречается наиболее часто: скопления рудных или нерудных агрегатов моно- или полиминерального состава, а также почти все горные породы.

Минералы и их агрегаты образуются в обстановках свободных пространств, например, в различного рода трещинах и полостях горных пород, на стенках кратеров вулканов и т.д., или в обстановках закрытых пространств – в массе рыхлых осадков, горных пород.

В обстановках открытых пространств чаще всего образуются т.н. секреционные формы. Их особенностью является то, что рост индивидов имеет направленность от периферии к центру пространств. Образующиеся на стенках пустот кристаллы часто формируют друзы, корки, натеки в виде почек, гроздьев. Секреции часто бывают выполнены кварцем, халцедоном, кальцитом, гетитом FeOOH, гидрогетитом FeOOH Н₂О и т.д.

В закрытых обстановках образуются агрегаты конкреционных форм. Конкреции растут от центра к периферии. В центре конкреционных агрегатов часто обнаруживается минеральное вещество, отличающееся от вещества агрегата. Нередко в центре находятся обломки раковин и т.д. Внешняя форма конкреций обычно линзовидная, округлая, желваковая и т.д. Внутреннее строение может быть радиально-лучистым, концентрически-зональным (скорлуповатым) или сплошь зернистым. В зависимости от размеров концентрически-зональные агрегаты делятся на оолиты (доли мм до 2 мм) пизолиты 2-10мм и собственно конкреции (> 10 мм). Конкреции радиально-лучистого и сплошного зернистого строения малых размеров называют сферолитами. Конкреционную форму агрегатов часто образуют кальцит, малахит, пирит и др.

Другие агрегаты – зернистые, плотные, землистые массы, дендриты и др. не требуют пояснений.

Главное внимание мы обратим на свойства, которые используются для индетификации минералов.

Ρ= m/v (г/см³)

По величинам плотности минералы подразделяются на 5 групп:

1. 
   Очень низкая. (< 1) – лед Н₂О (0.92).
   
2. 
   Низкая (1-4). Сильвин – KCl (2.0); галит – NaCl (2.1); гипс –CaSO_{4 ۠} 2H₂O (2.3); флюорит - CaF₂ (3.2).
   
3. 
   Средняя (4-7). Халькопирит – CuFeS₂ (4.2); барит BaSO₄ (4.5).
   
4. 
   Высокая (7-10). Галенит – PbS (7.5); вольфрамит – (Fe, Mn) [WO₄] – (7.4).
   
5. 
   Очень высокая (>10). Золото – Au (15.6-18.3),платина – Pt (~ 19).
   

В зависимости от совершенства плоскостей раскола различают следующие степени совершенства спайности. Величины эти относительные и пока не имеют количественных характеристик.

Таблица 2

Шкала спайности минералов

В тех случаях, когда минералы характеризуются несовершенной спайностью, диагностическим признаком является поверхность излома, т.е. внешний вид поверхности, образующийся при раскалывании минерала.

Различают следующие виды излома:

неровный – пирит, шеелит и др.;

раковистый – кварц, пирит, арагонит и др.;

занозистый – андалузит, жадеит;

крючковатый – медь, серебро.

У ряда минералов в одном или нескольких направлениях проявляется спайность, а в других – излом различного типа.

Твердость – важное диагностическое свойство минералов, отражающее прочность связей между атомами в структуре минералов.

Твердость определяется различными способами: царапанием, вдавливанием, шлифованием и др. Существуют две шкалы твердости – относительная (по Моосу) и абсолютная.

Относительная твердость определяется царапанием одного минерала другим. Таким образом находят интервал твердости между минералами. Если, например, испытуемый минерал царапается кварцем и не царапается ортоклазом, то твердость испытуемого минерала 6,5.

«Подручными» при определении твердости минералов могут служить напильник (твердость ~ 7 ), лезвие ножа (~ 6), оконное стекло (~5), ноготь человека (~2,5) и т.д.

Абсолютная твердость определяется при помощи твердометров (склерометров) путем вдавливания под нагрузкой Р (в кг) алмазной пирамидки квадратного сечения на ровную горизонтальную поверхность испытуемого минерала. С помощью вмонтированного в твердометр микроскопа определяют площадь d (в мм²) отпечатка от вдавливания пирамидки. Расчет твердости производится по формуле:

H=2∙sin α/2∙ρ/d² кг/мм²

Здесь α=136⁰ соответствует углу между гранями пирамиды.

Таблица 3

Эталонные шкалы твердости минералов

Цвет черты в ряде случаев совпадают с цветом самого минерала. Например, окраска и цвет черты красные у киновари, у магнита – черные, у лазурита – синие. Для других минералов наблюдается резкое различие между цветом минерала и цветом черты. Например, у гематита: цвет минерала стально-серый или черный, черта красная; у пирита – цвет минерала латунно-желтый, черта черная и т.д.

В природе нередко один и тот же минерал может встречаться то в плотных, то в порошковатых разностях. Цвета их могут сильно отличаться друг от друга. Например, лимонит (гидроокись железа) в плотных массах черный, а в порошковатых – желто-бурый и т.д. В других случаях цвет минерала в плотных массах и в диспергированном состоянии одинаков: у малахита он в том и другом состоянии зеленый.

Блеск. Падающий на минерал световой поток частично отражается его поверхностью, частично поглощается. Этот отраженный свет и создает впечатление блеска минерала, причем чем больше доля отраженного светового потока (в %), тем интенсивнее блеск.

Чисто практическим путем установлены градации интенсивностей блеска.

1. 
   Стеклянный блеск. Минералы с показателями преломления N=1.3-1.9. Это флюорит, кварц и др.
   
2. 
   Алмазный блеск. N=1.9-2.6. Сфалерит, циркон, рутил, алмаз.
   
3. 
   Полуметаллический блеск. N=2.6-3.0. Киноварь, гематит.
   
4. 
   Металлический блеск. N>3. Галенит, пирит и др.
   

Рассмотренные блески характерны для минералов, имеющих гладкие поверхности (грани, плоскости, спайности). Если же определять блеск на поверхностях излома, то стеклянный и алмазный блески приобретают тусклый оттенок за счет некоторого рассеяния отраженного света. Блеск становится жирным (самородная сера в изломе, кварц на раковистом изломе).

Поверхности с грубой неровностью обладают восковым блеском.

Тонкодисперсные массы обладающие тонкой пористостью, полностью рассеивают свет и такие поверхности считаются матовыми. Пример: мел, каолин и др.

Для некоторых минералов, обладающих ориентировкой некоторых элементов строения (волокнистость) характерен отлив. В минералах с параллельноволокнистым строением (асбест, селенит) наблюдается шелковистый отлив. Прозрачные минералы, обладающие слоистой текстурой и, следовательно, совершенной спайностью, имеют перламутровый отлив.
ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ
Под генезисом минералов понимают способы их образования, происходящие в различных условиях, определенных геологическими процессами.

Основными типами геологических процессов минералообразования являются эндогенные (глубинные) и экзогенные (поверхностные).

К эндогенным относятся процессы, обусловленные энергией (температурой, давлением) и поступлением вещества из глубин Земли. Эти процессы вызывают возникновение магмы м ее кристаллизацию.

Магматические процессы образования минералов, происходящие на больших глубинах (40-60 км), при больших давлениях (20-30 тыс. атм.), высоких температурах (1500-800⁰С) и низким содержанием кислорода, носят название интрузивных.

Магма представляет собой гитерогенный (неоднородный) расплав, состоящий из тугоплавких и легколетучих компонентов, главными из которых являются SiO₂, Al₂O₃, MgO, FeO, CaO, Na₂O, K₂O, Fe₂O₃ и H₂O (~98%).

При интрузивных процессах на разных стадиях развития магматического очага в ходе понижения его температуры и давления, судьба тугоплавких и легколетучих компонентов оказывается различной. Сначала в магме кристаллизуются (переходят в твердое состояние, т.е. минералы) тугоплавкие. В результате этой кристаллизации относительное количество легколетучих в оставшемся расплаве увеличивается. При благоприятных тектонических условиях (появление трещин, пустот и др.) этот оставшийся расплав может быть перемещен и отделен от уже раскристаллизовавшейся его части. В результате на месте первоначальной кристаллизации формируется более тугоплавкий (основной) комплекс минералов (в составе горных пород), а в новом месте кристаллизуется более легкоплавкий (кислый, обогащенный SiO₂) комплекс минералов.

Интрузивный процесс подразделяют на 3 этапа: раннемагматический, главный и позднемагматический.

Каждый из них характеризуется своими ассоциациями минералов: в ранний образуются магнетит, гранаты, шпинели, оливин, анортит и др.

В главный этап кристаллизуются пироксены, роговые обманки и некоторые плагиоклазы. В поздний – слюды, ортоклаз, кварц, альбит и др.

На последней стадии кристаллизации магмы остаточные порции застывающего расплава представляют собой своеобразный расплав – раствор (газированный флюид по А.Е.Ферсману). Он обладает большой подвижностью, обогащен легколетучими (H₂O, HF, HCl, B₂O₃, CO₂ и др.) и др. компонентами (Li,Be,Ta,Nb,Cs и др.)

Кристаллизация его начинается при 900-800⁰С, а основная масса минералов образуется при температурах 800-600⁰С. Этот процесс называется пегматитовым. Глубина образования пегматитов оценивается в 6-8-15 км. Они имеют жилообразные или камерообразные тела. Минералогический состав пегматитов близок к составу вмещающих их пород. Наиболее распространенными являются гранитные пегматиты. Главными минералами гранитных пегматитов являются кварц, микроклин, плагиоклазы, слюды. В полостях внутри пегматитовых тел иногда встречаются драгоценные камни (турмалин, топаз, циркон, берилл и др.), а также рудные минералы редких элементов (цезия, тантала, ниобия).

Когда магматический раплав внедряется в карбонатные породы (известняки, доломиты), имеет место т.н. контактово-метасоматические процессы образования минералов. Эти процессы происходят на сравнительно небольших глубинах – 1-3 км. Метсоматические процессы заключаются в изменении химического (и минералогического) состава вмещающих и внедрившихся пород под влиянием горячих газово-жидких растворов, поднимающихся из глубинных частей магматического очага и циркулирующих в зоне контакта. Различных контактово-метасоматических процессов образования минералов много. Наиболее важным из них является формирование минералов в скарнах.

Скарны сложены реакционными минералами, в которых участвуют компоненты замещаемых пород и растворов. Это силикаты Ca, Mg, Fe и Mn.

В зависимости от типа скарнов для них характерны пироксены ряда диопсид – геденбергит, гранаты ряда гроссуляр-андрадит, волластонит, эпидотовые минералы, а также форстерит, шпинель, флогопит, везувиан и др.

Размеры зерен минералов скарна от долей мм до 1-2 см, иногда отдельные кристаллы, особенно пироксенов, достигают 10-15 и даже 30-50 см. Характерно неравномернозернистое сложение. Из текстур наиболее характерны: массивная, пятнистая, полосчатая и друзовая.

Из структур – гранобластовая, порфиробластовая, пойкилобластовая, волокнистая и реликтовая.

Большинство скарновых тел имеет метасоматическую зональность. Скарны имеют большое промышленное значение: в них образуются руды железа (магнетит), олова, свинца, меди, цинка и ряд нерудных минералов – пироксены, гранаты, шпинели и др.

Заключительным этапом эндогенного процесса является образование минералов из природных горячих водных минерализованных растворов – гидротерм. Происхождение гидротермальных растворов различное.

1. 
   Они образуются за счет конденсации паров воды, выделяющихся из магматических очагов в условиях больших давлений при температуре около 400⁰С.
   
2. 
   При метаморфизме горных пород.
   
3. 
   За счет метеорных (дождевых) вод, которые просачиваются в глубинные части земной коры, где нагреваются и минерализуются.
   

Источником рудного вещества в гидротермальных растворах служат эманации, отделяющиеся от мантийного вещества Земли; из магм; а также за счет фильтрационного растворения горных пород, по которым они просачиваются. Основными компонентами гидротерм, кроме воды, являются углекислота, кремнекислота, сульфат-ионы, различные флюиды, хлориды щелочей и соединения металлов (меди, цинка, свинца, железа и др.). Особое значение при образовании минералов из гидротерм имеют концентрации (режим) кислорода, серы и карбонатного углерода, которые определяют последовательность отложения минералов: сначала силикаты и окислы, затем сульфиды и карбонаты. Максимальные глубины формирования гидротермальных месторождений около 5 км, а минимальные – до поверхности земли. Форма залежей чаще всего имеет вид жил (заполнение трещин в породах). Температура кристаллизации от 500 до50-20⁰С.

Минералы гидротермальных месторождений подразделяются на нерудные (жильные),слагающие тело жилы и рудные.

В качестве жильных минералов характерны кварц, кальцит, доломит, флюорит; в качестве рудных – касситерит, вольфрамит, сфалерит, галенит, пирит, золото, антимонит, киноварь и др.

Гидротермальные месторождения подразделяют на высокотемпературные (300-150⁰С) и низкотемпературные (150-50⁰С).

К магматическим относятся и процессы минералообразования, обязанные вулканической деятельности, в т.ч. и происходящие на земной поверхности – при излиянии лав (эффузивы), образовании корок и налетов минералов в жерлах вулканов, фумарол и т.п. Эти последние называют эксгаляционными.

В случае излияния лав на земную поверхность (или поступления ее на небольшую глубину), происходит резкое понижение температуры расплава и давления среды. Это приводит к образованию аморфных стекол – переохлажденного силикатного расплава): обсидиан, пемза и др. здесь же могут образовываться и мелкие зерна кристаллических минералов, которые вкраплены в стекловатую массу или обазуют мелко- или скрытокристаллические агрегаты, представляющие горные породы (базальты, андезиты и др.).

Резкий перепад давления и температуры при непосредственном контакте излившейся магмы с поверхностными условиями способствует отделению легколетучих веществ – воды, фторидов и хлоридов различных металлов H₂S, CO₂, SO₂ и др. Эти вещества взаимодействуют друг с другом и с кислородом воздуха, и образуют на стенках трещин, в жерлах кратеров вулканов кристаллические налеты, корки, натеки, гроздья и др. агрегаты. Наиболее характерными минералами – эксгалянтами являются нашатырь (NH₄Cl), галит (NaCl), сассолин (H₃BO₃), сера, антимонит (Sb₂S₃), киноварь (H₂S) и др.

Все процессы образования минералов, происходящие на поверхности Земли или в приповерхностных горизонтах называются экзогенными. Энергия, регулирующая эти процессы – солнечная. Эндогенные образования, попавшие в поверхностные условия в результате горообразовательных или других явлений, в новых условиях оказываются неустойчивыми и подвергаются изменению и разрушению – выветриванию.

В результате процессов выветривания на поверхности образуется кора выветривания, представляющая собой продукты изменения эндогенных горных пород и минералов, и которые в новых условиях устойчивы.

В корах выветривания за счет изменения полевошпатовых пород (гранитов) образуются латеритные остаточные месторождения, существенно состоящие из оксидов и гидрооксидов алюминия и железа – бокситов. Труднорастворимые минералы могут оставаться на месте или перемещаться с продуктами физического выветривания. Таким путем формируются различные россыпи, типичными минералами которых являются кварц, золото, касситерит, рутил, гранаты и др.

При выветривании растворенные химические соединения поверхностными водами могут выносится в глубокие горизонты кор выветривания и образовывать там инфильтрационные месторождения. Так возникают промышленные месторождения сидерита, урановых руд, фосфатов, сульфидов меди и др. Если растворенные химические соединения уносятся реками в водоемы, то они дают начало химическим осадочным месторождениям известняков, доломитов, сидерита и др. Месторождения, возникшие за счет испарения в условиях сухого климата из бассейнов повышенной солености, часто представлены гипсом, галитом, сильвином и др. К экзогенным месторождениям минералов относятся и биогенные месторождения. Они образуются в морях, озерах и реках за счет окаменения органических остатков продуктов жизнедеятельности организмов. Биогенными минералами являются органогенные известняки, мел, диатомиты и опоки, сложенные кремнистыми скелетами микроорганизмов, фосфориты, сера и др.

В ходе развития горообразовательных преобразований, захватывающих крупные регионы земной коры, горные породы и минеральные ассоциации, ранее образовавшиеся в результате эндогенных и экзогенных процессов, опускаются на большие глубины в области высоких температур и давлений. В этих новых для них условиях минералы и горные породы становятся неустойчивыми и подвергаются изменениям – метаморфизму. Про- цессы регионального метаморфизма протекают на больших глубинах (до 20 км) и при высоких температурах (500-900⁰С). Давление вышележащих пород может достигать 10000 атм. Метаморфизующие глубинные флюиды представлены, в основном, водой и углекислотой. Основными способами образования минералов при региональном метаморфизме являются процессы дегидрации, перекристаллизации и метасоматического преобразования.

Повышение температуры способствует обезвоживанию ранее существовавших минералов, например: лимонит (Fe₂O₃∙ nH₂O)→ гематит (Fe₂O₃); опал (SiO₂∙ nH₂O)→ кварц (SiO₂) и др.; перекристаллизация приводит к преобразованию кальцита в мрамор, угля в графит, фосфорита в апатит и др. Метасоматические преобразования заключаются в превращении минералов малой плотности в минералы с большой плотностью: альбит (NaAlSi₃O₈) ρ=2.7 → жадеит (NaAlSi₂O₆) ρ=3.3; доломит (Ca, Mg) {CO₃} ρ=2.8 → тремолит ρ=3.0 Ca₂Mg₅[Si₈O₂₂] (OH)₂.

Главными полезными ископаемыми регионально-метаморфического происхождения являются железные и марганцевые руды, абразивы (гранаты, наждаки), графит, мрамор, яшмы и др.

КЛАССИФИКАЦИЯ МИНЕРАЛЬНЫХ ВИДОВ
В настоящее время известно около 4000 минеральных видов, и их количество ежегодно увеличивается.

Все разнообразие минералов необходимо систематизировать, объединяя их в подразделения по каким-то общим для них признакам или свойствам.

Существует ряд классификаций, основанных на различных признаках: рудные и нерудные, по генетическим признакам и т.д.

К 30-м годам ХХ в. была разработана кристаллохимическая классификация, основу которой составляет химический состав и структурные (кристаллохимические) особенности минералов. Все минералы делятся на типы, классы, подклассы и группы.

Таблица 4

Схематическая классификация минералов