Контрольная работа Кристаллография. Контрольная работа кристаллография. Вариант 1 Общая характеристика минералов класса силикатов. Классификация силикатов

• Название: Вариант 1 Общая характеристика минералов класса силикатов. Классификация силикатов
• Анкор: Контрольная работа Кристаллография
• Дата: 02.08.2022
• Размер: 59.42 Kb.
• Имя файла: Контрольная работа кристаллография.docx
• Тип: Документы; #639589

Вариант 1

1. 
   Общая характеристика минералов класса силикатов. Классификация силикатов.
   
2. 
   Группа оливина. Химический состав, физические свойства, генезис, парагенетические ассоциации, экономическое значение.
   
3. 
   Группа пироксенов. Химический состав, физические свойства, генезис, применение.
   

1. 
   Общая характеристика минералов класса силикатов. Классификация силикатов.
   

К классу силикатов относится огромное количество минералов. На долю их приходится примерно одна треть числа известных в природе минеральных видов. Количественное значение их окажется еще более разительным, если мы примем во внимание степень распространенности и весовые количества их в земной коре. По подсчетам А. Е. Ферсмана, силикаты составляют 75 % земной коры. Если мы сюда прибавим еще 12 % свободного кремнезема (главным образом в виде кварца и опала), то нам станет совершенно ясной та исключительная роль, которую играет кремний в геохимии вообще.

Многие силикаты являются важнейшими породообразующими минералами не только во всех магматических горных породах, их гидротермально измененных разностях и контактово-метасоматических образованиях, но также в продуктах их выветривания, во многих осадочных горных породах (главным образом глинах и глинистых сланцах), а также в разнообразных кристаллических сланцах. Значительную роль они играют и в минеральных составах почти всех месторождении полезных ископаемых, и не только как спутники рудных минералов, но и в ряде случаев как носители ценных металлов (Ni, Zn, Be, Zr, Li, Cs, Rb, U, TR и т. д.). Немало известно и неметаллических полезных ископаемых, представленных силикатами. К числу их принадлежат, например, асбест, каолин, так называемые отбеливающие глины, полевые шпаты как сырье для огнеупоров, керамики и т. д., не говоря уже о различных строительных материалах. Ряд силикатов (изумруд, аквамарин, турмалины, топаз, родонит, нефрит и др.) издавна используется в качестве драгоценных и поделочных камней.

Главнейшие элементы, входящие в состав силикатов, следующие:

- Na, К, Li;

- Са, Mg, Fe··, Mn··, Be;

- Al, Fe···, В;

- Si, Zr, Ti;

- O, F, H (в виде Н¹⁺, [ОН]^1– и Н2О).

Многочисленные другие элементы (Rb, Cs, Ba, Sr, Pb, Zn, Ni, Co, Cu, Bi, Sb, Cr, V, Sc, Y, TR, Th, Sn, U, Nb, S, Cl, C в виде [СО3]2–, P и др.) при сутствуют в относительно редких минеральных видах.

Несмотря на сравнительно небольшое количество приведенных выше главнейших элементов, участвующих в составе силикатов, в природе наблюдается необычайное разнообразие соединений, часто весьма сложной конституции и переменного состава. В ранее рассмотренных классах кислородных солей химические составы минералов выражались, как мы видели, довольно простыми химическими формулами. Среди силикатов к числу таких соединений принадлежит сравнительно небольшое количество минералов. В очень многих случаях данные химических анализов нередко не позволяют вывести простых формул вследствие наличия многочисленных примесей и некоторого непостоянства состава минеральных видов. Это явление не может быть объяснено неточностью самих химических анализов или микроскопическими включениями каких-либо посторонних минералов. Сложность состава обусловлена, как мы увидим при описании отдельных групп минералов, кристаллохимическими особенностями этих соединений. (Курс минералогии: учебное пособие / А. Г. Бетехтин. - М.: КДУ, 2007.)

Классификация

Классификации силикатов строятся на структурном принципе. Выделяют шесть подклассов: островные, кольцевые, цепочечные, ленточные, слоистые, каркас­ные.

К островным силикатам отнесены силикаты с группами SiO₄^4- Si₂O₇^6-. Здесь следует добавить, что в некоторых книгах и учебниках кольцевые силикаты иногда относят к островным, иногда — к силикатам с зам­кнутыми цепочками. Силикаты с цепочками и лентами в некоторых учебниках и монографиях объединены под общим названием «цепочечные» (но с одинарными и сдвоенными цепочками). Кварц в одних книгах относят к оксидам, в других — к силикатам. Как было отмечено, принятые в минералогии две основы — структура и со­став — не могут привести к созданию единой, до конца логически формализован­ной систематики. Но эти разногласия быстро отступают на второй план и легко преодолеваются при изучении минералов, они не создают особых трудностей в познании минералогии в объеме учебной программы. Ясно, что для науки в целом несовершенная систематика ее объектов есть недостаток, но не самый существен­ный. Как отмечал В. И. Вернадский, цель и суть минералогии состоит не в статич­ном описании минеральных фаз как мертвых тел и не в составлении классифи­каций, явление и процесс — вот главные ее объекты. (А.Г. Булах: Минералогия, ТПУ)

2. 
   Группа оливина. Химический состав, физические свойства, генезис, парагенетические ассоциации, экономическое значение.
   

Подкласс А. Силикаты с изолированными тетраэдрами SiO4 в кристаллических структурах. Характернейшей чертой кристаллических структур относящихся сюда силикатов является наличие в них в качестве структурных единиц обособленных тетраэдрических анионов [SiO₄]^4–. Эти тетраэдры в кристаллических структурах рассматриваемых здесь минералов располагаются изолированно, т. е. ни один из кислородных ионов, окружающих ион Si, не является общим для других смежных с ним кремнекислородных тетраэдров.

С химической точки зрения эти силикаты рассматривались как ортосиликаты, т. е. соли гипотетической кислоты H4SiO4. Среди катионов в силикатах этого типа главнейшую роль играют: Mg2+, Fe2+, Са2+, отчасти Ni2+, Со2+, Mn2+, Zn2+, а также Al3+, Fe3+, отчасти Mn3+, Cr3+, иногда Pb3+, Be2+, Ti4+, Zr4+, Th4+ и изредка Nb5+. Щелочи NAl+ и K1+ встречаются в исключительных случаях. Редкие земли иногда также принимают участие в строении кристаллических решеток наряду с кальцием, натрием и отчасти торием. Алюминий здесь, в отличие от других типов силикатов, крайне редко входит в кристаллическую структуру в виде комплексных анионов с четверной координацией, т. е. не заменяет Si в его тетраэдрических группах (исключение составляют титанистые гранаты). Допустимо лишь, что фосфор может заменять ионы кремния (см. группу апатита). Физические свойства силикатов этого типа довольно характерны и обусловлены особенностями компактных кристаллических решеток. Формы кристаллов, как правило, изометрические. Минералы обладают высокой твердостью и относительно повышенными удельными весами вследствие плотной упаковки ионов. Этим же объясняются и повышенные показатели преломления. В большинстве случаев минералы бесцветны или слабо окрашены. Интенсивная окраска бывает свойственна лишь разностям, содержащим хромофоры. (Курс минералогии: учебное пособие / А. Г. Бетехтин. — М.: КДУ, 2007.)

Это группа минералов переменного состава, образующих непрерывный ряд изоморфных смесей от форстерита Mg2[SiO4] до фаялита Fe2[SiO4]. Магнезиальный член ряда — форстерит — встречается в мраморах и некоторых типах скарнов в виде белых или желтых округлых зерен и бесформен­ных выделений со стеклянным или жирным блеском Твердость 6,5 — 7. Его по­явление в мраморах объясняется процессами регионального метаморфизма кварцсодержащих доломитов при реакциях типа

2СаМg(С0_{3 2} + SiO₂ = Мg₂ SiO₄ + 2СаС0₃ + 2С0₂

(доломит) (кварц) (форстерит) (кальцит)

Образование форстерита в скарнах обусловлено привносом кремнезема вы­сокотемпературными гидротермальными растворами

Методами термодинамики легко рассчитать значения температур и давлений, при которых происходит превращение исходных минералов в форстерит и кальцит. Форстерит обычно ассоциирует с кальцитом, зеленым и бесцветным флогопитом, магнетитом, шпинелью (черной и розовой), минералами группы гумита.

Промежуточные члены ряда встречаются в кимберлитах и базальтах в виде одиночных зерен, плохо образованных кристаллов и зернистых масс бутылочно-­зеленого, бутылочно-коричневого цвета, полупрозрачных, со стеклянным блеском. Минералы ряда форстерит—фаялит являются также главной составной частью оливинитов и перидотитов. Из оливинов только фаялит встречается с кварцем. Он редок и образуется в некоторых скарнах, гранитных пегматитах, гранитах, метаморфических горных породах.

При гидротермальных процессах форстерит легко подвергается гидролизу и замещается минералами группы серпентина и тальком. (А.Г. Булах: Минералогия, ТПУ)

ФОРСТЕРИТ — Mg2[SiO4]. Яв ляется чистым магнезиальным членом изоморфного ряда: форстерит Mg2[SiO4] — фаялит Fe2[SiO4]. Теоретический состав. MgO - 57,1 %, SiO2 - 42,9 %. Примеси: NiO - 0,1–0,3, СоО — до 0,01; часто присутствует марганец, иногда в заметных количествах, образуя ряд до тефроита Mn2[SiO4]. Часть железа устанавливается в окисной форме (в частично серпентинизированных оливинах).

Поскольку форстерит и фаялит являются двумя важнейшими переменными компонентами в группе оливина, через содержание форстерита в процентах можно охарактеризовать состав определенного минерала, записывая его в виде, например Fo₈₀, что означает: в минерале в твердом растворе содержится 80 % мол. форстерита и 20 % фаялита. Синонимы: хризолит, перидот (термин геологов США) — зеленый прозрачный железистый форстерит (а иногда и фаялит).

Сингония ромбическая; ромбо-дипирамидальный.

Кристаллическая структура. Структура оливина, по Брэггу и Брауну, изображена в проекции на плоскость (100). Особенности ее сводятся к следующему: 1) все кислородные ионы находятся в упаковке, близкой к гексагональной плотнейшей укладке, и в пределах элементарной ячейки располагаются в двух слоях, параллельных (100); 2) каждый ион Si окружен четырьмя кислородными ионами (изолированные тетраетраэдрические группировки); 3) каждый ион Mg находится в шестерном (октаэдрическом) окружении кислородных ионов. Центрированные катионами Mg²⁺ октаэдры через общие ребра связаны в цепочки, вытянутые вдоль оси с, связь между такими цепочками в пределах слоя осуществляется через кремнекислородные тетраэдры, а с цепочками в смежных слоях — также через объединенные вершины октаэдров.

Облик кристаллов. Встречающиеся кристаллы имеют изометрический или слегка уплощенный облик и представляют комбинацию следующих форм (рис): {100}, {110},

{010}, {111}, {001} и др. Двойники редки, большей частью по (011). Хорошо образованные
кристаллы в пустотах (или вросшие в метаморфических породах) встречаются сравнительно редко. Обычно распространен в зернистых агрегатах. Цвет. Чистый форстерит бесцветен; в агрегатах светло-серый до бледно-желтого, по мере возрастания содержания железа делается все более зеленым (он приобретает ложный зеленый оттенок, обязанный серпентину, развивающемуся метасоматическим путем вдоль трещинок в оливине). Прозрачен в невыветренном состоянии. Блеск стеклянный, сильный, на выветренной поверхности тусклый, до воскового. Показатели преломления Ng = l,670, Nm = l,651 и Np = l,635; с ростом содержания фаялитового компонента показатели растут. Твердость 6–6,5. Хрупок. Спайность средняя или несовершенная по

{010}, реже по {100}. Излом часто раковистый. Уд. вес 3,217–3,5 (в изоморфном ряду орстерит–фаялит форстерит обладает наименьшим удельным весом, который возрастает с увеличением содержания FeO). Диагностические признаки. В оливиновых базальтах крупные вкрапленные зерна оливина на глаз узнаются по темной зеленовато-желтой окраске, стеклянному блеску и неровному излому. В интрузивных оливиновых горных породах характерен парагенезис с магнезиальными силикатами (серпентином, пироксенами) и хромшпинелидами. Точно определяется в шлифах под микроскопом по оптическим константам (показателям преломления, двупреломлению и углу оптических осей). Несвежие оливины с поверхности и на глубину часто бывают замещены серпентином, что снижает их твердость, блеск и степень прозрачности. При процессах выветривания в оливине происходит окисление закисного железа, что выражается в побурении зерен. П. п. тр. не плавится. Не растворяется в HCl. Порошок в концентрированной H2SO4 дает студень SiO2. Происхождение и месторождения. В главной своей массе оливин имеет магматическое происхождение. Магнезиальные оливины не могут сосуществовать с кварцем, так как, реагируя химически, дадут пироксен-энстатит, поэтому находки форстерита в кислых породах исключены. В горных районах встречаются целые массивы бедных кремнеземом изверженных оливиновых горных пород: 1) дунита, состоящего почти нацело из оливина с незначительной примесью хромшпинелидов; 2) перидотитов, в которых, кроме оливина, присутствуют также пироксены. Правда, в большинстве случаев оливин в них подвергся серпентинизации (последующему гидротермальному процессу изменения). Форстерит составов Fo<80 является породообразующим минералом ультраосновных магматических пород: дунитов и базальтов, а также кимберлитов. Кроме того, нередко оливин, относящийся по видовой принадлежности к форстериту, является составной частью таких горных пород, как габбро, диабаз, базальт и туфы основных эффузивов, а также карбонатитов. Примером месторождений последнего типа является Ковдорский щелочно-ультраосновной массив с карбонатитами (Кольский полуостров), где форстерит с кальцитом, диопсидом и флогопитом сопровождает магнетитовые руды. Чистый форстерит чаще встречается в контактово-метасоматических породах — кальцифирах (преобразованных доломитах и известняках), например в районе ст. Слюдянка (Прибайкалье) в ассоциации с хондродитом — Mg5[SiO4]2(OH,F) и флогопитом, в Николае_Максимилиановской копи в Назямских горах (Ю. Урал, Златоустовский район) среди голубоватого грубозернистого мрамора с клиногумитом, бруситом и др. Известны случаи образования форстерита за счет серпентизированных ультраосновных пород, например в Снаруме (Норвегия), в ассоциации с магнезитом, флогопитом, гематитом и шпинелью, очевидно как результат переработки под влиянием флюида в окислительных условиях. Описаны также находки форстерита с оливином в древних вулканических выбросах Везувия на Монте_Сомма в сопровождении шпинели и авгита.

Крупные массивы оливиновых и оливиново_пироксеновых пород, правда, большей частью сильно серпентинизированных, распространены в различных местах Урала, Северного Кавказа, Закавказья и вдоль южной окраины Сибири. Ко многим из них приурочены месторождения хромистого железняка, иногда платины (Средний и Северный Урал).

Довольно крупные кристаллы и окатанные гальки прозрачного оливина красивого зеленого или желтовато_зеленого цвета (так называемые хризолиты) встречаются в россыпях Верхнего Египта (к востоку от Эсне), Индии, Бразилии и в других местах. Особой известностью пользуются ювелирного качества хризолиты с острова Зебергед в Красном море. В России хризолит известен в щелочно_базальтовом массиве Кугда (Север Средней Сибири).

Практическое значение. Маложелезистые чисто оливиновые породы, неизмененные или частично серпентинизированные, представляют высококачественное сырье для изготовления огнеупорных форстеритовых кирпичей. Так как при производстве их в условиях окислительного обжига все железо обособляется в виде магнетита, то очень важно, чтобы в исходном сырье было минимальное количество этого элемента и чтобы отношение MgO : SiO2 было близким к 2 (в молекулярном исчислении). В противном случае при обжиге наряду с форстеритом будет образовываться более богатый кремнеземом пироксен, обладающий меньшей жароупорностью. С целью компенсации закиси железа, уходящей из состава силикатной части, в обжигаемую смесь добавляется соответствующее количество магнезита.

Прозрачные, красиво окрашенные и незатронутые метаморфизмом кристаллы оливина (хризолиты) употребляются как драгоценные камни в ювелирном деле.

ФАЯЛИТ — Fe2[SiO4]. Фаяль — остров Азорского архипелага, где был впервые найден этот минерал в виде включений в глыбах на берегу моря. Является конечным членом изоморфного ряда форстерит—фаялит, а также ряда тефроит—фаялит. Химический состав характеризуется резким преобладанием FeO. В чисто железистом минеральном виде содержание FeO достигает 76 %. Содержание MgO обычно не превышает нескольких процентов. Нередко в более существенных количествах содержит MnO, иногда ZnO. Наряду с FeO иногда содержится Fe2O3, очевидно, как продукт частичного окисления. Сингония ромбическая; ромбо-дипирамидальный в. с. Облик кристаллов. Редко встречающиеся кристаллы по своему облику похожи на кристаллы оливина, иногда таблитчатые или короткопризматические. Цвет фаялита темно-желтый до зеленовато-черного; окисленные разности обладают буровато_коричневой окраской. Блеск стеклянный, сильный, близкий к алмазному. Ng = 1,886, Nm = 1,877 и Np = 1,835.

Твердость 6–6,5. Спайность ясная по (010) и несовершенная по {100}. Уд. вес 4,0–4,35.

П. п. тр. сплавляется в черное магнитное стекло. В HCl разлагается с выделением студенистого кремнезема. Происхождение и месторождения. В виде кристаллов встречается в пустотах в обсидиане (вулканическом стекле) Йеллоустонского парка в шт. Вайоминг (США), на Липарских островах и в других местах. Фаялит, в отличие от форстерита, может равновесно сосуществовать со свободным кремнеземом (с кварцем в том числе), потому что ферросилит, который должен бы получиться при их реакции, неустойчив. Так, фаялит встречается в качестве второстепенного минерала в гранитах-рапакиви Выборгского массива (100 км севернее Санкт-Петербурга). Фаялит (таласкит) -

наиболее бедный (в весовом выражении) кремнеземом минерал из группы оливина - был встречен в жиле гранитного пегматита в виде крупных кристаллов, часто в окружении биотита, с микроклин-пертитом, альбитом, кварцем и другими минералами на берегу р. Джаши в бассейне р. Талас (Киргизский хребет). Крупные кристаллы фаялита отмечены в гранитных пегматитах хребта Негаях на северо-востоке России. В виде сплошных зернистых масс фаялит известен, например, в Мысовском месторождении на южном берегу оз. Байкал. (Курс минералогии : учебное пособие / А. Г. Бетехтин. — М. : КДУ, 2007.)

3. 
   Группа пироксенов. Химический состав, физические свойства, генезис, применение.
   

Подкласс В. Силикаты с непрерывными цепочками или лентами тетраэдров SiO4 в кристаллических структурах Главнейшими представителями силикатов данного подкласса являются пироксены и амфиболы, считающиеся типичными метасиликатами. Несмотря на существенное различие в количественных соотношениях составляющих компонентов, эти минералы имеют ряд общих характерных внешних черт: аналогичный облик кристаллов, близкие кристаллические структуры, одинаковую степень проявления спайности, много общего в оптических свойствах, близкие удельные веса, близкую твердость и т. д. Среди катионов в пироксенах и амфиболах представлены главным образом следующие элементы: Mg2+, Fe2+, Ca2+, Na1+, иногда Li1+, а также Al3+, Fe3+, а среди анионов: [SiO]4–, иногда [AlO4]5–, а также [OH]^1–, F^–1 и Cl¹ (в амфиболах).

Группа пироксенов. Силикаты с одинарными анионными цепочками

По кристаллографическим признакам среди этой сравнительно большой группы минералов давно различались две подгруппы: моноклинных и ромбических пироксенов.

Мы опишем следующие минеральные виды, относящиеся к этой группе.
Моноклинные пироксены:

диопсид — CaMg [Si2O6];

геденбергит — CaFe [Si2O6];

авгит — Са(Mg,Fe, Al)[(Si,Al)2O6];

жадеит — NaAl [Si2O6];

эгирин — NaFe···[Si2O6];

сподумен — LiAl[Si2O6].
Ромбические пироксены:

энстатит — Mg2 [Si2O6];

ферросилит —Fe2[Si2O6].

Моноклинные пироксены в главной своей массе представлены двойными и более сложными соединениями, в кристаллических структурах которых в качестве катионов участвуют в одних случаях Mg²⁺ и Fe²⁺, замещающие друг друга, а также Ca²⁺, в других - Na¹⁺ (Li¹⁺) с Fe³⁺ и Al³⁺. Кроме того, известен пироксен, получивший название авгита, в котором, кроме (Mg, Fe) и Са, присутствуют Al, Fe³⁺ иногда Ti⁴⁺, причем часть Al, очевидно, замещает Si в кремнекислородных цепочках (т. е. по существу мы имеем здесь дело уже с алюмосиликатом). Так как при замене части ионов Si⁴⁺ ионами Al³⁺ общий отрицательный заряд цепочек соответственно возрастает, то он, естественно, должен компенсироваться путем вхождения в кристаллическую структуру минерала более высоковалентных катионов.

Ромбические пироксены представляют собой метасиликаты Mg и Fe и так же, как это мы имели в группе оливина, образуют непрерывный ряд изоморфных смесей: Mg2[Si2O6]—Fe2[Si2O6]. В природных условиях весьма широко распространены магнезиальные и магнезиально-железистые разности пироксенов этого ряда.

ДИОПСИД — CaMg[Si2O6]. Название происходит от греч. дис - дважды и опсис - появление. Диопсид представляет собой типичное двойное соединение и является крайним членом важного изоморфного ряда CaMg[Si2O6]—CaFe··[Si2O6] (диопсид -геденбергит); промежуточные по составу разности имеют название салита. Диопсид широко распространен как породообразующий минерал во многих изверженных породах, а также в контактово-метасоматических образованиях.

Химический состав. CaO — 25,9 %, MgO — 18,5 %, SiO2 — 55,6 %. В виде примесей содержит FeO, MnO, иногда Al2О3, Fe2O3, Cr2O3 до нескольких процентов (хромдиопсид), V2O3 — до 2–4 % (лавровит), иногда Na2O, нередко TiO2.Сингония моноклинная; призматический в. с. L2PC. Пр. гр. C2/c(C 62h). а0 = 9,71;b0 = 8,89; с0 = 5,24; 105°51′. Облик кристаллов. Хорошо образованные кристаллы встречаются сравнительно редко. Обычно они имеют короткостолбчатый облик. Агрегаты. Сплошные массы диопсида чаще всего представлены зернистыми агрегатами, но в контактово-метасоматических образованиях встречаются шестоватые или радиально-лучистые агрегаты индивидов. Цвет. Редко бывает бесцветный. Обычно окрашен в различные, преимущественно бледные оттенки грязно-зеленого или серого цвета. Блеск стеклянный. Показатели преломления меняются в зависимости от содержания геденбергитовой молекулы. Для чистого диопсида: Ng = 1,694, Nm = 1,671 и Np = 1,664. Твердость 5,5–6. Хрупок. Спайность по призме {110} средняя с углом 87°. Нередко наблюдается также отдельность по {010}. Уд. вес 3,27–3,38. Диагностические признаки. Хорошо образованные кристаллы диопсида отличаются от кристаллов авгита по своему облику (преимущественным развитием вертикальных пинакоидов) и серыми или светло-зеленоватыми оттенками окраски. Но, так как диопсид способен образовывать

изоморфные смеси с различными другими пироксенами, то точная диагностика его может быть произведена только путем определения оптических констант, а в ряде случаев - с помощью химического анализа. П. п. тр. плавится с трудом. В кислотах почти не разлагается. Происхождение и месторождения. Диопсид как минерал магматического происхождения широко распространен в основных и ультраосновных изверженных породах (пироксенитах, перидотитах, габбро, диабазах),иногда в пироксеновых диоритах, сиенитах, а также в базальтах, долеритах и др. Крупные выделения, а также и хорошо образованные кристаллы наблюдаются в пироксенитах и карбонатитах Ковдорского щелочно-ультраосновного массива (Кольский п-ов). В контактово-метасоматических образованиях диопсид очень часто принимает существенное участие, входя в состав скарнов и контактовых роговиков вместе с волластонитом, гранатами и другими минералами в многочисленных месторождениях магнитных железняков и других полезных ископаемых на Урале, в Средней Азии, Сибири, в Закавказье и других местах.

Подобного же происхождения диопсид в хороших кристаллах встречается в Назямских горах (Златоустовский район, Урал) в Ахматовской копи среди хлоритовых сланцев с гранатом, клинохлором и др. Крупные кристаллы диопсида известны из мраморизованных известняков на Монте-Сомма (Везувий). Очень крупные, хорошо образованные кристаллы под названием «байкалит» были описаны еще акад. В. М. Севергиным в Слюдянском районе (Юго_Западное Прибайкалье) в флогопитовых месторождениях.

ГЕДЕНБЕРГИТ — CaFe²⁺[Si2O6]. Название дано по фамилии Л. Геденберга - шведского химика, впервые анализировавшего этот минерал. Химический состав. CaO — 22,2 %, FeO — 29,4 %, SiO2 — 48,4 %. Богатая магнезией разность называется салитом. В небольших количествах устанавливаются очень незначительные содержания щелочей и глинозема. Возможны повышенные содержания Mn²⁺, вплоть до мангандоминантного ЙОХАНСЕНИТА. Сингония моноклинная; призматический в. с. Встречается преимущественно в радиально-лучистых или крупношестоватых агрегатах.

Цвет геденбергита темно-зеленый до черно-зеленого. Черта светло-серая с зеленоватым оттенком. Блеск стеклянный. Для чистого геденбергита: Ng = 1,757, Nm = 1,745 и Np = 1,739. Твердость 5,5–6. Спайность по призме {110} с углом 87°. Уд. вес 3,5–3,6. Диагностические признаки. Довольно легко узнается по шестоватым агрегатам, темно-зеленому или зеленовато-черному цвету. Так же как и салит, обычно располагается по контакту интрузивных пород с мраморизованными известняками. П. п. тр. плавится в черное магнитное стекло. Происхождение и месторождения. Наряду с салитом является характерным минералом многих контактовометасоматических месторождений магнетита, иногда медных сульфидных руд, а также некоторых высокотемпературных гидротермальных месторождений метасоматического происхождения в известняках. В парагенезисе с геденбергитом встречаются такие минералы, как ильваит, магнетит, железистые гранаты, сульфиды, (пирротин, халькопирит, черный сфалерит), кальцит, эпидот и др. Геденбергит в этих месторождениях развивается явно путем замещения известняка или мрамора. В свою очередь по геденбергиту, как и по салиту, метасоматически образуются сульфиды железа и меди, ильваит, иногда эпидот, хлориты и другие минералы. В России известен в Турьинских медных рудниках (в зоне скарнов), в скарновом Pb-Zn месторождении Дальнегорское (Приморье), в Троицком руднике (Алтай) и в других местах.

АВГИТ — (Ca,Na)(Mg,Fe,Al)[(Si,Al)2O6]. Глиноземистый пироксен.

Название происходит от греч. авге — блеск (кристаллы его имеют нередко блестящие грани). Авгит является важным породообразующим минералом некоторых изверженных пород.

Химический состав авгита гораздо сложнее, чем других пироксенов. Почти постоянно устанавливаются избыток MgO, FeO и, что особенно важно, обогащение Al2О3 (до 4–9 %) и Fe2O3, а также Na2O. Часть MgO замещается FeO и MnO. Статус авгита как минерального вида не вполне ясен. Эгиринавгит — разность, богатая Na2O и Fe2O3,— отличается от обыкновенного авгита по оптическим свойствам. Распространен в щелочных изверженных породах. Разность, промежуточная по составу между авгитом и эгиринавгитом, названа федоровитом (в честь русского кристаллографа Е. С. Федорова).

Титанавгит (правильнее было бы: титанистый авгит) — разность, обогащенная TiO2, Fe2O3 и Al2О3 (TiO2 — до 8–9 %, в обыкновенном авгите — 0,1–0,7 %). Сингония моноклинная; призматический в. с. Облик кристаллов короткостолбчатый, таблитчатый, реже изометрический. В отличие от диопсида, грани призмы {110}, как правило, развиты больше, чем пинакоиды. Наиболее обычная форма кристаллов и поперечный разрез приведены. Агрегаты сплошных масс зернистые.Цвет черный, зеленовато и буровато-черный, реже темно-зеленый или бурый. Блеск стеклянный. Ng = 1,710–1,724, Nm = 1,692–1,706, Np = 1,685–1,700. Твердость 5–6. Спайность по призме {110} средняя. Нередко бывает развита отдельность по {100}. Те авгиты, а также другие моноклинные

пироксены, у которых чрезвычайно резко проявлена эта отдельность, носят название диаллага. Уд. вес 3,2–3,6. Диагностические признаки. Отдельные кристаллы авгита, легко освобождающиеся из вулканических туфов и пеплов основных пород, довольно просто определяются по своим характерным формам и черному цвету. В других случаях точная диагностика его без тщательных микроскопических исследований и химических анализов невозможна. П. п. тр. плавится с трудом. В кислотах не растворяется. Титанавгит разлагается в горячей HCl полностью. Происхождение и месторождения. Авгит чаще всего встречается в некоторых магматических эффузивных породах основного состава: андезитах, фонолитах, базальтах, в их туфах и вулканических пеплах.

В этих породах иногда можно встретить довольно крупные кристаллы характерной формы. В ассоциации с ним наблюдаются обычно основные плагиоклазы, магнетит, иногда оливин и др. Эгирин-авгит встречается в щелочных изверженных породах, например, в нефелиновых сиенитах в Ильменских горах (Ю. Урал), а также в эффузивных их аналогах — фонолитах, лейцитофирах и др. В постмагматическую стадию для авгита, как и для других моноклинных пироксенов, устанавливаются явления замещения его минералами группы амфибола. Под микроскопом нередко удается наблюдать, что роговая обманка в этих случаях развивается как единое целое с сохранением формы пироксена. Подобные псевдоморфозы носят название уралита (впервые были установлены на Урале). При гидротермальном изменении изверженных горных пород авгит, разлагаясь, часто подвергается замещению эпидотом, хлоритами, кальцитом и другими минералами.

ЖАДЕИТ — NaAl[Si2O6]. Жадеитовая молекула входит в состав диопсида и эгирина, обусловливая в них повышенное содержание Na2O и Al2О3.Сингония моноклинная. Кристаллы редки; чаще наблюдается в плотных зернистых агрегатах яблочно-зеленого, зеленовато-голубого и белого цвета. Блеск стеклянный. Ng = 1,667, Nm = 1,659 и Np = 1,654. Твердость 6,5–7. Необычайно вязкий. Спайность по призме {110} средняя, по {010} и {100) несовершенная. Излом скрытокристаллических разностей неровный, занозистый. Очень похож на нефрит (из группы амфибола). Уд. вес 3,3–3,4. П. п. тр. легко плавится в полупрозрачное стекло. Кислоты действуют только после сплавления.

Жадеит — минерал высоких давлений, образование которого может быть связано с разложением альбитовой составляющей полевых шпатов с выделением кварца. Высокобарические пироксены с заметной примесью жадеитовой молекулы называются омфацитами. Собственно жадеит встречается в метаморфических щелочных породах, реже в контактово-метасоматических образованиях. В России известны месторождения Левокечпельское (Полярный Урал) и Борусское (Западный Саян). В Казахстане имеется Итмурундинское месторождение жадеита, отвечающего требованиям к декоративно-поделочным камням, а в Юго-Восточной Азии (Таиланд) этот минерал на месторождении Таумау встречается в виде разностей, достигающих иногда столь высокого качества,

что используется как ювелирный камень.

ЭГИРИН — NaFe3+[Si2O6]. Название происходит от имени исландского бога моря — Эгир. Синоним: акмит. Важнейший породообразующий минерал многих богатых щелочами изверженных пород. Химический состав. Na2O — 13,4 %, Fe2O3 — 34,6 %, SiO2 — 52 %. Примеси: К2О, нередко CaO, FeO, MnO, MgO, Al2О3, TiO2, иногда V2O3, изредка в очень небольшом количестве редкие земли, BeO, ZrO2 и ThO2. Между эгирином и авгитом, эгирином и диопсидом, а также эгирином и геденбергитом существуют изоморфные смеси. Промежуточные по составу разности носят названия: эгиринавгит, эгириндиопсид и эгирингеденбергит. Сингония моноклинная; призматический в. с. Облик кристаллов. Обычно длиннопризматические столбчатые или игольчатые. На гранях наблюдается вертикальная штриховка или борозды. Грань (100) почти всегда хорошо развита. Двойники довольно часты по (100); нередко полисинтетические двойники. Агрегаты. В сплошных массах наблюдаются шестоватые, радиально-лучистые, а также звездчатые агрегаты. Цвет обычно зеленовато-черный, темно-зеленый, иногда бурый или красновато-бурый (акмит). Черта светло-зеленая. Блеск стеклянный. Ng = 1,787, Nm = 1,768 и Np = 1,742. Твердость 5,5–6. Спайность по призме ясная с углом 87°; по {010} и {001} устанавливается отдельность. Уд. вес 3,43–3,60. Диагностические признаки. Узнается довольно легко по столбчатому облику кристаллов, темно-зеленому или зеленовато-черному цвету и ассоциации с щелочными силикатами (нефелином, полевыми шпатами, щелочными амфиболами). От похожего на него темно-зеленого турмалина отличается более низкой твердостью и наличием ясной спайности. П. п. тр. легко плавится в черный блестящий магнитный королек и окрашивает пламя в желтый цвет. Кислоты действуют слабо. Происхождение и месторождения. Эгирин является типичным породообразующим минералом богатых щелочами изверженных интрузивных

и эффузивных горных пород (нефелиновых сиенитов, фонолитов, лейцитофиров и др.). Широко распространен в Хибинском и Ловозерском массивах. Изредка наблюдается в контактово-метасоматических образованиях как продуктах реакций щелочных магм с окружающими породами. В крупных кристаллах он встречается в пегматитах нефелиновых сиенитов в Вишневых и Ильменских горах на Урале. В ассоциации с ним, кроме нефелина, полевых шпатов и роговых обманок, наблюдаются черные слюды, иногда замещающие кристаллы эгирина, содалит, канкринит и другие редкие силикаты.

СПОДУМЕН — LiAl[Si2O6]. Занимает несколько особое положение среди группы пироксенов. Не образует с другими пироксенами изоморфных смесей. Химический состав. Li2O — 8,1 %, Al2О2 — 27,4 %, SiO2 — 64,5 %. В виде примесей присутствуют Na2O, в незначительных количествах CaO, MgO, изредка Cr2О3. Некоторые разности содержат также редкие земли, иногда цезий.

Сингония моноклинная; призматический в. с. L2PC. Пр. гр. C2/c(C 62h) а0 = 9,50; b0 = 8,30; c0 = 5,24; 110°20′. Облик кристаллов призматический. Вертикальные грани имеют штриховку. Нередко встречаются очень крупные кристаллы (иногда длиной до 16 м). Двойники по (100). Агрегаты пластинчато-шестоватые. Наблюдается также в плотных скрытокристаллических массах. Цвет серовато-белый, нередко с зеленоватым оттенком, желтовато-зеленый, розово-фиолетовый (кунцит), зеленый (гидденит). Блеск стеклянный, на плоскостях спайности со слабым перламутровым отливом. Ng = 1,675, Nm = 1,66 и Np = l,65. Твердость 6,5–7 (у измененных разностей ниже). Спайность по призме совершенная или средняя; по {100} отдельность. Уд. вес 3,13–3,20. Диагностические признаки. С полной уверенностью может быть установлен под микроскопом по оптическим константам. Для сподумена характерен наименьший из моноклинных пироксенов угол угасания. П. п. тр. вспучивается, временами окрашивая пламя в слабый красный цвет (Li). Сплавляется в прозрачное стекло. После сплавления с CaF^{2 +} KHSO4 окрашивает пламя в яркий красный цвет (Li). В HCl не растворяется. Происхождение и месторождения. Встречается в гранитных пегматитах в ассоциации с кварцем, полевыми шпатами, литиевыми слюдами, турмалином и др. Легко подвергается позднейшим изменениям. Под действием растворов, содержащих Na2O, разлагается с образованием эвкриптита (LiAlSiO4), альбита (NaAlSi3O8) и серицита (калиевой слюды).

В России встречается в гранитных пегматитах Вороньих тундр (Кольский полуостров), в Енашимо (Красноярский край), в Завитинском (Восточное Забайкалье) и в месторождении КараАдыр (Тува), где его кристаллы достигают метровых размеров. Из довольно многочисленных зарубежных месторождений сподумена отметим лишь некоторые. Бакенное месторождение близ пос. Огневка в Восточном Казахстане славится крупными кристаллами сподумена

и других литиевых минералов. Ювелирные разности сподумена находили в Куламе (Афганистан) и в многочисленных пегматитовых месторождениях штатата Минас-Жерайс (Бразилия). Большой известностью пользуется крупное месторождение Кийстон в Южной Дакоте (США), где встречаются гигантские кристаллы измененного сподумена до 16 м в длину и около 1 м в поперечнике (весом до 90 т). Пегматитовые месторождения о. Мадагаскара интересны тем, что там встречаются неизмененные прозрачные разности различной окраски: желтовато-зеленой, желтой, розовой. В Брэнчвилле в Коннектикуте (США) измененные крупные кристаллы сподумена наблюдаются в ассоциации с литиофиллитом, уранинитом, различными фосфатами марганца и другими минералами.

Практическое значение. Вместе с литиевыми слюдами служит источником для олучения препаратов лития, употребляемых в медицине, пиротехнике, фотографии, стеклоделии, рентгенографии и для других целей. Прозрачные, красиво окрашенные разности сподумена употреблялись как драгоценные камни. В последнее время литий как металл нашел применение в термоядерных реакциях.

ЭНСТАТИТ — Mg2[Si2O6]. Название произошло от греч. энстатес - противный (из-за его тугоплавкости). Обычно к энстатиту условно относят разности с содержанием FeO — до 5 %; разности с содержанием FeO от 5 до 14 % (25 % FeSiO3) называют бронзитом (бронзовый отлив, однако, наблюдается у выветрелых разностей или содержащих ориентированные включения). По современным правилам выделения минеральных видов следует считать энстатитом такие ортопироксены, в которых магний преобладает над железом. Является важным породообразующим минералом в магнезиальных изверженных породах. Химический состав. По сравнению с оливином более богат SiO2, содержание которого для чисто магнезиальной разности равно 60,0 %; MgO - 40,0%. Нередко содержит также NiO (обычно до 0,2 %). Иногда устанавливаются примеси CaO, MnO, Аl2О3 и Fe2O3. Сингония ромбическая; ромбо-дипирамидальный в. с. 3L23PC. Пр. гр. Pbca(D 152h). а0 = 18,2; b0 = 8,86; с0 = 5,20. Облик кристаллов. Редко наблюдающиеся кристаллы энстатита обладают призматическим, реже таблитчатым обликом. Широко распространенные в горных породах неправильной формы зерна часто имеют удлиненный облик. Наблюдались закономерные срастания с моноклинными пироксенами.

Цвет. Бесцветный, серовато-белый с зеленоватым оттенком, реже буровато-зеленый. Блеск стеклянный. Ng = 1,665, Nm = 1,659 и Np = 1,656.Твердость 5,5. Спайность по призме {110} средняя; угол между плоскостями спайности 85°. Уд. вес 3,1-3,3 повышается

с увеличением содержания FeO). Диагностические признаки. В неправильных зернах с уверенностью может быть определен лишь в тонких шлифах под микроскопом по оптическим константам. От моноклинных пироксенов отличается по прямому углу погасания, иногда по слабому плеохроизму, а от гиперстена – по оптическому знаку и углу оптических осей. П. п. тр. почти не плавится. В кислотах не растворяется. Происхождение и месторождения. Типичный минерал многих богатых магнезией магматических горных пород. В ассоциации с оливином часто слагает так называемые перидотиты, в частности гарцбургиты, а также является существенной составной частью габбро-норитов, иногда диоритов. Наблюдается и в эффузивных породах (базальтах, андезитах). Гораздо реже встречается в контактово-метасоматических образованиях, но зато нередко в больших хорошо образованных кристаллах: совершенно белые кристаллы с флогопитом, форстеритом и тальком в районе Мульводжа, Юго-Западный Памир (Таджикистан). При наложении в постмагматическую стадию гидротермальных процессов легче, чем оливин и моноклинные пироксены, превращается в серпентин — бастит, псевдоморфозы которого по зернам энстатита представляют целые кристаллические индивиды с характерной прекрасно выраженной отдельностью (спайностью) в определенной кристаллографической ориентировке по отношению к замещенному пироксену. Бастит обладает золотисто-желтым или бронзовым отливом по спайности, благодаря чему легко узнается в измененных энстатитсодержащих породах. Как породообразующий минерал часто встречается во многих богатых магнезией, но бедных окисью кальция изверженных горных породах, особенно интрузивных (гарцбургитах, лерцолитах и др.), широко распространенных на Урале, Северном Кавказе, в Закавказье, в ряде мест Сибири и в других районах.

ФЕРРОСИЛИТ — (Fe, Mg,)2[Si2O6]. Чистый ферросилит неустойчив, обычно встречаются средние члены энстатит—ферросилитового ряда, называемые гиперстенами. Название произошло от греч. ипер и стенос очень крепкий. К гиперстену обычно относят те разности ромбических пироксенов, которые содержат больше 14 % FeO. Многие физические свойства гиперстена аналогичны энстатиту. Вследствие большого содержания FeO показатели преломления выше, чем у энстатита: Ng = 1,69–1,73 и Np = 1,68–1,71. Цвет зеленый до зеленовато- или буровато-черного. Уд. вес 3,3—3,5. П. п. тр. плавится в зеленовато-черную эмаль, магнитную у более железистых разностей. В HCl частично разлагается. Встречается в обогащенных железом основных изверженных породах (габбро-норитах, некоторых разностях трахита и андезита). В Слюдянском районе (Юго-Западное Прибайкалье) сильножелезистые гиперстены в значительных количествах иногда встречаются в пироксенамфиболовых, а также в биотитовых и гранатовых гнейсах. Найден, кроме того, в метеоритах. (Курс минералогии: учебное пособие / А. Г. Бетехтин. - М.: КДУ, 2007.)