Минералогия 2. 2. Что такое изоморфизм Приведите примеры

• Название: 2. Что такое изоморфизм Приведите примеры
• Дата: 30.01.2022
• Размер: 460.5 Kb.
• Имя файла: Минералогия 2.doc
• Тип: Документы; #346682

2. Что такое изоморфизм? Приведите примеры.

12. Опишите пневматолитовый процесс минералообразования. Что такое сублимация?

32. Опишите свойства минералов смитсонита и малахита.

42. Дайте краткую характеристику минералов группы пироксенов. Опишите энстатит и авгит.

62. Опишите ультраосновные породы: дунит и пироксенит.
Ответ:
2. Что такое изоморфизм? Приведите примеры.
ИЗОМОРФИЗМ И ПОЛИМОРФИЗМ

Изоморфизм — свойство атомов (или ионов) одних ве­ществ замещать в структуре атомы (или ионы) других. Явления изоморфизма очень широко распространены в минералах. Так, химический состав минерала вольфрамита отображается форму­лой (Fe, Mn) [WO₄]. Он представляет собой изоморфную смесь, где атомы марганца замещают в структуре атомы железа, и наоборот, формально это может быть выражено формулой nFe[WO₄]×(100—n)Mn[WO₄]. Крайние члены этого ряда носят названия ферберита Fe[WO₄] и гюбнерита Mn[WO₄]. Mинерал оливин (Mg,Fe)₂[SiО₄] также представляет собой изоморфную смесь, где атомы магния в структуре замещаются атомами железа. Формально это может быть выражено формулой nMg₂[SiО₄]×(100—п) Fe₂[SiО₄]. Конечные члены этого непрерывного ряда носят названия форстерита Mg₂[SiО₄] и фаялита Fe₂[SiО₄].

Наряду с простыми случаями может происходить сложное изоморфное замещение целых комплексов в кристаллических структурах. Классическим примером такого сложного замеще­ния являются минералы из группы полевых шпатов — плагио­клазы. Плагиоклазы представляют собой непрерывный ряд ми­нералов, где пара Са²⁺ и А1³⁺ замещается на пару Na⁺ и Si⁴⁺(CaAl→NaSi). Крайние члены этого ряда называются анор­титом Ca[Al₂Si₂O₈] и альбитом Na[AlSi₃O₈]. В соответствии с из­менением состава изменяются и физические свойства плагио­клазов, например оптические свойства, плотность и др.

Таким образом, различаются два главных вида изомор­физма: более простой, когда взаимозамещаются ионы, имеющие одинаковую валентность, — он называется изовалентным изоморфизмом, и сложный, когда происходит замещение ионов разных валентностей, гетеровалентный изоморфизм. При­мерами изовалентного изоморфизма служат замещения Mg²⁺ и Fe²⁺ в оливине (Mg, Fe)₂[SiO₄], гетеровалентного — отмечен­ные выше замещения в плагиоклазах, а также замещения: 2Al³⁺ ←3Mg²⁺ _B слюдах, 2Na⁺←Ca²⁺ в нефелине, цеолитах, 2Ca²⁺←TR³⁺ + Na⁺ в апатите и др.

По степени совершенства изоморфных замещений можно вы­делить два случая. В первом случае замещение одного элемента другим может быть в пределах до 100 % — это совершенный, или полный, изоморфизм. Во втором случае замещение может быть частичным от сотых долей, до нескольких процентов — это несовершенный, или ограниченный, изоморфизм.

Многие изоморфные примеси не отражаются формулой ми­нерала, ибо количество их невелико. Так, в цинковых обманках ZnS обычно присутствует в виде изоморфной примеси Fe, а иногда Cd и In.

Формула минерала монацита — (Се, La . . .) [РО₄], но в нем возможны примеси других элементов редких земель, иттрия, то­рия, кальция, а в анионной части — [SiO₄]. В более полном виде формула монацита может быть написана так: (Се, La, Y, Th, Са) [РО₄, SiO₄]. Естественно, что для соблюдения электростати­ческого равновесия возможен только изоморфный обмен катио­нов на катионы и анионов на анионы с сохранением равенства сумм валентности тех и других.

Если происходит изоморфное замещение одних элементов (или комплексов) другими, то они берутся в скобки и отделяются друг от друга запятой, причем порядок написания зависит от количества этих элементов (или компонентов). В монаците церия больше, чем лантана, а лантана больше, чем тория. В анионной части такая же последовательность. В минерале са­лите, в структуре которого ионы магния изоморфно замещаются ионами железа, магний преобладает, что и отображается фор­мулой Ca(Mg, Fe)[Si₂O₆].

Особенно характерны изоморфные замещения в рядах:

К₊ — Rb⁺ — Cs⁺, Cu⁺ — Ag⁺ — Au⁺, Cl^- — Br^- — I^-,

Ca²⁺ — Sr²⁺ — Ba²⁺ — Ra²⁺, Zn²⁺ — Cd²⁺, S^2- — Se^2-,

Mg²⁺ — Fe²⁺ — Mn²⁺ — Ni²⁺ — Co²⁺,

Al³⁺_Fe³⁺ — V³⁺ —Cr³⁺ —Mn³⁺—Ti³⁺, Sc³⁺—Y³⁺—TR³⁺,

Zr⁴⁺ — Hf⁴⁺,Th⁴⁺—U⁴⁺,

Nb⁵⁺ — Ta⁵⁺, P⁶⁺ — V^B+ — As⁵⁺,

Mo⁶⁺ —W⁶⁺.

Как видно, эти ряды соответствуют вертикальным (изовалентным) рядам периодической таблицы Д. И. Менделеева. Следовательно, замещение ионов часто происходит по изовалентным рядам. Однако при гетеровалентном изоморфизме изо­морфные замещения происходят по диагональным направле­ниям таблицы Менделеева, поскольку ионные радиусы по этим направлениям близки. Так, характерен изоморфизм между эле­ментами в диагональных рядах:

Li⁺— Mg²⁺ — Sc³⁺

Na⁺ — Ca²⁺ — Y³⁺ — Th⁴⁺,

A1³⁺ — Ti⁴⁺ — Nb⁶⁺—W⁶⁺.

Многие элементы периодической системы, процентное содер­жание которых в земной коре (кларк) сравнительно высокое, мы не встречаем в минералах в значительных количествах. Так, например, элемент германий Ge содержится в земной коре в ко­личествах, больших, чем серебро или сурьма, но он почти не об­разует самостоятельных минералов. Зато он часто, хотя и в очень небольших количествах, изоморфно замещает в силика­тах кремний и таким образом «рассеян» в земной коре.

Понимание явлений изоморфизма способствует обнаружению редких и рассеянных элементов в минералах и рудах. Так, ре­ний Re, сверхрассеянный элемент, благодаря изоморфизму с Мо был обнаружен в молибденитах, где содержания его могут достигать 2·10^-3% и откуда он извлекается (медно-молибденовые руды Коунрада). Другой пример — рубидий Rb — сравни­тельно распространенный элемент, кларк его 1,5·10^-2, т. е. он более распространен чем Рb, но он так же, как и Re, не обра­зует собственных минералов. Где его искать? Наиболее вероя­тен его изоморфизм с К⁺, поэтому его надо искать в калийсодержащих минералах, где он и обнаруживается в наибольших количествах (например, в слюдах, в карналлите — КС1· MgCl₂×6Н₂О), и из которых извлекается.

В чем же причина изоморфизма? В. М. Гольдшмидт указал, что элементы могут замещать друг друга в структурах в том случае, когда радиусы ионов (или атомов) являются близкими и разница их не превышает 15%. Однако, если величины радиу­сов ионов близки, это еще не предопределяет их изоморфного замещения. Понятие о ионных сферах, как несжимаемых шарах, верно лишь в первом приближении. Напряжение электрического поля, заряд и типы ионов приводят к такому взаимодействию между ними, когда правильная шарообразная форма иона ис­кажается, происходит поляризация (деформация) электронной оболочки иона. Поэтому, кроме близости ионных радиусов, по­ляризационные свойства ионов также должны быть близкими. Если степень поляризации ионов различна, то даже при очень близких радиусах изоморфизма между ионами не будет (напри­мер, нет изоморфизма между Na⁺ и Сu⁺).

Полиморфизм. В переводе с греческого слово «поли­морфизм» означает многоформность. Это явление до известной степени противоположно изоморфизму и заключается в том, что одинаковые по химическому составу вещества образуют различ­ные структуры.

Полиморфными могут быть элементы и сложные соединения. Происхождение различных полиморфных модификаций (разно­видностей) связано с различием в условиях их образования. Каждая из модификаций имеет свою структуру, а отсюда и свои специфические свойства.

Хорошим примером полиморфизма углерода являются мине­ралы алмаз и графит. Свойства их совершенно различны: алмаз самый твердый из минералов (твердость 10), графит имеет твер­дость 1. Плотность алмаза 3,5, графита 2,2. Алмаз кристаллизу­ется в кубической сингонии, графит — в гексагональной. При­чина столь различных свойств указанных минералов объясня­ется их структурой, т. е. расположением атомов углерода (рис. 1). Связь атомов углерода в графите менее прочная, чем в алмазе, структура графита листоватая, в виде плоских гекса­гональных сеток. Значительные расстояния между этими сет­ками и определяют его свойства: легкую расщепляемость, мень­шую плотность и др.

Несколько полиморфных модификаций имеет и сера; в при­родных условиях устойчивой является лишь сера ромбической сингонии. Примерами полиморфных модификаций соединений могут служить кальцит (Са[СО₃] тригональной сингонии) и ара­гонит (Са[СО₃] ромбической сингонии), пирит (FeS₂ кубической сингонии) и марказит (FeS₂ ромбической сингонии), полиморфные модификации кварца (SiО₂) и т. д.

Различают два вида полиморфизма. Первый вид — энантиотропия — характеризуется обратимостью (переходом) полиморфных модификаций из одной в другую при определенных температурах и давлениях. Примером энантиотропии могут слу­жить переходы кварца в высокотемпературную разновидность SiО₂ — тридимит, а также переходы алмаза в графит. Второй вид—монотропия — одна полиморфная модификация (неста­бильная) может переходить в другую (стабильную), но обрат­ный переход невозможен. Примером монотропии является пере­ход марказита в пирит (обратного перехода нет).


Рис. 1. Структуры алмаза (а) и графита (б)
12. Опишите пневматолитовый процесс минералообразования. Что такое сублимация?
Пневматолитовый процесс, или пневматолиз (пневма — по-гречески «газ»). Пневматолиз — процесс образования минералов из газовой фазы. На некоторых этапах кристаллизации магмы возможно отделение газов. По мере движения вверх по трещи­нам эти газы охлаждаются, реагируют друг с другом и с вмеща­ющими породами, в результате чего образуются минералы.

Продукты пневматолиза — пневматолиты — разделяются на вулканические и глубинные.

Вулканические пневматолиты образуются в вулканических областях за счет газов, отделяющихся от магмы вблизи поверх­ности или на поверхности земли. Вулканические газы в огром­ных количествах уходят в атмосферу через жерла вулканов, фумаролы и трещины. Главными газами при извережениях яв­ляются пары воды, НС1, H₂S, SO₂, NH₄C1, СО₂, СО, Н₂, О₂, хло­ристые и сернокислые соединения Na, К, Са. В газах также обнаруживаются хлористые соединения Fe, Cu, Mn, Pb, соеди­нения бора, фтора, брома, фосфора, мышьяка, сурьмы и др.

О количестве выделяющихся вулканических газов можно судить по следующим данным. В долине Десяти Тысяч Дымов на Аляске фумаролы Катмаи выделили за один год 1 250 000 т НС1 и 200 000 т HF. Один из основных конусов Этны при из­вержении выделял столько водяного пара, что при конденсации его получалось бы около 20 млн. л воды в сутки.

В процессе возгона газов в трещинах лавовых покровов и кратерах вулканов происходит образование минералов. Преи­мущественно это хлориды и сульфаты — минералы, легко раство­римые и поэтому не наблюдаемые в больших количествах. Обычно все минералы, образующиеся при вулканической дея­тельности, имеют вид налетов, мелкокристаллических корочек или землистых агрегатов. Примерами образования минералов могут служить следующие реакции:
2FeCl₃ + 3H₂O = Fe₂O₃ + 6HC1;

гематит

2H₂S + O₂ = 2H₂O + 2S.

сера

Промышленное значение минералов вулканического проис­хождения очень ограниченно. Это, в первую очередь, самород­ная сера (иногда содержащая селен), небольшие месторождения которой известны на Камчатке и Курильских островах, в Японии, Чили и Италии. В Италии также добывается природная борная кислота — сассолин В(ОН)₃.

К вулканическим возгонам, связанным с базальтовой маг­мой, можно отнести скопления (месторождения) сульфидов на дне Восточно-Тихоокеанского поднятия (на глубине около 2,5 км). В зоне спрединга обнаружены активно действующие вулканические жерла, извергающие твердые частицы и флюиды с температурой 350-400 °С. На «жерловых площадях» обра­зуются сульфидные холмы до 10 м высотой. Среди сульфидов установлены пирит, марказит, пирротин, халькопирит, кубанит, сфалерит, вюрцит; в небольшом количестве присутствуют вод­ные сульфаты — гипс, ярозит и др., обнаружены также аморф­ный кремнезем, гётит, барит, цеолиты.

Скопления (месторождения) сульфидов по всей вероятности образованы благодаря редукции сульфата океанской воды во время ее циркуляции, а также благодаря мобилизации вещества из базальтов. Возможно также предположить сегрегацию суль­фидной выплавки, поступающей по трещинам океанского дна из магматического источника. Такие образования сульфидов неоднократно описаны для рифтовых зон Тихого океана и из­вестны также на атлантическом дне. Подобным вулканогенно-осадочным путем зарождались медноколчеданные месторожде­ния, в частности Урала, Рудного Алтая и др.

Глубинные пневматолиты образуются в том случае, когда газы отделяются от магматического очага в недрах земной коры. Они просачиваются сквозь горные породы, реагируют с ними, преобразуя их химический и минеральный состав. Степень хи­мических преобразований пород под действием газов зависит от их химической активности, состава пород, тектонического строе­ния и длительности процесса. Весьма вероятно, что при глубинном минералообразовании наряду с газами действуют также и водные горячие (гидротермальные) растворы.

К глубинным пневматолитам относят некоторые жильные тела (тела выполнения трещин) и грейзены. Грейзены — по­роды, образовавшиеся благодаря переработке магматическими эманациями (газами и водными растворами) гранитов и жиль­ных магматических пород, а также эффузивов и некоторых осадочно-метаморфических пород, богатых кремнеземом и глино­земом.

В минералогическом отношении в грейзенах резко преобла­дает кварц. Кроме того, они почти всегда содержат мусковит, часто литиевые слюды, топаз, турмалин, флюорит, рутил. Из рудных минералов характерны касситерит и вольфрамит, в мень­шей степени молибденит и арсенопирит. Нередко в грейзенах можно встретить берилл, особенно характерна его прозрачная разновидность цвета морской воды — аквамарин, являющаяся драгоценным камнем. Примером одной из реакций, протекаю­щих в грейзенах, может служить образование касситерита:
SnF₄ + 2H₂O= SnO₂ +4HF.

касситерит

Пневматолитовый процесс неразрывно связан с рассматри­ваемым ниже гидротермальным процессом.

Сублимационным назовем образование минералов из газа и пара при нормальных давлении и температуре. Так образуются кристаллы льда на стенах пещер. Так же растут кристаллы галита на стенах сухих карстовых полостей в отложениях каменной соли и на стенах подземных горных выработок в соляных шахтах.
32. Опишите свойства минералов смитсонита и малахита.
Смитсонит Zn[CO₃], (Zn 52 %). Встречается обычно в натеч­ных формах, в виде корок и почковидных агрегатов.

Цвет белый с зеленоватым или голубоватым оттенком от примеси меди. Твердость 4-4,5. Плотность 4,3.

Диагностика. По натечным формам зеленовато-голубого цвета, большой плотности и нахождению в зоне окисления свинцово-цинковых месторождений. В НС1 легко разлагается.

Происхождение. Экзогенное — типичный минерал зоны окисления полиметаллических сульфидных месторождений. Об­разуется за счет сфалерита:

ZnS + 2O₂ = ZnSO₄;
2nSO₄ + CaSO₃ + 2H₂O = Zn [СО₃] + Ca[SO₄]·2H₂О.

Смитсонит гипс
Спутники: церуссит, гемиморфит лимонит, сфалерит, галенит, гипс.

Месторождения. В России известен в полиметаллических месторождениях хребта Каратау (Южный Казахстан), на рудниках Кличкинской группы (Читинская область) и в Примор­ском крае.

Применение. Смитсонит является ценной рудой на цинк.

Малахит Cu₂[CO₃] (ОН)₂ (Си 57,4 %). Сингония моноклинная. Встречается в натечных формах, почковидных образованиях, землистых массах и нале­тах. Иногда образует волокнистые радиальнолучистые агрегаты с характерным шелковистым блеском. Землистый малахит носит название медной зелени.

Цвет зеленый, черта бледно-зеленая. Блеск стеклянный, шел­ковистый. Твердость 3,5. Плотность 4.

Диагностика. Хорошо диагностируется по ярко-зеленому цвету, черте, натечным гроздевидным формам, минеральной ас­социации. Легко разлагается в НС1.

Происхождение. Образуется в зоне окисления медных и дру­гих месторождений, содержащих в первичных рудах сульфиды меди. Парагенезис: азурит, хризоколла, самородная медь, куп­рит, лимонит, гипс, различные сульфиды меди.

Ярко-зеленые примазки и корочки малахита являются важ­ным поисковым признаком на минералы меди.

Месторождения. Лучшие образцы малахита раньше добыва­лись на Гумешевском и Медноруднянском месторождениях (район Нижнего Тагила).

Применение. Натечные образования малахита употребляются как ценный поделочный материал. Вместе с другими минера­лами зоны окисления идет в плавку и служит рудой на медь.
42. Дайте краткую характеристику минералов группы пироксенов. Опишите энстатит и авгит.
К силикатам цепочечной структуры относятся важные поро­дообразующие минералы, составляющие группу пироксенов. По химическому составу это силикаты Са, Mg, Fe, в некоторых присутствует А1 и щелочи (Na, Li). Для пироксенов характерно широкое изоморфное замещение одних элементов другими.

Кристаллы пироксенов имеют короткопризматический облик с почти квадратным поперечным сечением. Последнее обуслов­ливается наличием у них спайности под углом, близким к пря­мому (87 и 93°). Пироксены подразделяются на ромбические и моноклинные.

Ромбические пироксены (ортопироксены)

Как показывают рентгеноструктурные исследования, относя­щиеся сюда минералы оказались не ромбическими, как пола­гали раньше, а тонко сдвойникованными минералами моно­клинной сингонии, поэтому правильнее называть их псевдором­бическими.

Ромбические (псевдоромбические) пироксены образуют не­прерывный изоморфный ряд от энстатита до гиперстена; мине­рал промежуточного состава по характерному бронзовому блеску назван бронзитом.

Энстатит Mg₂[Si₂O₆]. Цвет светло-серый, зеленовато или желто-серый. Содержит немного FeO.

Гиперстен (Fe, Mg)₂[Si₂О₆]. Цвет темно-коричневый, темно-серый, коричнево-зеленый. Содержит FeO более 15 %.

Как видно, цвет в зависимости от увеличения содержания железа от энстатита к гиперстену становится более темным. Также изменяются плотность (от 3,1-3,2 у энстатита до 3,4 - 3,5 у гиперстена) и другие свойства. Твердость этих минералов 5,5-6. Блеск перламутровый, стеклянный у энстатита, до брон­зового, металловидного у железистых разностей. В хорошо выраженных кристаллах указанные минералы встречаются редко, обычно они образуют зерна неправильной формы и зер­нистые агрегаты.

Происхождение. Магматическое: энстатит, бронзит и гипер­стен породообразующие минералы некоторых основных и ульт­раосновных горных пород. Спутниками являются оливин, сер­пентин, магнетит и основные плагиоклазы. При действии гид­ротермальных растворов легко изменяются и превращаются в серпентин (бастит) и тальк. Встречаются в кристаллических сланцах, гнейсах, а также в метеоритах.

Моноклинные пироксены (клинопироксены)

Здесь можно выделить: 1) пироксены, не содержащие А1 (изоморфный ряд диопсид - геденбергит), 2) пироксены, со­держащие А1 (авгит), 3) щелочные пироксены (эгирин, сподумен).

Диопсид CaMg[Si₂O₆]. Цвет серый, зеленый, иногда бес­цветен.

Салит Ca(Mg, Fe)[Si₂O₆]. Цвет зеленый разных оттенков.

Геденбергит CaFe[Si₂O₆]. Цвет темно-зеленый до черного.

Физические, оптические и другие свойства закономер­но изменяются в зависимости от состава. Блеск стеклян­ный. Спайность средняя по {110} под углом 87 и 93°. Твердость 5,5-6. Плотность от 3,27 (диопсид) до 3,55 (геден­бергит).

Кристаллы имеют вид коротких призм, иногда они крупные, до 40 см. Для диопсида со Слюдянки (Прибай­калье) характерны друзы. Геденбергит нередко встречается в лучистых агрегатах, бывает волокнистый. Распространены также сплошные зернистые массы.

Разновидности. Байкалит — крупные, хорошо образован­ные призматические кристаллы диопсида, иногда прозрачные, зеленые (Слюдянка, Прибайкалье). Лавровит там же, яр­ко-зеленый диопсид (от примеси ванадия). В Довыренском массиве, в Северном Прибайкалье известен голубой диоп­сид. Хром диопсид — диопсид, содержащий до 3% Сг₂Оз, изумрудно-зеленый. Встречается исключительно среди ультра­основных пород и в кимберлитах Якутии. Мангангеденбергит — геденбергит, содержащий до 7% МnО, характерен для некоторых скарнов Средней Азии.

Диагностика. Характеризуются формой короткопризматических кристаллов, средней спайностью под углом 87° и 93° и зеленым цветом разных оттенков (до черного у авгита).

Происхождение. Минералы ряда диопсид - геденбергит характерны для контактов магма­тических пород с известняками (скарнов). Обычными спутни­ками в скарнах являются кальцит, гранат, везувиан, тремолит, скаполит, флогопит и апатит (для диопсида), эпидот, волластонит. Из рудных минералов в пироксен-гранатовых скарнах встречаются шеелит, молибденит, сульфиды Сu, Pb, Zn и маг­нетит. Скарны иногда выявляют ритмично-полосчатую структуру. Вторичные изменения заключаются в развитии по пироксенам уралита (роговой обманки, установленной впер­вые на Урале), хлорита и зеленовато-желтого минерала — нонтронита (Fe, Al)₂[Si₄O₁₀] (ОН)₂·nН₂О.

Диопсид имеет также магматическое происхождение, явля­ясь породообразующим минералом основных и ультраосновных пород.

Месторождения. Скарновые месторождения Средней Азии, Урала, Северного Кавказа, Прибайкалья, Приморья и др.

Авгит (Са, Na) (Mg, Fe²+, Fe³+, Al) [(Si, A1)₂O₆]. Иногда содержит Mn, Ti, Cr.

Рис. 1. Кристалл авгита: а(100), b(010), m(110), s(111)
Кристаллы короткопризматические таблитчатые (рис. 1); агрегаты сплошные, зернистые.

Цвет черный, буро-черный, темно-зеленый. Блеск стеклян­ный. Спайность, как у всех пироксенов, средняя по {110} под углом 87°. Твердость 5-6,5. Плотность 3,2-3,6.

Разновидности. Диаллаг (листоватый авгит) — разновид­ность авгита, отличающаяся совершенной отдельностью по {100}. Обыкновенный авгит темно-зеленого цвета. Базальтичес-кий авгит черного цвета (содержит Ti и Мn).

Происхождение. Магматическое — характерный породообра­зующий минерал в основных интрузивных и эффузивных поро­дах. В габбро и диабазах встречаются темно-зеленые (обык­новенные) авгиты; в базальтах, андезитах, туфах, вулканических пеплах — хорошо образованные кристаллы черного (базальтического) авгита.

Известен также в контактах с известняками. Продуктами вторичного изменения авгита являются уралит и хлорит.
62. Опишите ультраосновные породы: дунит и пироксенит.

Дуниты состоят почти исключительно из одного оливина (90-100%). Цвет породы желтовато-зеленый, при разрушении оливина (серпентинизация) становится темно-зеленым и чер­ным. Строение зернистое. Часто содержат магнетит, хромит, иногда платину.

Дунит (назван по имени горы Дун (Dun) в Новой Зеландии) (рис. 65, 66).

Кислотность. SiO2 <45 % - ультраосновная порода.

Химический состав. Почти мономинеральная оливиновая порода. В виде второстепенных примесей встречается хромит или магнетит, иногда платина. Случайные минералы – гранат, корунд. Почти всегда присутствует серпентин.

Цвет. Чёрный, тёмно- или светло-зелёный.

Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристаллическая, среднезернистая.

Текстура. Массивная.

Удельный вес. 3,1-3,25

Форма залегания. Штоки.

Отдельность. Пластовая, параллелепипедальная.

Генезис. Интрузивная порода.

Месторождения. Урал, Кавказ, Англия, Южная Африка и др.

Практическое значение. Иногда содержат хромит и платину в промышленных масштабах.

Разновидности. Хромитовые дуниты – богатые хромитом дуниты. Сидеронитовый дунит - дунит с магнетитом.

Диагностика. Тёмно-зелёная окраска, связанная с большим количеством оливина.

Пироксениты — породы, в которых пироксен резко преобла­дает над оливином (95% пироксена). Они черного цвета, средне- и крупнозернистые, тяжелые. Согласно минеральному составу, различают энстатититы, гиперстениты, диаллагиты и т.д. Вебстерит состоит из примерно равного количества ромбических и моноклинных гшроксенов.

Пироксенит (от франц. péridot - перидот, или оливин) (рис. 68, 69).

Кислотность. SiO2 <45 % - ультраосновная порода.

Химический состав. Пироксен, роговая обманка, из акцессорных минералов присутствует оливин, биотит, магнетит, ильменит, иногда хромит.

Цвет. Тёмные, зеленовато-серые, иногда с буроватым оттенком, черные.

Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристаллическая, средне- и крупнозернистая.

Текстура. Массивная, часто афанитовая (плотная), иногда порфировидная.

Удельный вес. 3,1-3,25

Форма залегания. Небольшие массивы.

Отдельность. Пластовая, параллелепипедальная.

Генезис. Интрузивная порода.

Месторождения. Шотландия.

Практическое значение. К пироксенитам приурочены месторождения сульфидных руд, никеля.

Разновидности. Косьвиты – пироксениты, состоящие из моноклинного пироксена со значительной примесью магнетита.

Диагностика. По сравнению с перидотитами и дунитами более тёмно окрашены (почти чёрные), имеют более крупнокристаллическое строение.



Список литературы
1. Миловский А.В. Минералогия и петрография. Учебник для техникумов. – 5-е изд., перераб. и доп. – М.: Недра, 1985.

2. http://www.gubkin.ru/faculty/geology_and_geophysics/chairs_and_departments/geology/1467.php