WWW.MASH.DOBROTA.BIZ
БЕСПЛАТНАЯ  ИНТЕРНЕТ  БИБЛИОТЕКА - онлайн публикации
 


Pages:   || 2 |

«Академия наук СССР ISN 0 2 0 3 - 5 6 2 6 ИЗДАТЕЛЬСТВО - Н АУ К А АКАДЕМИЯ НАУК СССР МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЙ МУЗЕЙ им. А.Е. ФЕРСМАНА лаборатория МИНЕРАЛОГИИ Л. П А У Т О В А И К* ...»

-- [ Страница 1 ] --

Академия наук СССР ISN 0 2 0 3 - 5 6 2 6

ИЗДАТЕЛЬСТВО - Н АУ К А

АКАДЕМИЯ НАУК СССР

МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЙ МУЗЕЙ им. А.Е. ФЕРСМАНА

лаборатория

МИНЕРАЛОГИИ

Л. П А У Т О В А И К*

НОВЫЕ ДАННЫЕ

О МИНЕРАЛАХ

Выпуск 29

ИЗДАТЕЛЬСТВО «Н АУКА»

МОСКВА 1981

УДК 549 (47) Новые данные о минералах. М.: Наука, 1981, вып. 29 .

Сборник содержит статьи с описанием новых методик исследования поделочных и полудра­ гоценных камней, диагностику бора и др. Приводятся сведения о новых открытиях и данных редких минералов.,

Редакционная коллегия:

профессор Г.П. БАРСАНОВ (ответственный редактор) доктор геол.-мин. наук М.Д. ДОРФМАН канд.геол.-мин. наук В.А. КОРНЕТОВА (ответственный редактор выпуска) доктор геол.-мин. наук Ю.Л. ОРЛОВ канд. геол.-мин. наук М.В. ЧИСТЯКОВА канд. геол.-мин. наук M.F.. ЯКОВЛЕВА Новые данные о минералах, вып. 29 Утверждено к печати Минералогическим музеем им. академика А.Е. Ферсмана Редактор издательства Л.М. Бекасова. Художник А.В. Кожунов Художественный редактор Т.И. Алексеева. Технический редактор Н.М. Бурова Корректоры О.А. Разуменко, Г.Б. Шишкова ИБ№ 21441 Подписано к печати 29.10.81. Т - 2S851. Формат 70 X 108 1/16. Бумага офсетная № 1 Печать офсетная. Усл.печ.л. 16,1. Уч-изд.л. 19,0. Тираж 1200 экз. Тип. зак. 689. Цена 2р. 90к .



Издательство ’ ’Наука*’, 117864 ГСП-7, Москва В-485, Профсоюзная ул., д. 90 Ордена Т рудового Красного Знамени 1-я типография издательства ’ ’Наука”, 199034, Ленинград, В-34, 9-я линия, 12 20805-496 Н-------------------- 236-81 кн. 2 1904020000 055 (02) -81 ©Издательство ’’Наука”, 1981 I

ЮРИЙ ЛЕОНИДОВИЧ ОРЛОВ

Минералогическая наука потеряла крупного ученого-минералога, ушедшего от нас в расцвете творческих сил на 55-м году жизни после непродолжительной тяже­ лой болезни. Энергичный, талантливый исследователь Ю.Л. Орлов всю свою жизнь посвятил изучению минералов, был увлечен красотой и загадочностью камня, разно­ образием и сложностью его природных месторождений, ставящих перед пытливым ученым интереснейшие вопросы генезиса минералов в глубинах недр Земли .

Получив геологическое образование в Московском институте цветных металлов и золота им. М.И. Калинина, который он окончил в 1950 г., Юрий Леонидович Орлов был направлен для работы на Урал в поисково-разведочные партии Геологической экспедиции Министерства геологии СССР. Здесь в россыпях Урала он впервые встре­ чается с кристалликами алмаза — камня, известного человечеству на протяжении нескольких тысячелетий, внимательно изучаемого и тем не менее таящего очень много научных загадок как в области строения и роста его кристаллов, таки в про­ цессах генезиса и его месторождений. С этого времени и до конца жизни его научные интересы и творческая мысль были посвящены изучению минералогии алмаза, рас­ крытию тех кристаллографических, физических, генетических загадок, которые таятся в самих кристаллах алмаза, в условиях его образования и трансформации в природных месторождениях .

С 1950 по 1955 г. ЮЛ. Орлов работал в поисково-разведочной партии Третьего геологического управления Министерства геологии и охраны недр СССР по поиску и изучению алмазоносных россыпей. В процессе производственной работы он начал научное изучение минералогических особенностей уральских алмазов и уже в 1951 г .





поступил в заочную аспирантуру, начав очень интересную исследовательскую работу по изучению включений в алмазах и генезису округлых форм кристаллов этого минерала. Эта работа была успешно защищена в 1955 г. как диссертация на соиска­ ние, ученой степени кандидата геолого-минералогических наук. В 1955—1956 гг. им совместно с сотрудниками ВСЕГЕИ составлена большая обобщающая сводка по ма­ териалам изучения алмаза из месторождений СССР, в которой дано описание физи­ ческих свойств и особенностей кристаллов алмаза в каждой группе месторождений .

В 1956 г. ЮЛ. Орлов начал работать в Минералогическом музее им. А.Е. Ферсмана АН СССР. Большая творческая любовь к камню, талант ученого-организатора, стре­ мящегося увлеченно передать свои знания, накопленный за 25 лет последующей музейной работы научный и научно-организационный опыт сделали Ю.Л. Орлова крупным специалистом в области теории и практики музейного дела, организации музейной научной работы. Им проведена научная разработка многих тематических выставок Музея, планов экспозиций выставок. Занимаясь коллекцией музея, он увлекся вопросами изучения особенностей минералогии, технической специфики группы поделочного и драгоценного минерального сырья, историей открытия ме­ сторождений и развития декоративно-художественного использования камня, вопросами методов диагностики минералов в художественных изделиях и стал крупным специалистом — экспертом в этой области минералогических знаний .

Став одним из ведущих научных работников музея, ЮЛ. Орлов в 1959 г. назна­ чается ученым секретарем музея; в 1965 г. ему присваивается ученое звание стар­ шего научного сотрудника, а в 1976 г. он избирается директором Минералогического музея АН СССР, в качестве которого он работал до последних дней своей жизни .

Большой знаток музейного и выставочного дела Ю.Л. Орлов неоднократно на­ правлялся АН СССР для организации и научно-пропагандистской работы в Павильо­ нах СССР на Международных выставках .

Однако главные научные интересы ЮЛ. Орлова продолжали быть связанными с изучением в широком плане минералогии алмаза. За время с 1957 г. и до последнего месяца жизни им просмотрен, тщательно и всесторонне изучен всеми современными методами огромный минералогический материал по кристаллам и агрегатам алмаза из всех россыпных и коренных месторождений СССР, а также из крупнейших место­ рождений Африки, Бразилии, Австралии и др. В результате систематически проводи­ мой огромной научно-исследовательской работы им на основании многочисленных измерений и всестороннего изучения кристаллов устанавливается различный меха­ низм образования округлых форм алмаза как форм растворения и, в ряде случаев, как форм роста. Детально изучались особенности роста кристаллов алмаза, кристал­ лических агрегатов, скульптуры форм растворения и роста кристаллов, изучалась тонкими методами голографии внутренняя агрегатная структура кристаллов, ее раз­ витие, влияние на морфологию, что свидетельствует об очень сложном механизме роста кристаллов алмаза и дает информативный материал об их генезисе. На боль­ шом материале изучалась физика алмаза с позиций связи структуры— состава— свойств, характерные дефекты структуры на атомном и электронном уровне .

Так же был критически обобщен материал о гипотезах и фактические материалы по генезису алмаза и его месторождений, и на основании полученных данных по изу­ чению минералогии алмаза высказаны оригинальные собственные представления по этим вопросам. Результаты интенсивной и продуктивной творческой работы над изуче нием алмазов опубликованы Ю.Л. Орловым в 35 оригинальных статьях и двух обобща­ ющих монографиях: ’ ’Морфология алмаза” 1963 г. и ’’Минералогия алмаза” 1973 г .

Первая монография получила премию им. А.Е. Ферсмана в 1967 г. Вторая монография, вызвавшая большой интерес среди специалистов в СССР и за рубежом, была переведена и опубликована в 1977 г. в США. В 1972 г. Ю.Л. Орлов блестяще защищает диссерта­ цию и ему присваивают ученую степень доктора геолого-минералогических наук .

ЮЛ. Орлов не был замкнутым ученым, а всегда стремился передать свой опыт и знания для решения практических задач, связанных с алмазной промышленностью в разных аспектах, широко пропагандировать минералогические знания, их значение для науки и практики, передавать свои знания и опыт учащейся молодежи. Он много и активно работал в научных советах по алмазной тематике ГКНТ СССР, межведомственных комиссиях по вопросам научной оценки алмазного сырья и со­ вете по геологии алмазных месторождений, организовал и консультировал работу минералогического сектора Центральной научно-исследовательской лаборатории Минфина СССР, был консультантом Министерства геологии РСФСР по алмазной проблеме. ЮЛ. Орлов подготовил четырех аспирантов — кандидатов наук и читал спецкурс лекций по минералогии драгоценного и поделочного камня в МГРИ на вечернем отделении. Тесная связь с практикой позволила Ю.Л. Орлову изобрести специальные способы обработки алмазов при их использовании для практических нужд, за что он получил три авторских свидетельства на изобретения .

Продуктивная творческая работа, научные заслуги Ю.Л. Орлова были высоко оценены научной общественностью. За активную научно-исследовательскую работу он был награжден орденами ’ ’Знак Почета” в 1973 и в 1975 гг .

Мы, его учителя, друзья и товарищи по совместной научной работе с глубокой скорбью переживаем тяжелую для нас и советской минералогической науки потерю .

–  –  –

Г.П. БАРСАНОВ, М.Е. ЯКОВЛЕВА

МИНЕРАЛОГИЧЕСКОЕ ИССЛЕДОВАНИЕ НЕКОТОРЫХ ПОДЕЛОЧНЫХ

И ПОЛУДРАГОЦЕННЫХ РАЗНОВИДНОСТЕЙ

СКРЫТОКРИСТАЛЛИЧЕСКОГО КРЕМНЕЗЕМА

Целью работы, результаты которой изложены в предлагаемой статье, являлось детальное минералогическое изучение хорошо известных в камнерезной и ювелир­ ной практике поделочных и полудрагоценных камней, обычно относимых к стру­ ктурно-текстурным разновидностям халцедона разной окраски, текстуры, расцвет­ ки и т.д. На материалах, имеющихся в Минералогическом музее им. А.Е. Ферсмана АН СССР, нами проведено исследование хризопраза, сапфирина, так называемых сардеров и карнеолов, кахолонга, плазмы и гелиотропа, моховиков, а также некоторых кремней, широко применявшихся в указанных целях. Мы поставили своей задачей выявить характерные текстурно-структурные особенности каждой разновидности, дать каждой из них минералогическую характеристику главных минералов, сла­ гающих ’ ’матрицу” и принадлежащих группе кремнезема, и минералов-примесей, так как с этим в сумме связаны внешние отличия их окраски, рисунка и т.д .

Предлагаемое исследование явилось продолжением аналогичной работы, выпол­ ненной нами ранее [1— для собственно халцедонов, и поэтому естественно, что 3] многие положения в настоящей статье опираются на данные, установленные в этих работах (а также при исследовании яшм) и здесь подробно не аргументируются .

Хризопраз Согласно данным, приведенным в капитальном труде Хинтце [4 ], первоначально хризопразом называли разные зеленые скрытокристаллические минеральные образо­ вания, состоящие существенно из кремнезема, но в 1775 г. Леманн перенес это название на зеленый камень из Силезии, в составе которого в 1797 г. Клапрот впер­ вые установил содержание 1% NiO, тем самым связав зеленый цвет с присутствием соединений никеля. Циркель (1901 г.) и Чермак (1905 г.) отнесли хризопраз из Силезии к халцедону. Несколько ранее Бауэр (1896 г.) охарактеризовал хризопраз как роговик — плотный кварц, и отделил ’ ’истинный” хризопраз от применявшегося в ювелирном процессе халцедона, искусственно окрашенного раствором никеля в зеленый цвет .

В учебнике по минералогии Г. Лебедева (1907 г.) [5] хризопразом также назван роговой камень, окрашенный солями никеля. В ’ ’Системе минералогии” Э.С. Дана (1911 г.) [6] сказано, что хризопраз — это халцедон, окрашенный окисью никеля .

А.Е. Ферсман в монографии ’ ’Драгоценные и цветные камни России” (1922 г.) [7] назвал хризопразом просвечивающую разновидность халцедона и кремня, окраска которого вызвана соединениями никеля. Более конкретное определение мы находим в труде ’’Минералы коры выветривания Урала” И.И. Гинзбурга и И А. Рукавишни­ ковой (1951 г.) [8 ], которые считают, что хризопраз Урала является тонкой смесью халцедона и гарниерита. Затем Дж. Дэна с соавторами в 1962 г. в ’’Системе минерало­ гии” — фундаментальном труде, касающемся минералов группы кремнезема [9 ], отметили, что хризопраз это яблочно-зеленая просвечивающая разновидность халце­ дона, окраска которого обусловлена рассеянными частицами гидратированного силиката никеля .

Наконец, в 1975 г. появились результаты исследований хризопраза с конкретного месторождения —Сарыкулболды, Казахской ССР. В статьях М.Д. Дорфмана с соавто­ рами [10] и Л.В. Никольской с соавторами [11] сделано заключение, что окраска хризопраза вызвана примесью минерала типа Ni-сапонита .

Самому же кремнезему свойственна неоднородность микроструктуры, выраженная в смене участков со б ­ ственно а-кварца халцедоновыми участками. Кроме того, отмечено присутствие а-тридимита и большого количества гелеобразных включений, напоминающих аморф­ ный аллофан [1 1 ]. Содержание окиси никеля в луково-, яблочно-, травяно- и гоТаблица 1 Характеристика исследованного хризопраза

–  –  –

лубовато-зеленом хризопразе колеблется от 0,29 до 0,61% [10 ]. В хризопразе из Шкляр (Нижняя Силезия, ПНР) отмечено, что содержание NiO достигает 1,11% [12] .

Таким образом, авторы, исследовавшие хризопраз с Урала и Казахстана, полагают, что это тонкокристаллический кремнезем, представленный халцедоном или смесью, состоящей из халцедона, а-кварца и а-тридимита, окрашенный в зеленый цвет никель­ содержащим силикатом разного состава на разных месторождениях — гарниеритом или сапонитом .

Из коллекции Минералогического музея нами подобран и исследован хризопраз с месторождений Урала, Казахстана и Польши, полученные основные характеристики которого сведены в табл. 1. Ниже изложены результаты изучения образцов в свето­ вом и электронном микроскопах, а также с помощью рентгеновского, термиче­ ского, спектрального и химического методов .

Исследование шлифов показало, что различимыми в световом микроскопе ми­ нералами кремнезема, слагающими хризопраз, являются чаще всего смеси кварцина и халцедона или кварцина, халцедона и кварца. Но встречается и хризопраз, сложен­ ный микрокристаллическим а-кварцем (обр. 3345 ПДК), а также криптокристалРис. 1. Дифрактограммы а - хризопраз С ары кулболды,. КазССР (обр. 30215 м) ; интенсивности отражений 110, 102 и 111 отвечают группе халцедона; отражение 3,10 А (006) принадлежит тальку; б — хризо­ праз, Кимперсай, КазССР (обр. 6334 ПДК) ; интенсивности отражений 110, 102 и 111 отвеча­ ют группе халцедона; отражение 2,39 А (111) принадлежит бунзениту; в — хризопраз, Силе­ зия, Германия (обр. 3345 П Д К ); интенсивности отражений 110, 102 и 111 отвечают а-кварцу;

отражение 3,07 А (006) принадлежит тальку; г — кремень, р. Нил, Египет (обр. 3 5 7 4 ); интен­ сивности отражений 110, 102 и 111 отвечают группе халцедона; отражения 2,78, 2,67, 2,61 А принадлежат франколиту Рис. 2. Дериватограммы а — хризопраз, Силезский район (обр. 6334 П Д К ); б — сердолик, р. Тулдун, Бурятская АССР; в — кремень, Изюм, УССР (обр. 5702) ; двуступенчатая потеря веса, характерная для группы халцедона; прогиб кривых ДТГ при 340—375° С отвечает примеси органического ве­ щества лической, ближе не определимой массой кремнезема, размер зерен которой уходит за пределы разрешающей способности светового микроскопа (обр. 6334 П ДК) .

Рентгеновская диагностика кварца и халцедона основана на сравнении интенсив­ ностей отражений 102 и 111 на дифрактограммах [1 ]. В изучаемых образцах хризо­ праза она соответствует микроскопическим наблюдениям, но при этом, как видно на рис. 1, применение рентгена позволило установить следующее: в смесях, состоя­ щих из кварцина, халцедона и кварца (образцы из Сарыкулболды, рис. 1,а), послед­ ний присутствует в подчиненном количестве и не оказывает ощутимого влияния на интенсивности вышеотмеченных отражений, которые отвечают халцедоновой группе;

в образце 6334 ПДК криптокристаллический кремнезем также принадлежит группе халцедона (рис. 1, 6 ) ; для хризопраза, состоящего из кварца (обр. 3345 ПДК, рис. 1, в ), характерно соотношение интенсивностей отражений 102 и 111, равное 2, ранее отмеченное для красных яшм Урала [13] и объясняемое как структурно­ промежуточное состояние кремнезема между кварцем и халцедоном. В обр. 3902 * 0,025мм Рис. 3. Неоднороднозернистая микроструктура хризопраза, Сарыкулболды, КазССР (обр. 76844); николи скрещены а — микрокриптокристаллическая; б — микрозернистая структура Рис. 4. Глобулярная микроструктура хризопраза, Сарыкулболды, КазССР (обр. 76844) а — без анализатора, б — николи скрещены Рис. 5. Глобулярная структура хризопраза в сканирующем электронном микроскопе, Шкляри, ПНР (обр. 74805) ; травление HF, напыление углем и серебром Рис. 6. Глобулярная структура хризопраза в сканирующем электронном микроскопе, Шкляри, ПНР (обр. 74805); без травления и без напыления ПДК, сложенном кварцином и халцедоном, по дифрактограмме установлено при­ сутствие а-тридимита .

Минералы-примеси, различимые под микроскопом, представлены во всех образцах в основном тонкочешуйчатым тальком и иногда бурыми комочками органического вещества. Тальк бесцветный, оптически одноосный, отрицательный с показателями Таблица 2 Неполный химический состав хризопраза* (вес. %)

–  –  –

преломления rig около 1,581 и 1, 593 или г% около 1, 568, пр около 1,547. Различия в величинах показателей преломления лежат в пределах известных для талька и свя­ заны с количеством железа, изоморфно замещающего магний. Тальк и присутствую­ щий иногда серпентин проявляются на дифрактограммах хризопраза в виде слабых, но четких характеристических пиков (рис. 1, а, в),и особенно хорошо фиксируются на дериватограммах, полученных из больших навесок, отражающих также при термическом исследовании присутствие органического вещества (рис. 2, а ) .

Порошок хризопраза из Казахстана окрасился спиртовым раствором ализарина .

Это дает основание предполагать в нем примесь гидратов глинозема [14],что согла­ суется с высказанным предположением [И ] о присутствии аллофана. Максимальное содержание гидрата глинозема, если исходить из данных химических анализов [10], достигает 4% (при 2,73% А120 3) .

Микроструктура полупрозрачного в основном кварцин-халцедонового хризопра­ за (обр. 30214 М, 30215 М, 3902 ПДК, 74805) в скрещенных николях характеризу­ ется неоднородной зернистостью, выражающейся в перемежаемости участков микрокриптозернистых (размер зерен 10—1,5 или 30— мкм и менее) с микрозернистыми (60— м к м ), что отражено на рис .

3, а, б. В явно зернистых участках при"наблюде­ нии без анализатора хорошо различимо глобулярное сложение с размерам глобулей 0,015— 0,2 мм в диаметре. Форма глобулей — от овальной до многогранной. У круп­ ных глобулей хорошо проявлено тонкозональное строение, заключающееся в чередо­ вании зон с разными показателями преломления. Среди последних иногда различимы тальковые зоны шириной до 7 мкм, в пределах которых оси Ng чешуек талька ориентированы параллельно зоне (обр. 3902 П Д К ). Глобули при скрещенных нико­ лях в одних случаях сохраняют свои очертания, видимые при одном николе (рис. 4, а, б), в других — теряют их, и при этом конфигурация зерен, видимая в скрещенных николях, совершенно иная, чем при одном .

Различимые под микроскопом чешуйки талька достигают 30— и редко 120 мкм, причем в обр. 6334 ПДК тальк равномерно распределен в криптокристаллической, не действующей на поляризованный свет массе халцедона .

Микроструктура кварцевого хризопраза (обр. 3345 ПДК) микрозернистая с вели­ чиной изометричных зерен кварца не более 30 мкм. Тальк в нем микроскопически неразличим. Он обнаружен рентгеном (отражение 3,07 А) и на дериватограммах (остановка при 850° С) .

Неполный химический состав некоторых образцов хризопраза приведен в табл. 2 .

По данным полуколичественного спектрального анализа1, во всех исследованных образцах присутствуют десятые доли процента Fe, Al, Na; сотые — Мп, Са, Сг; от сотых до тысячных — As; тысячные — Си, Ti. Кроме того, в некоторых образцах содержатся: от сотых до тысячных долей процента Zn; тысячные доли — РЬ, Ва, Со, В, Y и от тысячных и меньше — Be .

Если считать, что весь магний, содержащийся в хризопразе, входит в состав талька, то количество последнего в обр. 30215М из Казахстана составит около 0,7%, в обр. 74805 из Польши — 1,6 обр. 6334 ПДК с Урала — 4,5%, что примерно соответ­ ствует микроскопическим наблюдениям .

Учитывая обнаруженное микроскопически и по дифрактограммам постоянное и относительно значительное отражение талька (реже серпентина) и установленное химически количественное отношение между MgO и NiO, трудно согласиться с

–  –  –

выполнены в Московском институте нефтехимической и газовой промышленности им И.М. Губ­ кина на кафедре промысловой геофизики .

Выполнены Н.Е. Сергеевой в МГУ на кафедре минералогии геологического факультета .

Рис. 9. Реплика с хризопраза, Сарыкулболды, КазССР (обр. 30214 М ); без травления Мелкая сыпь бунзенита в халцедоне Рис. 10. Реплика с кабашона искусственно окрашенного ’ ’хризопраза” (обр. 5892 ПДК) ( без трав­ ления Кристаллы Сг2О э Кроме того, на репликах обр. 6334 ПДК четко проявлены кристаллики октаэдри­ ческого габитуса размером до 0,4 мкм (рис. 7, а, б). При трехкратном исследовании образца рентгеном только в одном случае на дифрактограмме проявился слабый, но четко выраженный пик 2,39 А (рис. 1, 6), который вполне может соответствовать одному из сильных отражений (2,41 А) бунзенита, тогда как два других (2,09 и 1,47 А) совпадают с близкими отражениями а-кварца. Этот вывод согласуется с высоким содержанием NiO в данном образце, которое отвечает по двум определе­ ниям — 4,20 и 5,08%, а также с октаэдрическими формами кристаллов, свойствен­ ных бунзениту .

На репликах других образцов хризопраза с более низким содержанием окиси никеля (рис. 8 и 9) также иногда различимы включения октаэдрического габитуса величиной 0,1— 0,14 мкм, но чаще их трудно отличить от мелких глобулей крем­ незема. ч В природе бензенит встречен только в зоне окисления никель-уранового место­ рождения в Саксонии (ГДР). Бунзенит прозрачный, темно-фисташково-зеленого цвета, что соответствует окраскам хризопраза .

Окись железа, как видно из табл. 2, в исследованных образцах достигает 0,4 и 0,7%. Она, вероятно, входит главным образом в состав талька и поэтому на цвет заметного влияния не оказывает. Оба образца имеют голубовато-зеленую окраску .

Среди ювелирных изделий из хризопраза встречаются и наиболее ценятся камни густого зеленого цвета. В нашем распоряжении не было необработанных образцов хризопраза темного цвета, и мы исследовали два кабашона из коллекции поделоч­ ных камней. Оба окрашены в интенсивный темно-зеленый цвет. Месторождения их неизвестны. Полуколичественный спектральный анализ одного из них показал при­ сутствие 0,3% Сг и только 0,03% Ni, при содержании других элементов в пределах, характерных для бесцветного халцедона [2 ].

В другом кабашоне установлены (%):

Сг—1, Fe— Си— 2, 0,7, а также Са, Na около 4, А1— и Ni— 3 0,1. Фотография реплики с поверхности второго кабашона приведена на рис. 10. Как видно из изложенного, окраска исследованных темно-зеленых кабашонов вызвана главным образом хро­ мом, при этом состав раствора, который применялся для окрашивания второго кабашона, был очень сложный. Состав кристаллов, образовавшихся на поверхности второго кабашона (рис. 10), нам неизвестен, но на дифрактограмме первого кабашона проявились слабые, но четкие пики 3,59 и 2,49 А, отвечающие окиси хрома, усредненное количество которой составляет не менее 0,5% Сг20, .

Результаты проведенных исследований показывают, что природный хризопраз это минеральная смесь, состоящая в основном из тонкокристаллического кремнезема:

кварцина, халцедона, кварца, в котором могут присутствовать а-тридимит, тальк, минералы группы серпентина, гидраты глинозема. Зеленая окраска хризопраза, повидимому, вызывается в основном тонкодисперсной примесью окиси никеля — бунзенита. В хризопразе могут, вероятно, присутствовать и такие примеси, как гарниерит и сапонит, отмечаемые в литературе, но в основном не они окрашивают его в зеленый цвет .

В литературе описана находка в Родезии [15] зеленого прозрачного минерала, внешне сходного с хризопразом, но являющегося хромсодержащим халцедоном и получившим название по месту находки —маторолит (m atorolite) .

–  –  –

Рис. 11. Неоднороднозернистая микроструктура халцедона в сапфирине, Румыния (обр. 3291);

николи скрещены Рис. 12. Призматическая структура халцедона, слагающего сапфирин в сканирующем микро­ скопе, Румыния (обр. 3291) ; без травления, напыление углем и серебром на его наблюдении, сделанном в Южной Дакоте, где халцедон, находящийся на зем­ ной поверхности, интенсивно окрашен, а извлеченный из земли имеет слабый серо­ вато-голубой тон .

О голубой окраске кварца у Дж. Дэна с соавторами [9] сказано, что она обуслов­ лена ТЮ2, присутствующей как в виде иглоподобного рутила толщиной 0,02-1 и длиной 1— 500 мкм, так и в виде коллоидально рассеянного материала, невидимого под микроскопом. ’ ’Голубой цвет в отраженном свете возникает благодаря селек­ тивному рассеиванию включениями голубой части обычного света (эффект Тендаля)... Помимо рутила, иногда присутствуют тончайшие пылевидные частицы неопре­ деленных веществ, и голубой цвет может возникнуть вследствие рассеивания света такими включениями даже в том случае, если рутил отсутствует” (с. 242) .

Кроме того, И.Н. Щеглов [18] при исследовании голубого кварца базальных горизонтов нижней свиты курской серии КМА пришел к заключению, что в нем, в сравнении с темно-серым кварцем, присутствует больше Ti, Zr, Sr, V, Си и других элементов .

Полуколичественный спектральный анализ сапфирина из Румынии показал, что в нем содержание Ti колеблется в среднем в пределах 0,002— 0,005%. В то же время в 22 образцах неокрашенного халцедона [2] содержится 0,005-0,008% Ti, откло­ няясь в единичных случаях до 0,003 и 0,01%. Отсюда видно, что количество Ti в сапфирине не превышает среднего содержания его в неокрашенном халцедоне. Иное положение с Z r. Из 26 спектральных анализов халцедона он обнаружен только в 5 образцах, при этом содержание его не превышает 0,008% .

В литературе [19, 20] неоднократно отмечается, что циркон является не только первичным минералом магматогенных образований (интрузивных, эффузивных пород, пегматитов и д р.), но также в ряде случаев минералом поздних гидротер­ мальных и даже аутогенных процессов. Он описан в гидротермальных образова­ ниях поствулканического типа (например, среди минералов, выполняющих пустоты в базальтах, липаритах, туфах области Монгка в Камбодже), в поздних метасоматических образованиях пегматитов, в осадочных породах в составе цемента фосфатных песчаников, конгломератов, туфов. В последнем он явно колломорфный,частосубмикрозернистый и имеет признаки, указывающие на образование из коллоидных растворов, аналогичные наблюдаемым у опалов и минералов группы халцедона .

При раскристаллизации силикоцирконовых гелей в подобных образованиях отме­ чаются промежуточные гидратированные субкристаллические дисперсные формы Z r [S i0 4] в виде гельцирконов, аршиновита, гидроциркона, представляющих собой соединения типа Z r [ S i 0 4] • «Н20, содержащие, по-видимому, структурно группы (ОН)- и отвечающие составу Zr [S i0 4] !__* (ОН) 4 х. Отмечались также опаловые образования — так называемые циркопалы [21 ], содержащие иногда значительное количество (до 21%) Z r 0 2, для которых не исключена фазовая неоднородность и наличие субдисперсной фазы, такой, как гель или гидроциркон. Изложенное ука­ зывает на возможность совместного образования в аналогичных условиях гидро­ коллоидов S i0 2 и Z r 0 2 с последующей перекристаллизацией их в субкристалли­ ческие смеси типа сапфирина, состоящие из опало-халцедоновой основной массы с диспергированной примесью силиката циркония в виде циркона, гидратциркона или гельциркона, обусловливающих сине-голубую окраску. Интересно, что сине­ голубые, фиолетово-желтые и бурые окраски отмечаются как раз для цирконов из пустоток в эффузивах Камбоджи, для некоторых аутигенных цирконов из осадоч­ ных пород, а также и для описанного в литературе циркон-опала [21] .

Приведенные соображения и результаты исследования позволяют высказать предположение о связи голубой окраски сапфирина с дисперсно-рассеянным цирко­ ниевым минералом, вероятнее всего цирконом, количество которого приближенно составляет 0,026— 0,22%. Авторами рассмотрены и некоторые другие возможные причины появления голубых окрасок в искусственных твердых материалах, таких, как кремнеземистые стекла и керамические глазури, наиболее отвечающих по своей структуре субмикрокристаллическим образованиям типа опала и халцедона. Как известно, красный цвет рубинового стекла вызывается коллоидальными частицами золота. Количество золота, необходимое для окрашивания стекла, составляет от 0,01% (розовый цвет) до 0,1% (ярко-красный цвет). Красная окраска может перейти в фиолетовую и далее —в голубую вследствие агрегации частиц [22, с. 252] .

Предположение о том, что окраска сапфирина может быть связана с коллоидным золотом, не подтвердилось. Г.Е. Белоусов установил, что золото до десятитысячной доли процента не обнаруживается ни в одном из исследованных образцов сапфирина .

Высказываемое нами предположение о связи голубой окраски с тонкодисперсным цирконом находится в соответствии с данными, полученными при исследовании циркониевых красителей, применяемых при изготовлении цветных циркониевых глазурей [2 3 ]. Краситель, состоящий из Z r 0 2 и S i0 2 в количествах, отвечающих циркону, содержащий также 3,8% NH4V 0 3 и 2,3% NaF, предварительно обожженный при 800° С, приобретает голубой цвет. Под микроскопом в красителе видны новооб­ разования кристаллов голубого циркона, цвет которого связывается с вхождением ванадия в его структуру, что совершается только в присутствии щелочного гаплоида и лучше всего фтористого натрия. Такой краситель, введенный в количестве 9% в гла­ зурь, имеющую в составе S i0 2 — 55%, А120 3 — 12, R20 — 13, Z r 0 2 — 8,5%, а также CaO, ZnO, BaO, SrO, MgO и F, окрашивает ее в яркий чистый голубой цвет .

Если рассматривать голубую окраску сапфирина в свете изложенных данных, касающихся глазурей, то оказывается, что ванадий, необходимый для окраски цир­ кона, обнаруживается также во всех образцах сапфирина и количество его составляет от 0,001% и меньше. Натрий же всегда присутствует в халцедоне в составе элементовпримесей, а фтор — частый минерализатор природных растворов. Следовательно, наиболее вероятно предположение, что сапфирин — это в основном халцедон, со­ держащий тонкодисперсный циркон или его разновидности синего цвета, придающие ему голубую окраску .

Следовательно, наиболее вероятно предположение, что сапфирин — это в основном халцедон, содержащий тонкодисперсный циркон или его разновидности синего цвета, придающие ему голубую окраску .

Исследование сапфирина в сканирующем электронном микроскопе показало очень своеобразную микроструктуру. На рис. 12 видно, что отдельные зерна халце­ дона имеют форму призмочек, размер которых не более 0,5x0,2 мкм. Призмочки уложены параллельно друг другу, при этом в одних участках укладка довольно плот­ ная, тогда как в других хорошо различимы зазоры (пустоты) между призмочками .

Характерно присутствие фазы, образующей зерна треугольной формы (в центре рис. 12) с треугольной пустоткой в середине, а также рассеянные треугольные пустотки, оконтуренные баночками. Они напоминают скелетные формы присутствующей в сапфирине минеральной примеси. Нам кажется, что в данном случае можно пред­ положить, что они представляют собой скелетные пирамидальные грани циркона .

Нередко коллекционеры и любители камня к сапфирину относят халцедон, окра­ шенный в лиловый цвет разной интенсивности. Возможно, природа лиловой окраски такая же, как и голубой, т.е. связана с коллоидально-дисперсной примесью, но если у сапфирина отмечается повышенное содержание циркония, то у исследованного ли­ лового халцедона (обр. 71225 и 6323 ПДК — Кавказ; 6464 ПДК — Мексика) цирко­ ний составляет 0,005— 0,008%, т.е. то же количество, что у бесцветного халцедона .

Все другие элементы-примеси, определяемые обычным методом спектрального ана­ лиза, содержатся в лиловом халцедоне только в количествах, характерных для бесцветного халцедона [2 ]. Золото не обнаружено .

Таким образом, природа лиловой окраски халцедона остается невыясненной .

Сардер (карнеол, сардион, сердолик) По данным Дж. Дэна с соавторами [9 ], название сардер (сардион) и сердолик (карнеол) первоначально даны равномерно окрашенному полупрозрачному халце­ дону. У сардера преобладают бурый и коричневый цвет: каштаново-бурый, оранжево­ бурый, красновато-коричневый. У сердолика доминирует красный цвет: красный, красновато-бурый, телесно-красный. Граница между сардером и сердоликом не­ определенная, так как наблюдаются любые промежуточные цвета: бледно-красный, желтовато-красный, буровато-красный .

В природе сардер и сердолик хорошей окраски и прозрачности встречаются редко .

Большинство ценных представителей имеют густой кроваво-красный цвет, вызывае­ мый коллоидально рассеянным гематитом. Отмечено, что для сердолика более обычна волокнистая, а не зернистая микроструктура [9 ] .

Желтый сердолик носит древнерусское название линкурий [19] .

Наши исследования проведены в первую очередь на материале из Восточной Си­ бири, собранном среди гальки халцедона на р. Тулдун, Бурятская АССР. Обр. 78889, 78890, 78892 полупрозрачные светлого желтовато-бурого, бурого, реже коричне­ вого и красного цвета. Окраска распределена обычно неравномерно. Более интенсив­ но окрашены периферические части образцов (рис. 13) и трещины в них, но, кроме того, окраска наблюдается в виде тонких параллельных полос и неправильных участ­ ков .

Под микроскопом окрашенный халцедон имеет в основном волокнистую микро­ структуру. Пучки волокон то субпараллельны и размеры их достигают 50— мкм 80 в длину, то образуют перовидные сростки до 0,8 мм в длину .

Среди волокнистого халцедона встречаются зернистые скопления с величиной чешуевидных зерен до 15— мкм. Окрашивающий компонент иногда обнаружива­ ется в иммерсионных препаратах. Он наблюдается в виде бурых пленок с шагрене­ вым рисунком, прерывистых натеков бурого цвета, а также в виде включений округ­ лой и овальной формы светлого желтовато-бурого цвета, величиной от 4 до 20 мкм (рис. 14). Последние то равномерно рассеяны в халцедоне, то образуют скопления и очень напоминают стяжения гидратов окислов железа в пленках ’ ’загара” [22] .

Термический анализ наиболее густоокрашенного сердолика (рис. 2, б) показал свойственную халцедону двухступенчатую потерю веса (максимум при 100 и 500° С) и присутствие органического вещества (экзотермический пик на ДТА и прогиб кри­ вой ДТГ при 350-360° С) [3] .

Спектральный анализ двух образцов коричневато-красного сердолика выявил тот же состав и содержание элементов-примесей, какой характерен для обычного халцедона [2 ]. Исключение составляет несколько повышенное содержание Fe (0,5%) в одном из них, тогда как в другом оно отвечает верхнему пределу, установленному для обычного халцедона (0,3%) .

Раздельное определение (химическим анализом) окиси и закиси железа в двух темноокрашенных образцах показало: в образце бурого цвета присутствует 0,18% Fe20 3 и 0,11% FeO, а в образце красного цвета — 0,16% Fe20 3 и 0,35% FeO. Кроме того, в пяти образцах гальки бесцветного халцедона с этого же месторождения (№ обр. 78891) установлено от 0,19 до 0,26% FeO, что соответствует содержанию Рис. 13. Образование сердолика по периферии образца бесцветного халцедона, Тулдунское, Бу­ рятской АССР Рис. 14. Округлые формы выделений окислов железа в сердолике, Тулдунское, Бурятской АССР; без анализатора закиси железа (0,20— 0,34% FeO ), полученному авторами для обычного хал­ цедона [2 ] .

Приведенные содержания закисного железа в сердолике и в обычном халцедоне с р. Тулдун позволяют предположить о существовании предельного количества его в бесцветном халцедоне, составляющего около 0,35%, которое может удержи­ ваться без перехода в окисную форму в условиях выветривания, особенно нагре­ вания на солнце, чему галька халцедона подвергалась длительное время. Возможно, содержание закисного железа, превышающее 0,35%, благоприятно для возникно­ вения неоднородностей (разрыхленность, пористость, трещиноватость) в материале, способствующих доступу кислорода во внутренние части образцов. При содержании около 0,3% FeO или меньше оно также может окисляться, что наблюдается в буром образце (0,18% Fe20 3 и 0,11% FeO), но процесс этот, вероятно, идет труднее, о чем свидетельствует широкое распространение на месторождении обычного бесцветного халцедона .

При нагревании галек бесцветного халцедона, содержащего 0,20— 0,29% FeO, в муфельной печи возникает окрашивание периферических частей образцов в резуль­ тате окисления закисного железа под воздействием окружающей атмосферы и тепла .

В ювелирном деле практикуется нагревание сердолика и сардера для улучше­ ния их окраски, при этом образцы выдерживаются длительное время на солнце и обжигаются в глиняных горшках [9 ] .

По вопросу о том, 6 каком виде присутствует железо в неокрашенном и окра­ шенном халцедоне, мы можем высказать только предположение, основанное на данных Ф.В. Чухрова, изложенных в книге ’ ’Коллоиды земной коры” [22] .

В окрашенном халцедоне (сердер-сердолик) железо присутствует, вероятно, в виде коллоида гидроокислов, которые ’ ’являются чрезвычайно чувствительными указателями процессов выветривания, — это своего рода индикаторы поверхностных процессов; даже ничтожные количества их вызывают заметное окрашивание мине­ ралов и горных пород” (с. 380). ’’Окраска водной окиси железа —от желтой до фио­ летово-красной. Различие в окраске можно объяснить различием в величине частиц и в их кристаллической структуре” (с. 376) .

Закисная форма железа в бесцветном халцедоне может находиться в виде бикарбоната в растворе, выполняющем поры, или входить в состав органических соеди­ нений. Последние обнаруживаются термическим анализом (рис. 2, б) и под люмине­ сцентным микроскопом в- бесцветной гальке халцедона .

Если закисное железо в халцедоне находится в виде бикарбоната, то при потере углекислоты оно переходит в осадок карбоната, обладающего малой раствори­ мостью.

Карбонат закисного железа в результате окисления и гидролиза переходит в студенистый гель водной окиси железа по реакции:

2Fe(H C03) 2 + Н2 + 0 2 = 2Fe(O H )3 + 4С02 [2 2,с. 381] .

Как показал В.И. Финько [24 ], изучавший месторождение р. Тулдун, окраши­ вание халцедона в красный и желтый цвет произошло после их образования (во время существования в россыпи), причем наиболее интенсивно окрашен халцедон в современных россыпях, образовавшихся за счет перемыва четвертичных россыпей .

В погребенных четвертичных россыпях галька окрашена в красные и бурые тона заметно слабее, а в коренных обнажениях он никогда не бывает окрашен .

Таким образом, окраска сердолика с р. Тулдун является вторичной и возникла в процессе окисления содержащегося в халцедоне закисного железа, вероятнее всего в виде бикарбоната .

Аналогичное поверхностное окрашивание отмечает Дейк [16] в карнеоле запад­ ных штатов, что также связывается с длительным нагреванием камней солнечными лучами и воздействием ультрафиолетового излучения, вызывающих дегидратацию, сопровождаемую переходом железа из гидроокиси в окись .

По всей вероятности, в окраске сардера-сердолика желтый тон обусловлен при­ сутствием гетита и гидрогетита, а красный — гематита и гидрогематита .

Иной характер имеет сердолик, окраска которого является первичной. К этой группе принадлежат сердолик из Казахстана и карнеол из Саксонии, описания кото­ рых приводятся ниже .

Сердолик из Джамбульской группы месторождений (Казахстан) представлен полупрозрачным обр. 75802 равномерного лиловато-красного цвета. Под микроско­ пом он сложен зернистым халцедоном с размером чешуек не более 80 мкм. В халце­ доне неравномерно рассеяны скопления хлопьевидного гематита. Размер скоплений от 40 до 100 мкм и редко более. При боковом освещении у хлопьев четко проявля­ ются красные внутренние рефлексы, свойственные гематиту. Количество последнего, судя по содержанию окисного железа, определенного химическим анализом, состав­ ляет 0,58%. Закисное железо отсутствует .

Сердолик (обр. 78893) с месторождения Кызыл-Туган (Казахстан) окрашен сравнительно равномерно в буровато-красный цвет, просвечивает. Под микроско­ пом он сложен беспорядочно чередующимися участками зернистого и волокнис­ того халцедона, в котором неравномерно рассеян хлопьевидный гематит с крас­ ными внутренними рефлексами. Размер обособлений гематита от 4 до 50 и редко до 100 мкм. Хлопья гематита то образуют скопления, узкие полосы которых вы­ тянуты поперек удлинения волокон халцедона, то рассеяны в нем и имеют несколько вытянутую форму, параллельную удлинению волокон халцедона (рис. 15). В сос­ таве сердолика химическим анализом установлено 0,19% FeO и 0,17% Fe20 3. Сле­ довательно, количество гематита в нем округленно не более 0,2% .

Карнеол из Саксонии (обр. 3627) однородного темного коричневато-красного цвета, слабо просвечивает. Под микроскопом карнеол сложен преимущественно зернистым халцедоном, в массе которого резко выделяются редкие веерообразные выделения его. Гематит представлен хлопьевидными формами размером до 20— мкм (рис. 16) и агрегатами коротких волокон; величина их до 300 х 4 мкм (рис. 17). Гематит в карнеоле распределен неравномерно, но макроскопически на окраске образца это не сказывается. Химическим анализом в составе карнеола ус­ тановлено 0,16% FeO и 0,80% Fe20 3. Следовательно, гематит составляет в данном образце 0,8%. На дифрактограмме он проявляется в виде двух небольших, но чет­ ких пиков — 3,70 и 2,70 А .

Из описания отдельных образцов сердолика с первичной природой окраски, об­ разовавшейся при одновременном или близком осаждении из раствора кремнезема и окислов железа, следует, что окрашивающим является гематит, количество кото­ рого опускается до 0,17% и поднимается почти до 0,80%, и это не является верхним

2. Зак. 689 Рис. 15. Хлопьевидные скопления гемати­ та в сердолике, Кызылтуган, КазССР; без анализатора Рис. 16. Веерообразные выделения халце­ дона, перемежающиеся с хлопьевидными скоплениями гематита в карнеоле, Саксония (обр. 3627); без анализатора

–  –  –

Как сообщает Хинтце [4], впервые название кахолонг (в переводе с мон­ гольского означает ’ ’прекрасный камень” ) появилось в литературе в 1801 г .

при описании Гаюи кварц-агата. В 1812 г. этот термин Гоффман употребил для обозначения молочно-белого халцедона. Впоследствии термин ’’кахолонг” приме­ нялся к молочно-белым фарфоровидным образованиям как халцедона, так и опала .

В справочной и учебной литературе последних лет нет четкости в определении кахолонга. Он описан как опал [6, 7, 9, 19, 26] и как опал, частично перешедший в халцедон [27, 28, 29]. В справочнике ’ ’Минералы” [19] дано следующее определе­ ние морфологических свойств, кахолонга: непрозрачный, фарфоровидный или эма­ левидный, красновато-белый, светло-желтоватый, часто липнет к языку, иногда содержит немного А1 .

Исследование непрозрачного белого эмалевидного и фарфоровидного скрытокрис­ таллического кремнезема различных месторождений под микроскопом с применени­ ем рентгена и термического анализа показало, что среди макроскопически близких образцов оказались опаловые, халцедоновые и сложенные метаколлоидным кварцем .

Так как определение модификаций кремнезема с помощью указанных методов производится достаточно просто и точно, то авторы предлагают применять название ’’кахолонг” для непрозрачных фарфоровидных (но не цветных) разновидностей опала и халцедона с непременным указанием принадлежности их к определенной мо­ дификации: кахолонг опаловый, кахолонг халценоновый или опалово-халцедо­ новый .

Примером кахолонга халцедонового являются образцы: 29034 из Нерчинского округа, 39029 из Ставропольского края, 70189 и 70190 из Армении, характеристи­ ка которых приведена в статье Г.П. Барсанова с соавторами [3]. Они молочно-белого, цвета, фарфоровидные с содержанием воды от 0 до 0,96% и с потерей при прока­ ливании.0,28—1,42%. Ни по содержанию воды, ни по величине потери веса при прока­ ливании, ни по составу и количеству элементов примесей кахолонг халцедоновый не отличается от обычного халцедона (см. табл. 1 в [3]) .

Под микроскопом при одном николе образцы обладают буроватой окраской, вызванной обильным количеством мельчайших пустот, распределение которых бы­ вает как сравнительно равномерное (рис. 18, а ), так и кучное (рис. 18, б). В иммер­ сионных жидкостях буроватая окраска исчезает. Это позволяет считать, что в данных образцах преобладают сообщающиеся пустоты. В более ранней работе авторы [3] высказывали предположение о том, что непрозрачность и белый цвет кахолон­ га халцедового связаны с интенсивной открытой пористостью, вызывающей разрыхленность материала. Эта точка зрения подтверждается микротвер­ достью кахолонга, которая оказалась значительно ниже, чем у обычного хал­ цедона .

Кахолонг опаловый в нашем исследовании представлен образцами с месторожде­ ния Джетыгора КазССР (обр. 78894). Он непрозрачный, белого и слегка желтоватого цвета со стеклянным блеском. Под микроскопом, без анализатора, имеет бурую окраску, вызываемую большим количеством мельчайших ’’включений” размером менее 0,5 мкм, которые, как нам представляется, являются порами. Показатель преломления включений значительно меньше опалового, отвечающего 1,446. Опал изотопный. На дифрактограммах образцов хорошо проявлены отражения опалового кристобалита (4,11 А оч.сильн., 2,49 хор.; 3,13 ; 2,56; 1,61; 1,44; 1,37—1,36 слаб.) ;

слабо — я-тридимита (4,31 А) и иногда присутствует слабое отражение, характер­ ное для я-кварца (3,33 А) .

Полуколичественным спектральным анализом кахолонга опалового установлены примеси по 0,2% — Mg, Fe; 0,1— Na, Al; 0,05 — Ca; 0,02 — Ni, Cr и 0,002% — Mn,Cu, Ti. Кроме того, присутствует примесь битуминозных веществ, составляющих 0,001% и вызывающих неравномерную голубовато-белую люминесценцию в ультрафиолето­ вом микроскопе (X ~3600 А) .

На дериватограмме образца отражена потеря веса в интервале 50—300 С, равная 2,4%, и в интервале 300—900° — 0,7%. Всего потеря веса составляет 3,1% .

Рис. 18. Характер распределения мельчайших пустот в кахолонге халцедоновом, без анализа­ тора а — Нерчинский ок руг (обр .

2 9 0 34 ), белые нитевидные участ­ ки — трещины залечивания;

6 — Армения (обр. 70190) Черные участки — наиболее плотное скопление пор

–  –  –

Плазма и гелиотроп Плазмой, по А.Е. Ферсману [7 ], назван зеленый халцедон. ’ ’Цвет его обыкновен­ но темный, луково-, реже яблочно-зеленый. Окрашивающим веществом плазмы является ’’ зеленая веронская земля” — селадонит, чешуйки которого, равномерно распространенные по всей массе минерала, придают плазме ее однородную окраску .

Плазма просвечивает гораздо слабее других видов халцедона и по виду вполне при­ ближается к зеленой яшме, сходство с которой увеличивается еще характером излома, не занозистого, а почти гладкого. ” По наружному же виду их часто невоз­ можно различить” (с. 263) .

В самом начальном периоде исследования яшм нами также было обращено внима­ ние на то, что как по внешним признакам, так и по минералогическому составу зеленая яшма и плазма неразличимы [31]. В настоящей работе мы исследовали вновь образец яшмы № 11194 с р. Онон (Восточная Сибирь). Макроскопически он обладает однотонной темно-зеленой окраской. Слабо просвечивает в тонких сколах. Под микроскопом окраска распределена неравномерно. В преобладающей криптокрис­ таллической изотропной массе присутствуют слабо анизотропные участки, представ­ ляющие агрегат субпараллельных тончайших чешуек бледно-зеленого цвета. Так как по данным рентгена минералами описываемого образца являются группа халцедона и селадонит, то последний, следовательно, слагает анизотропные участки. Чешуйки селадонита имеют прямое погасание, положительное удлинение и слабый плеохроизм, по Ng — бледно-зеленый, по Np — бесцветный. На дифрактограмме образца селадонит проявлен очень четко (отражения 4,48; 3,61; 3,08; 2,88; 2,66; 2,56; 2,38; 1,50 А ) .

Химический анализ приведен в табл. 3 .

Так как образец сложен только двумя минералами, то все окислы, кроме крем­ незема, принадлежат только селадониту, в составе которого много глинозема, что позволяет отнести его к сколиту [32] .

Приближенный пересчет химического анализа на минералогический состав пока­ зывает, что образец состоит на 2/3 из халцедона и 1/3 из селадонита. Элементы при­ меси, как показал спектральный анализ, присутствуют в образце в пределах, уста­ новленных для халцедона [2] .

Гелиотроп отличается от плазмы только тем, что в зеленую основную массу вкрап­ лены красивые кроваво-красного цвета точки и пятнышки [7] .

Нами исследованы два образца гелиотропа однотонного темно-зеленого цвета, просвечивающего в тонких сколах. Один обр. 3305 из Чехословакии (гора Казако­ ва) содержит редкие округлые и неправильной формы включения гематита размером до 3 мм. Другой (одна из мелких вставок обр. 6669 ПДК, без месторождения) содержит большое количество крапинок гематита размером до 0,1—0,15 мм в диа­ метре, образующих иногда скопления размером до 3 мм .

Из обр. 3305 были выделены для химического анализа участки, лишенные гема­ тита. Результаты анализа приведены в табл.З. Под микроскопом образец представ­ ляет собой микрокриптокристаллический агрегат с размером зерен от 50 мкм и ме­ нее. Среди более крупных зерен различим кварцин. В проходящем свете четко прояв­ лен глобулярный характер кремнезема с величиной глобулей 30—80 мкм. Проме­ жутки между глобулями заполнены зеленым минералом, подчеркивающим их очер

–  –  –

Моховики Наиболее обстоятельно моховики, или моховые агаты, охарактеризованы в ’ ’Сис­ теме минералогии” Дж. Дэна с соавторами [9 ]. Ими дано определение мохового агата как халцедона обычно серого, голубоватого или молочно-белого цвета, слегка просвечивающего до полупрозрачного, с включениями, причудливо ветвящимися и напоминающими деревья, кустарники, мхи, водоросли; иногда включения имеют сетевидное, перистое, цепочковидное, цветкообразное или веерообразное строение, а также бывают в виде трубок, волосков или тонких прожилочек. Включения чаще размещены во всех трех измерениях в содержащем его халцедоне, но могут распола­ гаться и по плоскостям. Обычно эти включения черного цвета и относятся к окислам марганца, но они могут быть буровато-красного, красного, оранжево-красного и желтовато-красного цвета и тогда, несомненно, представлены окислами железа;

реже встречаются зеленые, серые или желтовато-белые включения (с. 266) .

Аналогичные по форме включения встречаются также и в опалах, которые при этом носят название моховых опалов .

К приведенному исчерпывающему определению моховиков следует добавить, что включения в них должны быть различимы невооруженным глазом. Это сущест­ венно потому, что нередко причудливые по формам включения бывают различимы только под микроскопом и при большом количества их образцы оказываются макроскопически однородно-окрашенными и непрозрачными. Примерами являются желтые яшмы Крыма [35], содержание иголочки и нитевидные образования гетита, и карнеол, описанный в данной статье, в котором (рис. 17) развиты коротковолок­ нистые включения гематита .

Ниже мы приводим описание некоторых моховиков с включениями бурого, крас­ новато-бурого, вишнево-красного, зеленого и черного цвета .

Моховики с включениями бурого (обр. 413, м-ние неизвестно, обр. 78896 из Че­ хословакии), красновато-бурого (обр. 3465, м-ние неизвестно) и вишнево-красного (обр. 72998, Монголия, Их-Джагалан) цвета сложены смесью халцедона и обычного а-кварца. Халцедон представлен сферолитами, перовидными образованиями и чешуе­ видными зернами с очень колеблющимися размерами в одном и том же шли­ фе. Сферолиты полные и неполные имеют величину от 0,05— 0,08 до 0,4 мм (обр .

78896, 413), чешуевидные зерна - 0,01 до 0,03, а перовидные выделения до 0,8 мм (обр. 3465) в длину. Кварц образует кучные скопления изометрических зерен размером не более 0,16 мм, заполняющих пустоты в халцедоновом агрегате. Величи­ на кучных скоплений кварца не более 15 мм2. Как видно под микроскопом и под­ тверждено дифрактограммами, количество халцедона в исследованных образцах су­ щественно преобладает над кварцем. Характер морфологии пигмента под микроско­ пом отражен на рис. 21— 23, которые, хотя и не показывают всего многообразия, дают представление о преобладающих формах, имеющих вид веточек, гусениц, к о ­ ротких волокон и хлопьевидных выделений .

Спектральный полуколичественный анализ двух образцов моховика с бурыми включениями показал повышенное содержание в них железа (обр. 413 — около 1—3%, обр. 78896 — более 5%). Содержание других элементов примесей соответст­ вует пределам, отмеченным для обычного халцедона [2 ], за исключением несколько повышенного количества Mg (0,1% в обр. 78896) и Сг (0,08% в обр. 413). Кроме того, присутствуют Р (0,05-0,2% ) и Sb (0,1% ), не встречавшиеся в халцедоне. На дифрактограммах описываемых моховиков только в обр. 78896 проявлены не­ большие, но четкие пики, принадлежащие примеси. Они соответствуют отражениям 2,67 и 1,71 А и могут быть отнесены к гетиту. Это соответствует тому, что под мик­ роскопом при боковом освещении прозрачных и полированных шлифов бурого, а также красновато-бурого моховиков включения показывают преимущественно светло-желтую и бурую окраску, свойственную гетиту. Однако в них наблюдаются также небольшие участки с ярко-красной окраской, характерной для гематита .

Количество последнего в красновато-буром моховике больше, чем в бурых. Он вы­ полняет внутренние участки включений (черные на рис. 23) и окружен ворсинками светло-желтого цвета, принадлежащими гетиту .

Из вышеизложенного следует, что в бурых и красно-бурых агатовых моховиках в кварцево-халцедоновом агрегате содержатся включения, состоящие из смеси окислов и гидроокислов железа, причем в бурых моховиках преобладает гетит, а в красновато-буром наряду с гетитом ощутима примесь гематита. В моховике, содержащем преобладающее количество включений гематита (обр. 72998), послед­ ний под микроскопом при боковом освещении имеет ярко-красную окраску, макро­ скопически же свет его волокнистых образований, четко выделяющихся на серовато­ голубоватом фоне халцедона, ближе к вишнево-красному .

Опаловые моховики с включениями бурого цвета встречаются на месторождении в Казахстане (обр. 78897). Матрицей моховиков является кахолонг опаловый .

Рис. 21. Моховидные выделения бурого пигмента в моховике бурого цвета, месторожде­ ние неизвестно (обр.4 1 3 ); без анализатора Рис. 22. Формы выделений бурого пигмента в моховике бурого цвета, Чехословакия (обр. 78896);

без анализатора Рис. 23. Формы выделений красновато-бурого пигмента в моховике красноватобурого цвета, месторождение неизвестно (обр. 3465) ; без анализатора Рис. 24. Нитевидные выделений селадонита в моховике зеленого цвета, месторожде­ ние неизвестно Он молочно-белого цвета, не просвечивает. Под микроскопом опал содержит боль­ шое количество мелких включений размером не более 1 мкм, относимых нами к порам. Показатель преломления опала 1,440. На дифрактограмме опала четко проявлены отражения а-кристобалита (4,07 А сильн.; 2,49—ср.; 2,88, 2,07, 1,61 — слаб.) и слабо (4,23 А) атридимита. Дендриты бурого цвета распределены в опале очень неравномерно и нередко они связаны с мелкими неровными трещинами .

Наблюдается также совместное присутствие бурых и макроскопически черных дендритов, о которых будет сказано ниже .

Моховики с включениями зеленого цвета, находящиеся в нашем распоряжении, можно подразделить на кварцево-халцедоновые и опалово-халцедоновые .

Представителем кварцево-халцедонового моховика является обр. 1504 ПДК неизвестного месторождения, очень похожего на моховики из Индии. Макроско­ пически он сложен в основном светло-серым полупрозрачным длинно-волокнистым халцедоном с подчиненным количеством агрегатов тонкозернистого кварца, разме­ ром до 3 х 2 мм. Последние нередко имеют белесоватый нацвет, вызванный тем, что халцедон по границам со скоплениями прозрачного кварца обогащен очень мелкими порами, отчего создается впечатление тончайшей белой вуали, окутываю­ щей агрегаты кварца .

Включения макроскопически представлены темно-зеленым ’ ’мохом ” (рис. 24), на веточках которого иногда в лупу различимы мелкие глобули красного гематита .

Под микроскопом включения имеют форму травинок, веточек и округлой формы чешуек-глобулей темного желтовато-зеленого цвета. Толщина веточек чаще всего около 30 мкм, и при большом увеличении в них различима сердцевина, имеющая вид тонкой нити, от которой во все стороны отходят тончайшие чешуйки, создаю­ щие впечатление колючек .

Показатель преломления включений лср ~1,63. Чешуйки с прямым погасанием и положительным удлинением. Плеохроизм неразличим. При сопоставлении полу­ ченных данных с нижеизложенными мы считаем, что включения представлены селадо нитом .

В опалово-халцедоновом моховике (обр. 78898) с месторождения Иджеван АрмССР соотношения опала и халцедона изменчивы. Опал преобладает над халце­ доном вблизи контакта моховика с вмещающей породой, представленной зелено­ каменными порфиритами. По мере удаления от контакта содержание халцедона постепенно увеличивается до преобладания его над опалом .

В участках с преобладающим развитием опала матрица моховика молочно-бело­ го цвета, непрозрачна. Под микроскопом видно, что опал раскристаллизован. По нему развиваются сферолиты тонковолокнистого а-кристобалита (рис. 25) с раз­ мером волокон до 0,1—0,13 мм в длину, обладающим прямым погасанием и по­ ложительным удлинением. Сферолиты нередко обладают концентрически слоистым строением. Показатель преломления раскристаллизованного опала «= 1,4 1 9 —1,451 свидетельствует о том, что он не полностью превращен в а-кристобалит. Халцедон заполняет промежутки между сферолитами. Он макроскопически полупрозрачный и нередко имеет тонкополосчатое строение, но в скрещенных николях ведет себя как монокристалл со слабо выраженным волнистым погасанием .

По мере увеличения содержания халцедона образования его становятся длинно­ волокнистыми и макроскопически моховики приобретают просвечиваемость до прозрачности в тонких пластинках .

Моховидные включения голубовато-зеленого цвета. В шлифе они представлены желтовато-зелеными глобулями размером до 50 мкм в диаметре и длинными тонки­ ми волокнами. Оптически изотропны. Те и другие окружены торчащими во все сторо­ ны очень тонкими, бледно-зеленоватыми до бесцветных чешуйками, что придает им сходство с ежами и волосатыми гусеницами. В участках с преобладающим раз­ витием опал-кристобалитового агрегата желтовато-зеленые глобули нередко сос­ тавляют ядра сферолитов последнего, а иглообразные чешуйки пронизывают сферо­ литы во всех направлениях. В концентрически полосчатых опал-кристобалитовых сферолитах бледно-зеленые чешуйки иногда слагают отдельные слои. В участках с преобладающим развитием халцедона моховидные включения окружены как чехлом молочно-белым кристобалитом. На дифрактограмме матрицы моховика, у которого опал преобладает над хал­ цедоном, хорошо проявились следующие отражения а-кристобалита: 4,09 А - очень сильное, 2,49 — среднее, 3,09—3,15, 2,83, 2,03,160—161, 1,49, 1,43 — слабые. Зеленый субстрат моховидных включений не проявился. Но аналогичные образования, сла­ гающие зеленую корочку по границе моховика и вмещающей породы, как показал рентген, принадлежат селадониту, дающему следующие четкие отражения: 4,51 А и 2,56 - средней интенсивности и 3,07, 2.38; 2,12; 1,50 - слабой .

Рис. 25. Микроструктура селадонитсодержащего моховика зеленого цвета, Иджеван, АрмССР (обр. 78898); без анализатора Серое поле — опалово-кристобалитовые сферолиты, черное — агрегаты тончайших чешуек селадонита Рис. 26. Формы выделений черного пигмента в опаловом моховике, Джетыгора, КазССР (обр. 78899) В химическом составе селадонитсодержащей корочки присутствует l,08% F e20 3 и 0,79% FeO. Спектральным анализом в ней установлены в количестве первых единиц процентов А1. Mg, К, а также (в %) 0,5 Са, 0,3 Na, по 0,2 Z r и Sr, по 0,1 Ti и Ва .

Селадонит в корочке ассоциируется с оптически изотропным опалом, в котором по данным рентгена так же, как в моховике, развит а-кристобалит. Кроме того, присут­ ствует примесь гидратов глинозема, о чем свидетельствует окрашивание порошка спиртовым раствором ализарина .

Интересным представляется относительно высокое содержание Z r в корочке, состоящей из опала и селадонита. Это свидетельствует о химической возможности концентрации Z r в поствулканических растворах, дающих отложения опалов и халцедонов, на что обращалось внимание при описании сапрофирина (см. с. 14), и косвенно подтверждает высказанные соображения о природе окраски последнего .

Таким образом, моховик из Иджевана представляет собой промежуточную опа­ лово-халцедоновую разновидность с включениями, принадлежащими селадониту .

К изученным нами моховикам, содержащим включения черного цвета, принад­ лежат следующие .

1. Полупрозрачная серого цвета галька из Северной Америки (обр. 39652), сос­ тоящая под микроскопом преимущественно из тонкого чешуевидного халцедона с примесью тонкозернистого кварца и объемных буровато-черного цвета дендритов размером 3—10 мм, представляющих собой скопления тончайших веточек. При срав­ нении полуколичественного спектрального анализа моховика с содержанием элемен­ тов примесей в обычном халцедоне [2] установлено несколько повышенное коли­ чество в первом M n (0,l% ), F e(0,5), В (0,03), V (0,05), Be (0,002) и присутствие Р (0,05%). Эти данные позволяют считать, что дендриты состоят из окислов Мп и Fe .

2. Серовато-белая просвечивающая в тонких сколах матрица моховика из место­ рождения Джетыгора в Казахстане (обр. 78899, 78904) состоит в основном из опала, местами обогащенного равномерно рассеянным тонкозернистым магнезитом, и под­ чиненной примеси халцедона. На дифрактограмме опала хорошо проявлен а-кристобалит. Объемные и плоские (приуроченные к трещинам) макроскопически черные ден­ дриты (рис. 26) имеют форму веточек и тончайших прожилков, скопления которых иногда бывают настолько обильными, что макроскопически выглядят как отдельные зерна блестящего черного цвета размером до 1 х 0,5 см и реже более. Под бинокуляром черные участки обладают темным серо-буроватым цветом. Спектральный анализ моховика, обогащенного дендритами, показал содержание в нем около 3,5% Mg за счет тонкодисперсной примеси магнезита. Кроме того, присутствует около 0,8% Мп, 0,3—0,5 Fe, 0,02 Sb, а по 0,01% Си и As. Сера в составе включений не обнаружена .

Органический углерод составляет 0,2%. По границам черных включений наблюдается белесовато-голубоватая люминисценция, свойственная битумам. При прокаливании образца при 1000°С черный цвет включений не изменился. Приведенные данные сви­ детельствуют о том, что дендриты состоят из тонкой смеси окислов марганца, окис­ лов железа и углерода .

Изложенные материалы позволяют сделать вывод, что основными минералами, слагающими матрицу моховиков, могут быть халцедон, опал и смесь их в разных соотношениях. Минеральными примесями, определяющими общее название ’’ мохо­ вики”, могут быть окислы железа и марганца, силикаты — селадонит, углеродистое вещество, образующие характерные для моховиков, описанные выше морфологи­ ческие формы .

Кремни Кремниями называют, по М.С. Швецову [36], кремнистые включения или конкре-' ции в осадочных породах иного состава. Последними чаще всего являются мел и мер­ гелистые известняки. Кремни обладают большой крепостью, раковистым или зано­ зистым изломом с острорежущими краями. Просвечивают (не всегда) в тонких сколах .

Цвет серый, черный, желтый, бурый, красный и др. Окраска кремней как одно­ тонная, сравнительно равномерная, так и многоцветная - пятнистая. В пос­ леднем случае образуются рисунчатые кремни, у которых сочетания окрашен­ ных участков иногда создает впечатление пейзажа или портрета, а в случае тонкозональной и тонкополосчатой текстуры — своеобразного узора, напоми­ нающего агат .

По минералогическому составу наиболее распространены халцедоновые кремни .

Реже встречаются опаловые и кварцевые [36]. Генезису кремней и их составу по­ священо большое количество исследований. Наиболее полные сведения можно найти в трудах М.С. Швецова [36], Ф.В. Чухрова [22], Дж. Дэна с соавторами [9], Г.А.Смир­ нова с соавторами [37], в методическом указании [39] .

Характеристика окраски, текстуры и состава примесей исследованных нами кремней приведена в табл. 4 .

Под микроскопом однотонные кремни серого (обр. 57020), черного (обр. 25239,

78900) и светлого лиловато-коричневого цвета (обр. 78902) сложены микрокриптокристаллической массой минералов группы халцедона с колеблющимися соотноше­ ниями микро- и криптокристаллических составляющих. Величина чешуевидных зерен достигает 10 мкм, преобладают зерна 3—8 мкм. Близкий к приведенному размер преобладающих зерен отмечается в кремнях Украины [39] и в темном кремне Да­ нии [40]. В криптокристаллической массе черных и серых кремней встречаются редкие сферолиты халцедона размером от 50— мкм до 0,6 X 0,3 мм, редкие мель­ чайшие зерна кальцита и постоянно присутствуют псевдоморфозы S i0 2 по микро­ организмам, выполненные более крупными зернами и поэтому резко выделяющиеся на тонкозернистом фоне .

Черный кремень (обр. 25239) при прокаливании около 1000°С приобретает одно­ родную белую окраску, что связано с выгоранием углеродистого вещества, содержа­ ние которого С0рг 0,23%. Включением углистого вещества объясняли черный цвет кремней и ранее [9] .

Однотонные кремни красного цвета также сложены микрокриптокристаллической массой S i0 2 группы халцедона как однородной (обр. 39772), так и неоднород­ ной зернистости (обр. 78901). В последнем беспорядочно перемежаются участки с преобладающим размером зерен менее 2 мкм, около 8 и около 30 мкм, а также присутствуют участки величиной до 1,3 мм по длинной оси, сложенные волокнисты­ ми выделениями халцедона, квйрцина и агрегатами микрозернистого кварца. В микТаблица 4 Характеристика исследованных кремней*

–  –  –

рокриптокристаллической массе кремнезема рассеян гематит (красный при боковом освещении шлифов) то в виде округлых и чешуевидных выделений величиной до 10 мкм и редко более (рис. 27, а ), то в виде пыли, рыхлые комочки которой дости­ гают 60 мкм (рис. 27, б ). Содержание окиси железа в обр. 39772, составляющее 0,42% и полностью отнесенное нами к гематиту, свидетельствует о том, что образова­ ние интенсивной красной окраски кремней может быть вызвано менее чем полу­ процентным содержанием минерала красителя .

Однотонный кремень нежного бежевого цвета (обр. 3574) обладает микрокриптокристаллическим сложением с наибольшим размером редких чешуевидных зерен до 15 мкм. Удлиненные чешуйки имеют и положительный и отрицательный знак удлинения. Это в совокупности с данными дифрактограмм, о которых будет сказано ниже, дает основание считать, что кремнезем, слагающий кремень, представлен смесью халцедона и кварцина (рис. 1, г ). Характерной особенностью структуры кремня является его пористость, в участках с высокой пористостью размеры пор в среднем около 10— мкм, форма бывает округлой, каплевидной и причудливой, но преобладает квадратная и ромбовидная (рис. 28, а, б ). Такая необычная форма пор дает основание высказать предположение о том, что они возникли на месте рас­ творенных зерен карбоната. В участках менее пористых размеры пор около 1— мкм3 и распределены они кучными скоплениями .

В микрокриптокристаллической массе кремнезема присутствуют зерна с более высоким, чем у халцедона, показателем преломления. Это бесцветные и слегка буро­ ватые изотропные и слабоанизотропные зерна размером 0,16 X 0,08 и 0,3 X 0,1 мм (рис. 28, а ), а также более мелкие бесцветные зерна с двупреломлением, близким к халцедоновому, величиной около 10—15 мкм, иногда квадратной и ромбовидной формы, рассеянные среди крупных пор или собранные в скопления .

Ближе определить состав этих минералов оптическим методом не удалось, но на дифрактограмме кремня (рис. 1, г ) проявились 3 четких отражения франколита (наиболее сильное — 2,79 А, более слабые — 2,67 и 2,61). Присутствие фосфата подтверждено спектральным полуколичественным анализом, по данным которого в образце содержится около 1% Р и 1% Са-, что в пересчете составит (если исходить из содержания кальция) около 2,5% франколита. По всей вероятности, все образо­ вания с более высокими показателями преломления, присутствующие в кремне, 0,025мм 0,025мм I ___ 1 _ Рис. 27. Формы выделений гематита (черное) в кремнях красного цвета; без анализатора а —Ступино, М осковская обл. (обр. 78901), 6 — Д орогом илово, Москва (обр. 39772) Рис. 28. Кремень, р. Нил, Египет (обр. 3574) ; без анализатора а — форма пор — черные участки по всем у полю; агрегат франколита — черное в центре;

6 — ромбовидная форма пор вследствие выщелачивания карбоната принадлежат франколиту, но мелкие зерна развились по карбонату, а крупные по органическим остаткам .

Встречаются редкие скопления мельчайших округлых зерен красных окислов железа .

Однотонный кремень бурого цвета (обр. 45515) микрокристаллический с раз­ мером зерен 8—160 мкм. Преобладает изометрическая форма зерен, в массе которых выделяются более крупные, достигающие 0,3 мм в длину перовидные образования кварцина (положительное удлинение) и реже вытянутые и сферолитоподобные выделения халцедона (отрицательное удлинение) размером до 50 мкм в длину .

Бурая сердцевина кремня окружена желтовато-белой зоной — ’’патиной”, осо ­ бенностью которой является повышенная пористость. Форма пор неправильная, размеры некоторых достигают 23 мкм. На снимке патины под электронным микро­ скопом (метод реплики, поверхность травлена HF) видны и»ометричные по форме зерна группы халцедона размером 0,3—1 мкм [2]. Граница между кремнем и па­ тиной неровная, но четкая (рис. 29). Из опубликованных исследований тонкой структуры патины кремней в сканирующем электронном микроскопе [41] извест­ но, что существует два типа состава и структур: кремнисто-карбонатный и крем­ нистый. Первый тип образован каркасом из чешуек и глобул кремнезема, окру­ жающих альвеолы, заполненные в разной степени разрушенными кокколитами .

Аналогичные альвеолы наблюдаются и во внутренней части кремней. Граница патиРис. 29. Контакт кремня (светлое поле) и пати­ ны, содержащей большое количество пор (черные пятна); без анализатора $

–  –  –

на -кремень резкая, подчеркнутая обильными глобулами. Второй тип образован кремнистыми глобулами, плотность упаковки которых постепенно возрастает от периферии патины в глубь кремня .

Тонкополосчатые агатоподобные кремни (рис. 30, а, б) сложены, как и все выше­ описанные однотонные разновидности, группой халцедона. Слагающие их полоски шириной 0,3—5,0 мм под микроскопом показывают различное содержание пор раз­ мером 1— мкм (рис. 31). Полоски, обогащенные порами, постепенно сменяются полосками, в которых пор содержится значительно меньше. В скрещенных николях в обр. 71739 наблюдается микрокристаллическое сложение, независимое от полосча­ тости, присутствуют микроорганизмы, агрегаты кварца и волокнистого кварцина .

В обр. же 6600 ПДК отмечается чередование полосок (0,4— 3,0 мм шириной) разной зернистости (рис. 32, а, б ). Границы полос разной пористости и разной зернистости параллельны, но не совпадают, а перекрывают друг друга. По размеру зерен чередую­ щиеся слои делятся на микрокриптокристаллические и микрокристаллические .

Рис. 31. Различная пористость полосок в рисун­ чатом агатовом кремне, Арзамас, Горьков­ ская обл. (обр. 71739); без анализатора Средняя полоска (светлое поле) содержит меньше пор, чем бок овы е (темные поля) Рис. 32. Форма и размеры зерен группы халце­ дона, слагающего чередующиеся полосы в крем­ не, Дмитров,Московскаяобл. (обр.6600ПДК) ;

николи скрещены а — микрокриптокристаллическая стр ук ­ тура, б — микрозернистая структура Рис. 33. Пятна гидроокислов железа в полосах бурого цвета полосчатого кремня, Дмитров, Московская обл. (обр. 6600 ПДК); без ана­ лизатора В первых преобладающая величина зерен меньше 20 мкм. Во вторых 20—50 мкм;

форма зерен то чешуевидная, то удлиненно-волокнистая (у халцедона). В полосах с повышенным содержанием пор присутствуют агрегаты (до 0,2 мм в диаметре) пылевидных частиц буровато-желтого цвета при боковом освещении (гидраты окис­ лов железа?). Иногда с бурым более крупным зерном в центре (рис. 33). За счет этих включений полосы окрашены в буроватый цвет. Встречаются редкие рассеянные зерна кальцита .

Исследование кремней с помощью рентгена5 показало, что для всех вышеперечис­ ленных образцов характерно преобладающее развитие кремнезема группы халцедона разной степени кристалличности. Этот вывод основан на сравнении интенсивностей отражений 110, 102 и 111, из которых интенсивности 110 на дифрактограммах равны или меньше интенсивностей 102, а отношение интенсивностей 102 и 111 колеблется 5 Геологический факультет МГУ .

в пределах 2,2— 3,3- Типичные отношения интенсивностей указанных отражений представлены на рис. 1, г. Приведенные данные, как установлено [1,2 ], свойственны группе халцедона (собственно халцедон и кварцин), но по ним можно судить также и о том, что наблюдающийся под микроскопом собственно а-кварц имеет подчинен­ ное развитие. Кроме пиков группы халцедона, иногда на дифрактограммах проявле­ ны слабые, но четкие пики а-тридимита (4,35 А) или а-кристобалита (2,49 А ) .

Согласно рентгеновским исследованиям Г.М. Ковнурко [42], в зональных крем­ нях Крыма ядра сложены только халцедоном (отношение 102 к 111 равно 3,0), к которому во внешних зонах присоединяется примесь а-кристобалитаi Количество элементов примесей, установленное методом полуколичественного спектрального анализа6, в кремнях, лишенных ощутимой минеральной примеси, составляет 1,5— 2%, т.е. соответствует количеству примесей в халцедоне [2] .

Отличительной особенностью состава элементов примесей в кремнях является присутствие фосфора, ни разу не зафиксированного в халцедоне. Кроме того, на­ блюдается повышенное содержание железа и иногда более высокое алюминия, каль­ ция, магния и хрома. Остальные элементы присутствуют в одинаковых количествах как в халцедоновых кремнях, так и в халцедоне .

Окрашивание спиртовым раствором ализарина [14] показало присутствие гидра­ тов глинозема почти во всех исследованных образцах кремней .

Дериватограммы четырех образцов кремней (45515, 78902, 25239, 57020) пока­ зали потерю веса от 1,06 до 1,6%, которая протекает от начала нагревания до 900— 1000°С, при этом на кривых ДТГ и ТГ четко выражены две ступени: первая — от начала нагревания до 250° с максимумом при 120—130°, вторая — от 250 до 615— 700° с максимумом при 445—550°, после чего кривые ТГ плавно понижаются до 900—1000°. На второй ступени происходит наибольшая потеря веса, которая в 1,8— 3,2 раза превышает потерю веса на первой ступени. Наименьшая потеря веса отвечает третьему плавному этапу. Таким образом, термические особенности кремней (рис. 2, в ) полностью отвечают таковым халцедона, составляющего вторую груп­ пу [3] .

На дериватограммах кремней обр. 78902, 25239, 57020 на кривых ДТГ и ДТА* отражены четкие небольшие остановки при 340— 75°С (рис. 2, в ), которые по-види­ мому, вызваны окислением органической примеси, так как они не проявились при нагревании образцов в азоте .

Сопоставление дериватограмм обр. 45515 из внутренней части, представленной бурым кремнем, и из внешней желтовато-белой ’ ’патины” показало, что в кремне потеря веса на второй ступени (250— 700°) более чем в три раза превышает потерю на первой ступени (до 2 5 0 °), тогда как у ’’патины” зафиксирована одинаковая потеря на обоих ступенях. Общая потеря веса кремня составляет 1,05%, а ’’пати­ ны” — 1,6%. Эти данные свидетельствуют о том, что ’’патина” в отличие от кремня содержит больше открытых крупных пор и, следовательно, является более рыхлой, чем сам кремень, что подтверждается наблюдениями в шлифах и отражено на рис.29 .

Подводя итог вышеизложенному описанию различных типов кремней, следует отметить, что они сложены чаще микрокриптокристаллическизернистым и реже микрозернистым кремнеземом, относящимся к группе халцедон — собственно хал­ цедоном и кварцином. В качестве примеси могут присутствовать обычный а-кварц;

а-тридимит, а-кристобалит, кальцит, гематит, бурые окислы железа, франколит, битумы .

Тонкополосчатая структура кремней характеризуется чередованием слоев разной пористости. Большей пористостью, чем кремни, обладает встречающаяся на них ’ ’патина” .

Заключение Основные фактические данные, определяющие минералогическую природу и характерные морфологические особенности описанных выше скрытокристалличес­ ких разновидностей кремнезема, установленные в результате нашего исследования и анализа имеющихся литературных сведений, сведены в таблице 5. Прежде всего следует отметить, что все описанные выше разности являются в той или иной степени

–  –  –

}. Зак. 689 33 полиминеральными образованиями. Однако главными слагающими их минералами, образующими матрицу камня на 90% являются: для одной группы а-кварц, пред­ ставленный структурной разновидностью — халцедоном, с варьирующими коли­ чественно примесями кварцина (редко), криптокристаллического собственно а-кварца, а-кристобалита (опала) и очень редко а-тридимита. В другой группе матрица состоит существенно из структурной разновидности а-кристобалита — опала с при­ месями халцедона и редко криптокристаллического а-кварца и а-тридимита. Систе­ матическое положение их должно определяться ведущим минералом матрицы. — Представители первой группы (хризопраз, сапфирин, карнеол-сердолик, плазма, гелиотроп, кремни) должны рассматриваться как разности, относящиеся к струк­ турной разновидности а-кварца-халцедону. Что касается кахолонга и моховиков, то, как показали исследования, они могут относиться к разностям первой группы, а также представлять вторую группу, относящуюся к разностям опала (опаловый кахолонг и опаловый м охови к ) .

Собственные названия в каждой из двух групп определяются общим цветом окраски камня, текстурой и морфологической формой включений и отчасти их минералогической природой (например, гелиотроп). Все эти признаки определяются минералогической природой рассеянных микровключений или формой их агрегатных скоплений. Установленными нами при исследовании минералами примесями являют­ ся: гематит (гидрогематит), гетит (гидрогетит), окислы марганца, селадонит, циркон и его разновидности, бунзенит, углеродистое вещество. К часто присутствующим примесям, иногда являющимся типоморфными, но не влияющими на облик камня, относятся тальк, гр. серпентина, гидраты глинозема, аллофаны (р ед к о), франколит, кальцит (два последних часты в кремнях). Количество минералов примесей сильно варьирует — от десятых и сотых долей процента (сапфирин, карнеолы) до 30—20% (плазма, гелиотроп). В структурно-текстурном отношении, определяющем рисунок описанных поделочных и полудрагоценных камней, ведущую роль играет характер распределения примесей и морфология их агрегатов, что проявляется в сердоликахкарнеолах, гелиотропе, моховиках, рисунчатых кремнях. Важное значение имеет также характер и количество микропор, что проявляется в кремнях, кахолонге и некоторых карнеолах .

ЛИТЕРАТУРА

–  –  –

М.Л. ГАФТ, Б.С. ГОРОБЕЦ, С.В. МАЛИНКО

О ВОЗМОЖНОСТЯХ ИСПОЛЬЗОВАНИЯ ЛЮМИНЕСЦЕНЦИИ

ДЛЯ ЭКСПРЕССНОГО ВЫЯВЛЕНИЯ И ДИАГНОСТИКИ

МИНЕРАЛОВ БОРА В ГОРНЫХ ПОРОДАХ

Как известно, многие минералы бора, в том числе промышленные, весьма трудно диагностируются в горных породах как макроскопически, так и под микроскопом ввиду сходства с породообразующими минералами, а также между собой .

Проведенное исследование позволило обнаружить люминесценцию и объяснить ее природу в 41 минерале бора [1 - 3 ]. Изучение типичности этого свойства в различ­ ных образцах каждого минерала дало возможность выделить наиболее характерные цвета и спектры люминесценции в качестве новых диагностических признаков ми­ нералов бора (см. таблицу) .

На pwc. 1 -4 приведены эталонные спектры фотолюминесценции (ФЛ) и рентгенолюминесценции (РЛ) при комнатной температуре (300 К) и температуре кипения азота (77 К) минералов бора, а также основных сопутствующих им породообразую­ щих минералов, обладающих способностью люминесцировать. Люминесцентно-спек­ тральные свойства даны последовательно. Сначала перечислены те из них, которые характеризуют минеральный вид уже при визуальном наблюдении — от наиболее ти­ пичного цвета для данного вида к менее типичным цветам свечения. Далее в качестве диагностической характеристики приведены типичные спектры люминесценции ми­ нералов, определяемые с помощью монохроматоров .

1. Данбурит: а) РЛ синяя, резко усиливающаяся при 77 К, обусловлена собствен­ ными центрами рекомбинации и излучения, в состав которых входят катионные ва­ кансии, захватывающие дырки, и кислородные атомы лигандов, образующие широко распространенные дырочные центры, обозначаемые О~ [4]. Этот цвет РЛ наблюдается во всех образцах данбурита;

б) ФЛ зеленая, наблюдающаяся только при 77 К, вызвана изоморфной примесью Yb2+, характерна лишь для образцов из месторождений Дальнегорское, Ак-Архар (промышленные [ 5 ] ) ;

в) ФЛ голубая при 300 К, вызвана изоморфной примесью Еи2+, характерна только для образцов из месторождений Учкошкон, Титовское (непромышленные [5 ]) ;

г) набор полос примесного происхождения в спектре РЛ при 300 К практически одинаков во всех исследованных образцах данбурита (рис. 1, кривая 7 ). Несколько изменяется только их относительная интенсивность в зависимости от различной концентрации примесных центров: Pb2+, Се3+, Sm3+, Gd3+ .

Анализ цвета и спектров свечения сопутствующих данбуриту породообразующих минералов (кварц, кальцит, доломит, флюорит) на всех изученных месторождениях и рудопроявлениях показал, что ни один из них не обладает подобным комплексом люминесцентных свойств (см. таблицу). Таким образом, РЛ данбурита является его постоянным свойством и служит надежным диагностическим признаком. В ряде случаев обнаружение и диагностика данбурита упрощается визуальным наблюдением ФЛ, последнее свойство может, однако, иногда отсутствовать. Ошибки при диагнос­ тике данбурита по указанным люминесцентным свойствам практически исключены .

2. Датолит: а) РЛ желтая при 300 К, обусловлена примесным Мп2+, характерна для образцов из месторождений Ак-Архар, Дальнегорское, Саяк-IV и Змейка;

б) ФЛ голубая при 77 К обусловлена примесным Еи2+, характерна для образцов из месторождений Ак-Арх;ар, Дальнегорское;

в) ФЛ зеленая при 77 К, обусловлена примесью Yb2+, обнаружена только в датолите из данбуритовой заложи на Дальнегорском месторождении (участок Левобереж­ ный) [5 ];

г) изредка встречаются образцы датолита с отсутствием перечисленных центров свечения. Они обладают очень слабой фиолетовой РЛ, обусловленной примесью Се3+ .

Диагностичные по Хмакс полосы РЛ центра Се3+, а также Gtd3+ в УФ-области спекРис. 1. Спектры рентгенолюминесценции (слева) и фотолюминесценции (справа) различных центров свечения в минералах бора 1 - данбурит, 2 — датолит, 3 — кальциборит, 4 —норденшеЛьдин, 5 —джимбоит, 6 —севергинит, 7 — говлкт; 300 К — сплошная линия, 77 К — штрих -пунктир тра обнаружены у всех исследованных образцов, изменяется только их относительная интенсивность (рис. 1, кривая 2) .

Ни один из сопутствующих датолиту люминесцирующих породообразующих ми­ нералов (кварц, кальцит, доломит, флюорит) не обнаружил подобного комплекса люминесцентных свойств (см. таблицу). Таким образом, образцы датолита, люминесцирующие в видимой области, надежно диагностируются визуально. В редких случа­ ях отсутствия видимого свечения диагностическим признаком является спектр РЛ при 300 К. в УФ-области. Отметим, что центры Се3+, C d 3+ в датолите и данбурите заметно различаются по спектральному положению полос (рис. 1, кривые 1 и 2 ) .

3. Кальциборит всегда имеет при 300 К яркую зеленую РЛ с положением максимума при 520 нм (рис. 1, кривая 3) ; ФЛ отсутствует. РЛ вызвана рекомбинацией электро­ нов на дырочных центрах, образованных, по-видимому, собственными треугольни­ ками В 03, расположенными по соседству с катионными вакансиями (V Ca). Ни один из сопутствующих кальцибориту минералов подобной люминесценцией не обладает (таблица) .

4. Норденшельдин всегда имеет при 300 К яркую зеленую РЛ, отличающуюся от РЛ кальциборита смещением максимума полосы излучения до 550 нм (рис. 1, кри­ вая 4 ). Свечение, скорее всего, вызвано собственными центрами, такими же, как в кальциборите. Сопутствующие минералы подобным свечением не обладают (таблица) .

Зеленая РЛ является надежным, наиболее наглядным и доступным в аппаратур­ ном отношении диагностическим признаком этих двух чрезвычайно трудно опреде­ лимых в рудах минералов .

5. Джимбоит имеет темно-красную низкотемпературную ФЛ в полосе с максиму­ мом при 705 нм (рис. 1, кривая 5 ). Она вызвана собственными центрами Мп2+ и яв­ ляется стабильным диагностическим признаком этого редкого минерала, позволяю­ щим проводить его надежное обнаружение и диагностику .

6. Севергинит имеет красную низкотемпературную ФЛ и РЛ в полосе с максиму­ мом 650 нм (рис. 1, кривая 6 ). Как и у джимбоита, она обусловлена собственными центрами Мп2+, но отличается смещением Амакс. Люминесценция встречается во всех образцах севергинита, не содержащих примеси железа 1%. В отличие от севергинита его распространенный железосодержащий аналог — аксинит — не люминесцирует Таблица Частота встречаемости люминесценции с определенным цветом и интенсивностью свечения у минералов бора и ассоциирующих с ними минералов

–  –  –

Рис. 2. Спектры рентгенолюминесценции (слева) и фотолюминесценции (справа) минералов б о­ ра из месторождения Солонго 1 —Мп-курчатовит, 2 — боркарит, 3 — солонгоит, 4 — пентагидроборит, 5 —гексагидробориг, 6 —фроловит; 300 К — сплошная линия, 77 К —штрих-пунктир Рис. 3. Спектры рентгенолюминесценции (а) и фотолюминесценции (6 — фосфоресценция, в — флуоресценция) при 300 К минералов бора месторождения Индерское 1 - улексит; 2 - преображенсит измененный и 2' - неизмененный; 3 - иньоит; 4 - колеманит; * 5 —пинноит;' 6 — сульфоборит; 7 —пандермит; 8 —индерборит; 9 —гидроборацит вследствие тушения люминесценции железом. По этому свойству аксинит легко отличается от люминесцирующих данбурита и датолита, часто встречающихся с ним в ассоциации .

7. Говлит обнаруживает голубую ФЛ и РЛ, которые обусловлены примесным Еи2+. Признаком, позволяющим проводить люминесцентно-спектральную диаг­ ностику этого относительно редкого минерала, является узкая бесфононная линия в спектре ФЛ при 77 К (рис. !, кривая 7 ). Такая же особенность в люминесценции Еи2+ известна еще у флюорита, однако от последнего говлит легко отличается по внешнему виду благодаря своей бесцветности, непрозрачности, выделению в виде мелоподобных бесструктурных масс, что не свойственно флюориту .

Указанные семь минералов оказалось возможным находить и уверенно опреде­ лять с помощью перечисленных люминесцентных свойств во всех изученных нами месторождениях, что свидетельствует о достаточно общем характере этих свойств и возможности их повсеместного использования .

Многим другим минералам бора характерная ’ ’диагностичная” люминесценция присуща лишь на отдельных месторождениях. В этих минералах свечение обуслов­ лено примесными центрами, обычно изоморфными ионами Мп2+, и сорбированными органическими или водными комплексами, содержания которых в минералах не­ постоянны и потому люминесценция их сильно варьирует по интенсивности, вплоть до ее исчезновения. Ниже приводятся данные, показывающие возможность успеш­ ной люминесцентной диагностики многочисленных минералов двух изученных месторождений — Солонго и Индерское .

Минералы месторождения Солонго. 1. Мп-курчатовит диагностируется по темно­ красной ФЛ с максимумом при 680 нм, появляющейся при 77 К, обусловленной видообразующим Мп2+. Отдельные образцы с пониженным содержанием Мп обнару­ живают темно-красную люминесценцию (ФЛ и РЛ), не потушенную при 300 К. В этом случае курчатовит труднее отличить от кальцита и некоторых борных минералов визуально, однако его можно уверенно различать по наличию полосы с Хмакс = = 680 нм (рис. 2, кривая 7 ), тогда как у кальцита цвет свечения оранжево-красный И Хмакс —630 НМ .

2. Боркарит диагностируется по оранжево-желтой РЛ с Хм аке = 600 нм (рис. 2, кривая 2 ). Наиболее просто отличается от кальцита и свабита по отсутствию ФЛ .

От доломита, также не имеющего ФЛ, боркарит визуально отличается с трудом (по оттенку РЛ), однако хорошо диагностируется по различному положению Хмакс в спектре РЛ (у доломита 630 нм) .

3. Солонгоит диагностируется по оранжево-красной РЛ с Хм а к с = 630 нм при отРис. 4. Спектры рентгенолюминесценции (слева) и фотолюминесценции (справа) породообра­ зующих минералов, сопутствующих минералам бора 1 - кварц; 2 — свабит; 3,3 - кальцит; 4 — манганкальцит; 5 - флюорит; 6 - доломит сутствии ФЛ, что отличает его от всех остальных борных минералов этого месторож­ дения (рис. 2, кривая 3). От кальцита и свабита отличается отсутствием ФЛ. Ошибка возможна при разделении солонгоита и доломита, однако последний обычно харак­ теризуется заметно большей интенсивностью свечения (см. таблицу) .

4. Пентагидроборит диагностируется по темно-красной РЛ при 300 К, обусловлен- ' ной центрами неизвестного происхождения с полосой при 710 нм ( рис. 2, кри­ вая 4 ) .

5. Гексагидроборит обнаруживается и диагностируется на фоне нелюминесцирующего при фотовозбуждении пентагидроборита по бело-голубой ФЛ при 300 К (рис. 2, кривая 5). При 77 К свечение усиливается, к тому же начинает проявляться зеленое послесвечение, обусловленное сорбированными комплексами .

6. Фроловит диагностируется по бело-голубой ФЛ при слабой оранжево-красной РЛ при 300 К (рис. 2, кривая 6). Последнее отличает фроловит от гексагидроборита, не имеющего РЛ .

Показанная возможность использования люминесценции для выявления и диаг­ ностики солонгоита, фроловита, пентагидроборита и гексагидроборита важна ввиду внешнего сходства выделения этих минералов .

Минералы месторождения Индерское. Особенностью всех люминесцирующих минералов этого месторождения является обусловленность свечения сорбирован­ ными органическими и водосодержащими комплексами, вхождение которых особен­ но благоприятно в экзогенных условиях минералообразования .

1. Улексит визуально выделяется по синей РЛ и бело-голубой ФЛ при 300 К .

Это единственный минерал на данном месторождении, в спектре РЛ которого обна­ ружены узкие линии центров TR3+ (Sm, Tb, Dy) (рис. 3, кривая l ). Поэтому од­ нозначное определение улексита должно быть подтверждено наличием этих линий в его спектре РЛ .

2. Преображенскит характеризуется при 300 К синей РЛ и желто-зеленой ФЛ (рис. 3, кривая 2 ), при 77 К интенсивность ФЛ возрастает и проявляется яркое желто-зеленое послесвечение. Такую ФЛ имеет внешняя поверхность образцов, измененная взаимодействием с окружающей средой. Внутренняя неизмененная поверхность характеризуется яркой бело-голубой ФЛ с зеленовато-голубым после­ свечением. По люминесцентным свойствам преображенскит хорошо отличается визуально от всех минералов месторождения .

3. Инъоит диагностируется по яркой чисто-голубой ФЛ при 300 К. При 77 К ФЛ еще более усиливается и появляется голубовато-зеленая фосфоресценция (рис. 3, кривая 5 ). Такого цвета ФЛ не имеет ни один минерал на месторож- .

дении .

4. Сульфиборит, колеманит, пандермит, индерборит, гидроборацит, пинноит,индерит отличаются от остальных минералов по голубовато-белой ФЛ при 300 К с зеленой фосфоресценцией, резко усиливающейся при 77 К, а также по отсутствию РЛ (рис. 3, кривые 4 — ). Невыраженный спектральный состав свечения этих мине­ ралов не позволяет использовать ФЛ для достоверного разделения их между собой .

Некоторую информацию иногда могут дать различия в интенсивности свечения от­ дельных минералов (см. таблицу) .

Следует ожидать, что использование люминесцентных свойств борных минералов при их выявлении и диагностике внесет весомый вклад в повышение эффектив­ ности минералогических работ .

ЛИТЕРАТУРА

–  –  –

Е.И. ДОЛОМАНОВА, Г -А. ГОРБАТОВ, Г.О. ПИЛОЯН, А.Б. УСПЕНСКАЯ

ТЕМПЕРАТУРА ИНВЕРСИИ, ДИЭЛЕКТРИЧЕСКАЯ ПРОНИЦАЕМОСТЬ

И ДРУГИЕ СВОЙСТВА КВАРЦА РАЗНОГО ГЕНЕЗИСА

Кварц является одним из основных породообразующих минералов. Он входит в состав многих горных пород и является жильным минералом большинства руд­ ных месторождений. Поэтому знание его физических и химических особенностей необходимо для выявленйя типоморфных свойств, характеризующих условия об­ разования кварца. Полученные данные могут быть использованы и в поисковых целях. Изучение физических свойств выявляет также оптимальные условия разру­ шения горных пород, содержащих кварц, с целью добычи полезных ископаемых .

Нами изучался преимущественно кварц жильных оловорудных месторождений .

Со сравнительной целью исследовался кварц некоторых пород, вмещающих эти месторождения, а также кварц пегматитов, кварцевых порфиров и нерудоносных жил, образованием которых заканчивается гидротермальный процесс на месторож­ дениях .

Кварц кристаллизуется в широком диапазоне физико-химических условий, на­ чиная от магматических и кончая гипергенными. Существует несколько модифи­ каций кремнезема, но нами изучались только (3- и а-мо дификации. Известно, что /3-кварц существует в интервале температур от 830 до 573°С. При более низкой температуре он переходит в a -модификацию, т.е. изменяется его сингония с гекса­ гональной на тригональную. Но несмотря на это в структуре а-кварца, как показали исследования [1 ], сохраняются следы его бывшей гексагональной структуры. Это обстоятельство позволяет отличать бывший (3-кварц от а-кварца по физическим свойствам в любой породе, так как оказалось, что он влияет на эти свойства .

У кварца разного генезиса ранее измерялись скорости распространения упругих продольных волн [2], коэффициенты линейного расширения при нагревании [3], пьезоэлектрические модели [4 ], инфракрасные спектры (ИК-спектры) в области 3800—2000 см -1 [5—7 ]. В настоящей статье приведены данные о плотности кварца, о температуре инверсии, потере веса при его нагревании и диэлектрической прони­ цаемости при комнатной температуре .

В процессе изучения установлено, что физические свойства зависят от химическо­ го состава кварца, его структуры и строения агрегатов. В совокупности все это характеризует условия образования кварца .

Температура инверсии кварца разного генезиса В 60 образцах разного генезиса изучалась температура инверсии (табл. 1). Тер­ мические кривые записывались на терморегистраторе НТР-70 в лаборатории ИГЕМ АН. Скорость нагрева 1,25°/мин; чувствительность накала регистрации кривой ДТА— 0,5°/см ; разрешающая способность — 0 3 ° в мин; навеска вещества —300 мг;

предельная абсолютная ошибка измерения температуры ± 0,5 °. Высокая чувстви­ тельность и разрешающая способность термической установки позволила выявить на термических кривых различных кварцев некоторые особенности полиморфных превращений .

У кварца из оловоносных гранитов (3 образца) температура инверсии колеблет­ ся в среднем в пределах 570,5—572,1°С (при доверительной вероятности 0,95 доверительный интервал ± 3 ° С ). Гистерезис между нагреванием и охлаждением отрицательный и составляет — 0,2— 3 ° и только у кварца из гранита месторожде­ ния Алдакачан он больше +1,7°С и положительный .

У сливного кварца из пегматитовых жил (12 образцов), сложенных часто аи )3-модификацией, отличающихся различным содержанием изоморфных при­ месей А1э+ и Ti3+ и химической природой элементов — компенсаторов заряда (Na+, Таблица 1 Данные термографического изучения кварца

–  –  –

Li+), средняя температура инверсии варьирует широко от 569,7 до 574,2°С; гисте­ резис значительный и достигает ± 1,5°, причем он больше у сливного кварца, сос­ тоящего из различных по величине и окраске зерен, и меньше у кварца из крис­ таллов .

У жильных кварцев первой стадии минерализации (3 образца) из месторожде­ ний касситерит-полевошпат-кварцевой формации средняя температура инверсии очень близка к 572,7—573,1°С. Гистерезис ± 0,5 —,1 °. У кварца второй стадии минерализации температура инверсии 571,8°, а гистерезис +0,8°, т.е. температура инверсии ниже, а гистерезис больше. У гребенчатого нерудоносного кварца (1 обра­ зец) из этих месторождений эффект инверсии наблюдался при 545° .

У жильных гидротермальных высокотемпературных кварцев (15 образцов) первой стадии минерализации из месторождений касситерит-кварцевой форма­ ции средняя температура инверсии колеблется от 571,5 до 574,4°; а гистерезис от ±0,1 до +0,8—1,3°; положительные и отрицательные его величины составляют примерно по 50%. Неясно, какими причинами вызван наиболее высокий ( — 2,7°) гистерезис в обр. 46 из Ононского месторождения. Средняя температура инвер­ сии у жильного кварца, залегающего в гранитах, несколько меньше, чем у ана­ логичного кварца, залегающего в песчанико-сланцевых и карбонатных породах .

В кварце второй стадии минерализации (3 образца) средняя температура инвер­ сии более стабильна 572,1— 573,1°; гистерезис положительный от +0,1 до +0,6. У гре­ бенчатого нерудоносного кварца эффект инверсии наблюдался в интервале 540—550° .

У кварца первой стадии минерализации из месторождений касситерит-кварцсульфидной формации, залегающего в гранитоидах, средняя температура инверсии колеблется от 571,2 до 573,7°, а гистерезис чаще положительный от 0,1 до 0,7° и реже отрицательный от — 0,1 до — 0,2°. У кварца из штокверка месторождения Шерловая Гора (от 1до V стадий минерализации) средняя температура инверсии очень близка 571,0— 571,8°; гистерезис в большинстве случаев положительный+0,1;

+0,9° и реже, в кварце последних (V,V 1 ) стадий минерализации, отрицательный — 0,3° • Лишь в кварце VI стадии минерализации средняя температура инверсии несколько выше — 572,5° .

У кварца первой стадии минерализации (2 образца) из месторождений касситеритсульфидных формаций средняя температура инверсии также несколько различается: она выше у кварца из месторождения Хапчеранга (572,6°) и ниже у кварца из Южно-Харатуйского месторождения (57 1,4 °). Гистерезис у обоих кварцев отри­ цательный, но больше у первого кварца (— 0,8°) и меньше ( —0,3°) у второго. К со­ жалению, этот тип месторождений редок в Забайкалье и количество образцов кварца недостаточно для выявления закономерностей изменения температуры инверсии .

У кварца экзогенного происхождения средняя температура инверсии либо очень близка (573,1°) к теоретической (57 3,3 °), либо несколько выше ее (5 7 4 3 ° ) .

Гистерезис отрицательный, но резко различный: в первом образце — 0,1°; во вто­ ром —0,9° .

У синего кварца из гранитного массива в районе р. Алгома (Алдан) средняя температура инверсии 574,0°. Гистерезис положительный и небольшой (+ 0,5 °) .

По температуре инверсии синий кварц из неоловоносных гранитов архейского возраста резко отличается от серого и дымчатого кварца оловоносных гранитов верхнеюрского возраста .

Исследованиями установлено, что самые большие колебания температуры ин­ версии наблюдаются у сливных кварцев, представляющих собой агрегат неоди­ наковых по размеру и химическому составу зерен, среди которых присутствует а- и /3-модификация кварца .

По характеру термограмм все изученные кварцы можно разбить на три группы .

1. Кварц, на термограммах которого термический эффект полиморфного пе­ рехода имеет один простой пик, т.е. классическую форму. Но у кварца из разных месторождений площадь этого пика неодинакова. К этой группе относится более или менее однородный жильный кварц разных оловорудных формаций .

2. Кварц с необычной формой термического эффекта, т.е. последний бывает расщеплен на две, три и более части. У одних кварцев расщепление пика резко вы ­ ражено, у других — слабо или едва намечается. Глубина пика больше у первых и меньше у вторых. Наиболее сильное расщепление пика у кварца, ранее прошед­ шего инверсию (^-модификация), или у тех сливных кварцев, где много зерен такого кварца, а также у кварца с высоким содержанием элементов-примесей .

Часто они окрашены в темно-дымчатый цвет, но бывают и бесцветными или слег­ ка голубоватыми. Преимущественно сильное расщепление термического эффек­ та наблюдается у высокотемпературных пегматитовых и гидротермальных кварцев .

3. Кварцы, на термограммах которых термический эффект полиморфного пе­ рехода происходит при температуре ниже 550°. К числу их относятся гребенчатые нерудоносные кварцы из жил, образованием которых заканчивается гидротермаль­ ный процесс на многих месторождениях .

Вариации температуры инверсии кварца, как предполагают исследователи [8], обусловлены вариациями химического состава кварца. Нашими исследованиями показано, что нет прямой связи между содержанием различных элементов в струк­ туре кварца и температурой полиморфного перехода. Зависимость более сложная и обусловлена совокупностью различных факторов, характеризующих условия образования кварца. Главными среди них являются термическая предыстория кварца, температура кристаллизации его, присутствие изоморфных элементовпримесей, их состав и количество. Возможно, что на температуру инверсии ока­ зывает влияние и состав растворов, заполняющих структурные и дефектные каналы в кварце .

Диэлектрическая проницаемость кварца Диэлектрическая проницаемость е кварца из пород и рудных тел оловянных месторождений изучалась в лаборатории ВИМС. Всего изучен 61 образец кварца разного генезиса (табл. 2 ). Определение е производилось способом погружения порошков кварца (фр. -0,2 5 + 0,1 5 мм) в жидкие диэлектрики гетеродинным методом на частоте 1 Мгц при температуре +25° С [9 ] .

Выделены три группы образцов кварца, характеризующихся различной за­ висимостью е от содержания суммы щелочей в кварце, от степени дефектности, обусловленной вхождением в кварц изоморфных примесей А13+ и Ti3+ [1 0 ],и от химического состава газово-жидких включений в кварце .

4. Зак. 689 Таблица 2 Диэлектрическая проницаемость кварца разного генезиса, потеря веса и плотность

–  –  –

П р и м е ч а н и е. Обр. 1 — Зун-Ундурское м-ние. Кварц тем н осеры й из гранита; обр. 1-Ин —Ингодинское м-ние. Кварц тем н осеры й и серый из пегматоидных выделений в гранит-порфире;

обр. 8 — Алдакачанское м-ние. Кварц тем носеры й и серый из порфировидного гранита; обр. 76 — Молодежное м-ние. Кварц тем н осеры й из участка жилы N 5 с пегматоидным строением; обр. 59 — ” Асаканское м-ние. Кварц тем н осеры й и серый, катаклазированный,первая генерация; о б р.2001 — Шерловая Гора. Кварц тем н осеры й из порфировидных выделений в гранит-порфире;

обр. 1149 — Шерловая Гора. Кварц серый сливной, катаклазированный, из жилы, залегающей в граните, первая генерация; обр. 1 — Ималкинское м-ние. Кварц гребенчатый, белый, нерудо­ носный; обр. 415 — Зун-Ундурское м-ние. Кварц гребенчатый, бесцветный, полупрозрачный, нерудоносный; обр. 3086 — Шерловая Гора. Кварц гребенчатый, прозрачный из ш токверка, VI стадия минерализации; обр. 1482 — Ингодинское м-ние. Кварц гребенчатый, бесцветный, неру­ доносный. Характеристика остальных образцов дана в табл. 1 .

В первую группу (38 образцов) вошел кварц оловоносных гранитов, пегмати­ тов и жильный кварц первой стадии минерализации месторождений касситеритполевошпат-кварцевой и касситерит-кварцевой формации, состоящий нередко из а- и (3-модификаций [5— ]. Эти кварцы характеризуются относительно неболь­ шим количеством щелочей и наибольшим содержанием (ощ — о,оп%) изоморфной примеси А13+ и T i3+. Компенсатором заряда обычно выступает Na+, так как-при 7-облучении эти кварцы интенсивно окрашиваются в дымчатый цвет. С увеличе­ нием содержания в кварце изоморфных А13+ и T i3+ резко уменьшается значение е от 5,46 до 4,44, а с повышением количества газово-жидких включений е увели­ чивается. По-видимому, в этом случае сказывается преобладание жидкой фазы над газовой, представляющей собой ионный солевой раствор, проводящий элект­ ричество. По величине диэлектрической проницаемости резко различаются а- и /3-модификации, от соотношения которых в жильном кварце также зависит диэлект­ рическая проницаемость: еа =4, 72 ± 0,05 (5 образцов), = 4,50 ± 0,03 (6 образ­ цов). Намечается тенденция влияния степени катаклаза кварца на величину диэлект­ рической проницаемости .

Во вторую группу (19 образцов) вошли кварцы второй стадии минерализации из месторождений касситерит-кварц-сульфидной и касситерит-сульфидной форма­ ции. Эти кварцы относятся к a -модификации и содержат больше щелочей и меньше ( ~ о,on—о,ооп%) изоморфной примеси А13+ и особенно Ti3+. С увеличением со ­ держания щелочей величина диэлектрической проницаемости повышается от 4,50 до 4,78. В этой группе компенсаторами заряда являются Li+, FT и реже Na+ .

В третью группу (9 образцов) объединяются нерудоносные гребенчатые а-кварцы, содержащие много щелочей и мало изоморфной примеси А13+ — (~ о,ооп % ) .

Компенсаторами заряда являются ЬГ и Н+. Для всех кварцев е близка по значению и варьирует от 4,44 до 4,48 .

Потеря веса при нагревании Термогравиметрическое изучение кварца разного генезиса показало, что в пре-‘ делах одного месторождения наблюдается тенденция увеличения потери веса при нагревании от вы соко- к низкотемпературным рудоносным кварцам (табл. 2 ) .

Гребенчатый нерудоносный кварц имеет меньшую потерю веса. Потеря веса проис­ ходит за счет вскрытия при нагревании вакуолей, содержащих минералообразующий раствор. В связи с этим кварц, содержащий преимущественно включения газооб­ разной фазы, имеет меньшую потерю веса, чем кварц; в вакуолях которого пре­ обладает жидкая фаза. Кроме того, установлено, что по’геря веса зависит и от размера вакуолей. Очень мелкие однофазовые вакуоли не вскрываются даже при нагревании до 900°С. Очевидно, в связи с этим гребенчатый нерудоносный кварц имеет небольшую потерю веса, так как содержит очень много мелких ва­ куолей. Величина потери веса кварцем при нагревании зависит также от степени его катаклаза, который приводит к вскрытию преимущественно наиболее круп­ ных вакуолей. Она зависит и от состава вмещающих пород, в которых форми­ руются жилы. Например, наблюдалось обогащение кварца углекислотой в тех случаях, когда он кристаллизовался в карбонатных породах .

Плотность кварца разного генезиса Плотность кварца измерялась методом гидростатического взвешивания в ла­ боратории ИГЕМ АН СССР. У кварцев, взятых из разных структурных зон пег­ матитовых жил, она колеблется от 2,631 до 2,654. Наиболее высокая плотность присуща недеформированному (или слабо деформированному) сливному квар­ цу из пегматитовых жил Ононского, Этыкинского, Шумиловского месторожде­ ний (рис. 1, табл. 2 ). В пределах одного месторождения более высокая плотность у кварца из крупноблоковых зон и меньшая у кварца из центральных зон пегма­ титовых тел. Плотность высокотемпературного гидротермального кварца из жил, секущих пегматитовые тела, зависит также от характера деформации кварца .

Если он претерпел сильное одностороннее сжатие (рис. 2 ), то плотность очень вы со­ кая (2,651—2,654). Плотность низкотемпературного нерудоносного гребенчато­ го кварца из жил, распространенных на пегматитовых месторождениях, более низ­ кая (2,631). Плотность халцедона из таких жил составляет 2,636 .

Плотность жильного кварца первой стадии минерализации из месторождений касситерит-полевошпат-кварцевой формации колеблется в пределах от 2,632 до 2,659 (рис. 2 ). Наибольшая плотность у кварца, подвергшегося сжатию с изгибом (2,659). У гребенчатого кварца из низкотемпературных гидротермальных жил она равна 2,646 и выше, чем у аналогичного кварца из пегматитовых место­ рождений .

% % % Рис. 1. Гистограмма плотности кварца из пегматитовых жил Рис. 2. Гистограмма плотности кварца из жил, секущих пегматитовые тела и из месторождений касситерит-полевошпат-кварцевой формации Рис. 3. Гистограмма плотности кварца из месторождений касситерит-кварцевой формации Рис. 4. Гистограмма плотности кварца из месторождений касситерит-кварц-сульфидной фор­ мации Рис. 5. Гистограммы плотности кварца из эффузивных пород Рис. 6. Гистограммы плотности кварца из осадочных пород Плотность жильного кварца первой стадии минерализации из месторождений касситерит-кварцевой формации колеблется в пределах 2,621—2,651 (рис. 3, табл. 2 ). В большинстве случаев она ниже, чем у кварца из пегматитовых жил .

Здесь также очень ярко проявляется зависимость плотности от степени катаклаза и насыщенности кварца газово-жидкими включениями. По данным газового анали­ за наиболее газонасыщены кварцы жил, залегающих в карбонатных породах из месторождений Ушмунское и Будюмканское. Плотность этих кварцев колеблет­ ся в пределах 2,625— 2,631 и в среднем составляет 2,627. Средняя плотность квар­ ца из жил, залегающих в гранитах, ниже, чем из жил, залегающих в песчанико­ сланцевых породах. Плотность шестоватого зонального кварца (Зун-Ундур) из осевой части жил, сложенного кварцем первой, второй и третьей генераций, наи­ более низкая — 2,621. Плотность гребенчатого нерудоносного кварца 2,626 и 2,635 и кварцина и халцедона, кристаллизующихся в конце гидротермального процесса, — наименьшая 2,621— 2,591 .

Кварц из месторождений касситерит-кварц-сульфидной формации более мел­ козернистый, чем ранее описанный, и менее интенсивно катаклазированный. Плот­ ность кварца главной продуктивной стадии минерализации колеблется в пределах от 2,619 до 2,648 и в среднем составляет 2,638 (табл. 2, рис. 4 ) .

В пределах одного месторождения, например Комсомольского, Сохондо, более низкая плотность у кварца, сильнее раздробленного и содержащего больше газо­ во-жидких включений. В более сложном Шерловогорском месторождении плот­ ность кварца первой стадии минерализации из жил, залегающих в граните, колеб­ лется от 2,636 до 2,648 и в среднем составляет 2,642. Почти такая же плотность (2,640) и у кварца второй стадии минерализации .

Плотность кварца из кварцевого грейзена, прилегающего к упомянутым жи­ лам, колеблется от 2,642 до 2,657 и в среднем выше, чем у кварца жил, — 2,648 .

Плотность кристаллов кварца из занорыша в жиле - 2,654; из занорыша в грейзене — 2,657, т.е. наиболее высокая, так как этот кварц не деформирован тектони­ ческими процессами. Плотность кварца разных стадий минерализации из рудонос­ ного штокверка (Шерловая Гора) колеблется в пределах от 2,638 до 2,657, а в среднем та же, что и у кварца жил, т.е. 2,644. На месторождениях этой формации также встречаются жилы и прожилки гребенчатого нерудоносного кварца, плот­ ность которого значительно ниже, — 2,607— 2,636 .

Плотность кварца из месторождений касситерит-сульфидной формации, напри­ мер из месторождений Хапчеранга и Южно-Харатуйского, колеблется менее значительно (от 2,643 до 2,652), чем в месторождениях упомянутых выше форма­ ций (табл. 1, рис. 4 ) .

Плотность кварца из жеод эффузивных пород 2,640 и 2,649; порфировидных вкрапленников из кварцевых порфиров месторождений Самшвильди и Кафан рав­ на соответственно 2,643 и 2,645 (табл. 1, рис. 5 ) .

Плотность недеформированного кварца экзогенного происхождения из жеод в карбонатных породах Подмосковья несколько различается. У кварца из мес­ торождения Озерное она равна 2,645, из Подольского - 2,647, из Русавкина и Ве­ реи — 2,640 (рис. 6 ) .

Теоретическая плотность кварца равна 2,65. Наиболее близкие к ней значения, плотности имеет кварц из жеод и занорышей в породах, жилах и грейзенах. Де­ формация кварца по-разному, влияет на его плотность: сжатие увеличивает, а дроб­ ление — уменьшает ее. Большое количество газово-жидких включений также сни­ жает плотность кварца .

Впервые установлено, что температура инверсии гребенчатого нерудоносного кварца происходит в интервале 540—550°С .

По-видимому, это обусловлено тем, что гребенчатый кварц содержит больше лития и воды, чем все другие генетические типы кварца .

ЛИТЕРАТУРА

–  –  –

Ю.М. ДЫМКОВ, В.А. СЛЁТОВ

СОВМЕСТНОЕ ОБРАЗОВАНИЕ КРИСТАЛЛОВ

И ЗЕРНИСТЫХ АГРЕГАТОВ В ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ ’’ОТСТОЙНИКАХ”

На дне друзовых пустот, на выступах лежачего бока и над брекчиевыми пробка­ ми крустификационных гидротермальных жил, а также на дне карстовых полос­ тей можно обнаружить субгоризонтально-слоистые зернистые агрегаты минералов .

Такого рода агрегаты по текстурным особенностям мало чем отличаются от осад­ ков современных природных и техногенных отстойников, на дне которых в виде таких же горизонтальных слоев отлагается песок, ил, современные минералы и искусственные химические соединения .

В предлагаемой заметке разобрано несколько примеров минералогических от­ стойников, в которых удалось наблюдать совместное образование зернистых агрегатов и растущих в них кристаллов тех же минеральных видов .

В образце флюорит-баритового отстойника из крустификационных жил Усуглинского месторождения (Забайкалье)1 прослеживаются некоторые закономернос­ ти роста кристаллов барита одновременно с образованием зернистого агрегата ба­ рита, флюорита, белого глинистого материала (рис. 1). Отдельные слои тонко­ зернистого или фарфоровидного агрегата в виде волнистой, косослоистой кор­ ки, покрывающего дно отстойника, отличаются соотношением в них барита и флюорита и окрашены в различные по интенсивности голубые тона, что позво­ ляет четко восстановить геометрию роста корки .

Слоистый агрегат отложился на друзовую корку зеленого (ниже — фиоле­ тового) флюорита (см. рис. 1, 1) верхней части крупной кокарды. В основании слоистого агрегата можно проследить ряд тончайших крустификационных к о ­ рок фиолетового флюорита, разделенных фарфоровидными слоями, — серию ритмов: микрощетки флюорита — зернистый агрегат (2 ). К первым ритмам при­ урочены многочисленные мелкие разобщенные кристаллы барита (2 ). Часть из них послужила затравками для более крупных баритовых кристаллов (4). За­ канчивается флюорит-баритовая субгоризонтальная корка слоем зернистого, пре­ имущественно флюоритового, агрегата с обломками раннего флюорита (5 ). Флюо­ рит частично замещает слоистый агрегат и более поздний зернистый агрегат бари­ та (6 ). В пустоте (7) выступают таблитчатые и призматические кристаллы барита (5) и кубические кристаллы светлоокрашенного позднего флюорита (9 ), обрастаю­ щего обломки кокард фиолетового флюорита (7 ) .

Рисунок не отражает количественных соотношений флюорита и барита в отдель­ ных слоях зернистого агрегата, подчеркивая лишь геометрию слоев, отличающих­ ся по окраске. В прозрачных шлифах можно видеть незакономерное чередование слоев тонкозернистого флюорита, содержащего по меньшей мере 1—2% каоли­ нита, слоев преимущественно флюоритовых, с вкрапленностью кристаллических зерен барита, слоев преимущественно баритовых и флюорит-баритовых .

Отдельные слои флюорита. содержат вкрапленность идиоморфных удлиненных кристаллов барита. Среди них можно выделить три-четыре зарождения, отли­ чающиеся размером кристаллов (например, 1-е зарождение 100—150 мкм, 2-е — около 50 мкм, 3-е — около 10 м к м ). Зернистые слои барита сложены сросшими­ ся зернами с извилистыми границами, к которым приурочены цепочки мель­ чайших разобщенных кубов флюорита. Кубические кристаллы флюорита в крис­ таллических зернах барита, имеющих 0,3— 0,5 мм в поперечнике, достигают 15 мкм, чешуйки минерала группы каолинита — примерно 20 мкм.* Образец получен от Т.Н. Чвилевой (ИМГРЭ). Судя по окисленным сульфидам и брекчиевой текстуре флюоритовых руд, образец характеризует верхние части жил Усуглинского место­ рождения [ 1 ] .

Рис. 1. Строение флюорит-баритового отстойника (гравитационная текстура одновременного роста) на поверхности флюоритовой кокарды, месторождение Усуглинское Зарисовка полированного штуфа: черное — флюорит; белое — барит. 1— — пояснение в тексте Нет признаков замещения или коррозии одного минерала другим; часто встре­ чаются пойкилиты барита, свидетельствующие о росте зерен барита в каком-то вязком осадке (в ил е), содержащем мельчайшие взвешенные кристаллы флюорита .

Рассмотрим ориентировку и морфологию кристаллов барита. Прежде всего намечаются.признаки своеобразного геометрического отбора: кристаллы, ориенти­ рованные под небольшим углом к основанию, практически отсутствуют, в связи с консервацией таких зародышей зернистым материалом. Количество разобщен­ ных кристаллов барита убывает по мере их укрупнения — факт, свидетельствующий о близости скоростей отложения осадка и роста лишь субвертикально ориентирован­ ных кристаллов. Одновременно с ростом крупных кристаллов в моменты замедле­ ния отложения осадка появляются, но быстро консервируются несколько зароды­ шей мелких призматических кристаллов барита .

Показательно, что многие крупные кристаллы барита могли разрастаться лишь ребрами, образуя скелетные кристаллы. В морфогенетическом отношении ступен­ чато-конические основания таких кристаллов барита сходны с основаниями ступен­ чатых кристаллов берилла [2 ]. Они являются индукционными по своей природе и свидетельствуют об одновременном формировании кристалла и осадка или зер­ нистого агрегата. Участки расширения кристаллов барита — показатели увеличения относительной скорости роста кристаллов барита по сравнению со скоростью от­ ложения осадка (осаждения зернистого агрегата) или перерыва в осаждении по­ следнего .

Сходные структуры совместного образования лучистых сростков кристаллов и глинисто-кальцитового осадка, перешедшего затем в зернистый агрегат кальци­ та, обнаружены в кальцитовых жилах Хайдарканского ртутного месторождения .

В лежачем боку жил и особенно в раздувах часто наблюдаются субгоризонтально-полосчатые агрегаты, сложенные зернистым кальцитом (рис. 2 ). Основная масса таких агрегатов состоит из плотного тонкозернистого кальцита, содержа­ щего примесь глинистого материала и окрашенного тонкодисперсным гематитом (рис. 2, 2 ). Наблюдаются прослои, сложенные существенно глинистым материалом ( J ). Отдельные слои агрегата тонкозернистые, другие (реже) — крупнозернистые;

встречаются прослои, сложенные округлыми пизолитами концентрически-зональ­ ного строения ( 4 ). В пределах одного слоя можно видеть признаки гравитацион­ ной сортировки материала по размеру частиц: в основании слой сложен относи­ тельно более крупными зернами кальцита .

В отмеченных кальцитовых жилах наблюдается повсеместно переслаивание зон, сложенных зернистым осадком, с зонами друзового строения (рис. 2 ). В отРис. 2. Строение донной части кальцитовой крустификационной коры с участками одновремен­ ного образования лучистых сростков и зернистого агрегата (верхняя часть разреза), месторож­ дение Хайдаркан Зарисовка полированного штуфа. 1— 5 - пояснения в тексте Рис. 3. Включения зернистых осадков кальцита (7) в скаленоздрических кристаллах (2) с зо­ нами, насыщенными дисперсным гематитом (3), Уч-Курган (район месторождения Чаувайское) .

Деталь штуфа дельных участках возникают структуры одновременного роста друзы лучистых сростков кристаллов кальцита (рис. 2, 5 ) и зернистого агрегата. Характерен про­ гиб слоев осадка м еж ду кристаллами кальцита, грубые ’’индукционные” поверх­ ности кристаллов на контакте с зернистым агрегатом, маркировка отдельных зон кристалла глинистым материалом .

Число примеров одновременного образования осадка и кристаллов в отстойни­ ках нетрудно увеличить, привлекая объекты из других крустификационных жил и месторождений2 .

С другой стороны, рассмотренные примеры одновременного образования индивидов и агрегатов в отстойниках позволяют по-иному расшифровать ряд ана­ логичных гравитационных текстур, рассматривавшихся ранее как текстуры пере­ кристаллизации .

Наиболее показательна в этом отношении интерпретация слоистых агрега­ тов полосчатого мелкозернистого кварца с шестоватыми ’’метакристаллами” ( ’’метабластами”) кварца из Забайкалья, изображенных на рис. 4 и 5 в работе А Л. Ивановой [4] и на рис. 31 у В.С. Кормилицина [ 5 ], а также ’’бластокристал­ лов ” кальцита во ’’вторичном известняке” из Средней Азии, специально изученных А.В. Скропышевым [6 ] .

В первом случае геологические условия нахождения, характерный прогиб сло­ ев тонкозернистого кварца или адуляра около кристаллов кварца и обволакива­ ние отдельных крупных кристаллов кварца тонкозернистым агрегатом, зоны геометрического отбора и ритмические крустификационные текстуры при направ­ ленности разрастания друз в одну сторону — все это свидетельствует об образо­ вании кварц-адуляровых агрегатов и агрегатов из отстойников, рассмотренных нами выше, единым способом .

Аналогичные осадки в лежачем бок у асимметричной жилы описаны А.В. Скро­ пышевым [ 6 ]. Здесь кристаллы кальцита развивались не путем перекристалли­ зации, как это предполагает автор, а росли одновременно с отложением тонко­ зернистого агрегата кальцита с примесью гидрослюд и окислов железа ( ’’вторич­ ный известняк” по терминологии А.В. Скропышева). Доказательством этому слу­ жат текстурно-структурные особенности осадков, сходные с охарактеризован­ ными примерами текстур из отстойников, признаки расщепления граней кристал­ лов кальцита и переход их в многоглавый скелетный рост ( ’’своеобразные углуб­ ления”), геометрия взаимоотношений кристаллов, столбчатых корок и тонкозер­ нистых осадков кальцита .

Естественно, что при одновременном росте не происходит характерное для перекристаллизации (но не наблюдаемое в ’’перекристаллизованном” известияНесколько более сложный пример мы видим на рис. 11, в [3 ] .

Рис. 4. Поперечные срезы скаленоэдрических кристаллов кальцита с включениями зернистого осадка (УчКурган) а — форма природного растворе­ ния, б —первичная форма ке) постепенное укрупнение зерен вокруг ’ ’бластокристаллов” — факт, отмечен­ ный А.В. Скропышевым [6 ], но не нашедший своего объяснения .

Отметим, что расшифровка структур (текстур) одновременного роста прак­ тически однозначна, поскольку существуют все переходы в аналогичных мор­ фогенетических взаимоотношениях ’ ’индивид — агрегат” среди гравитационно текстурированных агрегатов: от индивидов (кристаллов и сферолитов) в массе зернистого агрегата до скоплений зернистого агрегата в массе одного индивида .

Ниже дается пример другого крайнего случая одновременного образова­ ния кристаллов и зернистых агрегатов .

В районе Чаувайского месторождения ртути была обследована крупная по­ лость раздува мощной кальцитовой жилы, инкрустированной друзовой корой, завершающейся скаленоэдрическими кристаллами кальцита. Кристаллы до 5 см длиной; верхние части их окрашены карстовой глиной или дисперсным гематитом в красный цвет (рис. 3 ). Полость достигает 15 м в поперечнике, уплощена в на­ клонной, почти вертикальной плоскости и имеет много боковых ответвлений .

Дно полости представляет собой глыбовый завал. В составе глыб - вмещающие жи­ лу известняки и обломки кальцитовой коры потолка полости. Характерно, что глыбы оказываются всесторонне обросшими скаленоэдрами кальцита, что указы­ вает на их обрушение еще в заполненной минералообразующим раствором полос­ ти во время продолжавшегося роста кальцитовых друз. Обрушения меньших масштабов неоднократно происходили и впоследствии, на что указывают при­ сыпки многочисленных обломков, неодинаково глубоко вросших в кристаллы кальцита. В состав присыпок входят обломки кристаллов кальцита и вмещающих жилу известняков .

На рис. 3 и 4 индивид выступает в качестве ’ ’хозяина”, или субстрата, на кото­ ром одновременно с ним на верхней части скаленоэдров формируется зернистый агрегат кальцита и глинистого материала. Поскольку рост кристаллов происходит от вершин и ребер, часть осадка в момент прекращения осаждения материала обрас­ тала кальцитом, а осадок в целом локализовывался в виде пятна с угловатыми в плане контурами. При отделении агрегата, а также при частичном (рис. 4, а) или полном растворении его, на кристалле остается ступенчатое углубление с площад­ ками погребенных граней скаленоэдра, свидетельствующими о колебаниях относи­ тельных скоростей роста кристалла и осаждения зернистого агрегата .

Любопытно, что в таких условиях, как это видно на рис. 3, агрегат приобре­ тает некоторые внешние черты сходства со сферолитовыми корками, растущими совместно с кристаллом. И в том и в другом случае геометрия корок определя­ ется послойным отложением вещества, независимо от того, отлагалось ли оно крис­ таллографически упорядочено (в кристаллах и сферолитах) или неупорядоченно (в зернистых агрегатах) .

Факты совместного роста кристаллов и зернистых агрегатов одного и того же минерала не единичны3 и представляют большой генетический интерес. Условия, при которых скорость роста граней кристалла и скорость осаждения (консолида­ ции?) зернистого осадка практически равны, по-видимому, могут осуществляться различным способом. Так, например, в гетерогенных растворах, т.е. растворах, содержащих жидкую и дисперсную твердую фазы [9 ], в то время как зернистый 3 Например, факты совместного роста зернистого (с гематитом) агрегата и кристаллов флюо рига [7,8 ] .

агрегат формировался из зародышей-микроблоков, оседающих под действием силы тяжести, отдельные индивиды росли путем ориентированного присоединения к ним частиц молекулярных (или близких к ним) размеров, что позволило строить более упорядоченные самоочищающиеся в процессе роста кристаллы1 4 .

Массовое образование кристаллических зародышей-микроблоков свидетель­ ствует, скорее всего, о резких пересыщениях в результате падения давления [5; 4 ], но не всегда можно исключить и обратный вариант — например, заку­ порку верхних участков жил и в связи с этим резкое повышение давления и пе­ ресыщение фтором растворов, обогащенных кальцием5 .

Не исключено и существование различных условий в растворах, выполняющих одну полость. Так, осадки на поверхности кристаллов, изображенных на рис. 3, могли возникнуть из осаждающихся нерастворимых частиц или реликтов, о б ­ разовавшихся при растворении или диспергировании вмещающих известняков в своде полости, в то время как в нижних частях происходил рост скаленоэдров из слабо пересыщенных растворов .

Представления о непременно нисходящем течении растворов как причине обра­ зования слоистых зернистых агрегатов [5; 4 ], по меньшей мере не обоснованы .

Бугристая поверхность и следы течения сверху вниз — указатели перемещения некон­ солидированных дисперсных или коллоидных осадков под действием силы тя­ жести, которое может происходить и навстречу потоку. Дисперсные частицы оседают не только при движении растворов снизу вверх6, но и при застойном режиме‘и в условиях ламинарного течения снизу вверх в участках завихрения и при снижении скорости потока. Косая слоистость зернистого осадка (см. рис. 1) позволяет провести некоторую аналогию с русловыми отложениями и, может быть, служит указанием на субгоризонтальное перемещение осевшего под действием силы тяжести вещества .

Совместный рост кристаллов и зернистых агрегатов свидетельствует о близости скоростей роста граней и формирования слоев зернистого агрегата. Геометрия сов­ местного роста кристалла-” хозяина” и кристалла-включения и геометрия совмест­ ного роста слоистого зернистого агрегата-хозяина) и кристалла-включения имеют элементы сходства. В отмеченных примерах она определяется соотношением ско­ ростей осаждения слоев осадка и слоев растущего среда них индивида (кристалла или сферолита). Аналогичные взаимоотношения возникают при любом послойном и синхронном отложении вещества агрегата и индивида, например при послойном разрастании радиально-пластинчатых агрегатов мусковита, одновременно с кото­ рыми росли ступенчатые кристаллы берилла [2], при разрастании сферолитов, расту­ щих на гранях кристаллов [8] .

–  –  –

4 Представление о росте кристаллов одновременно из блоков и "молекул” впервые было вы­ сказано Е.С. 4.доровым [10] .

5 Д Л. Григорьев [7 ] рассматривает зернистый агрегат как скопление осколков минерала, о б ­ разовавшихся при тектонических подвижках .

6 Структуры, подобные охарактеризованным для отстойников, можно встретить и на поверх­ ности отдельных участков арагонитовых сталактитов из пещер Казахстана (образцы Н.И. Вол­ кова) .

УДК 549.313 Е.Н. ЗАВЬЯЛОВ

О КОНСТИТУЦИИ ГЕЛЛУ РИДОВ ВИСМУТА

Пожалуй, мало найдется двухкомпонентных систем, положение компонентов в которых столь неопределенно как в системе B i-T e. Первое упоминание о теллуриде висмута относится к XVIII в. [ 1], когда был описан ’’серебросодержащий молибденит” с месторождения Дойч-Пильзень (Бёржёнь, Венгрия). Впоследствии этот теллурид висмута был назван верлитом [2] или пильзенитом [3]. Наиболее распространенный теллурид висмута - теллуровисмутит Bi2Te3 [4], долгое время считался бессернистой разновидностью тетрадимита Bi2Te2S и окончательно установлен как самостоя­ тельный минерал на основании его сосуществования с тетрадимитом как в искусст­ венных сплавах [5], так и в образцах со шведского месторождения Болиден [6] и с канадских месторождений Хантер и Эшлоу [7]. Ввиду того, что химический состав верлита очень варьирует, а его рентгеновские данные близки к данным теллуровисмутита, было предположено, что они относятся к одной области твердых растворов. Эта точка зрения соответствовала данным по исследованию диаграммы состояния системы B i-T e, в которой первоначально была установлена область гом о­ генности (от 40 до 53%) 1 на основе соединения Bi2Te3 [8]. В соответствии с этой фазовой диаграммой еще один теллурид висмута - хедлиит рассматривался перво­ открывателями [9] как неустойчивый твердый раствор на основе Bi2-Te3 при значительном избытке висмута с приблизительной формулой Bis Bi2Te3 (или B ii4Te6). Таким образом, в природе были установлены три теллурида висмута теллуровисмутит, верлит (пильзенит) и хедлиит, из которых самостоятельность двух последних вызывала сомнение. Однако при исследовании равновесных (длительно отожженных) сплавов висмута и теллура, кроме соединения Ш2Те3 (47,8%), была выделена область гомогенности (34-42,5% ) на основе соединения ШТе2, область гомогенности (22,5—26%) на основе соединения Bi2Te и соединение B i14Te6 [11], т.е. подтвердилось существование нескольких фаз в системе B i-T e, тем не менее, несмотря на значительное число работ, посвященных как природным, так и искусственным теллуридам висмута, ряд существенных моментов в системе B i-T e до конца не был выяснен .

С целью выявления индивидуальных особенностей теллуридов висмута, уточнения их диагностики, определения положения этих соединений на фазовой диаграмме системы B i-T e и распространения областей твердых растворов на их основе, а также изучения зависимости структурных особенностей от химического состава нами были проведены микрорентгеноспектральные и рентгенографические исследова­ ния 23 образцов3 природных теллуридов висмута в основном из минералогических музеев ИМГРЭ, МГРИ, АН СССР, ЛГИ и 11 образцов искусственных сплавов с раз­ личным соотношением висмута и теллура .

От каждого образца взята проба (иногда несколько проб) в виде отдельных пластинок или листочков (около 1 -5 м г ), запрессована в ’’протакрил” и отполиро­ вана поперек спайности. Однородность материала проверялась сначала под микро­ скопом в отраженном свете, а затем на рентгеновском микроанализаторе. Пред­ варительно от каждого из листочков бралась порошковая проба для рентгенограм­ мы, в случае неоднородности проба отбиралась под микроскопом из шлифов из проанализированных микрорентгеноспектрально участков. Микрорентгеноспектраль­ ные анализы выполнены на установке МАР-2 В.Д. Бегизовым (МГРИ). Принимая во внимание литературные данные о переменности составов природных теллуридов1 3 1 Здесь и далее составы даны в вес. % Те .

2 Позже область гомогенности на основе BiTe была расширена до 46,5% [10] .

3 Все исследованные нами образцы пронумерованы от 1 до 31 .

висмута и об их структурных особенностях, особое внимание в настоящей работе было обращено на получение надежных рентгеновских данных, для чего с каждого препарата снималось и просчитывалось по несколько дебаеграмм с усреднением результатов. Дебаеграммы со всех изученных соединений индицировались с опре­ делением параметров элементарных ячеек с применением ЭВМ ” 0дра-1204” .

Теллуровисмутит Ш2Те3 - наиболее детально и всесторонне изученный теллурид висмута (особенно его искусственный аналог) благодаря термоэлектриче­ ским полупроводниковым свойствам: многократно определялись параметры его элементарной ячейки, изучена кристаллическая структура, изотипная структуре тетрадимита [5, 12, 13], тщательно исследовались физические свойства - тепло­ проводность, электропроводность, термо-эдс и др., установлено незначительное отклонение его химического состава от стехиометрического соотношения Bi2Te3 [14]. При такой полной изученности теллуровисмутита вызывает сомнение то, что из 26 опубликованных ранее анализов его химического состава только 8 отвеча­ ют стехиометрическому соотношению (табл. 1). Причем из 26 анализов только 3 были увязаны с рентгеновскими данными, которые, однако, не совпадают с эталон­ ными, потому что их составы не соответствуют теллуровисмутиту. Эталонная же рентгенограмма теллуровисмутита установлена по аналогии с рентгенограммой искусственного соединения Bi2Te3. Недавно опубликована работа по исследованию теллуровисмутита, в которой химические составы проконтролированы надежными рентгеновскими данными [19]. В этой работе показано, что присутствие в составе теллуровисмутита сурьмы приводит к уменьшению обоих параметров ячейки, а примеси свинца - к увеличению параметра а0 (табл. 1 и 3 ) .

Из изученных образцов шесть значились в музеях под названием ’’теллуровисму­ тит”, из них три содержат теллурид висмута, соответствующий литературным данным теллуровисмутита, остальные три содержат минерал, имеющий химический состав, отвечающий формуле РЬШ2 Те4 или (Bi, РЬ)3.Те4, отличающийся от теллуровисму­ тита по рентгеновским данным и утвержденный Комиссией по новым минералам и названиям минералов Международной минералогической ассоциации (КНМ ММА) как новый минерал - раклиджит [23]. Теллуровисмутит установлен нами в следую­ щих образцах с различных месторождений .

1. ’’Тетрадимит” (получен от С.А. Сосновского, Сеймчанская КЭ), Омолон, Мага­ данская обл. Слабо окатанный обломок (10 х 7 х 5 м м ), почти целиком сложенный теллуридом .

2. ” Жозеит” (минералогический музей АН СССР, № 72468), Болиден, Швеция .

Листочки (до 1 мм) теллурида, ориентированные вдоль тонких трещин в основной эффузивной породе (? ) .

3. ’ Теллуровисмутит” (получен от В.Б. Сейраняна, ГУ СМ АрмССР), Алаверды, Армения. Мелкие включения (до 1 х 0,5 мм) теллурида в пирите .

4. ’ ’Теллуровисмутит” (минералогический музей ИМГРЭ, поступило от Г.О. Пид­ жин), Зод, Армения. Очень тонкие (до 0,2 м м ), широкие (до 8 мм) листочки теллу­ рида в срастании с мелкими выделениями (до 0,2 мм) самородного золота в разно­ ориентированных трещинках в кварце, содержащем также тонкие иголки мелонита (до 1 1 x 1 м м ) .

5. ’Теллурид висмута” (минералогический музей ИМГРЭ, поступило от Р.М. Томп­ сона, университет, Ванкувер, Уайт-Элефант, Британская Колумбия, Канада). Листо­ ватые выделения теллурида, частично выполняющие тонкие трещинки (толщиной до 1 мм) в сплошном кварце .

6. ’’Теллуровисмутит” (коллекция кабинета минераграфии ИМГРЭ, нами полу­ чен от М.С. Безсмертной, ИМГРЭ), Болиден, Швеция. Выделения теллурида до 1,5 мм .

Микрорентгеноспектральные и рентгеновские исследования показали в обр. 3 и 6 срастания теллуровисмутита и тетрадимита, в остальных образцах теллуровисмутит однороден. Химический состав изученных теллуровисмутитов рассчитывается на формулы, близкие к стехиометричной Bi2Te3, несмотря на существенные содержа­ ния сурьмы (4,7 вес. %) в обр. 5 и сурьмы, свинца, селена (3,3; 2,2; 1,9 вес. % соот­ ветственно) в обр. 6 (табл. 2 ). Полученные рентгеновские данные по обр. 1 -4 соот­ ветствуют справочным данным по природному и искусственному теллуровисмутиту (табл. 3 ), причем, несмотря на близость химических составов, параметры ячеек у этих образцов несколько отличны: у обр. 1 параметр д0, близок к эталонному, Таблица 1 Известные стехиометричные хим ические составы теллуровисм утита

–  –  –

Fe 0,17, Си 0,06, S и Se сл.; 2* Fe 0,2 5, Си 0,06, S и S eсл.; 3* Плюс; Se 0,58, S 0,13, As 0,10, Fe 0,03, Ag 0,02; “ Se 0,94; S 0,1 8 ; As 0,06; Fe 0,04, Ag 0,01, Au 0,04; 5‘ Плюс: 0,05 ; 6 * Sb 0,14, Fe 0,21, CuO, 0,15, Se 0,05; S 0,27; 1* Плюс: Fe 0,35, Se 0,08; S 0,41 .

П р и м е ч а н и е. Из 24 анализов Э.М. Спиридонова приведены проконтролированные ретгеновскими данными. Все пересчеты наши .

–  –  –

с0 немного меньше, тогда как у обр. 2 - 4 наоборот - а0 немного меньше, с0 близок к эталонному. Существенное уменьшение параметра а0 наблюдается у сурьмяного теллуровисмутита в обр. 5, и особо следует отметить наряду с уменьшением пара­ метра д0 значительное уменьшение параметра с0 у селенистой разновидности тел­ луровисмутита со свинцом и сурьмой в обр. 6 при некотором отличии ее дебаеТаблица 3 Параметры теллуровисмутита

–  –  –

граммы (4 линии исчезли, 3 линии раздвоились и изменились индексы ряда линий), вызванном, очевидно, присутствием в минерале селена .

Верлит (пильзенит) Bi4 _i.Te3+x и цумоит Bi2_xTe2+x. Ввиду значительной пере­ менности химических составов природных соединений висмута и теллура, извест­ ных под названием верлит (или пильзенит) (табл. 4 ), не было четкого представления ни об их химической формуле4, ни о диагностике, более того, как уже отмечалось, сам факт существования такого минерала неоднократно подвергался сомнению, что находило подтверждение и в микроскопических наблюдениях образцов с перво­ начального месторождения Дойч-Пильзень, где определялся теллуровисмутит с полиминеральной каймой замещения [30, 31] или полиминеральный агрегат [29] .

Впервые рентгенограмма (дебаеграмма) ’ ’верлита” была получена с материала без химического состава с Дойч-Пильзень [32]. Данные дебаеграммы Г.А. Хакоурта были проиндицированы М.А. Пикоком [9] по аналогии с теллуровисмутитом .

Близкая дебаеграмма была получена с материала (тоже без химического состава) с месторождения Тридвелл (Онтарио, Канада), на которой отмечена сверхструктур­ ная линия ( d = 4,91 А ), не индицирующаяся в параметрах М.А. Пикока [28]. Для материала с этого же месторождения приведена еще одна близкая дебаеграмма под названием ’ ’верлит — разновидность теллуровисмутита” со сверхструктурной линией (d = 4,98 А ), соответствующей параметрам М.А. Пикока [33]. Однако рент­ генография монокристаллов искусственного соединения BiTe, предположительно соответствующего составу верлита, показала в отличие от пятнадцатислойности структуры теллуровисмутита (с0 = 30,48 А ) двенадцатислойность (с0 = 24,00 А ) .

Открытие минерала цумоита (Озава, Шимазаки, личное сообщение) с химической формулой и параметрами ячейки, отвечающими фазе BiTe (вернее, Bi2Te2), усугуби­ ло неопределенность верлита .

Для выяснения того, что же представляет собой материал с Дойч-Пильзень и вообще верлит (пильзенит) нами проведены микрорентгеноспектральные и рентгено­ графические исследования одиннадцати музейных образцов ’ ’верлита” с различных месторождений .

7. ’ ’Верлит” (МГРИ, № 20633), Дойч-Пильзень, Бёржёнь, Венгрия, Выкол по спайно­ сти (20 х 11 х 0,6 м м ), состоящий в основном из теллурида5 .

8. ’ ’Верлит” (ИМГРЭ, поступило от О.Е. Юшко-Захаровой), Ильковцы-Подулки, Закарпатье. Мелкие листочки (до 1 мм) в тонких прожилках мелкозернистого квар­ ца в окремненной породе .

4 Предложенные варианты: Bi - Bi3Te3 [9], BiJ+xTe3_ x [28], Bi3Te2 [16], BiTe [29] .

5 Более подробные данные по обр. 7 — приводятся в той же последовательности в статье о верлите и цумойте [35 ] .

9. ’’Верлит” (ИМГРЭ, поступило от Р.М. Томпсона), Уайт-Элефант, Британская Колумбия, Канада. Спайные выколки (до 1 0 x 8 м м ) .

10. ” Цумоит” (ИМГРЭ, поступило от X. Х ори), Цумо, Симане, Япония. Агрегаты (до 10 х 7 х 5 м м ), сложенные разноориентированными пластинками (до 3 мм) в кварце .

11. ’ Тетрадимит” (ЛГИ, № 31/7, получен от В.И. Степанова), Бурчагикан, Магадан­ ская обл. Широкие пластинки (до 40 х 25 м м ), оконтуренные мелкозернистой кай­ мой (около 1 м м ), состоящей из сульфотеллуридов висмута, в кварце .

12. ’ ’Верлит” (ИМГРЭ, поступило от Ю.С. Кобяшова), Тырныауз, Центральный Кавказ. Пластинки (до 25 х 15 х 2 мм) в диопсид-гранатовом скарне .

13. ’’Верлит” (Львовский ун-т, № 10996, получен от М.С. Безсмертной, ИМГРЭ), Ильковцы-ПодулкиЛисточки (до 2,5 х 0,3 мм) в такой же породе, как в обр. 8 .

14. ’ ’Верлит” (МГРИ, № 50112), Тырныауз. Крупные листоватые агрегаты (до 30 х 15 х 7 мм) с мелкочешуйчатой оторочкой в гранат-пироксеновом скарне .

15. ’’Верлит” (ИМГРЭ, поступило от Р.М. Томпсона), Миллер-Коппер майн, Кве­ бек, Канада. Листочки (до 1,5 мм) в интерстициях друзовидного кварца .

16. ’’Теллуровисмутит” (нами получен от А.Г. Липовецкого, МГУ), Алексеевское, Становой хребет. Отдельные мелкие зерна (до 1 м м ) .

17. ’ Тетрадимит” (минералогический музей АН СССР, № 42715), рудник ’’Знаме­ нитый”, Хакасская А.О. Пластинки (до 2 х 0,4 мм) теллурида в срастании с самород­ ным золотом, частично заполняющие тонкие трещинки в кварце .

Микрорентгеноспектральные исследования теллуридов висмута в изученных образцах показали переменность в их составе содержаний Те от 33,7 до 46,9% (табл. 5 ), а рентгенографические исследования позволили разделить их на две гом о­ генные области: 1) 33,7-35,1% - обр. 7 -1 0 и 2) 36,5-46,5% — обр. 11 —16 с обособ­ лением обр. 17 (46,9%). Дебаеграммы соединений обеих областей весьма близки и имеют общие черты с дебаеграммами всех слоистых халькогенидов висмута (и соб­ ственно висмута), выражающиеся присутствием на них интенсивных линий (рефлек­ сов) подструктуры и слабых линий сверхструктуры, расположение которых относи­ тельно линий подструктуры зависит от количества атомов хальгогена в соединении (впервые установлено по рентгенограммам монокристаллов [36 ]). Эта зависимость применена нами для индицирования порошковых рентгенограмм (дебаеграмм) слоистых халькогенидов висмута [37]. Линии подструктуры у соединений обеих областей одинаковые - 3,23 и 2,37 А, а линии сверхструктур у соединений первой области — 4,6 5 -4,7 0 А (пробы 7 - 1 0 ), второй - 4,80 -4,8 6 А (пробы 1 1 -1 6 ). Отсюда вычисленные индексы отмеченных трех линий у первых соединений - 0009, 011'7, 011.14, у вторых — 0005, 0114, 0118. По этим индексам рассчитаны параметры ячеек, уточненные по всем линиям дебаеграмм (табл. 6 ). Как видно из табл. 5 и 6, с умень­ шением содержания висмута параметр а0 постепенно уменьшается, тогда как пара­ метр с р меняется дискретно - 41,9 8-4 2,0 0 А (пробы 7 - 1 0 ), 24,04-24,06 А (пробы 11 —13), 24,18 А (пробы 14—16). Так как параметр с 0 определяется числом атомных слоев, а следовательно, и атомов в ячейке [38, 36, 3 9 ], то у первых соединений в элементарной ячейке (формуле) должен содержаться 21 слой (атом ), у вторых — 12, или при числе формульных единиц 3 у первых — 7, у вторых —4. Следовательно, рентгенограммы соединений первой области гомогенности, имеющих химические составы, отвечающие составу верлита (пильзенита) с первоначального месторожде­ ния Дойч-Пильзень (обр. 7 - 1 0 ), определяют 21-слойную структуру и идеальную формулу, содержащую 7 атомов — ВЦТез- Соединения второй области гомогенно­ сти (обр. 1 1 -1 6 ) при различных составах имеют рентгенограммы, определяющие 12-слойную структуру, идеальную формулу, содержащую 4 атома - Bi2Te2 и соот­ ветствующие цумоиту. Однако составы соединений обеих областей значительно отклоняются от стехиометрических соотношений (табл.

5 ), поэтому их формулы приобретают вид:

1) Bi4_xTe3+x (при х = от +0,11 до 0,28 у обр. 7 -1 0 ) .

2) Bi2_xTe2+x (при х = от -0,0 5 до +0,18 у обр. 1 1 -1 4 ) .

Составы образцов 15 и 16 при расчете на 4 атома имеют х = +0,34, но хорошо рас­ считываются на 12 атомов в формуле при Z = 1 с соотношением (Bi,Pb) : Те = 5 : 7 .

Дополнительно следует отметить еще некоторые отличия дебаеграммы верлита Таблица 4 Химические составы верлита

–  –  –

от цумоита(рисунок). У обоих минералов есть линии,отсутствующие у другого: 2,17 и 1,048 А у верлита, 1,193 и 1,148 А у цумоита; по мере уменьшения количества висмута две линии верлита (1,411 и 1,396 А) у цумоита постепенно сближаются (1,408 и 1,400 А - обр. 1 1 -1 3 ) и сливаются в одну (1,402 А - обр. 1 4 -1 6 ). Индек­ сы линий верлита отвечают условию ромбоэдричности (h —k + l = 3 л ), а часть индек­ сов цумоита не подчиняется ему, т.е. пространственная группа у верлита, вероятно, R3m аналогично искусственному соединению ВйБеэ [39], а у цумоита - одна из трех: Р3т\. Р3т\, Р32\ аналогично искусственным соединениям BiTe (Bi2Te2) и BiSe (Bi2 Se2) [3 4,4 0 ] .

Таким образом, в результате изучения природных ’’верлитов” нами выявлены две области гомогенности: 1) на основе соединения Bi4Te3 - верлит (пильзенит) и

2) на основе соединения Bi2Te2 - цумоит, с фазовым переходом между 35,1 и 36,5%. Кроме того, судя по резкому изменению параметра с и по различию индексов некоторых линий дебаеграмм обр. 11-13 и 14-16, область цумоита, вероятно, имеет еще один фазовый переход при 41,1-41,4%, т.е. делится на две части: цумоит-1 и цумоит-2 .

Особого внимания заслуживает обр. 17, в котором установлены теллуровисмутит и соединение,v очевидно, переходное между теллуровисмутитом и цумоитом-2, так как дифракционная картина его дебаеграммы такая же, как у цумоита, но сверхструктурная линия (d = 5,01 А) показывает пятнадцатислойность структуры (параметр ячейки с 0 равен 30,35 А) и, следовательно, химическую формулу, со­ стоящую из пяти атомов — Bi2+xTe3_x. Похожую рентгенограмму имеет материал с Тридвелла [33], рентгенограмма которого соответствует нашим данным по цумоиту-2 [29]. В целом опубликованные ранее рентгеновские данные ’ ’верлита” представ­ ляются нам весьма неопределенными .

В рудах Мергеновского рудопроявления (Рудный Алтай) обнаружен ’’необычный” теллурид висмута, химическая формула которого по данным микрорентгеноспектрального анализа (60,7%) - Bi2Te5 [41]. Дебаеграмма, снятая с неоднородного материала, говорит о том, что это соединение гомотипно с другими теллуридами висмута. Повторное микрорентгеноспектральное определение этого теллурида висмута в образце, который ранее изучал В.С. Аксенов (ЛГИ, № 3 0 6 /1 ), проведенное И.П. Лапутиной (ИГЕМ АН СССР), показало ошибочность первоначального анализа .

Полученный состав (обр. 18) соответствует крайнему члену области гомогенности цумоита (табл. 5 ) .

Содержание» вес. % Кристаллохимическая формула* Сумма Sb S Те

–  –  –

18. Хедлиит Bij+xTei _х. Несмотря на то, что первооткрыватели [9] очень осторож­ но отнеслись к самостоятельности наиболее редкого теллурида висмута — хедлиита, его индивидуальность впоследствии ни у кого не вызывала сомнение, так как была надежно обоснована двумя химическими анализами, рентгеновскими данными и измеренным удельным весом материала с месторождения Гуд-Хоуп (Хедли, Британ­ ская Колумбия, Канада). Первоначальные химические анализы хедлиита рассчиты­ ваются на формулы Bit 3Те5 и B ii4Tes, однако, исходя из параметра гексагональной ячейки с 0, равного 119,0 А, была получена структурная формула Вi14Те6 (Z = 3) .

Судя по относительно простой дифракционной картине дебаеграммы хедлиита, реаль­ ность столь огромного параметра ячейки, а следовательно, и принятой формулы маловероятна .

Таблица 9 Сверхструктурные изменения теллурндов висмута

–  –  –

Нами исследовался хедлиит в образцах с двух советских месторождений .

19. Восток-2, Приморье (нами получен от Г.Н. Нечелюстова, ИМГРЭ). Мелкое выделение (1 х 0,5 мм) самородного висмута с включением хедлиита (0,2 х 0,1 мм) в интерстиции грубозернистого кварца .

20. Питкяранта, Южная Карелия (нами получен от Е.И. Нефедова, ВСЕГЕИ, через В.И. Степанова). Полуокатанные зерна самородного висмута, хедлиита и их сраста­ ний (около 0,5— 0,2 мм) в шлихе .

Химический состав этих образцов близок к известным составам хедлиита (табл.

7 ), данные дебаеграмм также, однако параметр с 0, рассчитанный нами на основании той же зависимости числа слоев и атомов в ячейке от состава, примененной при индицировании дебаеграмм верлита и цумоита, почти в 7 раз меньше известных ранее:

обр. 19 - д0 = 4,472, с 0 = 17,82 А, обр. 20 - д0 = 4,475, с 0 = 17,95 А. Следовательно, ячейка хедлиита содержит 9 слоев, а его химическая формула при Z = 3 должна состоять из трех атомов. Однако химические составы хедлиита (табл. 7) имеют почти одни и те же отклонения от идеальной формулы Вi2Те, обусловленные, очевидно, частичным замещением теллура висмутом, т.е. в общем виде химическая формула хедлиита - Bi2+xTe1_х [37] .

Искусственные соединения, аналогичные теллуровисмутиту, хедлииту, верлиту и цумоиту, установлены при микрорентгеноспектральном и рентгенографическом изучении сплавов висмута и теллура, имеющих наиболее интересные химические составы (табл. 8). Помимо подтверждения фазового состава, полученного на при­ родном материале, исследование искусственных соединений позволило определить распространение областей гомогенности на основе хедлиита (23,1— 26,8 вес. % Те) и верлита (28,5-36,3 вес. % Т е ), т.е. определилась ситуация по всей системе Bi— где Те, существуют: стехиометричный теллуровисмутит (В12Т е з ), соединения с перемен­ ными составами (от 17,6 до 46,9% ), разделяющиеся по структурным особенностям на гомогенные области на основе хедлиита (Bi2T e), верлита (ВЦТез), цумоита-1 (Bi2Te2 или Bi6Te6), цумоита-2 (B i5Te7 ? ), и, вероятно, соединение, переходное между теллуровисмутитом и цумоитом-2 (Bi2+ C J Te3_x) .

В заключение более подробно остановимся на структурных особенностях соедине­ ний в системе B i-T e, отражающихся на рентгенограммах. При сопоставлении пара­ метров элементарных ячеек известных слоистых халькогенидов висмута (и собствен­ но висмута) была предположена гомотипия их структур [38 ]. Рентгенография монокристаллов искусственных теллуридов и селенидов висмута позволила выявить общий принцип их структур, выражающийся подструктурой - слоистым расположе­ нием атомов по мотиву трехслойной (кубической) упаковки6 и сверхструктурой группировкой слоев в пакеты и характером заполнения слоев висмутом и халькогеном [40] /причем сверхструктура обусловливает число слоев в ячейке и, следова­ тельно, истинный ее параметр с 0 Изменение сверхструктур в зависимости от состава вещества отражается на монокристальных рентгенограммах систематическим пере­ мещением сверхструктурных рефлексов по отношению к рефлексам подструктуры [36]. По мнению X. Штрунца, сверхструктурные слои группируются в три пакета, содержащих число слоев, равное сумме атомов в химической формуле [38], интересСтруктурная а,, А N Z ‘ slh Со. А формула

–  –  –

но, что на монокристальных рентгенограммах соединений BiTe, BiSe и Sb2Te наи­ более интенсивные рефлексы имеют индексы, также равные (или кратные) сумме атомов в формуле [34] .

По нашим наблюдениям, изменения сверхструктуры теллуридов висмута при уменьшении количества теллура проявляются на дебаеграммах систематическим, смещением сверхструктурного базального рефлекса (000. ) к рефлексам под­ структуры (011. / 0) и (011 -2 /0) - Используя значения межплоскостных расстояний этих трех рефлексов (линий), можно легко рассчитать индексы /$ и / 0 из трех уравнений по квадратичной форме l/d2 = 4/3 (А2 + к27+ h k ).

1jal + l 2/ cl:

–  –  –

На штриховой диаграмме (рис. 1) показано систематическое смещение подструк­ турных и сверхструктурных линий на дебаеграммах висмута и его теллуридов с изменением их химического состава. Для выделенных трех линий (000. ls, 011. / 0, 0 П.2/ о) всех изученных соединений рассчитаны индексы 1$ и / 0 и соответственно истинные параметры ячеек, уточненные по остальным линиям (табл. 9 ). Таким образом, были установлены количества слоев (атомов) в ячейках теллуридов висму­ та, что дало возможность определить их структурные химические формулы, причем суммы радикалов в формулах оказались равными индексам / 0- Аналогичную зависимость имеют и другие слоистые халкогениды висмута - сульфотеллуриды, селениды и сульфоселениды. Интересно отметить, что дебаеграмма теллура, весьма сходная с дебаеграммой висмута, тоже подчиняется описанной закономерности, т.е. теллур так же, как и висмут, имеет слоистую структуру и параметры ячейки (табл. 9) типа мышьяка, а не селена, как это принято считать8 .

–  –  –

УДК 549. 514. 6 В.А. КОРНЕТОВА, В.С. МАЛОВ, С.С. СТЕПАНОВ, Н.Д. СЕРЕБРЕНИКОВА

О МИНЕРАЛОГИЧЕСКОМ СОСТАВЕ ПСЕВДОМОРФОЗ ПО ИЛЬМЕНИТУ

ИЗ ПЕГМАТИТОВ ВОСТОЧНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ

Псевдоморфозы по ильмениту, часто светлоокрашенные, с давних пор называются лейкоксенами (лейкос - белый, ксенос - чужой, с греческого). Считается, что это беловатое вещество - продукт изменения ильменита — представляет собой сфен в тонкораспыленном состоянии. Очень часто, однако, эти псевдоморфозы состоят из твердого каркаса, представленного окислами титана (рутил и брукит, рутил и анатаз), заполненного беловатыми, сероватыми или зеленоватыми землистыми массами различного и часто неопределенного состава .

В гранитных пегматитах ильменит, отложившийся на ранних стадиях развития процесса, обычно замещается срастаниями вышеперечисленных окислов титана [1— ]. 3 Брукит и анатаз как более низкотемпературные разности окиси титана по срав­ нению с рутилом редко образуют самостоятельные псевдоморфозы, чаще всего они встречаются в тесной ассоциации друг с другом .

Иногда, помимо псевдоморфоз, они располагаются поблизости в трещинках, ассоциируя с минералами, возникающими при гидротермальной переработке более ранних минералов пегматита, таких, как поздние гидрослюды, прозрачный поздний альбит и т.д .

К. Бехтигер [4] подсчитал для альпийских жил Швейцарии, что из 100 случаев лейкоксенов содержат рутил и совместно с ним анатаз, а присутствие брукита вместе с вышеупомянутыми минералами отмечается лишь в 5 случаях. По его мнению, брукит из альпийских жил Граубюнден (Швейцария) возник из гидро­ термальных растворов, температура которых была 160-190° и pH среды равна 7 .

Анатаз-брукитовые лейкоксены встречаются также в экзоконтактных фенитизированных породах интрузии миаскитов [5] и, по-видимому, возможны и во многих других случаях .

В описываемых камерных гранитных пегматитах ильменит не сохранился, но, судя по псевдоморфозам, он образовывал тончайшие (менее 0,01 мм толщиной) пластины, довольно большие по площади, достигающие размера ладони. Ильменит рассекал блоки микроклина в разных направлениях, возможно, развиваясь по трещинам .

При детальном изучении этих листоватых псевдоморфоз при большом увеличении отчетливо видно, что они состоят из тонких красноватых иголочек, закономерно срастающихся друг с другом под углом 60° (типа сагенита) и образующих как бы решетку скелетного вида (рис. 1). Последняя, вероятно, наследует тригональную симметрию ильменита, по котором у она развивается. На снимке (рис. 1), сделанном под электронным микроскопом, отчетливо видны грани головок кристаллов рутила .

Каждая ’ ’иголочка” рутила вполне прозрачна, окрашена в красновато-желтый цвет, показатель преломления очень высокий, погасание прямое. Принадлежность к рутилу подтверждается рентгеном .

Иногда, помимо рутила, здесь же присутствуют две остальные модификации ТЮ 2:

брукит в виде пластинчатых кристаллов и анатаз в виде острых бипирамидок .

Кроме минералов окислов титана, под бинокуляром отчетливо видна пылеватая примесь, придающая лейкоксену светло-серый цвет и рыхлую землистую фактуру .

На снимке, сделанном под электронным микроскопом, (рис. 1), хорошо видны плохо оформленные чешуйчатые кристаллы, собранные в розетки (рис. 2), кото­ рые оказались редким минералом —черчитом (см. ниже) .

Любопытно, что рутил образуется in situ и в отличие от брукита и анатаза за пре­ делами псевдоморфоз не встречается .

Брукит — ромбическая модификация ТЮ2. Развивается в хороших кристаллах, явно превосходящих своими размерами все остальные модификации ТЮ 2. Он в Рис. 1. Рутиловая псевдоморфоза по ильмениту. Снимок перпендикулярен /,3 ильменита Рутил в столбчатых кристаллах. Белые ком очки — чёрчит, увел. 650 (электронны ймикроскоп) Рис. 2. Розетка-друза кристалла чёрчита (размер 8 мкм) на столбчатом рутиле, увел. 3250 (элект­ ронный микроскоп) данном случае, в противоположность описанию К. Бехтигера, преобладает и количе­ ственно. Кристаллы брукита пластинчаты по (100) и достигают 2 -3 мм. Всегда развиты грани х (10 2), е (12 2), а (100) и т (110). Последние исштрихованы парал­ лельно оси с (рис. 3 ). Окраска пятнистая и распределяется по зонам: желтая (ж ), черная (ч) и промежуточная между ними грязно-зеленая (г.з.). Черная окраска раз­ вита со стороны грани х ( 102), а от т ( 110) всегда идут светло-желтые совершенно прозрачные участки (рис. 4 ). Распределение окраски напоминает ’’конвертик” или песочные часы, т.е. осуществляется по секторам (рис. 3 - 5 ). Контуры окрашенных участков имеют прерывистый ступенчатый рисунок. Академик А.В. Шубников объяс­ нял такое явление существованием ’’закона Бекке” : ’ ’реальный кристалл сложен пирамидами роста, которые физически различны” [6 ]. С другой стороны, непостоян­ ное отношение скоростей роста граней также играет главенствующую роль .

В нашем случае пирамиды роста 021 окрашены в черный цвет, а пирамиды роста 021) в грязно-зеленый цвет .

В серии работ Н.Ю. Икорниковой [6, 7, 8] приводится подробное объяснение развитию секториальной окраски брукита, а также и ее хромофорам. По ее мне­ нию, прерывистый рисунок - контур пирамид роста, дающий угловатые ломаные линии, свидетельствует о ’ ’порционном” поступлении примесей в растущий кристалл, которые тормозили его рост по 001), а затем следовало максимально быстрое зарастание [6, с. 260] .

Вследствие гексагоналлоидности брукита по (100) имеет место структурная сходственность граней (001) и (021). В результате этими гранями поглощается одна и та же примесь, окрашивающая участки кристалла в один и тот же цвет, но разной интенсивности [7 ]. Хромофоры, по мнению Н.Ю. Икорниковой, закисное Fe (зеленый цвет) и окисное Fe (желтый ц вет), входящих в состав включений .

В работе [8] делается предположение, что в желтых участках брукит несет при­ месь гематита (Fe20 3), а в зеленых - колумбит, содержащий закисное железо и занимающий наивыгоднейшие позиции в решетке брукита. Отсюда вытекает и приуроченность примесей только к определенным пирамидам роста - 001) и 021) .

В работе К. Бехтигера [4 ], описывающего брукит из альпийских жил Швейцарии, отмечается, что еще в 1929 г. Арнольд спектрально установил в черных зонах брукита Непрозрачное

–  –  –

Рис. 3. Характер развития граней плоского кристалла брукита, его оптическая ориентировка и распределение окраски Рис. 4. Распределение окраски в кристаллах брукита: черная (ч.), темно-гр,язно-зеленая (г.г.з. ), грязно-зеленая (г.з.), желтая (ж.), лимонно-желтая (л.ж.) Рис. 5. Кристалл брукита в иммерсионном препарате при одном николе, увел. 20 Отчетливо видна секториальная окраска .

По пирамидам роста 0 0 1 и 0 2 1 крис­ талл окрашен очень интенсивно, штриховка параллельна оси с. В перпендикулярном направлении к ш триховке, т.е. от грани (010) брукит бесцветен Nb и Fe, а в 1957 г. Втеленский обнаружил в черных участках брукитов из трещин в гнейсах Чехословакии до 1% Nb и Fe .

В описываемых нами образцах брукита спектральным анализом были установ­ лены: Ti — линии выше средней интенсивности; Fe, Y — средние Si, Nb — средние; Sr, Се - слабые; Mg, А1, Са - очень слабые; Та, Ge - следы .

В связи со всем вышеизложенным мы посчитали необходимым изучить на рент­ геновском микроанализаторе состав желтой и черной зон в бруките .

Предварительные исследования однородности желтой и черной зон на сканирую­ щем электронном микроскопе (при увеличении до 10000), сделанные на свежем Таблица 1 Рентгеноспектральный анализ желтой (1) и черной (2) зон в бруките (аналитик В.С. Малов)

–  –  –

поперечном сколе, захватывающем обе зоны (ж. и ч.), не обнаружили никаких включений и никакой разницы в строении между желтым и черным участками .

Однако рентгеноспектральный анализ этих зон установил некоторую разницу в их составе (табл. 1) .

1 • (Feo^o2 6Tio,9 54 Nbo,oi эТао,ооо ( s ) ) 0,999 (5) ^1,997 2 • (Fcoxi 1 в Т io,9 5 2 N b0)o 2 8 Ta0o 0 1 ) 0,9 9 9 0 г,о 0 6 • Таким образом, в желтой зоне, несмотря на расчет с учетом Fe3+, кислорода чуть маловато, а в черной, напротив, некоторый избыток. Это обстоятельство свидетель­ ствует о справедливости предположения, высказанного ранее Н.Ю. Икорниковой о том, что в желтой зоне содержится Fe3+, а в черной Fe2+ .

Мы рассчитали примеси Nb и Та на минерал-примесь из группы воджинита. В жел­ той зоне расчет на все Fe3+ все же обнаружил уже значительный недостаток кисло­ рода. Это, возможно, связано с недоопределением Nb и Та в этом анализе также .

Fej (F e ^ j773Nbj^7 0 7Ta0;0S 19) 2 9990 7)7j х9, а в черном — Fe^999 ( F e ^ s s X X Nb2)3 s 7Ta0jl 2 7) 29 9 9O8j0! 4, напротив, избыток кислорода. Последнее обстоятель­ ство свидетельствует о том, что часть Fe3+ в этой формуле взята с избытком, что количество Fe2+ надо при расчете увеличить .

В желтой зоне брукита железа больше, чем в черной, но менее Nb и Та. Вследствие того, что в бруките даже на электронном микроскопе не удалось обнаружить не­ однородность, можно предположить, что Nb и Та являются изоморфными примесями этого минерала, тем более, что количество пятиокисей не покрывает количество железа (последнее в избытке) при расчете анализа на минералы группы колумбитатанталита или воджинита. Очень возможно, что присутствие трехвалентного железа, изоморфно замещающего титан, компенсируется пятивалентными Та и Nb .

Рис. 6. Свежий излом анатаза в электронном микроскопе, увел. 3250. В правом нижнем углу от­ четливо виден кристалл анатаза, переполненный клиновидными включениями Впервые в анатазе и бруките количественно определен Та, помимо ниобия, что мог дать только рентгеноспектральный анализ .

Анатаз — тетрагональная модификация окиси титана. Ассоциирует с брукитом, располагаясь несколько изолированно от него, а также с кварцем, прозрачным альбитом, гидрослюдами. Кристаллы анатаза в 20 раз меньше брукитовых. Обычно это двуконечные острые тетрагональные пирамиды, грани которых покрыты штриховкой (совершенно аналогичные тем, что встречаются в пегматитах АдунЧолона [2 ]). Цвет его иссиня-черный, блеск граней алмазный .

Под поляризационным микроскопом плеохроирует в зеленовато-серых тонах:

Ne — густо-серо-зеленый, N0 - светло-серо-зеленый. Гаснет параллельно следам спайности. Расчет рентгеноспектрального анализа (табл. 2) привел к формуле, кото­ рая соответствует анатазу с небольшой примесью железа, ниобия и тантала, унаследо­ ванных им из ильменита .

При пересчете анализа мы подсчитали все железо за двухвалентное, и обнару­ жился некоторый дефицит кислорода, в то время как при пересчете с трехвалент­ ным железом, напротив, оказался избыток его. В связи с этим мы допустили воз­ можность присутствия в анатазе фазы типа воджинита (или, по другой термино­ логии, - моноклинного танталита), содержащей и Fe2+ и Fe3+ : (Fe0,oз gTi3,9oi х х Nbo,oseTao(oo2)3,99907,987Изучение свежего скола анатаза в электронном сканирующем микроскопе о б ­ наружило, помимо многоблочности его строения и ступенчатости излома (рис. 6), включения клиновидной формы размером 1,5-2 мкм, возможно, принадлежащие фазе типа воджинита .

В случае с анатазом примеси рассчитываются лучше, чем в зонах брукита. Воз­ можно, это объясняется более низкой температурой образования этого минерала по сравнению с брукитом, отсюда и меньшее содержание пятиокисей в минерало­ образующих растворах и даже выпадение самостоятельной фазы (воджинита ?) .

Судить точно о температуре выделения всех трех модификаций ТЮ 2 трудно, хотя, вероятнее всего, здесь имеет место такая последовательность: рутил, брукит, анатаз. Все три минерала - продукт поздней гидротермальной деятельности пегма­ тита, подобной той, какая протекает в альпийских жилах Швейцарии .

В псевдоморфозах по ильмениту в тесной ассоциации с рутилом развивается еще один минерал, образующий мельчайшие чешуйчатые пластинки плохо оформлен­ ных кристаллов, собранные в розетки они хорошо видны на электроннографиче­ ском снимке (рис. 2) в виде белых комочков на балках рутила .

На рентгеновском электронном микроанализаторе ’’Камебакс” (аналитик С.С. Степанов) был установлен состав этого чешуйчатого минерала: Р, Y, Са, Si около 5%, А1 - 2-2,5%, Ti - (последний элемент, вероятно, принадлежит рутилу, на котором прикрепилась розетка-друзочка анализированного минерала) .

Эти данные с учетом морфологических особенностей и генезиса позволяют пред­ положить в чешуйчатом минерале - чёрчит - (TR, Са)Р04 • 2Н20 - водный фосфат иттрия. Присутствие в составе этого минерала Si и А1 также правомерно, если учесть работы В.И. Нонешнйковой [9 ], где в чёрчите отмечается 2,48% S i0 2 и В.Ю. Эшкина [10 ], где S i0 2 = 2,10%, а также исследование А.В. Костерина и др. [11], описываю­ щих в чёрчите содержание А120 3 - 5,82% и 6,23% .

В.Ю. Эшкин [10] объясняет возможность замещения [Р04 ] -3 группой [S i0 4 ] -4 незначительной разницей в их размерах, хотя А.В. Костерин [11] считает присутствие Si механической примесью кварца .

Морфологически чёрчит из лейкоксенов весьма похож на ранее описанные раз­ личными авторами его выделения, наблюдаемые под бинокуляром: коломорфные, почковидные, натечные агрегаты, отдельные образования, напоминающие плохо оформленные кристаллы, а также ’’сферолитообразные агрегаты очень мелких вытянутых чешуек” [9, 11] .

Содержание иттрия, обнаруженное спектральным анализом в бруките, по-види­ мому, связано также с примесью чё'рчита .

В СССР чёрчит встречен в коре выветривания, развившейся на щелочных породах Красноярского края [9], на лампрофирах Приморья [11], на гранитных пегматитах Южного Урала [10 ], и считается типичным гипергенным минералом. В нашем случае совершенно аналогично позднегидротермальному чёрчиту из пегматитов Кента в Казахстане [12] наш чёрчит также образовался в позднегидротермальную стадию жизни пегматита, когда ее разрушающему действию подвергаются ранее отложив­ шиеся иттрийсодержащие минералы, такие, как гадолинит, например [13] .

ЛИТЕРАТУРА

–  –  –

Е.С. ЛЕВШИН, Н.А. БУЛЬЕНКОВ, Х.И. МАКЕЕВ

СТРУКТУРНО-МОРФОЛОГИЧЕСКАЯ ПОРИСТОСТЬ

В ИСКУССТВЕННЫХ КРИСТАЛЛАХ КОРУНДА

Кристаллизация корунда из расплава, находящегося в тигле, происходит в услови­ ях частичной диссоциации расплава с растворением в нем газа. Газ скапливается на фронте кристаллизации и в виде пузырьков захватывается растущим кристаллом, образуя в нем поры [1]. Не исключена также возможность образования пор вслед­ ствие захвата кристаллом частиц расплава и их последующей кристаллизационной усадкой [2 ]. Хотя явление захвата изучалось неоднократно [ 3 - 7 ], противоречивость полученных результатов свидетельствует, по-видимому, о недостаточно полном учете основных факторов реального кристаллообразования. Так, при анализе усло­ вий захвата растущим кристаллом корунда включений другой фазы не учитывалась шероховатость поверхности фронта кристаллизации, которая, как показано в [8], играет важную роль в образовании пористости. Противоречивость выводов различ-' ных авторов об образовании пористых включений в корунде вызвана также тем, что поры не были дифференцированы по различным причинам их образования .

Изучение реальных условий образования пористости имеет важное практиче­ ское значение, так как в настоящее время кристаллы корунда вы сокого качества (по плотности и структурному совершенству) получают при довольно низких скоростях кристаллизации, а повышение скорости ограничено, прежде всего, воз­ никновением пористости .

Цель настоящей работы - изучение строения и условий возникновения пористо­ сти в корунде, получаемого методом Чохральского при повышенных скоростях выращивания. Особое внимание заслуживает пористость, возникающая в централь­ ной области кристаллов и поэтому наиболее ’’вредная” для их раскроя и наиболее чувствительная к изменению технологических параметров (скорость выращивания, стабилизация тепловых условий, качество сырья и д р.) .

Типы пористости Поры в искусственных кристаллах корунда, в частности выращенных методом Чохральского, образуют скопления и значительно реже встречаются в виде единич­ ных образований .

Зонами наиболее частого и закономерно повторяющего скопления пор в кристал­ лах являются (рис. 1) : зона затравления и начала разращивания конуса (а, д ), зона перехода от конуса к постоянному диаметру ( б ), конец слитка (г) и участки рез­ ких изменений диаметра слитка ( в ). Таким образом, пористость возникает в пер­ вую очередь там, где неизбежна (или наиболее вероятна) спонтанная кристаллиза­ ция, что соответствует наблюдениям, приведенным в [1 ]. Расположение, форма пор и их ориентировка в скоплениях различны .

Скопления, возникающие при относительно плавном разращивании конуса слитка (рис. 1,д), состоят из мелких (обычно 0,1 мм) пор шаровидной формы. Поры образуют расходящиеся от оси слитка цепочки, в основном ориентированные по определенным кристаллографическим направлениям .

При затравлении на излишне холодном расплаве, резком разращивании конуса и особенно при использовании недостаточно чистого сырья образуются скопления с крупными вытянутыми примерно вдоль оси слитка порами (рис. 1,д). На концах этих пор часто наблюдаются повышенное содержание окрашивающей примеси или инородные твердые частицы. Форма вытянутых пор, их ориентировка и другие характерные особенности (рис. 2,а) свидетельствуют о том, что их возникновение обусловлено проплавлением прозрачного кристалла корунда непрозрачной туго­ плавкой частицей, например включением вольфрама, или скоплением окрашиваюРис. 1. Скопления пор в различных частях кристаллов корунда а — зона затравления и начала разращивания конуса; б — зона перехода от конуса разращивания к постоянному диаметру; в — участок, соответствующ ий резком у изменению диаметра кристалла;

г — пористость в конце слитка; д — зона пористости, обусловленная быстрым разращиванием кристалла Рис. 2. Типы пор в кристаллах корунда а — пора, образованная проплавлением кристалла перегретой тугоплавкой частицей: 1 — фронт кристаллизации, выделенный окра­ шиванием; 2 — первичный газовый пузырек, захваченный кристал­ лом с нерастворимой тугоплавкой частицей; 3 — канал в крйсталле, проплавленный тугоплавкой частицей; 4 — инородная тугоплавкая частица; 5 — направление оси выращивания; б, в — структурно-мор­ фологическая ориентированная пористость в центральной части кри с­ талла, обусловленная соответственно двух - и трехгранным рельефом на поверхности фронта кристаллизации; г — ’ ’собирательная” пора в центральной части кристалла (1 —направление выращивания)

–  –  –

*" *» * •

–  –  –

. .

0,5лш 0,5мм !------------ J Г “* * щих растворимых примесей, которые способны аккумулировать лучистую энергию .

Ориентация таких пор всегда параллельна оси роста, так как перемещение в кристал­ ле перегретых частиц происходит под действием силы тяжести. Аналогичные скопле­ ния пор, содержащие включения, могут возникать также при резком увеличении диаметра слитка (рис. 1,в) вследствие увеличения скорости кристаллизации .

Возникновение крупных, вытянутых индивидуальных пор может быть также обусловлено поглощением растворенного в расплаве газа пузырьком, частично захваченным фронтом кристаллизации. Развитие такой ’’собирательной” поры происходит в направлении, нормальном к фронту кристаллизации, и приводит к уменьшению концентрации мелких пор в смежных с ней областей. При ’’ обрыве” ’’собирательной” поры концентрация мелких пузырьков возрастает вновь (рис. 2, г ) .

Возникновение скоплений пор в центральной части слитка (рис. 1,6, в) является наиболее чувствительным к различной нестабильности процесса роста и величине скорости кристаллизации. Скопления здесь состоят, как правило, из закономерно ориентированных цепочек мелких пор (рис. 2,6) или также закономерно ориентиро­ ванных вытянутых пор в виде одно-, двух- и трехмерных реберных фигур (рис. 2,в ) .

В распределении скоплений наблюдается определенная закономерность. Скопления пор в виде одномерных цепочек обычно компланарны плоскости (0001) (рис. 2,6 ) .

В другом виде закономерных скоплений пористости в центральной части кристалла (рис. 2,в) поры ориентированы по 10fl, т.е. по ребрам морфологического ромбоэдра .

Таким образом, вывод о механизме образования того или иного вида пористости необходимо делать с учетом формы, ориентации и положения их скоплений в кристалле .

Кроме ориентированной пористости (в отмеченных выше частях кристалла), образование всех остальных видов пор может быть относительно легко исключено без существенного снижения производительности процесса выращивания (исполь­ зование более чистого сырья, плавное разращивание конуса, более точный подбор температуры затравления и т.д.). Кроме того, эти виды пористости приходятся на те части кристалла, которые отрезаются при его дальнейшей обработке. Поэтому наиболее важным для получения совершенных кристаллов корунда (при повышен­ ных скоростях выращивания) является изучение закономерностей образования ориентированной пористости .

Структурно-морфологическая пористость Если образование ориентированной пористости связано с проявлением граней.{1011} и {0001} на фронте кристаллизации, то форма скоплений пор должна соот­ ветствовать форме поверхности фронта. Это соответствие может быть установлено с помощью окрашивания кристалла периодическим легированием расплава, на­ пример окисью хрома. На рис. 3,а показана выявленная периодическим окрашива­ нием форма фронта кристаллизации и соответствие ее ’’конусам” ориентированной пористости в центральной части кристалла. Форма изотерм кристаллизации в расплаве, составленная по формам фронтов кристаллизации, представлена на рис. 3, 6 .

Характерно, что с увеличением заглубления фронта кристаллизации градиент температуры уменьшается. Поэтому центральная часть кристалла формируется в условиях наибольшей нестабильности фронта (увеличенное расстояние между изотермами), что соответствует проявлению грубого гранного рельефа в этой части фронта кристаллизации. Наши опыты по деконтированию кристалла из расплава и аналогичные данные [9] действительно подтверждают, что гранный рельеф, образованный {1011} и {00 01 }, характерен только для самого конца конуса фрон­ та кристаллизации. Изучение морфологии поверхности конуса фронта кристаллиза­ ции (рис. 4,а) и ориентированной пористости под этим же участком поверхности (рис. 4,6 ) показывает соответствие ориентации пор ребрам 3-гранного рельефа, образованного гранями { l O l l }. Ориентированные скопления пористости в виде параллельных цепочек, подобные представленным на рис. 2,6, наблюдаются также в кристаллах корунда, полученных другими методами [1]. На рис. 5, помимо скопРис. 3. Ход изтерм кристаллизации ( б ), выявленный пе­ риодическим окрашиванием кристалла при выращивании (в) пений ориентированных пор в виде цепочек, виден и ’’сопряженный” с ним двух­ гранный рельеф .

Таким образом, образование ориентированной пористости связано с реберными формами 3- и 2-гранного рельефа, созданного активными гранями роста на поверх­ ности фронта кристаллизации в зонах его наибольшей нестабильности. Поэтому такую ориентированную пористость целесообразно называть структурно-морфологи­ ческой как обусловленную реберными формами гранного рельефа, проявляющегося на фронте кристаллизации, которые соответствуют векторам ПЦС в структурной морфологии корунда [10] .

Оставляя в стороне вопрос о механизме образования пор путем захвата газовой либо жидкой фазы по реберным вершинам обычных или входящих гранных углов, рассмотрим другой практически важный вопрос о взаимосвязи закономерного проявления скоплений структурно-морфологической пористости с направлением роста и формой фронта кристаллизации .

Особенности симметрии трехгранного рельефа на поверхности конуса Рассмотрим условия образования отрицательных трехгранных фигур (что равно­ ценно рассмотрению обычных, выпуклых форм) на конусе фронта кристаллизации, которые ответственны за образование конических скоплений пористости в централь­ ной зоне кристалла .

В морфологии вынужденных форм роста кристаллов корунда, выращенных по методу Чохральского [11] и на деконтированной из расплава конической поверхно­ сти фронта кристаллизации (рис. 4,а) проявляются только наиболее активные грани роста { ЮГ 1}, { ООО1} иребра (вектораПЦС) 10fl, 1120, 10l2, 0001) .

Для определения условий возможного образования трехгранного рельефа (без­ различно, с обычными или входящими углами) на ’ ’конусе роста” фронта кристал­ лизации вполне достаточно рассмотрение одной грани и противолежащего ей ребра (из числа активных форм роста, перечисленных вы ш е) .

Обозначим угол полураствора конуса к, угол между осью конуса и одним из ребер трехгранного рельефа - г и угол между осью конуса и противолежащей ребру гранью - р. Исследуя взаимное положение ребра (R ) и противолежащей ему грани (.Р) относительно конуса (А') с различными углами полураствора (без учета конРис. 4. Гранный рельеф деконтированной поверхнос­ ти фронта кристаллизации (а) и форма пор под этим рельефом (б) Рис. 5. Структурно-морфологическая пористость под двухгранным рельефом Деконтированной поверхнос­ ти фронта кристаллизации кретных направлений выращивания и проявляющихся в корунде простых ф орм ), не трудно найти, что, например, для. рельефа с входящими углами 90° может быть 18 вариантов различного взаимного положения R, Р и К. В табл. 1 проанализированы случаи: 1) 0 г к, к р 90°; 2) к г 90°, 0 р 90°; 3) к г 90°, к р 90°; 4) г = 0, р = 9 0°; 5) г = 90°, р = 0 .

На рисунках табл. 1 заштрихованы области возможного положения плоскости противолежащей ребру грани (Р) вне и внутри малого круга проекции конуса, в пределах которых не происходит изменение положения зон образования трехгран­ ных ямок и обусловленной им пористости относительно ребра (R ). В пределах заштрихованных областей не изменяется и ориентация трехгранных ямок (ребром вверх или вниз) в зонах их образования на поверхности конусов роста. На схемах стереографических проекций показана также ориентация ямок на поверхности конуса и их положение относительно ребра ямки .

Следует отметить, что все разобранные в табл. 1 случаи не учитывают симметрии кристалла по направлению оси выращивания, так как мы рассматриваем только одну пару ’ ’ребро - противолежащая грань”. Однако из табл. 1 видно, что в ряде случаев (1.3, Н.З, III, IV, V) имеет место образование симметричных зон ямок (т.е. пори­ стости) на поверхности конуса роста, что не связано с симметрией направления роста кристалла. Имеется два типа симметричных зон ямок на поверхности конуса. В од­ ном из типов зон ямки ориентированы одинаково по обе стороны оси конуса (зер­ кальная симметрия Р — IV и V в табл. 1), в другом типе - они ориентированы б.Зак. 689 противолежащим ребром в противоположные стороны (ось L 2, перпендикулярная оси роста, - 1.3, Н.З, III в табл. 1) .

Ориентация ямок (ребро вверх и вниз) не имеет в принципе значения для образо­ вания на них пористости, поэтому в наблюдаемых реальных распределениях пор эти типы симметрии зон ямок не должны различаться .

Рассмотренные в табл. 1 случаи можно использовать как своеобразные шаблоны,ля определения характера распределения зон пористости и ориентации ямок на поверхности конуса в зависимости от взаимного положения ребра и грани ямок по отношению к образующей конуса .

Очевидно, что на симметричное распределение зон пористости на ’ ’конусе роста”, обусловленное только определенным взаимным положением грани (Р) и ребра (R) ямок относительно конуса роста, будет накладываться симметрия кристалла по направлению выращивания .

Положение ребра (R ) и грани (Р) относительно поверхности конуса при задан­ ном направлении выращивания можно изменить только за счет изменения угла полураствора конуса роста, тем самым меняя картину распределения зон струк­ турно-морфологической пористости на разных этапах выращивания одного и того же кристалла (рис. 6 ) .

Распределение скоплений структурно-морфологической пористости в кристаллах, выращенных по [1 1 2 0 ] Рассмотрим влияние величины угла полураствора ’’конуса роста” на изменение характера распределения областей структурно-морфологической порйстости в цент­ ральной части кристалла, выращенного по [1120]. В табл. 2 на схемах стереографиче­ ских проекций показаны возможные положения образующей конуса относительно ребер (10Fl и граней (lO Tl} и {0001} при выращивании кристалла по [1120] .

Рис. 6. Изменение распределения структур­ но-морфологической пористости с изменени­ ем угла полураствора конуса фронта! крис­ таллизации Рассмотрены также случаи, когда конус­ ная поверхность вырождается в цилин­ дрическую или плоскость. Ориентация и форма возможных ямок на поверхности конуса, цилиндра и плоскости,их положение относительно ребра ямок показаны на осевых сечениях, параллельных одному из ребер ОТ 1 и аксонометрических 1, рисунках. На сечениях положения ребер нанесены в виде сплошной толстой линии, а положения слоев противолежащих граней и поверхности конуса ффонта кристаллизации — соответственно в виде двойной и тонкой линии .

Используя схемы табл. 1 и 2, можно определить возможные зоны структурно­ морфологической пористости, обуслов­ ленной 3-гранным рельефом поверхности фронта кристаллизации .

На стереографической проекции по оси [1120] (рис. 7) нанесены дуги боль­ ших кругов и направления, соответствующие граням {lO T l},{0 0 0 1 }и векторам ПЦС (1011), (0001) в кристаллах корунда. На ту же проекцию нанесены малые круги ’ ’конусов роста” (от 0 до 6 0 °), которые можно наблюдать на поверхностях фронтов кристаллизации .

Независимо от величины угла полураствора ’’конуса роста” на кристаллах, вы­ ращенных по [1120], вдоль азимутального направления [ 1102] перпендикулярно оси роста всегда будут наблюдаться зоны структурно-морфологической пористости, за исключением случая, когда угол полураствора конуса роста равен ~ 4 7 °. При этом угле обе грани ромбоэдра (0111) и (1 ОТ1) касательны к поверхности конуса и не могут образовывать 3-гранный рельеф, необходимый для возникновения структурно­ морфологической пористости по этому азимутальному направлению. По азимуталь­ ному направлению [ 1ТоГ] пористость также может наблюдаться при всех возмож­ ных конусах роста, за исключением фронта кристаллизации в виде цилиндра (к_= 0°), так как 3-гранный рельеф может быть образован во всех случаях гранями (1101), ( 1 0 ll ) и (01ГГ), но и при благоприятной цилиндрической форме заглубленного фронта кристаллизации, когда параллельно оси роста [1120] расположены важ­ ные морфологические грани {0001} и {1 ОТ1}, в се-таки возможно возникновение структурно-морфологической пористости в азимутальном направлении [1102] и [0001] .

В этом случае 3-гранный рельеф обусловлен гранями (01I I ), (1011) и соответ­ ствующими им ребрами [ O ilГ], [1011]. Направление роста [1120] в структуре корунда совпадает с двойной осью симметрии, поэтому независимо от величины угла полураствора конуса симметричный характер расположения полудуг зон пористости на поверхности ’ ’конуса роста” не изменяется. В азимутальном направлении [0001] в образовании рельефа на фронте кристаллизации принимают участие две грани ромбоэдра ( 1 0 l l ), (0 1 П ) ипинакоида .

Для выращивания в ориентации [1120] характерно отсутствие структурноморфологаческой пористости для всех конусов роста по азимутальному направ­ лению [1100]. Все возможные зоны 3-гранного рельефа на поверхности ’ ’кону­ сов роста” с различными углами полу раствора показаны на рис. 7 штриховкой .

Это распределение гранного рельефа совпадает с распределением ориентированТ аблица 2 ной пористости, наблюдаемой в кристаллах при выращивании их по [1120] (рис. 8, а, б ) .

Для направлений роста, не соответствуйлцих элементам симметрии, изменение азимутальных направлений распределения пористости на поверхности ’’конуса роста” носит несимметричный характер и изменяется в зависимости от угла полураствора конуса. На рис. 9 показано распределение зон пористости на поверхности фронта кристаллизации с изменяющимся углом по лураствора конуса, снятое по оси роста, отклоняющейся от [1010] примерно на 15°. Таким образом, имеется полное соответ­ ствие между распределением ориентированной пористости, наблюдаемой в централь­ ных областях кристалла, и возможным проявлением гранного рельефа, образован­ ного важнейшими формами структурно/й морфологии корунда .

Пористость в кристаллах корунда, выращенных из расплава, различается по форме, размеру и характеру распределения. Скопления мелкой пористости в зависи­ мости от причин образования имеет закономерно-повторяющееся или случайное строение. Крупные вытянутые поры в зависимости от причин их образования ( ’ ’про­ плавляющие” или ’ ’собирательные” процессы) различаются по ориентации относи­ тельно оси роста и нормали к фронту кристахтизации .

Закономерные скопления мелкой пори стости в центральной части кристалла обусловлены гранным рельефом на поверхности фронта кристаллизации, в котором проявляются наиболее активные простые фор мы корунда .

Рис. 9. Рис- 8Рис. 7. Распределение трехгранного рельефа, образованного { ЮТ 1} и {0001}, на конических поверхностях с различными углами полураствора. Ось конуса параллельна направлению [1120] Рис. 8. Распределение структурно-морфлогической пористости в срезах (1120) при выращива­ нии по [1120] а — при величине конуса фронта кристаллизации ~ 9 4 °, б —при конусе ~70° Рис. 9. Распределение структурно-морфологической пористости при выращивании с отклонени­ ем ~15° от направления [1010]

–  –  –

УДК 549.3 А.С. НАЗАРОВА, Е.Г. РЯБЕВА, К.В. ЮРКИНА, Н.И. ЗЕНКИНА

ИССЛЕДОВАНИЕ СТАННИНА ИЗ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

КАССИТЕРИТ-СИЛИКАТНОЙ И КАССИТЕРИТ-СУЛЬФИДНОЙ

ФОРМАЦИЙ По сравнению с касситеритом станнин мало изучен, хотя и встречается в олово­ рудных месторождениях всех генетических формаций .

В месторождениях касситерит-кварцевой формации станнин обычно развит спо­ радически, встречается в виде мелкой вкрапленности и редких гнезд в грейзенах, например в месторождениях Аргы-Ынных-Хайского массива. Однако в некото­ рых из этих месторождений он присутствует в заметных количествах. Так, на Кестерском месторождении [1, 2] станнин наблюдается в станнино-кварцевых про­ жилках с амблигонитом в ассоциации с халькопиритом и кубанитом и в кварцполевошпатовых прожилках, где вместе с микроклином образует относительно крупные гнезда. На Этыкинском месторождении станнин постоянно присутствует в кварц-амазонитовых жилах с касситеритом, образуя ксеноморфные крупные вы­ деления, тесно ассоциирующие с пирротином, пиритом и халькопиритом [3,4 ] .

Если в месторождениях касситерит-кварцевой формации станнин ассоциирует преимущественно с высокотемпературными минералами, то в месторождениях касситерит-силикатной и касситерит-сульфидной и переходной касситерит-силикатно-сульфидной формаций он обычно встречается в нескольких разновременных ми­ неральных ассоциациях, характеризующих ранние сульфидные и поздние (низко­ температурные) стадии рудного процесса. Кроме того, в силу генетических особен­ ностей месторождений названных формаций (таких, как прерывистость рудоотложения, обусловившая ее стадийность, а в некоторых случаях и двухэтапность [5, 6 ], широкое развитие процессов метасоматоза) станнин распространен не только в рудных телах, но встречается и в метасоматически измененных породах. Так, на месторождении Дубровском станнин обнаружен в микроскопических кварц-хлоритполевошпатовых прожилках в биотитовых роговиках на выклинивании рудных тел в пространственной ассоциации с молибденитом, ваэситом и висмутином; на месторождении Силинском — в кварц-хлоритовых околожильных метасоматитах в виде мелких каплевидных выделений, иногда окруженных каймой халькопирита .

В рудных телах месторождений этих формаций обычно встречается две генера­ ции станнина. Первая выделялась в раннюю сульфидную стадию и наблюдается в виде неправильных зерен вместе с халькопиритом, пирротином, на некоторых месторож­ дениях — со сфалеритом, часто в виде эмульсионных включений в сфалерите. Этот станнин корродирует касситерит I, цементирует его раздробленные зерна (рис. 1) .

Он беден включениями, среди которых чаще всего встречаются пирротин и халько­ пирит. Обычно по сравнению со станнином второй генерации он менее распростра­ нен. Вместе с тем в некоторых месторождениях касситерит-сульфидной формации станнин первой генерации встречается в количествах, сопоставимых с касситери­ том, а иногда преобладает, например, в отдельных рудных телах месторождений Зимнего, Дальнего, Хетинского, Смирновского .

На Хетинском месторождении (по данным П.Б. Вайнермана) станнин I широ­ ко распространен и образует тонкозернистый сфалерит-халькопирит-станниновый агрегат почти одновременно выделившихся минералов, неоднородной, нередко пе­ тельчатой структуры. Часто наблюдается в виде эмульсионных включений в суль­ фидном агрегате и содержит включения самородного серебра [7] .

На Смирновском месторождении (Приморье) станнин I преобладает над касси­ теритом в рудных телах на северо-восточном фланге. Там в прожилково-вкрапленных зонах, залегающих в кварц-топаз-мусковитовых грейзенах, станнин встреча­ ется в хорошо образованных кристаллах, до одного сантиметра в поперечнике, похожих на халькопирит. Эти кристаллы образуют скопления или рассеянную вкрпапленность и, ассоциируясь с арсенопиритом, сфалеритом и кварцем, слагают Рис. 1. Станнин первой генерации ( / ) корродирует касситерит (2), арсенопирит (3), халькопирит (4 ), карбонат-кварцевый агрегат (5). Отраженный свет, увел. 120, месторождение Юбилейное маломощные прожилки. Одновременно в кварц-касситерит-сульфидных жилах основной жильной серии, несущих оловянно-полиметаллическое оруденение это­ го месторождения, станнин I образует выделения микроскопических размеров, ассоциируясь со сфалеритом и в виде эмульсионной вкрапленности в нем. Стан­ нин в этих жилах присутствует в значительно меньших количествах, чем касси­ терит .

Станнин II генерации выделялся в позднюю сульфидную стадию. Он замещал все ранние сульфиды, в том числе и сфалерит, образуя пленки вокруг них, а также нерудных минералов. Крупные его выделения обычно неправильной формы, при­ урочены к трещинкам, рассекающим агрегаты ранних минералов. Они часто со­ держат реликты пирротина, халькопирита и сфалерита. В некоторых месторожде­ ниях станнин II наблюдается в ассоциации с сульфосолями свинца и меди. Например, в Смирновском и Встречном месторождениях — с джемсонитом и буланжеритом, в Березовском — с теннантитом. Вероятно, к этой же генерации можно отнести и субмикроскопические включения станнина в галените, которые вместе с сульфосо­ лями серебра образуют густую эмульсионную вкрапленность. Так, например, в галените из руд месторождения Зимнего наблюдаются каплевидные выделения станнина с пираргиритом по трещинам спайности и дробления, чем объясняются высокие содержания в нем серебра и олова, достигающие соответственно 0,5 и 0,9% .

Таким образом, ассоциация станнина с разновозрастными комплексами мине­ ралов свидетельствует,по крайней мере, о двухкратном его отложении в процес­ се формирования месторождений касситерит-силикатной и касситерит-сульфидной формаций. Распределение станнина в рудных телах сложное. Некоторым общим мотивом в этом распределении является следующее: 1) в месторожде­ ниях, характеризующихся прямой вертикальной зональностью, станнин лока­ лизуется вместе с другими сульфидами в верхней зоне, причем нередко содер­ жание его увеличивается к флангам рудных тел; 2) в месторождениях касситерит-сульфидной формации, для которых такая зональность не характерна, на­ блюдается увеличение содержания станнина с глубиной (месторождения Зимнее и Хетинское) .

Внутреннее строение выделений станнина неоднородно. Так, в станнине I не­ редко наблюдаются ориентированно расположенные микроскопические включения халькопирита, которые, возможно, образовались вследствие проявления распада твердого раствора; в позднем станнине (месторождение Магистральное) иногда наблюдаются полисинтетические двойники. Для выделений станнина II характер­ ны структуры разъедания, раздробления и реликтовая. Последняя развита вслед­ ствие метасоматического способа образования станнина, связанного с избиратель­ ностью замещения более ранних минералов. Поэтому в нем обычно присутствуют реликтовые включения пирротина, халькопирита, сфалерита, а микрозондовым Таблица 1 Химический состав станнина из месторождений различных формаций, в %

–  –  –

анализом устанавливаются небольшие вариации содержаний цинка и железа в ис­ следуемом зерне минерала .

Химический состав станнина из месторождений касситерит-силикатной и касситерит-сульфидной формаций характеризуется в общем довольно выдержан­ ным соотношением компонентов — табл. 1 .

Состав восьми образцов станнина определен методом локального рентгено­ спектрального анализа на микроанализаторах JXA-3A фирмы JEOZ иСашеЬахфирмы Сашеса. Анализ производился при ускоряющем напряжении 20 кВ и силе тока элект­ ронного зонда 2—5 •10-8 А по Ка линиям на медь, железо, цинк, серу и по Z Qлиниям на олово и серебро. В качестве эталонов при определении содержаний Си, Sn, Zn, Fe, Ag применялись их чистые металлы, а при определении серы — природный галенит. Поверхность образцов и эталонов напылялась медью. При расчете содер­ жаний вводились поправки на атомный номер и поглощение [8]. Измерения про­ изводились в 7—10 точках, для расчета концентраций взяты усредненные значения .

В отдельных образцах отмечалось неоднородное распределение элементов в пре­ делах выделений .

Почти все известные анализы станнинов, в том числе и приведенные в табл. 1, не пересчитываются на обобщенную формулу [9 ]: Cux (FemZ n „)S n,Sz, где х = 2, ш + л = 1, у = 1 и z =4. Пересчет данных табл. 1 показывает, что эти коэффициен­ ты могут изменяться в следующих пределах: х о т 1,91 до 2,21; т от 0,21 до 1,08; « о т 0,001 до 0,78; у от 0,86 до 1,22и г от 3,8 до 4,5. При этом наблюдаются более высокие содержания цинка в станнине из месторождений касситерит-кварцеКасситерит-сульфидная

–  –  –

29,2 29,2 29,1 28,5 28,8 28,5 28,5 29,0 27,8 27,6 27,4 27,7 27,9 27,3 27,5 27,7 27,1 27,1 27,0 27,0 27,0 26,9 26,5 26,8 28,0 27,9 28,0 28,0 28,0 28,0 27,8 27,9 29,9 29,9 29,8 29,7 29,6 29,3 29,0 29,8 27,7 27,7 27,6 27,3 27,5 27,1 26,3 26,7 29,5 29,5 29,4 29,2 29,3 28,1 29,0 28,6 вой формации, уменьшение его в этом минерале из месторождений касситеритсиликатно-сульфидной и касситерит-сульфидной формаций при одновременном увеличении содержания железа, что отмечалось ранее В.В. Ивановым и др. [2 ]. Ука­ занная тенденция изменения состава станнина объясняется, вероятно, концентрационным фактором. П. Рамдор [11] предположил, что высокотемпературный а-станнин в противоположность низкотемпературному )3-станнину характеризуется значительной способностью к растворению сфалерита. Это получило эксперимен­ тальное подтверждение в исследованиях серий твердых растворов сфалерита со станнином, выполненных в жидкой системе при температуре ниже 400° в контроли­ руемых условиях [12]. Эксперименты в определенной степени подтверждают выс­ казанные ранее предположения об изоморфизме в станнине между цинком и желе зом. Таким образом, полученные данные о содержании цинка и железав станнине име­ ют типоморфное значение, отражающее температурный режим выделения минерала .

Рентгенометрически Н.И. Черновой в лаборатории Г А. Сидоренко проанализиро­ ваны два образца станнина из месторождений Смирновское и Юбилейное. Пара­ метры элементарной ячейки исследованного тетрагонального станнина составля­ ют в среднем: а0 = 5,47 А ± 0,006 с0 =10,77 А ± 0,001 и отличаются от параметров кестерита: а0 = 5,43 и с0 = 10,86 А [2] .

Исследование кубического и тетрагонального станнина [13] показало, что они отличаются не только структурой, но и составом: изотропному кубическому станнину с а0 =10,83 А соответствует формула Cu2FeSnS3j95, а тетрагональному с па­ раметрами д0 = 5,42 А и с0 = 10,70 А — формула Cu2 (Fe, S n )2S3)9 .

Рис. 2. Спектры отражения станнина из месторождений: Арсеньевское (4), Магистральное (5 ), Нижнее ( 6 ), Юбилейное (9.), Фестивальное (12), Зимнее (16), к - цинксодержащий станнин (кестерит) (по данным В.В. Иванова и др. [2 ]) В отраженном свете изученные станнины светло-серые с отчетливым зеленовато­ фисташковым оттенком. В образцах I генерации анизотропия проявляется слабо или незаметна, для станнитов II генерации характерна четкая анизотропия, в ряде образ­ цов фиксируется полисинтетическое двойникование, а также двуотражение. В скре­ щенных николях в диагональном положении цвет станнитов II генерации изменя­ ется от голубовато-серого до коричневато-серого. В одном из образцов отмечена анизотропия твердости II рода с коэффициентом К н и = 1,31 (месторождение' Магистральное). Интересно отметить, что анизотропия и двойникование характер­ ны для станнитов II генерации, образование которых происходило при понижен­ ных (сравнительно с I генерацией) температурах. Аналогичное явление отмечено для синтетических пирротинов, образовавшихся при температуре ниже 250° [14 ], возможно, оно характерно и для других минералов .

Спектры отражения исследованных станнитов были сняты на двухлучевом мик­ роспектрофотометре МСФП-1 с автоматической регистрацией на участках 10 мкм с точностью 1,5% относительных. Настройка прибора проверялась по эталону WTiC .

Спектры отражения приведены в табл. 2 и на рис. 2. Для обр. 4, характеризующего­ ся наибольшим двуотражением, приведены спектры R i и R 2 Как видно из рис. 2, отражение станнитов возрастает с увеличением длины вол­ ны от 21—25% при 440 нм до 27— 30% при 700 нм. Спектры и R 2 обр. 4 подоб­ ны, их пересечения в пределах видимой области спектра не наблюдаются. Все изученные станнины по отражению выше кестерита .

В табл. 3 приведены величины отражения при 589 нм и микротвердости (при­ бор ПМТ-3, нагрузка 50 гс, экспозиция 15 сек, тарировка по каменной соли) .

Образцы станнинов I генерации отличаются повышенными отражением и твердостью от станнинов II генерации .

Средние значения отражения составляют: для I генерации 28,7%, для II — 27,0%, твердости — соответственно 304,6 и 229 На (в расчет не принимались двуотражающий обр. 4 и 5 с анизотропией микротвердости) .

В связи с выявленным различием свойств генераций было проведено сравнение средних по f -критерию Стьюдента [15]. Был выбран 10%-й уровень значимости .

Для твердости число степеней свободы 14, ?0 jlKp = 1,76; для отражения число сте­ пеней свободы 13, Годкр = 1,77. Рассчитанные значения критериев составляют для твердости 7,01, для отражения — 2,11. В обоих случаях отмечается превышение экспе­ риментальных критериев над критическими, следовательно, расхождения средних величин значимы. Этот расчет подтверждает правильность выделения генераций по минералогическим признакам .

Различия генераций обусловлены, вероятно, генетическими особенностями, свя­ занными с многостадийностью процесса рудоотложения .

Ранний станнин претерпел динамические и температурные воздействия, для его выделений характерны структуры распада, тогда как поздний станнин не под­ вергался или слабо подвергался метаморфизму .

В месторождениях касситерит-сульфидной формации часто наблюдается гипогенРис. 3. Гипогенное окисление станнина, месторождение Магистральное, увел. 800 а — ф ото в поглощенных электро­ нах: 1 — станнин, 2 — касситерит, 3 — халькопирит, 4 — турмалин, 5 — пирит .

Растровые картины распределения Sn, Си, Fe, Zu, s, Si, б —ж в сложном ми­ неральном агрегате Таблица 3 Характеристика станнина разных генераций

–  –  –

ное окисление станнина, что не отмечалось в изученных нами месторождениях дру­ гих формаций. Такое окисление или разложение станнина связано, вероятно, с рез­ ким изменением режима кислорода и серы, обусловленным внутрирудными текто­ ническими подвижками [6] .

Изменение режима кислорода и серы характеризуется разложением пирротина на пирит-марказитовый агрегат с магнетитом и станнина — на агрегат халькопирита и тонкодисперсного касситерита, который развивался как по трещинам в станнине, так и по периферии его выделений, как видно на рис. 3 .

Изучение пространственного распределения касситерита в рудных телах показа­ ло, что определенное значение на локализацию его имело галогенное разложение станнина. Так, например, по данным П.Б. Вайнермана, на Хетинском месторождении в участках рудных тел, залегающих в крупнообломочных конгломератах, харак­ теризующихся повышенной трещиноватостью, олово представлено преимуществен­ но супергенным касситеритом. В этих же рудных телах, но в интервалах, залегающих в массивных, не трещиноватых породах, присутствует станнин .

Аналогичная приуроченность руд, обогащенных супергенным касситеритом, к участкам вмещающих пород повышенной трещиноватости, наблюдалась нами на месторождениях Зимнем и Нижнем .

Таким образом, галогенное окисление станнина представляется характерным процессом для месторождений касситерит-сульфидной и, вероятно, для переходной касситерит-силикатно-сульфидной формаций .

Выводы

1. В рудах месторождений касситерит-силикатной и касситерит-сульфидной фор­ маций присутствуют две генерации станнина. Первая из них пространственно ассо­ циирует с арсено пиритом, пирротином, халькопиритом, ваэситом и имеет реакцион­ ные отношения с ранним касситеритом. Вторая образовалась позднее сфалерита, ассоциирует с поздними сульфидами и сульфосолями свинца, меди и серебра .

2. Химический состав этих разновидностей в общем непостоянен и наблюдается тенденция более высокого содержания железа в первой генерации. От станнина из месторождений касситерит-кварцевой формации изученные образцы отличаются меньшим содержанием цинка и значительным преобладанием над ним железа, о со­ бенно в станнине из месторождений касситерит-сульфидной формации, что обуслов­ лено, вероятно, концентрационным фактором. При этом цинк и железо изоморфно замещают друг друга и соотношение Fe : Zn в изученных нами образцах изменяет­ ся от 3 : 1 до 9 : 1 и отмечается неравномерность состава в пределах некоторых зерен .

3. Свойства выделенных генераций различны, вероятно, вследствие некоторого различия состава и условий выделения. Первая генерация характеризуется по­ вышенными отражением и твердостью, образцы изотропны или слабо анизотроп­ ны. Для второй генерации характерны пониженные значения отражения и твердос­ ти, отчетливая анизотропия и полисинтетическое двойникование. Сопоставление средних значений отражения твердости генераций по (-критерию Стьюдента подт­ верждает правильность выделения генераций .

4. Образование двух генераций станнина в рудах месторождений касситерит-силикатной и касситерит-сульфидной формаций, очевидно, явилось следствием дли­ тельного многостадийного процесса рудообразования при неоднократно возобнов­ лявшейся циркуляции гидротермальных растворов .

ЛИТЕРАТУРА

–  –  –

А.Н. НЕКРАСОВА, С.М. САНДОМИРСКАЯ, Н.Г. ЧУВИКИНА

МИНЕРАЛЫ ОЛОВА В РУДАХ ВУЛКАНОГЕННОГО

ЗОЛОТО-СЕРЕБРЯНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ

–  –  –

слабо зеленоватый. Отражательная способность канфильдита для Х = 656,3; 589,8;

546,1 нм равна соответственно 22,1; 21,9; 23,2%. Микротвердость, замеренная на приборе ПМТ-3 при нагрузках 10—20 г, равна 139 кГ /м м 2 (среднее арифметичес­ кое 5 замеров) .

Химический состав канфильдита изучен на рентгеноспектральном микрозонде ’ ’Камебакс”. Измерения проводились при ускоряющем напряжении 20 кв, токе 5 нА, диаметре зонда 1д. Элементы анализировались по спектральным линиям: AgLa, CuKa, SnLa, GeKa, SKa, SeKa. Эталонами служили: чистые металлы Ag, Си, Ge, соединения Sn02, FeS2 и CdSe. Замеренные интенсивности пересчитывались в кон­ центрации по программе ’ ’Карат” на ЭВМ Минск-32. Результаты анализов приведены в табл. 2 .

Канфильдит на рассматриваемом месторождении представлен селенсодержащей разновидностью, установленной впервые [10]. Содержание селена в минерале колеб­ лется от 3,78 до 13,2%. Максимальное количество селена установлено в образце из галенит-канфильдитовой ассоциации с наиболее глубокого горизонта месторождения (ан. 8, табл. 2 ). Содержание серебра во всех образцах ниже, чем у теоретического канфильдита, на 3,6—13,6 вес. %, причем намечается тенденция уменьшения к о ­ личества серебра в минерале в направлении от верхних горизонтов к нижним (от 69,90 до 59,86%). Практически во всех образцах присутствует медь (0,07—1,90%), изоморфно замещающая серебро. Из ранее опубликованных в литературе анализов Таблица 2 Х им ический состав канфильдита, вес. %

–  –  –

_ _ :

6 9,9 13,6 5,5 1* 1 0,9 9 9.9 0,0 7 7,5 2 2 6 8,8 0 9,3 7 1 2,5 2 0,0 3 9 8,6 1 Кристаллохимические формулы

1. Ag7i87Sniii2(Ss,15Seo,8s)6 2. (Ag7,820110,01)7,83 (Sn0,97060,01)0,9 8 ^ 4,7 9 ^ 1,21)6 з • (Ags,9 7CU0,0 2)5,9 9. n0,9 5(Sg,04Seo,9 б)б 4 - (Ag5,32Cuo,Ol)5,3 3Sno,92(S4,4sSei,5 5)6 5. (Ag5,7lCuo,05)s,76(Sno,9lGe0,l3)l,04(Ss,54Seo,46)6 6. (A ge,l9C u 0,04)6,23(Sno,97GeO,14) 1,1 l(Ss,37Seo,63)6 •(Ag6,2 2 CUo,Os)6, 2 7(Sno,93Ge0,13)1,06(Ss,37Se0,63)6 5. (Ag5,4oCu0,02)s,42Sno,9o(S4,37Sei,63)6 9. (Ag7,00CU0,04)7,O4(Sno,90Ge0,01) 0,9 1(S s,i lS e 0,89)6 10. (Ag6,68Cuo,o2)6,7o(Sni,o3Ge0,0 i ) 1,04(Ss,18Se0,82)6 11. (A g7,1sC uo,14)7^9(Sno,9 3Ge0,2 2 )l)ls(Ss,18Seo,82)6 12. (A g7,0 iCu0, 19) 7,2o (S n i,o iG e 0,22) 1,23 (S s,i9 S eo,8 1)6 13. (Ag7,98Cuo,3 8)8,36S n i,l2 (S4,39S e i,61)6

14. Ag7,2oSn1,o6(Ss,i9Te0,8i)6

15. Ag7,75Sn!,!7(Ss,93Te0,07)6

16. A g8,4 lS n i,!4 S 6

1 7. A geSnSg * Анализы выполнены на микрозонде JXA-5 в лаборатории рудной микроскопии геологического факультета МГУ. Измерения проводились при ускоряю щ ем напряжении 25 кв, диаметре зонда 20 д, с использованием спектральных линий: AgLa, SnLa, SeLa, SKa. Эталоны: чистые металлы, Ag, Sn, Ge и пирротин (на S). Аналитик Ю.С. Бородаев .

П р и м е ч а н и е. Ан. 1—13 —образцы из золото-серебряного м-ния; ан. 14 — обр. из м-ния Ревелсток, Британская Колумбия [4 ];а н. 15 — обр. из м-ния Айнаветское [ 9 ] ; ан. 16 — о б р. из р/п Дождливое (Камчатка); ан. 17 — теоретический состав Age SnS6 .

канфильдитов из других месторождений медь (доли %) была отмечена лишь в одном случае (месторождение Пршибрам) [5]. Присутствие германия в канфильдите уста­ новлено в 8 из 13 проанализированных образцов, причем только в дв ух образцах содержание его достигает 1,42—1,43 %, в остальных не превышает 1 %. Характерно, что в опубликованных в литературе 8 анализах канфильдитов из различных место­ рождений мира, выполненных на рентгеноспектральных микрозондах, германий ни в одном случае не отмечался. Возможно, ограниченный изоморфизм м еж ду оловом и германием в канфильдитах связан с сравнительно низкими температурами образо­ вания месторождений. Так, как показали экспериментальные исследования псевРис. 1. Вростки касситерита (белое) в канфильдите с верхнего горизонта Снимок на микрозонде в рентгеновских лучах Sn L a (a) ; б — то же в рентгеновских лучах A* L a, увел. 800 Рис. 2. Взаимные прорастания касситерита (белое) и канфильдита (редкие точки). Образец с глубокого горизонта а — снимок в рентгеновских лучах Sn La, б *- то же, в рентгеновских лучах Ag La добинарной системы S nS — GeS, ниже температуры 300° смесимость между SnS и GeS отсутствует [11]. Рассмотренные данные ставят под сомнение укоренившееся в минералогической литературе представление о существовании в природе изо­ морфного ряда аргиродит-канфильдит, базировавшееся на результатах химических анализов .

j Как видно из изложенного выше, при весьма ограниченных изоморфных замеч цениях в катионной части минерала для канфильдита характерен широкий изом ор­ физм между серой и селеном. Изоморфное вхождение селена нарушает стехиометри­ ческие соотношения в минерале. В изученных нами образцах сумма анионов (сера + + селен) отклоняется от теоретической в сторону увеличения на 2,7—11,3%. В рас­ считанных по данным анализов формулах для образцов с максимальным содержа­ нием селена (ан. 4 и 8, табл. 2) серебра на 1— 2,5 формульной единицы меньше, чем у теоретического канфильдита .

Рентгенометрические исследования канфильдита выполнены Н.Г. Чувикиной микрометодом в камере РКД Д = 5 7 3 мм. Результаты анализов приведены в табл. 3 .

Для сравнения в таблице помещены межплоскостные расстояния канфильдита из I оудопроявления Дождливое (Камчатка), состав которого близок к теоретическо­ му (ан. 16, табл. 2 ), и теллуристого канфильдита из месторождения Реве леток (Бри­ танская К ол ум би я ). Канфильдит из рудопроявления Дождливое по параметрам ячейки и межплоскостным расстояниям аналогичен синтетическому канфильдиту (по ASTM ). Для селенистого канфильдита наблюдается увеличение параметров

7. Зак. 689 Таблица 3 Рентгенограммы канфильдитов

–  –  –

1,100 53 ( 1,0 8 6 54 2 1,0 8 1 \ 1,0 8 1 3 1,0 3 5 1,0 4 2 1,0 4 6 57 1,0 2 3 58 1,0 1 4 59 1,0 0 8 60 1 0,9 9 0 6 61 1 0,9 7 4 3 0,9 6 9 62 0,9 5 1 7 0,9 4 3 63 1 0,9 2 1 3 0,8 9 8 4 65 0,8 7 7 2 66 0,8 5 1 3 67 0,8 2 6 8 68 0,8 0 9 6

–  –  –

элементарной ячейки и расщепление рефлексов некоторых линий (№ 14—16, 21— 22, 46— и д р.). То же характерно и для теллуристого канфильдита .

Касситерит — установлен С.М. Сандомирской в виде субмикроскопических в рост­ ков в канфильдите при изучении его на микрозонде в растровом режиме. Размер выделений касситерита находится за пределами разрешающей способности рудно­ го микроскопа, поэтому при изучении руд в отраженном свете касситерит не был обнаружен. В канфильдитах с верхних горизонтов месторождения касситерит при­ сутствует в виде единичных редких вростков, имеющих иногда правильные крис­ таллографические очертания. Обычно эти вростки тяготеют к краям выделений канфильдита (рис. 1). На нижних и глубоких горизонтах количество вростков касситерита увеличивается. В некоторых зернах наблюдаются участки с почти гра­ фическими прорастаниями канфильдита и касситерита (рис. 2 ). Диагностика кас­ ситерита подтверждена рентгенометрическими исследованиями. На рентгенограмме образца канфильдита с глубокого горизонта (обр. 8, табл. 3) отчетливо прояви­ лись линии касситерита (линии № 5,1 3,2 9,3 2 и д р.) .

По данным рентгеноспектрального микроанализа в касситерите в виде примеси присутствует железо (десятые доли — первые проценты) .

Станнин — установлен на верхних горизонтах месторождения, где он наблюдал­ ся в виде прерывистых каемок вокруг выделений канфильдита и сфалерита. Иног­ да образует с ними, а так же с халькопиритом и галенитом тесные взаимные про­ растания, реже отмечается в виде самостоятельных выделений в интерстициях квар­ цевых зерен. Размер выделений станнина не превышает сотых долей миллиметра .

Свойства минерала обычные .

Франкеит (?) — также встречен на верхних горизонтах месторождения в тесном срастании с канфильдитом, галенитом и станнином. Размер его выделений — ты­ сячные доли миллиметра. Минерал диагностирован по оптическим свойства и ха­ рактерному парагенезису. В отраженном свеге он серый, с чуть заметным (в иммер­ сии) зеленоватым оттенком, но менее зеленый, чем станнин и без оливкового то­ на. По отражательной способности минерал выше канфильдита, но ниже станнина, имеет ясное двуотражение и довольно слабую анизотропию .

Ранее, благодаря установившимся представлениям о золоте и олове как элементах-антагонистах, находки минералов олова в рудах золотых месторождений относили за счет полигенности, гибридности руд в районах со сложным металлогеническим профилем [12]. В силу большого различия термодинамических и кристал­ лохимических свойств золото и олово обычно выпадают из гидротермальных раство­ ров в разные периоды постмагматического процесса. Минеральные формы, в виде 1 1,0 8 4 2 1,0 5 6 3 1,0 3 4 1 0,9 7 8 3 3 0,9 3 7 7 1 0,9 0 9 0 1 0,8 3 8 1 21,6 2 1,5 4 2 1,7 которых олово отлагается, являются функцией таких параметров, как температура и окислительно-восстановительный потенциал. Как показали экспериментальные исследования, в окислительных условиях и при высоких температурах олово выпадает в виде касситерита, а в восстановительной среде и при температурах 200— 300° — в форме сульфидов [13]. Ввиду своеобразия процесса минералообразования в близповерхностной зоне, протекающего при быстрой и резкой смене всех термодинамических параметров, в вулканогенных золото-серебряных место­ рождениях минералы золота и олова формируются практически одновремен­ но, причем, как это видно из вышеизложенного, олово образует как сульфидные, так и окисные формы. Таким образом, близкоодновременное отложение и сов­ местное нахождение в рудах минералов золота и олова является одной из специфи­ ческих черт вулканогенных золото-серебряных месторождений .

ЛИТЕРАТУРА

–  –  –

О.Л. СВЕШНИКОВА

О СЕРЕБРОСОДЕРЖАЩЕМ ГАЛЕНИТЕ

ОДНОГО ИЗ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПРИМОРЬЯ

Описываемое полиметаллическое месторождение расположено в пределах Вос­ точного Сихотэ-Алинского синклинория. Площадь месторождения сложена пре­ имущественно терригенно-осадочными породами юрского и нижнемелового возрас­ та, смятыми в крупную синклинальную складку северо-восточного простирания .

Осадочные породы прорваны интрузией кварцевых диоритов и дайками диорито­ вых порфиритов. Рудные жилы имеют согласное с вмещающими породами залега­ ние и близкое к широтному простирание с падением на юг под углом 40— 45°. Мощ­ ность жил в среднем составляет 0,7—1,0 м. Минеральный состав жил насчитывает около 50 минералов, список которых приведен в табл. 1 .

Галенит, являясь одним из главных минералов месторождения, заметно уступа­ ет по степени распространенности сфалериту и пирротину. Распределение галенита весьма неравномерно как в пределах рудных жил, так и месторождения в целом .

Более богаты галенитом верхние северо-восточные фланги месторождения. Ми­ неральные выделения галенита образуют гнезда, полосы или отдельные зоны мощ­ ностью до нескольких сантиметров среди сфалеритовых и пирротин-сфалеритовых агрегатов. Галенит представлен мелко- и среднезернистыми, реже крупнокристал­ лическими разностями. Выделение основной массы галенита происходило после образования сфалерита, но до отложения сульфоантимонитов свинца, представ­ ленных джемсонитом, буланжеритом и менегенитом .

Отличительной особенностью состава галенитов месторождения является их высокая серебристость. Содержание серебра в галенитах из различных типов руд колеблется от 2856 г/т до 7760 г/т. Кроме того, согласно результатам полуколичественных спектральных определений и химических анализов в галенитах всегда присутствуют Sb, Си, Sn, Мп. Наибольший интерес представляют примеси серебра и сурьмы. Галениты, содержащие серебро и сурьму, встречаются в при­ роде значительно реже, чем серебро- и висмутсодержащие разновидности. Природа серебра в последних обсуждалась многими исследователями [1— ], но вопрос о характере примесей Ag и Sb в галените освещен в литературе недостаточно полно Ряд исследователей [7—10] полагает, что присутствие этих элементов в галенитах связано с наличием в них включений различных минералов, содержащих серебро и сурьму, и в первую очередь тетраэдрита. А А. Годовиков [5 ], основываясь на результатах математической обработки данных химических анализов галенитов ряда месторождений Восточного Забайкалья, высказал предположение о воз­ можности существования в них твердого раствора PbS— AgSbS2 аналогично твер­ дому раствору PbS— AgBiS2, установленному в галенитах, богатых серебром и висмутом. Подобные представления подтверждаются как экспериментальными данными [11, 12], так и установлением зависимости между содержанием серебра и сурьмы в галенитах и рядом их физических свойств и констант, что было показано М.Г. Добровольской на примере галенитов Благодатского и Екатерино-Благодатского месторождений Восточного Забайкалья [1 3,1 4 ] .

Исследование галенитов приморского месторождения показало, что причиной высоких содержаний в них серебра и сурьмы являются многочисленные включе­ ния минералов, содержащих в своем составе эти элементы. Среди минералов — носителей серебра, большинство из которых наблюдается лишь под микроскопом, — установлены: фрейбергит — (Си, A g ) 12Sb4S 131, пираргирит — A g3SbS3, овихиит — A g2Pb7Sb8 S2о, миаргирит- AgSbS2, дискразит - A g3Sb, аргентит - A g2S и са-1

–  –  –

мородное серебро. Форма и размеры минералов— носителей серебра — весьма раз­ нообразны. Преобладают включения размером от 0,01 мм до нескольких деся­ тых миллиметра; в основном’ это овальные или неправильной формы зерна, для .

пираргирита, кроме того, характерны прожилковидные выделения, нередко при­ уроченные к плоскостям спайности галенита. Характер распределения минераловносителей серебра в галените крайне неравномерный. Наиболее обогащены вклю­ чениями пограничные со сфалеритом и пирротином участки галенита, реже они наб­ людаются внутри зерен галенита или вдоль их границ. Насыщенность галенита ми­ нералами-носителями серебра неодинакова в различных типах руд. В галенитах из сфалерит-пирротиновых руд включения серебряных минералов редки, очень характерны они для галенитов из сфалерит-галенитовых руд, наиболее же богаты включениями галениты тех сфалерит-галенитовых руд, которые претерпели на­ ложение более поздней серебро-сурьмяной минерализации. Связь включений сереб­ ряных минералов с более поздним гипогенным привносом серебра не вызывает сомнений .

Содержание серебра в галенитах находится в прямой зависимости от насыщен­ ности их включениями серебряных минералов. Однако не все серебро в галенитах связано с этими включениями. Часть его, очевидно, входит в структуру минерала, поскольку примесь серебра, а также сурьмы постоянно отмечается во всех одно­ родных участках галенита. Исследование этих участков было выполнено на микро­ зонде M S46 французской фирмы ’ ’Сашеса” в рентгеноспектральной лабора­ тории ИГЕМ АН СССР (аналитик В.С. Малов). Сложность количественного опре­ деления примеси изоморфного серебра в галените связана не только с низкими содержаниями его, но и с существованием в оптически однородных галенитах суб­ микроскопических включений минералов, различимых лишь в поглощенных элект­ родах на микрозонде. Именно присутствием этих минералов в галенитах, по-видимо­ му, можно объяснить большой разброс значений в содержании серебра, наблюдав­ шийся практически в каждом из исследованных образцов. Определения серебра велись по точкам, для каждого из образцов были измерены 8—10 точек. С целью повышения надежности получаемых результатов статистика счета при определении серебра из-за низких содержаний его была увеличена до 60 сек. против обычных 10 сек. Результаты определения серебра в галенитах из различных типов руд приве­ дены в табл. 2, где даны лишь минимальные и максимальные из полученных зна­ чений. Максимальные значения содержаний серебра, по-вядимому, следует от­ нести за счет включений серебряных минералов, попавших под электронный пучок, а минимальные, очевидно, можно рассматривать как изоморфную примесь в га­ лените. Заметим, что минимальные содержания серебра в галенитах из различных типов руд мало отличаются друг от друга и не превышают 0,2% .

Серебро, изоморфно входящее в структуру галенита, тесным образом связано с сурьмой, которая установлена во всех исследованных на серебро однородных Таблица 2 Содержание серебра в галените, размер элементарной ячейки, микротвердость

–  –  –

участках галенита. К сожалению, имеющихся у нас данных недостаточно для вы ­ явления количественных соотношений между этими элементами, что крайне необ­ ходимо при решении вопроса о форме изоморфного вхождения серебра и сурьмы в галенит. Вполне вероятно, что присутствие этих элементов в галенитах приморско­ го месторождения связано с существованием твердого раствора PbS— AgSbS2, как это было показано А Л. Годовиковым [5] и М.Г. Добровольской [13, 14] для галенитов ряда забайкальских месторождений. Однако обнаружение в исследуемых нами галенитах включений фрейеслебенита — AgPbSbS3, представляющих собой продукты распада твердого раствора, свидетельствует о более сложном характере твердых растворов в системе PbS— AgSbS2 .

Включения фрейеслебенита были установлены в оптически однородном галените, выявляющем в поглощенных электронах на микрозонде типичную структуру рас­ пада твердых растворов (рис. 1, а). Размер описываемых включений колеблется от долей мк до 3—5 мк, преобладают включения в доли микрона. Количествен­ ное определение состава минерала удалось выполнить лишь для одного из наи­ более крупных зерен, для остальных же в характеристическом рентгеновском из­ лучении получена картина распределения основных элементов на поверхности минерала. Все включения содержат серебро, сурьму и свинец (рис. 1 б,в,г). Конту­ ры концентраций серебра и сурьмы полностью совпадают и определяются контура­ ми включений минералов. Концентрация свинца в пределах этих контуров снижа­ ется по сравнению с концентрацией его в галените. Состав фрейеслебенита по дан­ ным микрозонда: Ag - 21,97%, Pb - 40,29%, Sb - 23,21%, S - 18,23%, что отвечает почти идеальной формуле минерала - Ag х Pb, j0 Sb i S3 ;0 •, 0 Включения фрейеслебенита в галените Снимки сделаны на микроанализаторе. Участок скани­ рования 100 X 100 м к м. Изображение в поглощенных элект­ ронах (а) и в характеристических рентгеновских лучах Ag La { 6 ), Sb Ltti( e ), PbLa i (r) Заметим, что фрейеслебенит — один из наиболее редких сульфоантимонитов свинца и серебра, установленный в нескольких месторождениях земного шара .

Для месторождений Советского Союза это первое достоверное описание мине­ рала. Возможность образования фрейеслебенита при распаде твердого раствора подкрепляется экспериментальными исследованиями, свидетельствующими о существовании в системе AgSbS2— PbS при температуре выше 480° непрерывно­ го ряда твердых растворов [12 ]. При температуре выше 450°, но ниже темпера­ туры плавления эти твердые растворы, согласно исследованиям С Л. Ненаше­ вой [1 5 ], претерпевают упорядочение. Одно из таких соединений с упорядочен­ ной структурой близко по составу к природному фрейеслебениту — AgPbSbS3 .

По мнению С.Н. Ненашевой, возникающие в высокотемпературной части систе­ мы упорядоченные твердые растворы закладывают структурные предпосылки к образованию новых фаз, появляющихся при более низких температурах. Так, фрейеслебенит появляется при температуре 325° и устойчив до 220° [16].Онимеет структуру, отличную от кубической, претерпевая же при 325° полиморфное превра­ щение, переходит в кубическую фазу, являющуюся представителем серии твердых растворов ряда AgSbS2-P bS .

Выше было показано, что количество изоморфного серебра в галените колеблет­ ся от 0,1 до 0,2%. Столь небольшие различия в содержании примеси очень слабо сказываются на физических характеристиках минерала. Параметр элементарной ячейки галенитов с различным содержанием серебра определялся путем расчета дифрактограмм. Съемка образцов производилась на ДРОН-1, на железном излу­ чении. Скорость движения счетчика 1/2°/мин. Внутренний стандарт - германий .

Для расчета а0 использовались отражения (420) и (331). Угол отражения 26 опре­ делялся как средний из значений, полученных при движении счетчика в правую и левую стороны. Полученные величины а0 приведены в табл. 2 .

Хотя различия в величинах а0 для галенита с максимальным и минимальным содержанием серебра невелики, по-видимому, можно говорить о тенденции уве­ личения параметра элементарной ячейки галенита по мере возрастания в нем количества изоморфного серебра .

Микротвердость галенитов с различным содержанием изоморфного серебра измерялась на приборе ПМТ-3, тарированном по каменной соли. Нагрузка — 20 г, время вдавливания - 10 сек. Для каждого из образцов было сделано по 7— замеров, на основе которых вычислены средние значения микротвердости, приведенные в табл. 2. Полученные значения мало отличаются друг от друга, повидимому, в силу малых различий в содержании серебра .

Проведенное исследование серебросодержащих галенитов одного из место­ рождений Приморья показало, что высокие содержания серебра в них связаны, с одной стороны, с механической примесью серебряных минералов, с другой — с изоморфной формой вхождения серебра в галенит. Обнаружение в галените включений фрейеслебенита в качестве продуктов распада твердого раствора служит прямым доказательством в пользу того, что исследуемые галениты являются пред­ ставителями серии твердых растворов в ряду AgSbS2— PbS .

ЛИТЕРАТУРА

–  –  –

В.И. СТЕПАНОВ, Т.И. МАТРОСОВА, А.В. БЫКОВА

О ГЕНЕЗИСЕ ТАУМАСИТА ИЗ РАЗЛИЧНЫХ ТИПОВ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

И ЕГО ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ

Таумасит - Са3 [S i(0 H )6(H20 ) i 2] (C 0 3) ( S 0 4) - не очень редкий минерал совер­ шенно необычного состава и структуры, впервые найденный еще в 1874 г. на место­ рождении Орескутан в Швеции Гумелиусом [1 ]. Его обычно относят к силикатам [2 ], однако его изоструктурность с журавскитом - Са3 [Mn(OH)6 (Н20 ) j 2 ] X X (C 0 3) ( S 0 4) и большое кристаллохимическое родство с эттрингитом Са3А 1(0Н )6] 2 (S 0 4) 3 2Н20, так же как и поведение при нагревании, свидетель­ ствуют о гораздо большей близости таумасита к сульфатам. В СССР таумасит впер­ вые был обнаружен в 1941 г. в Лопанском ущелье в Южной Осетии [3]. К настоя­ щему времени в литературе указано 18 месторождений этого минерала на терри­ тории СССР. Подавляющее большинство находок представлено мономинеральными прожилками мелкозернистого или параллельно-волокнистого таумасита до, 7 -1 0 см мощности в магнезиально-скарновых метасоматитах, обычно с сильно вы­ раженным развитием более поздних известковых скарнов. Проявление таумасита в контактовых флогопит-диопсидовых метасоматитах Кургинского ультраосновногощелочного массива (Кольский полуостров) - несомненно относится к этому же типу [4]. Экзотическими являются находки прожилков и конкреций таумасита в кимберлитах трубок Новинка и Комсомольская [5 ]. Как ни странно, но аналоги старинного месторождения таумасита Уэст-Паттерсон (Нью-Джерси, США) в пусто­ тах базальтовых лав - очень редки. В СССР известна только одна находка такого типа - в пустотах измененных диабазов зоны вкрапленных медно-никелевых руд Октябрьского месторождения (Талнах, Северная Сибирь) [6 ]. Тем больший интерес представляет новая находка авторами летом 1977 г. таумасита в пустотах шаровых андезито-базальтовых лав около устья р. Уравели (Ахалцихский район, Ю. Грузия) без всяких следов рудной минерализации. Это месторождение богато разнообраз­ ными по форме выделений цеолитами: стильбитом, гейландитом, морденитом, ломонтитом, а также апофиллитом - и описано В.П. Петровым в своих воспоминаниях [7] .

Месторождение представляет собой вскрытый дорожными работами выход шаро­ вых лав 7 -1 5 м высотой по левому берегу р. Уравели в 1,5 км от впадения ее в р. Куру. Обнажение сложено лавовыми ’’подушками” 1-1,5 м длиной и 0,5 -1 м толщиной. Порода ’ ’подушек” очень плотная, крепкая. Наружная стекловатая корка отшелушивается за счет выветривания. Промежутки между ’ ’подушками” заполнены кварц-кальцитовыми полосчатыми осадками и обломками сильно измененного стекла и содержат большое количество пустот и трещин, выполненных частично или полностью кальцитом, апофиллитом и цеолитами, а иногда монокристаллическим арагонитом. Изучение возрастных соотношений минеральных агрегатов с большой степенью надежности позволяет выделить четыре стадии минерализации: 1 - про­ жилки шестоватого кальцита с тектонитовой текстурой; 2 - гнезда массивного монокристаллического арагонита до 20 х 25 х 17 см; 3 — массивные прожилки кальцита с красными гейландитом, стильбитом и прерывистой или сплошной тонкой хлорофеитовой ботриоидальной призальбандовой оторочкой. Около таких прожил­ ков местами наблюдается редкая вкрапленность кристаллов самородной меди 1 -2 мм величиной; 4 — прожилки друзовой структуры и друзы в пустотах, сложен­ ных разнообразным кальцитом, баритом, гейландитом И, морденитом, стильбитом II, апофиллитом, кварцем, аметистом, таумаситом .

Минеральные агрегаты четвертой стадии минерализации представляют наибольший интерес и отличаются сложным строением и разнообразным обликом образцов .



Pages:   || 2 |



Похожие работы:

«Инструкция по использованию микроволновой печи Только для домашнего использования Русский Модель NN-ST25HBZPE NN-ST27HMZPE NN-ST25JB_MPQ_ST25JW_YPQ_HPE. indb 1 2018/06/29 10:40:05 Русский NN-ST25JB_MPQ_ST25JW_YPQ_HPE. indb 2 2018/06/29 10:40:05 Содержание Меры безопасности Общее руководство Посуда, пригодная для использования в микроволново...»

«ЖЭТФ, том выn. стр. 137-162 1997, 112, 1(7), @1997. ОПТИЧЕСКАЯ НАКАЧКА В А-СИСТЕМЕ СВЕТОМ ПАРАМЕТРИЧЕСКОЙ ЛЮМИНЕСЦЕНЦИИ д В . Куnрuянов, И. М. Соколов Сант-Петербургсий государственный техничесий университет Сант-Петербург, Россия 195251,...»

«Проблемы национальной стратегии № 1 2009 Владимир Фёдорович Терехов, кандидат технических наук, ведущий научный сотрудник риси. о стратегии сШа в азиатскотихоокеанском регионе После окончания холодной войны общая картина политических событий в мире начал...»

«УТВЕРЖДАЮ; директор ТОГГ ТЕХН ОЛОГИ ЧЕСКИ Й РЕГЛ АМ ЕН Т проведения полевых испытаний несущей способности свай методом ЭЛДИ РАЗРАБОТАНО: Заведующий отделением ОАО ЦНИИС, д-р физ.-мат. наук Заведующий лабораторией ОАО ЦНИИС,...»

«Приложение к Свидетельству об утверждении типа №. Лист 1 из 6 О П И С А Н И Е ТИ П А СРЕДСТВА И ЗМ Е РЕ Н И Й С О ГЛ А С О ВА Н О Руководитель ГЦИ СИ СНИИМ зам. директора ФГУП "СНИИМ" Система...»

«РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ФИЗИКО-ТЕХНИЧЕСКИЕ ПРОБЛЕМЫ РАЗРАБОТКИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ 2014 №3 ГЕОМЕХАНИКА УДК 539.5+519.6 ОЦЕНКА ГЛУБИНЫ И РАЗМЕРОВ ПОДЗЕМНОЙ ПОЛОСТИ В ГРУНТОВОМ МАССИВЕ ПО КОНФИГУРАЦИИ МУЛЬДЫ СДВИЖЕНИЯ НА ОСНОВЕ РЕШЕНИЯ ОБРАТНОЙ ЗАДАЧИ Л. А. Назаров1,2, Л. А. Назарова1,2, Г. Н. Хан1, М. Ванд...»

«Много звезд на небе, но это не мешает Веге сиять своим собственным светом ЕГА ВЕСТНИК ЕВРОПЕЙСКОЙ ГИМНАЗИИ АЛЬМАНАХ ВЕСТНИК ЕВРОПЕЙСКОЙ ГИМНАЗИИ В АЛЬМАНАХ ВЕСТНИК ЕВРОПЕЙСКОЙ ГИМНАЗИИ АЛЬМАНАХ ВЕСТНИК ЕВРОПЕЙСКОЙ ГИМНАЗИИ АЛЬМАНАХ ВЕСТНИК ЕВРОПЕЙСКОЙ ГИМНАЗИИ АЛЬМАНАХ ВЕСТНИК ЕВРОПЕЙСК...»

«пкозОЭЗТО НАУЧНО-ПРОИЗВОДСТВЕННОЕ ПРЕДПРИЯТИЕ СИСТЕМЫ УПРАВЛЕНИЯ ДВИГАТЕЛЯМИ ВНУТРЕННЕГО СГОРАЛИ АВТОМОБИЛЕЙ Г КОМПЛЕКТУЮЩИ И СРЕДСТВА ДИАГНОСТИКИ, 107370, МОСКВА, ОТКРЫТОЕ ШОССЕ, 48А. ТЕЛ.: 167-02-44, 167-00-73; ФАКС: 168-87-20 НАУЧНО-ПРОИЗВОДСТВЕН...»

«ООО Политест-Инжиниринг МЕТОДИКА ПО К О М П Л Е К С Н О М У Т Е Х Н И Ч Е С К О М У ДИ АГН О СТИ РО ВА Н И Ю ВНУТРЕН НИХ ГА ЗО П РО В О Д О В постройка дома У важ аем ы е коллеги! Широкомасштабная газификация была проведена в 50-х -70-х годах и в настоящее время практическ...»

«: +7(343)384-55-89, +7(843)206-01-48, +7(861)203-40-90, +7(495)268-04-70, +7(812)309-46-40, : zme@nt-rt.ru http://www.zeim.nt-rt.ru БЛОКИ СИГНАЛИЗАЦИИ ПОЛОЖЕНИЯ БСП-IIВТ6, БСП-IICТ4 РУКОВОДСТВО П...»

«ГАРАНТИЙНЫЙ ТАЛОН ГАРАНТИЙНЫЙ ТАЛОН ООО "Геркулес" МОДЕЛЬ:_ МОДЕЛЬ:_ ПРОИЗВОДСТВО ПРОФЕССИОНАЛЬНЫХ СЕРИЙНЫЙ НОМЕР (если имеется): СЕРИЙНЫЙ НОМЕР (если имеется): ТРЕНАЖЕРОВ И СПОРТИВНОГО ОБОРУДОВАНИЯ www.royal-sport.ru e-mail:...»

«МИНИСТЕРСТВО РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ ПО ДЕЛАМ ГРАЖДАНСКОЙ ОБОРОНЫ, ЧРЕЗВЫЧАЙНЫМ СИТУАЦИЯМ И ЛИКВИДАЦИИ ПОСЛЕДСТВИЙ СТИХИЙНЫХ БЕДСТВИЙ СП 6.13130 СВОД ПРАВИЛ (проект, первая редакция) Системы противопожарной защиты ЭЛЕКТРООБОРУДОВАНИЕ Требования пожарной безопасности Настоящий проект свода правил не подле...»

«Руководство по эксплуатации GF5FHs Подвесные лодочные моторы GF5HS Технические характеристики: Высота транца 567 мм Вес 22,5 кг Тип двигателя 4-т Макс. мощность 4 / 5 л.с (2.9 / 3,6 кВт) при 5400 об\мин Р...»

«OFFICEJET 4500 Руководство пользователя A909 G510 HP Officejet 4500 (G510) All-inOne серии Руководство пользователя 4. Перед очисткой устройства значительных усилий при Информация об авторских отсоедините его от эле...»

«Приложение № 10 к протоколу заседания Совета Ассоциации "Национальное объединение строителей" от 12 января 2017 г. № 92 УТВЕРЖДЕНО СОВЕТОМ протокол от 12 февраля 2015 № 65 изменения и дополнения: протокол от 09 апреля 2015 г. № 67, протокол от 18 мая 2015 г. № 68, п...»

«ИНФОРМАЦИОННО-ИЗДАТЕЛЬСКИЙ ЦЕНТР ГОСКОМСАНЭПИДНАДЗОРА РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ М ЕТО Д И ЧЕС К И Е У КА ЗА Н И Я ПО И ЗМ ЕРЕ Н И Ю К О Н Ц Е Н Т РА Ц И И ВРЕДН Ы Х ВЕЩ ЕСТВ В ВОЗДУХЕ РА БО Ч ЕЙ ЗО Н Ы (переработанные и дополненные техническ...»

«ОКП 421281 ДАТЧИКИ ДАВЛЕНИЯ ГИДРОСТАТИЧЕСКОГО КОРУНД-ДИГ-001М (ГИДРОСТАТИЧЕСКИЕ УРОВНЕМЕРЫ) РУКОВОДСТВО ПО ЭКСПЛУАТАЦИИ КТЖЛ. 406234.002.02 РЭ 2016 г КТЖЛ.406233.002 РЭ ОГЛАВЛЕНИЕ 1. Введение... 3 2. Назначение... 3 3. Технические данные... 3 4. С...»

«3 Содержание I. ОРГАНИЗАЦИОННО-МЕТОДИЧЕСКИЙ РАЗДЕЛ. 5 Цель дисциплины 5 Учебные задачи дисциплины 5 Место дисциплины в структуре ООП ВПО (основной образовательной программы высшего профессионального образования) 5 Требования к ре...»

«МАШИНА СТИРАЛЬНО-ОТЖИМНАЯ "ВЕГА" ВО-60 РУКОВОДСТВО ПО ЭКСПЛУАТАЦИИ ВО-60.00.00.000 РЭ ВНИМАНИЕ! При работе машины, находиться против загрузочного люка НЕ РЕКОМЕНДУЕТСЯ. ВНИМАНИЕ! Для открывания крышки люка освободить от фик...»

«Овощерезательная машина 1 ВВЕДЕНИЕ УВАЖАЕМЫЕ ГОСПОДА! Вы приобрели профессиональное оборудование. Прежде чем Вы приступите к работе с ним, обязательно ознакомьтесь с настоящим Паспортом. Помните, что, выполняя все указания, изложенные в настоящем Паспорте, Вы тем самым продлите срок эксплуатации оборудования и и...»







 
2019 www.mash.dobrota.biz - «Бесплатная электронная библиотека - онлайн публикации»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.