Процессы образования минералов в природе

Генезис (происхождение) минералов тесно связан с историей пла­неты, т.е. с условиями, господствовавшими на Земле в различные эпохи. В связи с этим целесообразно рассмотреть здесь в краткой форме современные представления, относящиеся к строению зем­ного шара и к геохронологии, т.е. к геологической истории Земли.

Около 4,5 млрд. лет тому назад земной шар был вращающимся сгустком расплава. Возраст первого материка оценивается в 4 млрд. лет. Первый материк в дальнейшем по меньше мере дважды раска­лывался на части, дрейф которых продолжается и в наши дни. Так, измеренная с помощью лазерных устройств скорость движения Се­верной Америки на запад и Австралии на восток составляют соот­ветственно 15 и 70 мм/год. Согласно современным пред­ставлениям, материки движутся по веществу, в котором масса жидкой фазы вероятно не превышает 1 %, но которое характеризуется тем не менее определенной пластичностью.

При постепенном охлаждении сформировалась сплошная твердая земная кора. Среднегодовая температура поверхности земного шара во время зарождения жизни (~ 2,3 млрд. лет назад) составляла 72 °С; в эпоху господства пресмыкающихся (~ 200 млн. лет назад) она была близка к 20 °С, а сегодня равна 14,8 °С. Температура в центральных зонах земного шара не превышает в наше время 2500 °С, температу­ра вытекающей из действующих вулканов магмы составляет 1200 -1400°С.

Кроме постепенного медленного охлаждения земной шар при дви­жении вместе с солнечной системой в космосе подвержен еще от­носительно кратковременным резким охлаждениям поверхности. Так, только за последние 500000 лет земной шар испытал 4 периода оледенения. Последний раз ледник ушел 16000 лет назад, и остатки его мы видим в Гренландии, Антарктиде.

При бурении нефтяных скважин, строительстве шахт погружению в недра земли на каждые 100 м соответствует повышение темпера­туры на 3°С (геометрический градиент), но эта величина выдержи­вается лишь в наружных зонах земной коры - глубже рост темпе­ратуры замедляется. Например, на рабочем конце самой глубокой в мире 12000м разведочной скважины на Кольском полуострове тем­пература составляет лишь 230 °С, а не 300 °С, как это можно было предполагать по величине геотермического градиента.

Экваториальный радиус земного шара составляет 6378,245 км, а полярный - 6356,863 км. Таким образом, Земля сплюснута у полюсов. Давление в центральных зонах земного шара дости­гает 350 млн кПа.

О внутреннем строении земного шара мы судим по ряду объек­тивных данных, имеющихся в распоряжении ученых. Так, средняя плотность земного шара, вычисленная по траектории его движения вокруг Солнца, равна 5,517 г/см³, в то время как плотность земной коры не превышает 2,4 - 2,9 г/см³. Сравнение этих величин дает основания предполагать, что к центральным зонам земного шара приурочены расплавленные или твердые массы очень высокой плот­ности.

Информацию о внутреннем строении земного шара дает глубин­ное бурение скважин, а также тщательное изучение падающих на поверхность Земли метеоритов, которые, по предположению, являют­ся обломками одной из планет солнечной системы. Как известно, метеориты бывают железо-никелевые и железо-каменные, они со­держат сульфиды. Очевидно, что эти составляющие входят и в сос­тав различных зон земного шара.

Наконец, огромную информацию дают методы сейсмической раз­ведки, с помощью которых оказывается возможным определение толщины и плотности зон, слагающих земной шар.

Внешняя сфера земного шара - земная кора - это силикатная обо­лочка земли толщиной до 70 - 80 км со средней плотностью 2,74 г/см³. Верхняя зона коры состоит из осадочных пород, образующихся при разрушении и переотложении продуктов разрушения нижележащих слоев, а также при отложении осадков на дно водоемов, морей и океа­нов. Этот слой относительно тонок, а местами отсутствует совсем. Под ним располагаются слой гранита - продукта кристаллизации кислой магмы, содержащей 65 - 75 % SiO₂, и базальтовый слой, об­разующийся при кристаллизации более основной магмы (40 - 55 % SiO₂). Под океанами земная кора тонка (4-8 км); на континентах она в 3 - 10 раз толще. В районе самых высоких гор (Памир, Гималаи) толщина земной коры достигает 70 - 80 км.

Большая часть земной коры находит­ся в твердом состоянии. Нижняя граница этой геосферы называется поверхностью Мохоровичича, в честь открывшего ее в 1909 г. извест­ного югославского ученого С. Мохоровичича. Ниже этой поверхности располагается мантия земли, суммарная толщина которой достигает 2830 - 2999 км.

Моря, океаны, реки и озера покрывают в наше время 71 % поверх­ности земли. Уровень океана в истории планеты неоднократно менял­ся. Установлено, что 400 - 500 млн. лет назад уровень океана был на 300 - 350 м выше современного. Около 200 млн. лет назад в триасо­вом периоде мезозойской эры этот уровень снизился. В настоящее время за счет таяния льдов Антарктиды и Гренландии уровень миро­вого океана ежегодно повышается на 2 мм.

Осадочные породы

Рис. 2.1. Структура земной коры под материками и океанами. Вертикальные и наклон­ные линии - разломы и трещины (рифты) в земной коре

В земной коре вода заполняет поры и трещины, пустоты, фильт­руется в определенных направлениях на огромных участках коры. Кроме того, вода входит в состав гидратов в виде так называемой кристаллизационной воды. Наконец, водяные пары в большом количестве растворены в расплавленной магме.

Магмой называется природный, преимущественно силикатный расплав, находящийся в глубинах земного шара. Химический состав магмы меняется в широких пределах. Кроме SiO₂, А1₂О₃, СаО, МgО, Na₂O, К₂O, FeO и Fe₂O₃ магма содержит в своем составе много газов (в том числе и водяных паров), растворимость которых в силикатных расплавах при огромных давлениях, характерных для недр земного шара, велика. Кроме того, в общем случае в магме присутствуют и сульфиды. Процессы формирования магмы, происходящие на боль­ших глубинах, недоступны прямому исследованию или наблюдению. Однако мы можем судить о ее свойствах и составе по продуктам кристаллизации магмы и по составу изливающейся из вулкана лавы, температура которой составляет обычно 1100 - 1300 °С.

Генезис минералов в основном можно свести к следующим процессам:

Минералообразование, связанное с процессами остывания магмы. К этой группе относятся:

1. Процессы интрузивные, происходящие в глубине земной коры. Застывание магмы происходит при условиях высокого давления и высокой температуры. Минеральные вещества - минералы и горные породы, образующиеся при этих процессах, обычно именуются также интрузивными, или глубинными. Вследствие медленности охлажде­ния минералы горных пород этого типа обладают кристалличе­ским строением и имеют в большинстве случаев равномерно-зернистый вид.

2. Процессы эффузивные связаны с излиянием магма­тических масс в поверхностные части земной коры, где процессы застывания идут при относительно низкой температуре и обыкновенном атмосфер­ном давлении. Минералы и горные породы этих процессов именуются эффузивными, или излившимися. Вследствие того, что эти процессы часто сопровождаются вулканическими извержениями, эффузивные породы нередко называют еще вулканиче­скими. Характер структуры минеральных веществ при этом весьма разнообразен, большей частью эффузивные породы обладают или тонкокристаллическим сложением, или имеют вид аморфной массы.

Остывание магмы происходит при наличии весьма сложных физико-химических процессов, изучение которых связано со специальными курсами петрографии и геохимии. Вся совокупность относящихся сюда процессов объединяется общим выражением процессов дифференциации магмы, когда идет распад, или расщепление, ее на различные части. Дифференциацию магмы можно представить в виде отдельных фаз, которые протекают в форме сложнейших физико-химических превращений по мере понижения температуры магмы и изменения давления внутри магматических масс.

При остывании магматических масс наступает процесс кристал­лизации расплава — фаза кристаллизационной дифференциации. В за­висимости от общего состава магмы, а также в связи с характером самого бассейна кристаллизация сопровождается рядом разнообраз­ных химических превращений, в результате чего возникает комплекс тех или иных минеральных тел, в дальнейшем обусловливающий тот или иной тип минеральных месторождений.

Не вдаваясь в рассмотрение различных соотношений кристалли­зационного процесса (подчас весьма сложного и запутанного), отме­тим, что выделение отдельных минералов из магматического расплава связано с известной последовательностью. Последовательность кри­сталлизации минералов, прежде всего обусловливается наличием в магматической системе так называемой э в т е к т и к и, т. е. такой физической смеси, где выделение минеральных компонентов опреде­ляется не температурами плавления их, а избыточным содержанием против своего эвтектического состояния.

Так, например, эвтектическая смесь для кварца и ортоклаза определяется следующими соотношениями: кварца 26% и ортоклаза 74%. Если в силикатовой магме кварца находится 40%, а полевошпатовая часть представлена 60%, то первым будет выделяться кварц до своего эвтектического состояния с ортоклазом, т. е. до 26%. После этого, вследствие понижения температуры до эвтектической точки, наступает одновременный процесс кристаллизации, и магма затвердевает в одно целое образование (случай образования так назы­ваемой пегматитовой структуры). Эвтектические смеси всегда, яв­ляются наиболее легкоплавкими, а эвтектическая точка представ­ляет наиболее низкую точку плавления (а следовательно, и кристал­лизации) смеси, которая всегда ниже точек плавления отдельных ком­понентов. Вследствие того, что в этой точке расплав является насы­щенным обоими компонентами, они и кристаллизуются одновре­менно, образуя своеобразную эвтектическую структуру породы.

Эвтектические смеси в маг­мах чрезвычайно разнообразны, в процессах минералообразования эти смеси играют весьма существенную роль.

Одновременно происходит процесс дифференциации магмы по плотности, а также возникновение пегматито-пневматалитовых процессов.

Под пневматолизом, или пневматолитовым процессом, мы пони­маем всю совокупность реакций, связанных с взаимодействием лету­чих газообразных продуктов, находящихся в магме и обусловливаю­щих образование новых веществ — пневматолитов. В пневматолитических процессах большое участие принимает парообразная вода, под влиянием которой происходит образование многих кислородных соединений тяжелых металлов, например оловянного камня (кас­ситерита) Sn0₂:

SnF₄ + 2Н₂О = 4НF + Sn0₂

Само выражение пневматолиз происходит от греческого “пневма”, что, значит “дух”, или “газ”.

Температурные условия образования пневматолитов чрезвычайно разнообразны, вследствие чего и минералогический состав их связав с различными образованиями.

Наряду с процессами пневматолиза идет пегматитообразование (оба процесса протекают совместно). Пегматитообразование носит чисто жильный характер и связано преимущественно с гранитами.

Пегматитовые жилы образуются при проникновении легкоплавкой магмы по трещинам в земной коре. Обычно пегматитовые жилы встречаются не одиночно, а целыми сериями, рас­пространяющимися на большие территории, образуя так называемые пегматитовые поля.

Пегматитовые образования, или пегматиты, отличаются чрезвычайной крупностью зерна и наличием особой структуры – пегматитовой структуры.

Эта структура характеризуется особой ориентировкой одной состав­ной части по отношению к дру­гой.

Выделение из магмы паров воды вызывает так называемые гидротермальные процессы.

Процессы, относящиеся к этой фазе, связаны с горячими водными растворами, циркулирующими в глубинных областях земной коры и образующимися в результате конечных проявлений магматической дифференциации.

Вследствие того, что эти воды имеют совершенно особый характер и представляют собой воды магматического происхождения, известный геолог Зюсс чрезвычайно удачно и образно назвал их ювенильными, от латинского слова “juvenis”, что значит девственность.

Ювенильные воды в значительной своей части являются ионизированными, насыщенными некоторыми газами, например СО₂, вследствие чего оказываются растворителями различных минераль­ных веществ, которые потом, при соответствующих новых условиях, могут отложиться в твердом виде.

Ввиду этого гидротермальные жилы в большинстве случаев являются носительницами различных полезных ископаемых, преимущественно рудного характера.

Минералогический состав гидротермальных жил по преимуществу определяется наличием сульфидов — сернистых соединений различ­ных металлов. Основным телом гидротермальных жил по большей части является кварц, обычно плотный и мелкокристаллический. На­ряду с кварцем наблюда­ются и другие минералы, как, например, кальцит, доломит, барит, флюорит и пр.

В зависимости от тех ус­ловий, при которых идет об­разование гидротермальных жил (температура, давле­ние), а также от места самого образования их, устанавливают рас­пределение их на глубинные жилы, жилы средней глубины и поверхностные жилы, глубина залега­ния которых приблизительно исчисляется от 100 до 400 м от по­верхности.

Каждая из этих категорий характеризуется своим минеральным составом и обусловливает строго определенный тип минеральных месторождений.

Метаморфические процессы вызывают возникновение новых минералов и пород из ранее образовавшихся при изменении внешних условий (температура, давление).

В зависимости от характера распространения различают метаморфизм региональный, или общий, охватывающий большие площади пространства, и метаморфизм контактный или местный, распространяющийся лишь на отдельные участки в земной коре. Региональный метаморфизм обычно вызван общим повсеместным давлением со стороны вышележащих пород, или движениями земной коры, в результате чего происходит образование так называемых кристаллических сланцев, например гнейсов и ряда других пород.

Контактный метаморфизм, или просто контактометаморфизм, в принципе представляет явление, связанное с изменениями тех или иных горных пород, вызванных вторжением магматических масс. В промежуточной области между двумя этими группами пород, в силу происходящих при этом физико-химических процессов, возникает новое третье вещество, которое и рассматривается как продукт коктактометаморфических процессов.

При контактном метаморфизме поверхность изменения двух соприкасающихся пород может определяться часто целыми широкими зонами по обе стороны в отношении первоначального материала, вследствие чего в результате - этих процессов могут - возникать отдельные крупные минеральные месторождения, имеющие то или иное промышленное значение.

Перейдем теперь к экзогенным процессам формирования минера­лов, горных пород, месторождений полезных ископаемых. На поверхности земного шара и в непосредственной близости от нее происходит разрушение эндогенных пород под действием их цикличес­кого нагрева и охлаждения днем и ночью, летом и зимой, а также за счет разрушительной работы льда, воды, микроорганизмов, окисли­тельного действия кислорода и углекислого газа воздуха. Этот слож­ный физико-химический процесс, называемый общим термином "вы­ветривание", приводит к механическому разрушению эндогенных пород и к растворению части элементов, соединений в воде. Кроме того, в поверхностной зоне активно идут процессы гидратации, карбонизации и окисления. При этом образуются новые минералы, устой­чивые в специфических условиях поверхности земной коры, т.е. в так называемой зоне окисления.

При размыве продуктов выветривания водой происходит перенос частиц и переотложение их в соответствии с плотностями в речных долинах и на морском побережье. Так образуются "россыпи" золота, платины, алмазов и др. минералов, имеющих промышленное значе­ние.

Физическое, или механическое, разрушение, связано с раз­дроблением материнской породы и представляет явление дезин­теграции. При химическом разрушении происходит распад, или разложение первоначаль­ного минерального вещества, вследствие чего образуются про­дукты, отличающиеся отминералогического состава материнской породы. Обычно оба этих процесса в природе идут со­вместно.

В процессах разрушения минеральных веществ весьма боль­шую роль играют организмы — растительные и животные. Вследствие той большой роли, какую выполняют организмы в этих процессах, их нередко выделяют в особый вид, так называемое органогенное выветривание.

В явлениях дезинте­грации, т. е. физического выветривания, большую роль играет инсоляция, т. е. фактор, связанный с колебанием температуры, в силу чего минералы, имеющие неодинаковые коэффициенты расши­рения, подвергаются постепенному распаду. Точно так же огром­ную роль в серии этих процессов играют: механическая деятельность воды (во всех своих состояниях, включительно до ледников), механическая деятельность атмосферы и механическая деятельность организмов, как растительных, так и животных.

Раздробление растирание первоначального минерального матери­ала приводят к разнообразным вторичным образованиям, скапливаю­щимся в огромнейших количествах в поверхностных горизонтах земли: валуны, галька, гравий, песок, алеврит, пыль, глина (табл. 2.1).

Таблица 2.1 – Продукты разрушения горных пород

Обломки же горных пород, представленные плоскими и вообще неправильными формами, идут под общим названием щебень.

При химических процессах выветривания происходит химиче­ское изменение первоначального материала, вследствие чего образуются новые минеральные вещества с другим химическим соста­вом против первоначального и другими физическими свойствами.

Основными факторами, или агентами, химических процессов вы­ветривания являются:

- Кислород О, везде и всюду сопровождающий процессы;

- ВодаН₂О, представляющая сложную систему растворов солей и различных газов, — воспроизводит процессы гидратации;

- Углекислота СО₂, находящаяся в некотором количестве в воде и в атмосфере. Под её влиянием протекают процессы карбонатизации.

- Химическая деятельность организмов, преимущественно расти­тельных, которые, как было отмечено, играют весьма существенную роль в деле разрушения минеральных веществ.

К числу наиболее резко выраженных процессов химического вы­ветривания можно отнести процессы, связанные с разрушением сили­катов.

Очень показательным примером в этом отношении является процесс каолинизации, весьма широко распространенный в природе. Этот процесс связан с химическим разрушением различных алюмосиликатов, преимущественно полевых шпатов, которые в по­верхностных частях земли под влиянием воды и углекислоты пере­ходят в каолин Н₄Аl₂Si₂О₉ — в глинистую массу.

Схему этого процесса можно выразить следующим химическим уравнением:

K₂Al₂Si₆O₁₆ (ортоклаз)+СО₂ + 2Н₂О= К₂СО₃ (растворимая соль)+ Н₄Al₂,Si₂O₉(каолин) + 4SiO₂ (свободный кремнезем).

Массы образующегося каолина на поверхности земли переходят в глину, т. е. в сложную коллоидную систему, связанную с разно­образными веществами.

Фильтрующиеся через горные породы подземные воды совершают также сложные процессы химического выветривания, в ходе которых силикаты подвергаются гидролизу, распадаются на относительно более простые комплексы (SiO₂, А1₂О₃, Fe₂O₃), выделяющиеся в виде солей. В условиях жаркого тропического климата золи оксидов алю­миния и железа гидратируются, коагулируют и остаются на месте разрушения первичных пород, в то время как кремнезем выносится водными растворами за пределы месторождения. Так формируются месторождения бурых железняков с глинистой пустой породой, так называемых латеритовых руд, и месторождений гидрооксидов алю­миния - бокситов.

В других условиях, когда первичное рудное вещество состоит в основном из оксидов железа и их гидратов с кварцевой (SiO₂) или опаловой (SiO₂×nН₂O) пустой породой, имеет место постепенное вымывание SiO₂ из первичного железорудного месторождения с уменьшением содержания пустой породы в руде, т.е. с ее естествен­ным обогащением.

Наконец, геологами установлены случаи выноса водой за преде­лы первичного железорудного месторождения больших масс оксидов железа, которые затем осаждаются из водных растворов, образуя новые месторождения рядом с первичным (инфильтрационные место­рождения) или под первичным (катагенетические месторождения).

К экзогенным процессам формирования месторождений полезных ископаемых относятся также процессы осаждения на дно водоемов.

Непрерывный процесс отмирания морских животных приводит к наполнению на дне водоемов их скелетов, раковин моллюсков. Так образуются огромные скопления известняка и мела, используемые черной металлургией в качестве флюса для доменных и сталепла­вильных плавок. Процесс накопления карбонатных пород на дне морей и океанов особенно активизировался в меловом периоде мезозойской эры. Эти процессы в больших масштабах протекают и в наше время.

Скопления останков древних деревьев, кустарников, древовид­ных папоротников и продуктов их разрушения дают промышленные залежи бурого и каменного углей, которые, таким образом, также имеют чисто осадочное экзогенное происхождение.

Реки, впадающие в озера, моря и океаны, несут в составе водных растворов и в виде гелей многие химические элементы и соединения. Происходит постепенное насыщение водных бассейнов этими ве­ществами вплоть до предела растворимости, при превышении кото­рого начинается выпадение химических осадков на дно. Процессам осаждения способствуют также изменения предела растворения при понижении температуры воды, ее солености, а также выпаривание воды в мелководных лагунах. Так образуются, например, месторож­дения гипса (CaS0₄ × 2 Н₂О) и каменной соли (NaCl).

Осадочные месторождения железных и марганцевых руд образуются при коагуляции и выпадении на дно сгустков гидрооксидов этих элементов. Эти сгустки, имеющие первоначально форму шариков, в дальнейшем скрепляются вторичными силикатными мине­ралами и под влиянием давления могут несколько деформироваться. Мелкие рудные шарики называют оолитами (от долей мм до 10 мм). Более крупные образования называются бобовой рудой. К характер­ным особенностям оолитов следует отнести присутствие в их центрах кусочков чужеродных материалов, играющих роль затравок, вокруг которых начиналось отложение и кристаллизация коагулянтов. Дру­гая особенность - их концентрически-зональное строение: концент­рические слои отличаются друг от друга толщиной, составом, цветом. Многочисленные месторождения оолитовых бурых железняков, воз­раст которых не превышает обычно 150 - 200 млн. лет, имеются в Украине (крупнейшее - Керченское) и в Казахстане - Лисаковское и Аятское.

Особое положение среди осадочных железорудных месторожде­ний занимают древние докембрийские осадочные метаморфизованные руды. Осаждение первичного рудного вещества, состоявшего, вероятно, из гидрооксидов железа (Fe₂О₃ × nH₂O), опала (SiO₂ × nH₂O) и силикатов, происходило еще до кембрийского периода, т.е. более 0,6 млрд. лет назад. Абсолютный возраст многих из этих месторож­дений исчисляется миллиардами лет.

В то время существовали условия, способствовавшие осаждению огромных масс оксидов железа на дно морей и океанов. Эти усло­вия никогда более не повторялись в истории планеты. Сотни миллиар­дов тонн осадочных докембрийских руд составляют сегодня основу сырьевой базы черной металлургии во всем мире. Их запасы сос­тавляют почти 60 % всех запасов руд земного шара; из этих руд выплавляется до 90 % всего чугуна и производится 100 % губчатого железа.

За долгую историю рудные тела докембрийских месторождений были перекрыты толстыми слоями других осадочных пород, в пер­вую очередь известняком, мелом, мергелем (мел с глиной). Высота этой кровли достигает часто 200 - 500 м, что создает сильное горное давление на рудное вещество, которое уплотняется, становится плит­чатым (перпендикулярно направлению горного давления) и перекристаллизовывается. К действию горного давления присоединялся рост температуры, влияние паров и газов, горячих водных растворов и подземных вод. Все это приводило к полному перерождению перво­начальной структуры руды, к ее метаморфизации ("метаморфоза" греч. - превращение). Отсюда и название этих месторождений - оса­дочные "метаморфизованные", т.е. потерявшие первоначальную струк­туру, которая была характерна для них миллиарды лет назад.

Свойства минералов

Твердость

Твердость минерала характеризует его способность сопротивлять­ся вдавливанию в него других твердых тел или царапанию. В лабо­раторных условиях абсолютную величину твердости определяют на специальных приборах - твердомерах. В полевых условиях и на произ­водстве используется шкала твердостей (табл. 3.1) австрийского ми­нералога Мооса (1820 г.).

Каждый последующий минерал этой шкалы царапает все преды­дущие. Твердость минералов от талька до корунда растет в геометри­ческой прогрессии с показателем 2. Таким образом, гипс тверже талька в два раза, кальцит тверже талька в 4 раза, но мягче флюорита в два раза. Исключение составляет лишь алмаз, твердость которого в 140 раз выше твердости корунда.

Таблица 3.1 – Шкала твердости Мооса

Следует иметь в виду, что минералы анизотропны и имеют различ­ную твердость по разным направлениям. У некоторых из них эти раз­личия достигают больших величин. Так, у кианита твердости по раз­ным направлениям меняются в пределах от 4 до 6,5 (второе назва­ние этого минерала - "дистен", т.е. двояко сопротивляющийся - под­черкивает эту особенность камня).

Спайность и излом

Спайностью называется способность минерала раскалываться при ударе по определенным кристаллографическим плоскостям, что свя­зано с особенностями структур кристаллических решеток, направ­лением сил связи в них и многими другими факторами. По совер­шенству спайности минералы делятся на следующие группы:

1. Минералы с весьма совершенной спайностью, которые раска­лываются или расщепляются при ударе только по вполне определен­ной плоскости (слюда, графит, молибденит).

2. Минералы с совершенной спайностью дают при ударе неболь­шое количество изломов неправильной формы - в основном же куски раскалываются по плоскостям, которые могут быть заранее пред­сказаны (галенит, галит, кальцит).

3. Среднюю спайность имеют полевые шпаты, алмаз, роговая об­манка. При ударе в них, наряду с закономерным раскалыванием по определенным плоскостям, наблюдаются многочисленные случайные сколы и изломы.

4. Несовершенную спайность имеют, например, апатит, сера, оливин. При ударе куски этих минералов разрушаются на обломки с неров­ными поверхностями. Плоскости спайности редки.

5. Весьма несовершенная спайность или полное ее от­сутствие наблюдается, например, у магнетита, корунда, зо­лота. Здесь все изломы имеют неправильную форму.

Иногда минерал обладает хорошей спайностью сразу по двум направлениям. Тогда спайные обломки имеют форму параллелепи­педов, плитки, досок. Такие минералы называют шпатами (кальцит - известковый шпат СаСО₃; сидерит - железный шпат FeCO₃, барит - тяжелый шпат ВаSO₄ и т.д.).

Изломы принято классифицировать по гладкости их поверхнос­ти и форме. Различают изломы - неровный, раковистый, занозистый (напоминает излом древесины), зернистый (у мрамора), ступенчатый (у ортоклаза), землистый, крючковатый.

Плоскостями отдельности называют в минералах плоскости, в которых сосредоточены примеси, поры, ориентированные определен­ным образом включения. Обычно отдельность не совпадает с плос­костями спайности, но при ударе кусок минерала колется и по этим плоскостям.

Плотность

Плотности минералов меняются в широких пределах и служат ценным диагностическим признаком. Лед с плотностью 0,916 г/см³ является самым легким в царстве минералов; невьянскит (осмистый иридий) и сыссертскит (иридистый осмий) с плотностями соответст­венно до 21,5 и 22,5 г/см³ - самые тяжелые минералы из известных науке. Рука человека привыкла к плотности камня, слагающего земную кору (средняя плотность 2,74 г/см³). Поэтому, отклонения от этого уровня плотности легко фиксируются при диагностике. Второе название барита - тяжелый шпат - связано, например, именно с его аномально высокой плотностью (4,5 г/см³). Приводим плотности некоторых ми­нералов в порядке возрастания, г/см³: кварц - 2,65; магнетит - 5,17; гематит - 5,26; галенит - 7,5; золото - до 19,3.

Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском: