Каркасные силикаты и алюмосиликаты

Каркасные силикаты – соединения катионов с анионной группой в виде трехмерного каркаса кремнекислородных и алюмокислородных тетраэдров [Si_nO_2n], [Al_x Si_n-x O_2n] ^{x -} с дополнительными анионами ОН ^-, Cl ^-, F ^-, SO₄^{2 -}, CO₃^{2 –} и молекулами Н₂О.

Практически все каркасные силикаты являются алюмосиликатами, так как часть атомов Si ⁴⁺ в кремнекислородных тетраэдрах замещается атомами Al ³⁺. Отрицательный заряд структурных единиц [Al_x Si_n-x O_2n] ^{x –} ком-пенсируется катионами щелочных металлов с координационным числом 8 и выше. Поэтому главными катионами алюмосиликатов являются Na, K, Ca и Ва.

Представителями каркасных силикатов и алюмосиликатов являются следующие группы минералов:

- группа калиевых полевых шпатов (санидин, ортоклаз, микроклин);

- группа (изоморфный ряд) плагиоклазов (альбит – анортит);

- группа фельдшпатоидов (нефелин);

- группа цеолитов (шабазит, анальцим, натролит, гейландит).

Общая характеристика. Структуры каркасных силикатов сложные и многообразные, что обусловлено большим количеством вариаций сочленения тетраэдров в пространстве. В полевом шпате тетраэдры группируются по восемь и четыре, образуя каркас с тремя типами полостей, в которых часто располагаются катионы. В нефелине все полости одинаковые и заняты катионами. В цеолитах эти полости «открыты» и настолько велики, что в них могут размещаться целые группы и комплексы ионов и молекул, иногда свободно обменивающиеся с окружающей кристалл средой без деформации структуры кристалла.

Морфология кристаллов и их симметрия различны у разных минералов каркасных силикатов и обусловлены характером кристаллической структуры.

Физические свойства каркасных силикатов характеризуются общими чертами. Окраска большинства минералов этого подкласса светлая, за счет отсутствия минералов-хромофоров с шестерной координацией (Fe, Mg Cr, Mn). Низкие значения плотности (~ 2,5 г/см³) обусловлены большими молекулярными объемами кристаллических решеток, в то время как по твердости (5,0 – 6,0), каркасные силикаты уступают лишь островным. Спайность часто наблюдается средняя и даже совершенная по нескольким направлениям, что обусловлено более тесной упаковкой тетраэдров в определенных направлениях.

Происхождение каркасных силикатов и алюмосиликатов. Каркасные силикаты и алюмосиликаты в генетическом отношении являются продуктами эндогенных (магматических) процессов, реже экзогенных и метаморфо-генных. Многие минералы полигенны.

4.5.1. Калиевые и кальций-натриевые полевые шпаты

Общая формула полевых шпатов может быть записана следующим образом – А[В₄О₈], где А – катионы щелочных металлов – Na, K, Ca, Ba, а В – Si и Al с отношением Si : Al от 3 : 1 до 1 : 1.

Структура полевых шпатов представляет собой трехмерный каркас кремнекислородных и алюмокислородных тетраэдров и катионов щелочных металлов, расположенных в промежутках отрицательно заряженного каркаса. Широко распространенные разности полевых шпатов могут быть рассмотрены как система, состоящая из трех компонентов ряда: K[AlSi₃O₈] - Na[AlSi₃O₈] - Ca[Al₂Si₂O₈]. Сложность этой системы обусловлена образова-нием твердых растворов между компонентами и существующими поли-морфными модификациями. По составу, структуре и другим особенностям среди полевых шпатов выделяют две группы – калиевые полевые шпаты – санидин, ортоклаз и микроклин и плагиоклазовый ряд кальций-натриевого состава с конечными членами альбитом Na[AlSi₃O₈] и анортитом Ca[Al₂Si₂O₈].

4.5.1.1. Калиевые полевые шпаты

Калиевые полевые шпаты представлены несколькими полиморфными модификациями K[AlSi₃O₈], отличающимися степенью упорядоченности кристаллической структуры. Отличием санидина, ортоклаза и микрокоина является степень упорядоченности кристаллической структуры, обусловлен-ная расположением тетраэдров с алюминием в каркасе. Структура санидина неупорядочена, в ней расположение тетраэдров с алюминием случайное. В ортоклазе оно частично упорядочено, а тетраэдр с алюминием занимает то одну, то другую позицию, в то время как в микроклине он занимает строго определенное положение.

Ортоклаз и санидин кристаллизуются в моноклинной сингонии, микроклин – в триклинной.

Морфологически они практически не отличимы друг от друга. Но, имея разные пределы изоморфизма, при низких температурах кристаллизации калиевые полевые шпаты имеют разные структуры распада твердых растворов натрия, которые представлены в них ориентированными пластинчатыми вростками альбита – пертитов. В санидине пертитов почти нет, в ортоклазе их чуть больше, а в микроклине их много и они более крупные (рис. 48).

По морфологическим признакам микроклин почти не отличается от ортоклаза, но имеет две отличающиеся по внешним признакам минеральные разновидности:

- амазонит – зеленая разновидность микроклина (цвет обусловлен с дефектными центрами, образованными ионами Pb^{2 +} и Rb⁺);

- адуляр – прозрачная разновидность микроклина, часто иризирующая в голубых тонах за счет рассеяния света на границе микропертитовых вростков альбита. Иризирующий микроклин называют «лунным камнем».

Рис. 48 Пертит (вростки альбита в микроклине)

В редких случаях в калиевых полевых шпатах могут присутствовать микровключения гематита и гетита, за счет которых возникает иризация в золотистых, желтых и красных тонах.

Важным диагностическим признаком калиевых полевых шпатов является спайность в двух направления под прямым углом.

Общей особенностью калиевых полевых шпатов является образование простых двойников срастания и прорастания, чем они и отличаются от плагиоклазов, для которых характерны полисинтетические двойники.

Краткая характеристика калиевых полевых шпатов приведена в таблице № 17.

Происхождение калиевых полевых шпатов, как правило, магма-тическое и постмагматическое.

Происхождение санидина связано с изверженными породами (риоли-тами, трахитами). Ортоклаз и микроклин вместе с кварцем и мусковитом являются главными минералами пегматитов, где нередко при срастании с кварцем образуют «письменный гранит». С гидротермальными процессами часто связано образование микроклина и его зеленой разновидности – амазонита.

Также образование калиевых полевых шпатов связано с высокими ступенями метаморфизма за счет преобразования слюд и амфиболов. В жилах «альпийского типа» отмечается прозрачная разность микроклина – адуляр.

4.5.1.2. Плагиоклазы

Плагиоклазы представляют собой серию алюмосиликатов натрия и кальция, химический состав которых варьирует от альбита к анортиту. В альбите каждый атом каркаса занимает четкую позицию, где положение ионов Si и Al строго фиксировано. Анортит существует в упорядоченном состоянии, где ионы Si и Al по всей структуре занимают чередующие тетраэдры, давая отношение Si : Al равное 1 : 1. Кристаллизуются плагиоклазы в триклинной сингонии.

Е.С. Федоровым предложена классификация плагиоклазов, где каждому члену изоморфного ряда присваивается номер, соответствующий процентному содержанию в нем анортитовой молекулы. В соответствии с классификацией плагиоклазам присвоены следующие номера:

№ 1 – 10 альбит Na[AlSi₃O₈];

№ 10 – 30 олигоклаз;

№ 30 – 50 андезин;

№ 50 – 70 лабрадор;

№ 70 – 90 битовнит;

№ 90 – 100 анортит Ca[Al₂Si₂O₈].

Члены изоморфного ряда плагиоклазов имеют типоморфное значение, так как кристаллизуются из магматического расплава в строгой последо-вательности, а потому их часто используют при систематике изверженных пород (кислые - № 0 – 30, средние - № 30 – 60, основные № 60 – 100).

По внешним признакам из плагиоклазов можно определить альбит, лабрадор, реже олигоклаз, остальные члены изоморфного ряда устанавли-ваются под микроскопом или химическим путем.

Краткая характеристика минеральных представителей калиевых полевых шпатов и плагиоклазов приведена в таблице № 17.

Происхождение плагиоклазов связано с кристаллизацией из магмы, перекристаллизации в твердом состоянии в метаморфических породах, отлагаться в жилах из гидротермальных растворов или кристаллизоваться в качестве аутигенных минералов их поровых растворов в осадочных породах.

Все полевые шпаты в коре выветривания могут распадаться на составные компоненты вплоть до образования латеритов и бокситов.

Плагиоклазы являются главным минералом кислых изверженных магматических пород, особенно таких как лабрадориты и анортазиты.

При температуре выше 600⁰С между K[AlSi₃O₈] и Na[AlSi₃O₈] существует непрерывный твердый раствор. При снижении температуры твердые растворы промежуточного состава между калиевым полевым шпатом и альбитом становятся нестабильными и при медленном остывании распадаются на серию параллельных вростков – пертиты. В пертитах плагиоклаз присутствует как одинаково-ориентированные пленки, прожилки или пятна внутри ортоклаза или микроклина.

4.5.2. Группа фельдшпатоидов

Группу фельдшпатоидов составляют каркасные алюмосиликаты натрия и калия, которые образуются из щелочных магм при допустимых минимальных содержаниях в расплаве кремнезема. Фельдшпатоиды не встречаются совместно с кварцем, так как при увеличении кремнезема в расплаве образуется кислый плагиоклаз – альбит.

Фельдшпатоиды легко разлагаются кислотами, что объясняется относительно высоким отношением в них Al : Si. Алюминий переходит в раствор, в результате чего кристаллическая решетка разрушается и образуется студенистый осадок кремнезема.

Наиболее распространенными минеральными представителями группы фельдшпатоидов является нефелин и лазурит.

Краткая характеристика минералов группы фельшпатоидов приведена в таблице № 17.

4.5.3. Группа цеолитов

Цеолиты – водные алюмосиликаты натрия и кальция.

Особенностью структуры цеолитов является их открытый крупно-ячеистый каркас, сложенный [(Si, Al) О₄] ^-. В ячейках каркаса цеолитов размещаются катионы, компенсирующие отрицательный заряд каркаса. Каналы, образуемые в структуре цеолитов различными комбинациями связанных колец тетраэдров, позволяют входить внутрь каркаса отдельным катионам и крупным молекулам. Диаметр каналов и, следовательно размеры проходящих через них ионов и молекул, зависят от особенностей строения каркаса отдельных минералов группы цеолитов, что позволяет использовать цеолиты в качестве «минеральных сит» и на минеральном уровне сепарировать вещества.

При нагревании цеолиты способны «отдавать» воду (дегидратация), а затем вновь вода может заполнять полости и каналы каркаса (регидратация).

Цеолиты образуют группу минералов, близких по составу, условиям образования, но отличающихся значительным разнообразием структур (рис.49):

- трехмерные структуры типа шабазита;

- волокнистые структуры, образованные цепями тетраэдров, слабо связанных между собой в продольном направлении (натролит);

- пластинчатые структуры, образованные тетраэдрами, прочно связан-ными в одной плоскости и слабо в перпендикулярном направлении (гейландит, десмин, клиноптилолит).

Краткая характеристика минеральных представителей цеолитов приведена в таблице № 17.

Происхождение цеолитов. Цеолиты отлагаются из поздних магматических растворов и гидротермальных растворов, а также образуются в процессе позднего диагенеза. Многие из них образуются при изменении полевых шпатов, фельдшпатоидов и вулканического стекла. Цеолиты выполняют миндалины, трещины и другие полости во многих типах изверженных (вулканических) пород, особенно базальтов (рис. 50). Они характерны для метаморфических пород, образованных при относительно низких значениях давлений и температур. Цеолиты встречаются также в рудных карбонатных жилах и отложениях горячих источников. Кроме того, они являются распространенными минералами некоторых туфогенно-осадочных отложений, где образуются в процессе диагенеза.

Рекомендуемая литература:

1. Бетехтин А.Г. Минералогия. М.: Изд-во геологической литературы, 1950. 956 с.

2. Булах А.Г. Общая минералогия. СПб: Изд-во С.-Петербургского университета, 1999. 356 с.

Рис. 49 Схема структурных типов цеолитов (по Е.К. Лазаренко, 1971)

а – структура натролита, б – структура шабазита, в – структура гейландита и десмина

Рис. 50 Цеолит вулканического происхождения

3. Корнилов Н.И., Солодова Ю.П. Ювелирные камни. М.: Недра, 1986. 282 с.

4. Лазаренко Е.К. Курс минералогии. М.: Высшая школа, 1971. 608 с.

5. Миловский А.В. Минералогия и петрография. М.: Недра, 1985. 432с.

6. Самсонов Я.П., Туринге А.П. Самоцветы СССР. М.: Недра, 1985. 335 с.