Булах А.Г. Общая минералогия

Подождите немного. Документ загружается.

пример, полевые шпаты раскалываются

по

двум разным пинакоидам,

на

одних плос-

костях блеск сильный, поверхности ровные,

на

других — блеск слабый, поверхности

менее совершенные.

тех

направлениях,

где нет

спайности, кристаллы раскалываются

по

сложным

поверхностям.

Их

называют изломами. Различают ровный, ступенчатый, неровный,

занозистый, крючковатый

раковистый изломы.

Вид

излома иногда является харак-

терной особенностью некоторых минералов (раковистый излом

кварца, например),

что помогает

их

диагностике.

Отдельность—это расколы кристаллов

по

плоскостям

их

физической (фазовой)

неоднородности. Плоскостями отдельности могут быть плоскости срастания двойни-

ков,

поверхности

зон

секторов роста кристаллов, плоскости мельчайших включений

других минералов.

отличие

от

спайности отдельность проявляется

по

всему кри-

сталлу, расколы

случае отдельности более грубые

четкие.

Для

ряда минералов

грубые разрывы

по

отдельности являются характерным диагностическим признаком.

Такова, например, отдельность

кристаллах корунда

AI2O3,

она

проходит

по

ромбо-

эдру

пинакоиду

обусловлена мельчайшими пластинчатыми включениями слюды

(мусковита)

других минералов.

МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА

По магнитным свойствам выделяют магнитные, слабомагнитные

немагнитные ми-

нералы. Первые притягиваются простым (постоянным) магнитом. Таких минералов

лишь несколько—это магнетит, пирротин, самородное железо, тетраферроплатина,

изоферроплатина, железистая платина, некоторые разновидности ильменита, причем

кристаллы

зерна магнетита, пирротина, изредка ильменита сами

по

себе являются

природными постоянными магнитами, имеющими силу

полярность настоящего маг-

нита.

слабомагнитным относят

те

минералы, которые

не

притягиваются простым

магнитом,

но

приобретают магнитные свойства

под

действием электрического поля.

Таблица

13.

Удельная магнитная восприимчивость

ряда минералов

Название

Формула

см

/г

Сильномагнитные минералы

Магнетит

Пирротин

FeFe

Fei-xS

0,15-1,02

•

-4

Слабомагнитные (электромагнитные) минералы

Ильменит

Альмандин

Лиопсид

Биотит

Сфалерит

Рутил

Пирит

Касситерит

Флюорит

Барит

Кварц

Кальцит

FeTi0

Al2(Si0

CaMg(Si

)

K(Mg, Fe,

Al)

(AlSi

)(OH)

ZnS

Ti0

FeS

Немагнитные минералы

(15

1000)

•

10~

(50

- 150)

•

-6

(12 -

13)

•

-6

(30

- 76)

•

-6

((-0,68)-

18)

•

-6

(0,7-4,8)-Ю

-6

(0,2-0,7)-10-

Sn0

CaF

Ba(S0

)

Si0

Ca(C0

)

((-0,29)-

2,25)

—0,36

•

-6

-0,28

•

И)"

-0,46-

10~

-0,38-

-6

10-

Таковы, например, разные железистые силикаты, оксиды и гидроксиды железа, иль-

менит FeTi03, железистый сфалерит. Немагнитно большинство минералов—полевые

шпаты, кальцит, кварц и др. Это разделение минералов на три группы удобно в прак-

тической работе геолога и используется при обогащении и переработке руд, но, ко-

нечно, оно условно, так как определяется уровнем техники изготовления магнитов и

электромагнитов и произвольно принимаемыми граничными значениями магнитных

свойств минералов в этих трех группах.

Ферромагнитные

©ФФ©

©ФФф|

ФФФФ'!

ФФФФ*

Антиферромагнитные

ФФФФ.

©ФФ©1

ФФФФ?

фффф

Скомпенсированные

Ф©ф®

ф®Ф®

Ф®ф® I;

ф®Ф®^

Некомпенсированные

{(рерримаёнитные)

Парамагнитные

Ф®0|

®ф®0

®0®> ®®®®

- -

— £

0 ®®®§-

Диамагнитные

®©®

®<§

®®®ф*

®®®®

® ®®®^

Рис. 72. Схемы магнитных структур минералов.

Степень магнитности минерала характеризуется удельной магнитной восприимчи-

востью х (каппа), ее размерность см

/г. Значение х у слабомагнитных минералов

определяется взвешиванием в магнитном поле проб известного объема и массы. Для

сильномагнитных минералов используют другие, более сложные методы. Значения

минералов находятся в пределах приблизительно от +1,0 до —0,5 • 10~

см

/г

(табл. 13). За граничные для группы слабомагнитных минералов приняты значения

х около +га • 10~

и п

•

см

/г. Значения во второй группе достаточно условны:

степень намагничивания, а значит, и х зависит от напряженности электромагнитного

поля во время опыта. Так,

>с

для альмандина в магнитном поле 80 -10

А/м составляет

(80 - 150) • Ю

-6

см

/г, а в 80 • 10

А/м —(54 - 137) • 10"

см

/г. В третьей группе х

минералов в основном отрицательные, минерал слабо, но выталкивается магнитным

полем. Некоторые минералы (ильменит, сфалерит и др.) имеют при разном составе

сильно различающиеся магнитные свойства и могут попадать в разные группы.

Физическая сущность явления намагничивания заключается в том, что каждый

электрон, вращаясь вокруг своей оси, создает вокруг себя магнитное поле силой в

один магнетон Бора (0,927-Ю

-23

Дж/Тл). В зависимости от магнитной структуры (она

определяется числом неспаренных электронов, их взаимной ориентацией в простран-

стве и общим характером химической связи) магнитные моменты атомов либо взаимно

компенсируются (полностью или частично), либо этого не происходит. Все вещества,

в том числе и минералы, делят на этой основе на диамагнитные, парамагнитные, фер-

ромагнитные, антиферромагнитные (скомпенсированные и нескомпенсированные, их

еще называют ферримагнитными). Степень намагничивания минералов возрастает от

начала этого ряда к концу. Магнетит и пирротин являются нескомпенсированными

антиферромагнитными (иначе—ферримагнитными) веществами. Схемы магнитных

структур некоторых веществ даны на рис. 72. На них элементарные магнитные за-

ряды обозначены кружками с векторами. В магнетите за счет трехвалентного железа

всегда имеются неспаренные электроны, их векторы ориентированы на схемах в одну

сторону, отражая тот факт, что эти элементарные магнитные заряды нескомпенсиро-

ваны; минерал является природным магнитом. Сравним его схему со схемой струк-

туры гематита: в ней все векторы взаимно скомпенсированы, гематит не обнаруживает

полярной намагниченности и, следовательно, не может быть природным магнитом.

Рис. 73. Доменное магнитное строение зерна пирротина,

о — в нормальном состоянии, 6—в магнитном поле.

Как любое свойство, магнетизм проявляется в пределах одного кристалла анизо-

тропно. У магнетита, например, наибольшее намагничивание наблюдается вдоль осей

симметрии 1/з, их называют магнитными осями кристалла. В одном кристалле маг-

нетита четыре магнитные оси — по числу Ьз. У пирротина одна магнитная ось, пер-

пендикулярная таблитчатости его кристаллов.

Кристаллы магнетита и пирротина имеют доменное строение: в пределах одного

кристалла или зерна выделяется множество мельчайших (от 10~

до 10~

см) участков

с разными векторами намагниченности (рис. 73). Векторы соседних доменов обычно

компенсируют друг друга, но эта структура может быть и нескомпенсированной.

Магнитные свойства магнетита,

как и

других изоморфных смесей, зависят

от

хими-

ческого состава минерала:

чем

больше

магнетите алюминия

титана, занимающих

структурные позиции

+ тем

слабее

его

магнитные свойства.

И, наконец, еще одна особенность магнитных свойств проявляется

зернистых агре-

гатах

рудах.

Под

действием магнитного поля Земли

течение геологического вре-

мени

в них

иногда происходит параллельная

или

близкая

этому ориентация векторов

намагниченности отдельных зерен. Кусок руды превращается

природный магнит,

он

имеет свои полюса. Если

при

определении физических свойств руды,

как вы

думаете,

магнетитовой,

она не

притягивает минерал, будьте внимательны: образец магнетито-

вой руды может притягивать один конец магнитной стрелки,

другой

—

отталкивать.

ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА

В большинстве своем минералы являются плохими проводниками электричества

(обладают малой электропроводностью), исключение составляют самородные

ме-

таллы— золото, медь, серебро

другие, сульфиды, некоторые оксиды (магнетит)

графит, удельное сопротивление которых менее

10 Ом

•

м.

Ряд минералов обладает одновременно электронной

ионной проводимостью элек-

тричества. Таковы

первую очередь марказит, пирит, халькопирит, борнит, сфалерит

и другие сульфиды металлов.

поверхностных зонах

руд,

смоченных грунтовыми

другими подземными водами,

на

контактах зерен сульфидов возникают микрогальва-

нические элементы. Измерения

ЭДС

показывают,

что

сульфиды можно выстроить

по

отношению

водороду

такой

же ряд

напряжений,

как и

металлы. Например,

для

раствора

КС1

этот

ряд

(по

Г.Б.Свешникову),

ЭДС

дана

в эВ:

марказит

+0,55,

пирит

+0,45,

халькопирит

+0,40,

арсенопирит

+0,35,

борнит

+0,30,

пирро-

тин

+0,25,

галенит

+0,20,

молибденит

+0,15,

сфалерит

+0,10.

Возникновение

ЭДС

возбуждает протекание

по

контактам зерен различных химических реакций.

На использовании электрических свойств минералов основаны различные методы

электроразведки месторождений полезных ископаемых

—

методы сопротивления, есте-

ственного электрического поля, заряженного тела, вызванной поляризации

и др.

Сегнетоэлектриками являются минералы

полярными направлениями

в их

кри-

сталлах.

При

растяжении—сжатии кристаллов-диэлектриков вдоль полярной

оси

возникает

ЭДС

(прямой эффект), если

же к

концам полярной

оси

приложить пере-

менное электрическое поле, кристалл начнет сжиматься

расширяться вдоль поляр-

ной

оси

(обратный эффект). Известно более

1200

веществ-пьезоэлектриков. Наиболее

сильно этот эффект проявляется

кварце,

а из

искусственных веществ—в сегнетовой

соли NaKC4H

•

4НгО, титанате бария ВаТЮз-

Пироэлектричество также возникает

в кристаллах-диэлектриках

полярны-

ми направлениями. При нагревании

(или

охлаждении) разные концы этих поляр-

ных направлений получают разноимен-

ные электрические заряды. Примером

минерала-пироэлектрика является

тур-

^ малин

(ось Ьз в

нем

—

полярная)

(рис.

74).

Электрические

оси в

сегнето-

электриках совпадают

полярными

на-

правлениями

в их

кристаллах.

Рис. 74- Проявление пьезо-

пироэффекта

кристаллах

полярными направлениями.

— типичный пировлектрик турмалин; 6—типичный пьезоэлектрик кварц.

Контрольные вопросы

1. Чем обусловлена и в чем заключается анизотропия свойств у кристаллов кварца и тур-

малина?

2. Как меняются свойства изоморфных смесей?

3. Какова роль хромофоров в окраске минералов?

4. Каковы типичные примеры анизотропии в окраске минералов?

5. Лайте примеры окраски, вызванной электронно-дырочными центрами и переносами за-

ряда.

6. Как соотносятся значения фактической твердости минералов в шкале Мооса?

7. Чем спайность отличается от излома и отдельности?

8. Каковы главные типы магнитных структур минералов?

9. Что такое ряд напряжений сульфидов?

Глава 6

ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ

ПОНЯТИЕ О ГЕНЕЗИСЕ МИНЕРАЛОВ И

ГЕНЕТИЧЕСКОЙ МИНЕРАЛОГИИ

Генезис (от греч.

genesis)

означает происхождение, возникновение, процесс обра-

зования. Например, в биологических науках генезис почв—это происхождение и

процесс образования почв. Аналогично и мы будем понимать под генезисом мине-

рала его происхождение, возникновение, процесс его образования. Более конкретно и

предметно: в понятие генезиса минералов мы включаем как моменты предыстории,

создающей в зависимости от геологической обстановки те или иные условия для кри-

сталлизации минералов, так и саму историю их жизни — зарождение, рост, су-

ществование. Рассматривая генезис минералов с позиций диалектики природы, нельзя

остановиться и исключить из истории жизни следующий этап эволюции вещества—

изменения минералов и их разрушение. Конкретные явления зарождения зерен и

индивидов минерала, их рост и последующие изменения и разрушение объединяются

Д. П. Григорьевым под общим названием онтогении минерала. Генетическая минера-

логия изучает генезис минералов в полном объеме этого понятия, начиная с геологи-

ческих факторов и физико-химической обстановки образования минералов, исследуя

процессы зарождения кристаллов, их роста и существования и кончая явлениями их

разрушения.

Генетическая минералогия — один из самостоятельных и важнейших разделов со-

временной минералогии. Она оформилась после основополагающих работ В. И. Вер-

надского, рассматривавшего минералогию как естественно-историческую науку.

В.И.Вернадский писал: "Я положил в основу широкое изучение минералогических

процессов земной коры, обращая особое внимание на процесс, а не только на исследо-

вание продукта процесса (минерала), на динамическое изучение процессов, а не только

на статическое изучение их продуктов". Ученик В.И.Вернадского П.П.Пилипенко в

1915 г. образно сказал: "Минералы рождаются, живут, борются и погибают побе-

жденные. Их место занимают победители, чтобы подвергнуться той же участи. Идет

непрерывный обмен веществ".

Сам термин "генетическая минералогия" был введен в науку в 1912 г. другим уче-

ником В.И.Вернадского — А.Е.Ферсманом. Он создал стройную теорию образова-

ния минеральных месторождений особого типа—пегматитов, показав в ней генетиче-

скую минералогию в полном ее объеме — от рассмотрения геологических и физико-

химических условий минерал ©образования до деталей роста кристаллов. В этом

же объеме шло развитие генетической минералогии в специальных трудах Н.М. Фе-

доровского, ГТ ТТ.Пилипенко, Н.А.Смольянинова, П.В.Калинина, С.М.Курбатова,

В.

Ф. Барабанова, Е. К. Лазаренко. Такой же всеобъемлющей наукой предстает она в

учебниках генетической минералогии

Е. К.

Лазаренко, В.

Ф.

Барабанова

и Е. А.

Станке-

ева, правда,

последнем мало внимания уделено важнейшей составной части генезиса

минералов

— их

онтогении.

Итак, генетическая минералогия выясняет условия, закономерности, процессы, при-

водящие

образованию минералов

и их

месторождений. Отсюда объектами иссле-

дования генетической минералогии являются

как

сами минералы,

так и

минераль-

ные месторождения. Минеральное месторождение

—

это определенное геологическое

тело

или

единая группа геологических

тел,

характеризующихся закономерным мине-

ральным составом

некоторыми специфическими процессами своего образования.

пределах месторождения каждый минерал может встречаться

виде разрозненной

вкрапленности

горных породах

рудах, может образовывать

в них

систему гнезд,

линз,

прожилков, может встречаться

виде сплошных

жил и

залежей разной формы.

Характер распределения минерала

месторождении, набор минералов-спутников

последовательность

их

кристаллизации определяются условиями образования место-

рождения.

Термин "минеральное месторождение" введен

в 1911 г.

В.Линдгреном

и с тех

пор прочно вошел

литературу.

Он

используется

публикациях

В.

Линдгрена

(1913, 1933—1935),

В.Эммонса

(1918),

Г.Шнейдерхёна

(1921),

А.М.Бэтмана

(1949),

Д.Риджа

(1972), в

учебнике минералогии А.Г.Бетехтина, А.К.Болдырева, М.Н.Год-

левского

и др. (1936), с 1966 г. в ФРГ

издается специальный научный журнал

Mineralium Deposita—"Минеральное месторождение". Часть минеральных месторо-

ждений имеет промышленную ценность,

их

называют месторождениями полезных

ис-

копаемых,

а по

определению

А.

М.Бэтмана (1949),—это промышленные минеральные

месторождения.

Они

подразделяются

на

рудные месторождения

месторождения

нерудных полезных ископаемых (пьезосырье, драгоценные камни, плавиковый шпат,

слюда

т.п.).

Объекты разнообразны

цели генетических исследований

минералогии,

как

видно, широки, естественно поэтому,

что

оформились разные направления этих

ис-

следований, порой,

сожалению, сильно обособленные друг

от

друга. Назовем глав-

нейшие

из них: 1)

выявление геологических закономерностей образования минералов;

физико-химические (теоретические

экспериментальные) исследования

по

опреде-

лению условий минералообразования;

выяснение источников вещества;

термоба-

рометрия

установление химической природы сред минералообразования;

изучение

онтогении минералов;

лабораторное моделирование природных процессов роста кри-

сталлов.

СРЕДЫ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ

Физико-химические среды образования минералов

роста

их

кристаллов таковы:

магма, водный жидкий раствор,

газ,

гетерогенные системы

газ —

жидкость, коллоид-

ные растворы, твердые (кристаллические

аморфные) среды.

Магма

по

своей физико-химической сущности является

не

простым расплавом

(ка-

ковы, например, вода

по

отношению

ко

льду, расплавленный сахар

по

отношению

кристаллическому сахару;

в них

состав жидкости полностью отвечает составу кри-

сталла). Магма

—

это особый раствор, вернее раствор-расплав. Гранитная магма

по составу

не

точно тождественна гранитам, магма,

из

которой кристаллизуются

минералы габбро, имеет несколько иной,

чем у

габбро, состав

и т.д.

Магматиче-

ский расплав

—

это силикатный

(а

потому вязкий

существующий только

при

высо-

ких температурах) раствор,

в нем в

растворителе существуют подобно водным рас-

творам анионы

катионы, простые

комплексные,

также анионные,

так

назы-

ваемые сиботаксические, группы.

По

представлениям Н.В.Белова

(1953, 1959), в

магме имеются, например, такие сиботаксические группы,

как (Si207)

п(8Юз)

2п

Рис. 75. Идеализированная

схема строения магмы (Mul-

ler,

Saksena,

1977).

(Si

)

n(Si40n)

(MgOe)

(CaOe)

(A10

)

, (Si0

)

". Это как бы го-

товые остовы для кристаллизации, "сборки структур" силикатов (рис 75). Кроме них,

в магме имеются Н, S, CI, F, С (форма их нахождения неясна), а также Na, К и др.

Путем кристаллизации из магмы образуются главные породообразующие минералы

магматических горных пород и некоторые руды в них (хромовые, железные, титано-

вые и др.).

Водные жидкие растворы образуются за счет эн-

догенных и экзогенных процессов, первые называют

гидротермальными, вторые — поверхностными (ва-

дозными) растворами.

Имеется несколько источников НгО в гидротер-

мальных растворах. Во-первых, это застывающие

магматические очаги. При кристаллизации магмы

от нее постепенно отделяются летучие вещества. Ми-

грируя во вмещающие породы, они конденсируются

с образованием жидких минерализованных водных

растворов. Во-вторых, НгО и СО2 выделяются в

глубинных зонах земной коры за счет реакций деги-

дратации и декарбонатизации глин, мергелей, квар-

цевых известняков и других осадочных горных по-

род при процессах их регионального метаморфизма.

В-третьих, источником НгО являются процессы де-

газации мантии, выделение из нее углеводородов и

их окисление при подъеме во все более верхние го-

ризонты земной коры с образованием Н2О и СОг- Реакции описываются следующей

схемой:

СН

+ 20

= 2Н

0 + С0

Они идут с выделением тепла, сопровождаются разогревом флюидов и мощным

прогревом окружающих горных пород. Еще один источник — это поверхностные воды.

Исследования показали, что они могут мигрировать вниз до глубин 500 м и более,

постепенно разогреваясь и минерализуясь за счет извлечения веществ из горных пород

на своем пути.

Источники веществ, растворенных в Н2О, также различны. Часть растворенных

компонентов выносится вместе с НгО из магматических очагов, из дегазирующей ман-

тии, из пород, подвергающихся процессам метаморфизма. Часть компонентов извлека-

ется растворами из горных пород на путях миграции растворов. Главной формой пере-

носа веществ гидротермальными растворами являются комплексные ионы (табл. 14).

Примеры минеральных месторождений, образовавшихся из гидротермальных раство-

ров,

многочисленны, назовем лишь промышленные руды разных сульфидов—пирита

FeS2,

халькопирита

CuFeS2,

галенита PbS.

Поверхностные водные растворы—это, во-первых, грунтовые, карстовые, почвен-

ные воды, из них кристаллизуются, например, карбонаты — (кальцит и арагонит) в

виде сталактитов и других образований в карстовых пещерах. Во-вторых, это озерные,

морские, лагунные воды. Из них в процессе кристаллизации образуются, например,

залежи каменной соли, гипса, некоторых разновидностей известняков.

Газ как среда кристаллизации в минералообразующих процессах относительно ре-

док. Из вулканических газов кристаллизуются гематит Ре

Оз, нашатырь

NH4CI

некоторые другие минералы. Из газов нередко растут кристаллы льда.

Граничные значения давления и температуры, при которых идет природное мине-

ралообразование из газа, можно оценить по диаграммам фазовых равновесий Н2О,

Таблица

14.

Возможные формы переноса металлов

гидротермальных растворах

(по

Зотову

и др.)

Химический Форма переноса

Условия

элемент (комплексные ионы)

Медь

(СиС1

Слабокислые

нейтральные

растворы, относительно

высокие температуры

(Cu(HS)a)-

Щелочные растворы,

менее высокие температуры

Молибден

(NaHMo0

)°

(КНМ0О4)

Растворы

повышенной

щелочностью, температура

менее 450°С

(НМ0О4)-

Нейтральные среды,

температура более 450°С

Золото

(Au(HS)

(AuCl

Температура

350 -

450°С

Серебро

(AgCl

Температура

более

200 -

250°С

(Ag(HS)

Температура менее 250°С

СОг

и их

смесей. Например,

на

диаграмме

для

Н2О видно,

что

поле газа ничтожно

мало.

природных (геологических) пределах значений температур

давлений Н2О

является жидкостью

или

находится

надкритическом (флюидном) состоянии—это

не

газ, и не

жидкость. Ориентировочные пределы гидротермальных, газовых (пнев-

матолитовых)

надкритических (флюидных) систем показаны

на

специальной схеме

(рис.

76), на

которой изменение температуры

глубиной соответствует геотермобаре

35°С/км. Растворение разных веществ

Н2О,

принципе,

не

меняет диаграммы.

На

фазовых диаграммах состояний СО2 поле газа намного меньше,

чем у

Н2О,

так как

критические значения температур

давлений

СО2 меньше,

чем у

Н2О.

Гетерогенные системы (газ

—

вода, газ

—

водный раствор) образуются

особых

случаях. Наиболее очевидны причины

их

образования

областях современной вул-

канической деятельности

при

просачивании горячих водных растворов (термальных

вод)

по

системам трещин вверх. Достигая некоторого уровня

по

отношению

дневной

поверхности,

они

переходят

то

пороговое значение давления, после которого

за

счет

дальнейшего подъема раствора

падения внешнего давления начинается испарение

самого раствора

выделение

из

него растворенных

воде газов—СОг

и др. Так же

дегазируют воды минеральных источников.

Коллоидные растворы являются средой

для

образования минералов

придонных

илах

других осадках водных бассейнов

и во

время

их син- и

диагенеза.

Так

воз-

никают различные глинистые минералы, гидроксиды алюминия

железа, часто

для

них характерно оолитовое строение агрегатов. Факты несомненного образования мине-

ралов

за

счет раскристаллизации коллоидов

горячих водных растворах отмечаются

реже: таковы случаи выпадения гелей кремневого состава

термальных водах

обла-

стях современного вулканизма

факты

их

раскристаллизации

образованием опала.

Роль коллоидов

земной коре

место

их в

процессах минералообразования всесто-

ронне освещены

работах

Ф.

В. Чухрова. Исследования

Л.

М.

Лебедева

(1965,

1985) по-

казали,

что

коллоиды несомненно участвуют

образовании минералов.

Он

установил,

что

при

современных гидротермальных процессах

областях вулканической деятель-

ности

виде гелей отлагаются аморфные массы,

за

счет раскристаллизации которых

Рис. 76. Приблизительные границы гидротермальных, пнев-

матолитовых и надкритических состояний Н

0 в геологиче-

ских условиях (Булах,

1977).

—изохоры; жирные линии — изолинии геотермического

градиента; Кр.т. — критическая точка воды.

образуются некоторые минералы, например сульфиды мышьяка, сурьмы, цинка, меди,

железа.

Твердые среды образования минералов могут быть аморфными и кристаллическими.

Для первых служит примером раскристаллизация вулканического стекла. Для вто-

рых возможны три типа явлений. Во-первых, это полиморфные превращения веществ:

переход алмаза в графит, высокотемпературного кварца в низкотемпературный, ара-

гонита (СаСОз ромбической сингонии) в кальцит (СаСОз тригональной сингонии) и

т.п.

Так возникают псевдоморфозы одной полиморфной модификации по другой, их

называют параморфозами. Во-вторых, это распад твердых растворов на смесь фаз,

в-третьих—метамиктный распад радиоактивных минералов на смесь фаз под дей-

ствием собственного а-излучения.

ПРИЧИНЫ И СПОСОБЫ

МИНЕР АЛООБР АЗОВ АНИЯ

Причины образования минералов в разных средах могут быть, очевидно, следу-

ющими: переохлаждение расплавов, пересыщение растворов, переохлаждение газов,

изменение температуры и давления, а-излучение. Добавим к ним электрохимиче-

ские явления и жизнедеятельность организмов. Однако все эти причины являются,

100