Булах А.Г. Общая минералогия

Подождите немного. Документ загружается.

gandau

vde

veeodauioa'u

naxdy

'utovdeag

I nwc9gfid

gas pnu

\~0ЭМ1ШНО1Лу

mw mm ooz

OOff

009 0001 0091

009Z OOOC

<vi

281

Нью-Идрия

Нью-Альмаден

Хуанкааелика

Рис. 226. Месторождения киновари (заштрихованные области), законо-

мерно приуроченные к областям наиболее активного проявления альпий-

ской складчатости.

МИНЕРАЛЫ МАНТИИ И СОСТАВ ЯДРА ЗЕМЛИ

Минеральный состав верхней мантии определяют, во-первых, по составу ксенолитов

глубинных пород, выносимых кимберлитами, щелочными базальтоидами и др., во-

вторых, по косвенным петрологическим и геофизическим данным.

С глубин, по-видимому, около 80 км на поверхность поступают обломки в составе ще-

лочных базальтоидов — это ксенолиты главным образом шпинелевых перидотитов (до

80%) и других ультраосновных горных пород, в небольшом количестве

(2-5%)

встре-

чаются ксенолиты эклогитов гранат-пироксен-плагиоклазового состава. Приведем пе-

речень минералов всех этих пород: оливин, ромбический пироксен (энстатит и др.),

моноклинный пироксен (хром-диопсид и авгит), шпинель, амфибол, титановый флого-

пит, плагиоклаз, апатит. С несколько больших глубин (до 130 км и более) выносятся

ксенолиты в составе кимберлитов. Среди них наиболее распространены шпинелевые

и гранатовые перидотиты и эклогиты; в их составе установлены оливин, ромбический

пироксен (энстатит-гиперстен), моноклинный пироксен (диопсид омфацитового типа),

пироп, хромит, флогопит, алмазы. Особенно интересны микровключения в самих ал-

мазах— это оливин, хромовый пироп, пироп-альмандин, хромит, энстатит, диопсид,

омфацит, рутил, ильменит, магнетит, корунд, пирротин, циркон, санидин, флогопит,

биотит.

Физико-химические расчеты показывают, что с глубиной происходит фазовое пре-

вращение оливина Mg

(Si04) в вещество шпинелевой структуры

SiMg

04,

а пироксен

превращается в "гранат" по схеме

2Mg

(Si20e)

—>

(MgSi)(Si04)3.

На глубине около

650 км шпинелевая фаза SiMg

04, вероятно, распадается на смесь

(Mg,Fe)0

(струк-

тура NaCl) и MgSi03 (структура перовскита).

Согласно четвертому началу термодинамики, по А. Ф. Капустинскому, мантия как

геосфера отвечает зоне вырождения обычных химических свойств веществ, так как

в ней под действием давления начинается деструкция внешних электронных оболо-

чек атомов. Далее, с глубин около

2900-3000

км и до центра, протягивается зона

282

нулевого различия в химических свойствах веществ, так как здесь за счет деструкции

электронных оболочек полностью снивелированы индивидуальные химические свой-

ства элементов и существует единый "металл", или, иными словами, независимое от

природы химических элементов единое и общее по своим металлическим свойствам

состояние материи. Если этот постулат термодинамики и выводы из него верны, то в

глубоких горизонтах нижней мантии и в ядре нет веществ, которые соответствовали

бы по своей природе химическим соединениям типа привычных для нас минералов.

Говоря же о " железо никелевом" составе ядра Земли, мы должны уточнять, что оно,

вероятно, сложено не этими металлами, а таким по плотности и упругости веществом,

которое аналогично по этим своим свойствам железу и никелю на поверхности земного

шара.

Контрольные вопросы

1. Каковы пять главных групп минералов в составе земной коры?

2. В чем главное различие минерального состава внешних и внутренних планет Солнечной

системы?

3. Чему среди планет и геосфер ближе всего отвечает минеральный состав метеоритов?

4. В чем разница между содержанием топоминералогии и металлогении?

Глава 21

МИКРОМИР МИНЕРАЛОВ

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ И ГРАНИЦЫ МИКРОМИРА

В предыдущих главах учебника и на всех практических занятиях по минералогии

студенту давались сведения о непосредственно осязаемых им минералах. Однако,

пользуясь даже простыми или бинокулярными минералогическими лупами разного

увеличения, удается полнее познать минералы и обнаружить их невидимые простым

глазом детали. Более доступными для наблюдения становятся рельеф и микрорельеф

граней, включения, блочность, зональность, секториальность строения зерен, яснее

проявляются генетические взаимосвязи минералов друг с другом. Исследователь по-

лучает новую информацию. В то же время это особый мир, по-своему красивый и

притягательный. Есть даже коллекционеры, собирающие мельчайшие друзы и сростки

кристаллов.

Петрографический микроскоп легко дает увеличения до 600 крат, что еще более

расширяет возможности познания морфологии, строения, свойств, условий роста кри-

сталлов и разных включений в них. Следующая ступень — это использование элек-

тронных микроскопов. Они бывают двух типов. В микроскопах одного типа электроны

отражаются от поверхности частиц, и на экране появляется изображение. Такие элек-

тронные микроскопы дают увеличения до

10000

крат и более, в них можно различать

объекты диаметром до 0,1 мкм, а химический состав обнаруженных фаз можно сразу

же определить с помощью электронного или ионного микрозонда, который, как пра-

вило,

вмонтирован в электронный микроскоп. Так становятся познаваемыми мельчай-

шие объекты мира минералов (рис. 227). Электронные микроскопы второго типа дают

изображение в просвечивающих электронах с увеличением до 2 миллионов крат и бо-

лее.

Становятся доступными для визуального изучения детали внутреннего строения

вещества (рис. 228).

В 1965 г. Ф. Г. Фекличев определил верхнюю границу микромира минералов по раз-

меру частиц в 1 мм, отметив, что многие редкие и акцессорные минералы встречаются

именно в таких и более мелких зернах. Так же малы частицы глинистых минера-

лов.

Проблема границ макро- и микрочастиц детально рассматривается в коллоидной

химии. Системы с размерами частиц

—100 нм (Ю

-9

—Ю

-7

м) считаются истинно

коллоидными, так как эти частицы настолько малы, что вещество, из которого они

состоят, практически содержит только поверхностные атомы и молекулы. Такие си-

стемы еще называют золями.

Для минералога важно знать, что принципиально нового может дать ему все воз-

растающая разрешающая способность микроскопов и существует ли какая-либо есте-

ственная граница между макро- и микромиром минералов. Попробуем разграничить

эти два мира минералов по некоторым закономерностям изменения свойств вещества

в мелких частицах и по истории открытия новых минералов.

284

Рис.

227.

Растровые электронно-микроскопические изображения минералов (масштаб

1 см = 50

мкм).

—

волосовидные агрегаты криптомелана

на

друзе манганита (Нестеров,

1989); 6—

шестиугольные

кристаллы ©вальдита Ва(Са,

Y,Иа)(СОз)2

срастаниях

дендритом

ку-

харенкоита

Ва2Се(С0

)зР

(Zaitsev е. а.,

1996); в —

фрамбоидальный агрегат пирита

озер-

ных

придонных илах (Жолнерович,

1988); г

—

кристаллы

Са^АЬ(Э04)з(ОН)12

•

26Н2О

других

техногенных веществ

отвалах отработанных

руд

(Bambauer,

1991).

Каждое свойство имеет свои пределы обнаружения,

или,

по-другому,

для

форми-

рования каждого свойства

и его

проявления нужны свои размеры

тел.

Например,

минералы легко разделяются механически

по

плотности. Можно определить плот-

ность магнетита

FeFe204

простыми физическими методами

—

она равна

5,2

г/см

;

ее

большим значением объясняют осаждение

сегрегацию магнетитовых

руд

придон-

ных частях магматических камер.

Но

бессмысленно относить измеренное таким

спо-

285

собом значение плотности

группи-

ровке

из

атомов железа

кислоро-

да—зародышу будущего кристалла

магнетита,

так как

взаимодействие

этого зародыша

с тем же

расплавом

(всплывание

или

погружение

в нем)

еще

не

подчиняется простым зако-

нам механики. Кроме того, одни

свойства соотносятся

конечным

объемом вещества, кристалла, зерна,

другие

— с

поверхностью частиц.

По-

этому

при

некотором критическом

отношении объема микрокристалла

площади

его

поверхности каждый

микрокристалл должен иметь иной

набор свойств,

чем

макрокристалл.

Таким образом, частицы разного размера проявляют разные свойства

одних

и тех

же процессах

явлениях.

Рис.

228.

Гетерофазное микростроение плагио

клаза.

Ю-.

6Н

0,1

~Т~

0,3

0.4

0.5

0,6

Как известно, удельная поверх-

ность любых частиц растет

умень-

шением

их

размеров.

В 1985 г.

В.П.Кузнецов проанализировал

ха-

рактер изменения удельной поверх-

ности кристаллов разного габитуса

и разных веществ (молибденита,

ко-

лумбита, флюорита, кварца)

зави-

симости

от

размера зерен.

Во

всех

случаях зависимости выражаются

графически

виде гипербол

изги-

бами линий

интервале размеров

зе-

рен

150-20 мкм (рис. 229). На

этот

размер—в среднем

0,1 мм —

Р.

И. Ко-

неев

(1994)

предложил ориентиро-

ваться

при

определении верхней гра-

ницы микромира минералов.

Так же

оценила

в 1987 г.

минимальный раз-

мер макрочастиц Л.В. Никишова.

Открытие новых минералов прямо

связано

со

степенью распространен-

ности того

или

иного минерала, прак-

0.2

размер зерна,

мм

Рис.

229.

Изменение удельной поверхности

ми-

нералов

зависимости

от

размера зерен (Куз-

нецов,

1985).

тическими потребностями

познании

использовании новых материалов, размерами

выделений минерала

существующими методами

его

изучения. Можно выделить

че-

тыре этапа открытий.

1. С

древних времен

до

конца

XVIII

века. Известно около

100

самых распростра-

ненных минералов (полевые шпаты, кварц, слюды

и пр.),

драгоценных

поделочных

камней (алмаз, гранат, малахит, рубин

и др.), руд

(медь, касситерит, галенит

и др.).

2. Конец

XVIII

—

20-е годы

века. Известно около

1000

минералов.

Они

иденти-

фицированы методами аналитической химии.

3. 1920-е—1960-е годы. Известно

уже

около

2000

минералов

—

это результат пер-

вого интересного

для нас в

этой главе качественного скачка

исследованиях.

Он

286

связан с внедрением в минералогию методов рентгенофазового анализа, что позво-

лило уверенно различать химически подобные друг другу вещества и диагностировать

минеральные фазы в глинистых и других тонкодисперсных горных породах.

4. После 1960-х годов. Известно уже более

3500

минералов, каждый год их приба-

вляется около тридцати-сорока. Все эти годы идет бурное развитие электронной ми-

кроскопии и микрозондового (микрорентгеноспектрального) анализа. Стало возмож-

ным уверенно различать, диагностировать и изучать минералы в зернах размером 0,1-

0,3 мм и выявлять микронеоднородности и самостоятельные минеральные фазы ни-

чтожно малых размеров. Это второй скачок в исследованиях. Он привел к открытию

минералов неожиданного химического состава, например сульфидов щелочных и ще-

лочноземельных металлов—джерфишерита

K6CU25S26CI

(Fuchs,

1966),

талфенасита

TleFe25S26Cl (Рудашевский и др.,

1979),

овсенита

BaCu

5S26S

(Laflamme

е. а.,

1995),

также к выявлению необычных минеральных ассоциаций. Назовем лишь две наибо-

лее богатые новыми открытиями — в ультращелочных породах Хибинского и Ловозер-

ского массивов на Кольском полуострове и в вулканических возгонах на Камчатке. На

Кольском полуострове И. В. Буссен, А. П. Хомяков, М. Н. Соколова и др. впервые уста-

новили новые вещества — разнообразные особо богатые натрием силикаты, фосфаты,

карбонаты. На Камчатке Л.П.Вергасова, С.К.Филатов, Т.Ф.Семенова, Г. Л.Старо-

ва, С.В.Кривовичев, Р.Р.Шувалов, В.А.и В.И.Поповы, Н.С.Рудашевский открыли

богатый мир новых природных химических соединений — оксиселенитов, теллуритов,

сульфатов меди и калия и других минералов с неординарными химическим составом и

кристаллической структурой. Таковы, например, набокоит KCurTeO^SO^sCl, георг-

бокиит

Си502(8еОз)2С12,

ильинскит

NaCu50

(Se0

)2Cl3,

лесюкит

Al2(OH)sCl

•

2Н2О.

Итак, явно существуют особые объекты, специфические явления и особые свойства в

микромире минералов, но границы его размыты. В этом учебнике мы условно примем

за его верхнюю границу размер зерен в пределах

0,3-0,1

мм. Нижнюю границу обсудим

в конце этой главы.

ПРИЧИНЫ

ПРИНАДЛЕЖНОСТИ МИНЕРАЛОВ

МИКРОМИРУ

В любых по зернистости агрегатах, горных породах и рудах всегда имеются микро-

выделения тех или иных минералов — главных, второстепенных, акцессорных. Любой

минерал может встречаться в природе в микровыделениях. Вместе с тем можно при-

вести много примеров природных тонкодисперсных сред, и часто они имеют свой спе-

цифический регулярно повторяющийся минеральный состав. Прежде всего это почвы,

коры выветривания, придонные илистые осадки, глины, некоторые карбонатные по-

роды, туфы, железомарганцевые конкреции и другие продукты океанического и на-

земного седиментогенеза. Тонкодисперсное состояние бывает характерно для минера-

лов окисленных руд, вулканических возгонов и пеплов, аэрозолей земной атмосферы,

космогенных минералов (пылевидные частицы межпланетного пространства, лунного

риголита, поверхности Марса). Продукты распада твердых растворов и метамиктных

минералов, участки раскристаллизации вулканических стекол и коллоидальных вы-

делений в современных приповерхностых гидротермальных месторождениях, как пра-

вило, являются вначале скрытокристаллическими. Разнообразие и число минералов

в таких тонкодисперсных средах велики.

Каждый минерал начинает свою жизнь в природе с зародышей и микрокристаллов.

Это естественное и обычное явление. Но все же, почему у некоторых веществ размеры

их кристаллов так и не выходят за верхнюю границу микромира? Наиболее часто та-

кими минералами оказываются каолиниты, смектиты, гидрослюды, серпентины. Все

они имеют слоистую кристаллическую структуру крайне неоднородного строения, со-

стоящую из электронейтральных пакетов (см. рис. 185). Все силы химических связей

287

взаимно скомпенсированы внутри пакетов, так что активность и сила присоединения

пакетов друг к другу ничтожно малы по сравнению с таковыми в минералах другого

состава и строения.

В слюдах каждый пакет несет свой заряд (см. рис. 185), поэтому кристалл активно

достраивает себя за счет присоединения атомов калия и следующего пакета, снова

атомов калия и пакета и т.д. и т.п. Все время есть ненасыщенные химические связи,

а отсюда — возможность роста больших кристаллов слюды. Кристаллическая же по-

стройка каолинитов, смектитов, гидрослюд, серпентинов столь мало активна в своем

собственном воспроизводстве и столь непрочна по сравнению со слюдами, что всегда

образуются только микрокристаллы. Правда, эта закономерность не абсолютна. На-

пример, тальк нередко встречается в больших кристаллах, хотя он имеет такую же

по типу структуру, что и каолинит. Возможно, свою роль играет здесь число цен-

тров кристаллизации. Вероятно, оно разное для сред образования каолиновых глин

и для гидротермально-метаморфических месторождений талька. Допустима также

разница в доминирующих кинетических факторах кристаллогенезиса. Другой при-

мер—

вермикулит. Эта гидрослюда известна в очень больших пластинах в составе

кор выветривания на ультраосновных горных породах, но они не росли как гидро-

слюда, а являются результатом глубокого химического преобразования попавших в

кору выветривания пластин флогопита.

Помимо каолинитов, смектитов, гидрослюд, серпентинов такие же неоднородные

по своему строению структуры с контрастно гетеродесмическими связями имеют мно-

гие из тех минералов, которые типичны для состава почв, кор выветривания, глин,

окисленных руд. Назовем гидроксиды железа и алюминия сложной слоистой струк-

туры — гётит, лепидокрокит, гиббсит, бёмит и гидроксиды и оксиды марганца слоистых

и тоннельных структур — бузериты, вернадиты, асболаны, псиломеланы, тодорокит и

др.

В этом перечне надо сразу же выделить исключения. Гётит и лепидокрокит спо-

собны в особых случаях образовывать кристаллы размером около 2-3 мм, а иногда —

до 2-3 см (см. рис. 157). Среди природных гидроксидов алюминия помимо гиббсита и

бёмита надо назвать еще диаспор. Он также имеет сложную слоистую структуру, но

между слоями в нем проявлена сильная водородная связь (см. рис. 155). В результате

диаспор встречается в больших кристаллах. Гиббсит и бёмит входят в состав бокситов,

диаспор образуется в гидротермально-метасоматических месторождениях.

Итак, одна из причин принадлежности минералов к микромиру кроется в особен-

ностях их кристаллических структур. Иначе говоря, кристаллам некоторых веществ

суждено оставаться карликами.

К числу других по своей природе факторов относятся геолого-генетические явления,

но они касаются уже любых веществ независимо от их кристаллизационной способ-

ности. Можно назвать, например, некоторые особые природные обстановки, не благо-

приятствующие собирательной перекристаллизации первоначально образовавшегося

минерального вещества. Таковы условия существования рыхлого лунного риголита

и марсианской пыли. Опалы и кристаллические фазы в продуктах распада мета-

миктных минералов остаются криптокристаллическими (от греч.

kryptos

— скрытый),

возможно, из-за отсутствия перепадов температуры как фактора, который мог бы вы-

звать их перекристаллизацию и укрупнение частиц. Наконец, основная масса излив-

шихся вулканических пород тоже является криптокристаллической. Отметим факт

присутствия микролитов кристобалита и тридимита в вулканическом стекле кислых

эффузивных пород. Их перекристаллизация с укрупнением зерна и переход в низко-

температурный кварц оказываются невозможными в близповерхностных условиях за

доступное для человеческого наблюдения время.

Значительно расширяют микромир минералов некоторые экзотические для земной

288

коры явления

процессы. Охарактеризуем лишь

те из них,

которые сейчас наиболее

известны

привлекают

себе внимание, хотя

и они

изучены далеко

не

полно. Зна-

чительная часть новых открытий удивительных минералов

и их

ассоциаций сделана

в породах мантийного происхождения, переместившихся

земную кору.

Это

либо

глубинные ксенолиты, вынесенные

из

мантии

при

образовании диатрем

даек экспло-

зивного происхождения

(их

классическим примером являются кимберлиты Якутии),

либо тела ультрамафитов (перидотитов, дунитов, оливинитов),

как бы

выдавленные

из мантии

земную кору

периоды складкообразовательных движений

геосинкли-

налях (классический пример

—

альпинотипные ультрамафитовые массивы Охотско-

Чукотского пояса).

В кимберлитах Якутии выявлены, во-первых, микровключения минералов-узников

в алмазах, во-вторых, микрообособления минералов неожиданного состава

ксено-

литах мантийного происхождения, в-третьих, микровыделения экзотических минера-

лов

вулканическом материале кимберлитовых диатрем. Минералы-узники

алма-

зах представлены силикатами (гранат, оливин, омфацит, санидин

и др.),

сульфидами

(пирротин, халькопирит, пентландит, сфалерит

и др.),

самородными элементами

(Fe)

т.д. (по

Г.П.Булановой, Э.С.Ефимовой, Н.В.Соболеву

и др.).

Включения

алма-

зах обычно имеют размеры

не

более

100 нм,

морфология

их

различна (идиоморфные

и полуограненные кристаллы, округлые зерна), большей частью

эти

включения либо

захвачены кристаллами алмаза

во

время

их

роста, либо одновременны

алмазами.

В ксенолитах мантийного происхождения

Г. П.

Булановой,

Э. С.

Ефимовой,

В. В. Ко-

вальским,

В. К.

Маршинцевым,

М. И.

Новгородовой, Б.В.Олейниковым, О.Б.Олейни-

ковым, А.В.Округиным, Н.В.Соболевым

и др.

обнаружены самородные элементы

(Fe,

Ni, Cu, Au, Zn,

Al,

Sn, Pb, Cr, Sb и др.),

интерметаллиды состава

(Cu, Fe,

Мп)А1б,

CuAl

CuZn

и т.д.,

станниды типа Cu

Sn5, CuSn, Cu

Sn, стибниды СигБЬ,

SnSb и т.п.

Размеры

их

выделений ничтожны

лишь

как

исключение достигают

0,3 мм.

Объек-

тивной предпосылкой образования этих минералов

мантии служат особенности

со-

става газов

в ней, а

именно

—

значительные содержания

в них Нг, СЩ, СО,

подавляв-

ших окисляющее действие

Ог на

минералы. Перечисленные экзотические минералы

часто являются включениями (узниками)

породообразующих оливине, пироксене

других минералах мантийных ксенолитов. Исследования

радиогеохронологические

определения показывают,

что они

образовались

мантии

за 1,5-2

млрд.

лет до

вне-

дрения кимберлитов

земную кору.

В собственно вулканогенном материале (цементе) между мантийными ксенолитами

обнаружены самородные

Ni и Fe (они

образуют микровключения

во

вкрапленниках

оливина

кимберлите), самородные Ni,

Pb, Sn, Sb, Cu (в

карбонатизированной

и сер-

пентинизированной связующей массе кимберлитов).

Их

появление связывают

уча-

стием металлоорганических соединений ((CHe^Zn

ряда других)

переносе вещества

во флюидах

и с

локальными очагами восстановительной обстановки

при

отложении

вещества

из

таких флюидов.

В альпинотипных ультрамафитовых (пироксенитовых) массивах Охотско-Чукот-

ского пояса

Н. С.

Рудашевским,

А. Г.

Мочаловым,

Г.

Г. Дмитриенко

и др.

методами

электронной микроскопии

микрозондового анализа

рудных минералах обнаружены

микровключения форстерита размерами

20-100

мкм.

Этими

же

методами выявлено

два типа ассоциаций.

первой ассоциации рудные минералы представлены самород-

ной платиной сложного состава, например

(Pto

65Ruo

)

i4Feo

o8lro,orOso,o3Rho

o3),

само-

родным осмием

другими платиноидами,

форстерит

микровключениях свежий,

без изменений.

Во

второй первичные рудные минералы распадаются,

они

замещены

изоферроплатиной

PteFe,

лауритом

RuS2,

куперитом

PtS,

сперрилитом

PtAs2,

ирар-

ситом

(Ir, Ru,

Rh)AsS

и др., а

форстерит микровключений псевдоморфно замещается

289

разными силикатами.

Это

амфиболы, альбит, калиевый полевой шпат, кварц. Первая

ассоциация является первичной

формировалась

при

мантийном зарождении гиперба-

зитов, вторая возникла

условиях земной коры

под

воздействием метаморфизующих

метасоматических процессов

на

перемещенные

из

мантии тела гипербазитов. Итогом

является богатство микромира минералов

этих горных породах.

Важной причиной принадлежности минералов

микромиру являются "затормо-

женные" химические реакции.

Они

приводят

тому,

что

стабильно существуют

"за-

прещенные" ассоциации минералов. Таковы, например, описанные

Н. С.

Рудашевским

разрозненные микровключения

(30-100 нм)

кварца

форстерита.

Они

установлены

внутри крупных зерен рудных минералов платины, осмия, иридия, рутения

одном

из дунитовых массивов Корякского нагорья. Кварц

форстерит разделены рудными

минералами, поэтому обычная

природе реакция S1O2

Si04

Si206

этом

случае

не

осуществилась,

"запрещенная" ассоциация минералов оказалась стабиль-

ной.

этих

же

рудных зернах имеются микровключения форстерита, окруженные

каймой гиперстена.

этом случае реакция имела место,

но она не

прошла

до

конца

из-за нехватки вещества.

На специфический путь образования микроминералов указали Р.

И.

Конеев,

О.

К.

Кушмурадов,

А.

Х.Туресебеков

—

это эпигенетические диффузионные процессы.

Такой характер имеет, например, перераспределение химических примесей

само-

родном золоте.

Оно

приводит

тому,

что в

одной золотине образуются вторичные

участки разной пробности.

С. Т.

Бадаловым описан вторичный микропарагенезис

зо-

лото

арсенопирит, возникший

за

счет распада

тех

участков первичного кристалла

пирита, которые были изначально обогащены мышьяком

золотом. Распад твердых

растворов является одним

из

обычных факторов микроминералообразования.

Назовем

другие явления.

Это

самородное минералообразование

некоторых

ги-

дротермальных рудных жилах

(по М. И.

Новгородовой)

или

рудообразование

на

тон-

кодисперсных частицах

тектонических зонах

(по

Н.В.Петровской).

последнем

случае пылевидные обломочные зерна являлись центрами активного рудоотложения

в гидротермальных месторождениях золота. Интересные явления раскристаллиза-

ции гелей

современных гидротермальных отложениях

кальдере вулкана Узон

на

Камчатке описаны

Л.М.

Лебедевым. Выпадающие

из

геля метастабильные фазы

(ма-

кинавит

FeS и

грейгит

FeFe

S4)

являются тонкодисперсными, затем

они

переходят

стабильный яснокристаллический пирит. Образование тонкодисперсных

фаз

харак-

терно

для

биологических процессов минералогенезиса.

Оно

типично также

для

пер-

вичных продуктов

зонах разгрузки глубинных горячих минерализованных

вод (на

полуострове Челекен (Туркмения)),

районе Ахалцихе (Грузия), Дарыдага (Азербай-

джан))

близповерхностых минеральных

вод.

ОСОБЫЕ СВОЙСТВА МИКРОЧАСТИЦ

МЕЖЗЁРЕННОГО ВЕЩЕСТВА

Внешняя часть любого кристалла является,

как

известно, дефектом,

т.е.

наруше-

нием регулярности

строении кристаллической решетки минерала.

Это

нарушение

всегда имеет место.

Оно

выражается

ненасыщенности химических связей атомов

на

поверхности кристалла

и в

искажении (уменьшении

или

увеличении)

по

этой причине

межплоскостных расстояний

в его

внешней зоне. Иначе говоря,

вся

поверхностная обо-

лочка кристалла является дефектом

в его

строении.

этому добавляются точечные

дефекты разного рода

выходы дислокаций.

результате,

чем

меньше частица

(чем

больше

ее

удельная поверхность),

тем

сильнее проявляются особые свойства самих

частиц

межзёренного вещества горных пород

и руд.

Пороговым,

как уже

было ука-

зано, является размер частиц порядка

150-50 мкм.

Высокая удельная концентрация

микродефектов приводит,

по

мнению М.Г.Абрамовича,

Б. М.

Шмакина,

В.

Л.Таусо-

290