Минералы натрия

Минералы Na широко распространены. На 1989 г. их было известно 445; 247 силикатов, 31 карбонат и гидрокарбонат, по 27 фосфатов и гидросульфатов, 14 сульфатов, по 13 фторидов и оксидов, 17 боратов и гидроборатов, 7 сульфидов и гидросульфидов, 6 ванадатов, по 5 арсенатов, гидрофторидов, гидроксидов и другие виды, в том числе 3 органических соединения, по 2 нитрата и хлорида и др. Среди минералов Na много наиболее широко распространенных породообразующих (Na2O, %): амфибол, полевые шпаты, нефелин, глунит (11,37), галит, криолит (32,8), глауберит, трона, Na-селитра, тенардит, нитронит (селитра), мирабилит, давсонит, цеолиты, содалит, а также ультращелочные уссингит, натрит, натросилит, олимпит, натрофосфат, виллиомит и многие другие.
В группе соляных минералов наиболее легко растворимы (г/л) галит (358,5), гидрогалит, нахколит, тенардит (190), трона, астраханит, а также сода природная (928) и мирабилит (110; при t = 30° С—1920); глауберит растворяется с выделением гипса. Состав важнейших солей Na, К и Mg из современных и ископаемых месторождений приведен в табл. 28.

В силикатах Na наиболее часто является минералообразующим для групп с низким отношением O/Si (2—2,8): в группе каркасных силикатов 42 его минерала, сложных (неясной структуры) — 41, цепочечных, ленточных — 40; несколько менее характерен он для остальных групп: диортосиликаты — 34, кольцевые — 27, ортосиликаты — 15, слюдоподобные — 24, хлоритоподобные — 4. Наиболее часто (кроме SiO) в силикатах встречается сочетание Na с Al (каркасные, сложные и др.), а также с Ca, К, Mg; в гидрофосфатах — с Al, Ca; в гидросульфатах — с Mg, Al, К; гидрокарбонатах — с Ca, Mg; фторидах — с Al. Для силикатов типичен гетеровалентный компенсационный и посреднический изоморфизм: Na+ ⇔ Ca2+ или Mg2+ = Al3+ (Fe3+) ⇔ Si4- (плагиоклазы, многие другие силикаты и карбонаты) и изовалентный изоморфизм Na+ ⇔ K+ (K-Na полевые шпаты и др.). При этом Na+ согласно эмпирическому правилу полярности как менее крупный ион должен охотнее замещать К+ в KCl, чем наоборот; это же относится к паре Na←Ca. Количественные данные, основанные на критических температурах распада Na-K твердых растворов в бинарных системах, свидетельствуют об увеличении взаимозамещений (с ростом радиуса общего аниона) в ряду NaF—KF, NaCl—KCl, NaBr—KBr, NaI—KI. Экспериментально доказано, что пределы изоморфизма увеличиваются с повышением температуры и снижаются с увеличением давления, что установлено для систем альбит NaAlSi3O8 — ортоклаз KAlSi3O8 и NaCl—KCl.
Наиболее широко распространены (~50% массы верхней земной коры) минералы группы полевых шпатов, которые являются членами тройной системы Na [AlSi3O8] — Ca[Al2Si2O8] — К [AlSi3O8] с крайними членами альбит (Ab), анортит (An) и ортоклаз (Or). Выделяют два изоморфных ряда: альбит — анортит (плагиоклазы) и альбит — ортоклаз (K-Na полевые шпаты). Минералы первого из них — альбит (100—90 Ab), олигоклаз (90—70 Ab), андезин (70—50 Ab), лабрадор (50—30 Ab), битовнит (30—10 Ab), анортит (10—0 Ab) — могут содержать не более 10% Or. Исключение составляет альбит с широким изоморфизмом Na — К.
Полевые шпаты и плагиоклазы (ГЭл = n*10) содержат большое число элементов-примесей (табл. 29,30). Геохимия этих минералов для различных типов пород и месторождений подробно изучена. Здесь сошлемся только на одну сводную таблицу величин кларков наиболее характерных элементов-примесей КПШ (микроклина) и полевых шпатов из всех типов пород (см. табл. 29). Необходимо также подчеркнуть, что с уменьшением основности плагиоклаза в общем в них уменьшается содержание элементов, близких к Ca (Sr, В), и увеличивается — близких к Na и К (Be, Rb, Cs, Pb, Tl и др.).
По данным В.И. Кузьмина, В.В. Ляховича и других исследователей, изоморфная емкость неупорядоченных минералов больше, чем упорядоченных КПШ; в частности, значительно больше емкость неупорядоченного КПШ в отношении Pb, W, Mo, Ba; при равных условиях моноклинные разности будут обогащены элементами-примесями по сравнению с триклинными. Часто имеется связь с плотностью минерала (SiO2) — чем она больше, тем меньше в минерале примесей, а плотность чаще увеличивается к концу магматического процесса. Большой фактический материал, подтверждающий большую емкость неупорядоченных минералов, имеется по Ba, Sr, Pb, Cs. В ряде случаев в породах, содержащих в основном упорядоченные полевые шпаты, увеличивается содержание собственных минеральных форм W, Pb. Этим же объясняется потеря стеклами большей части элементов-примесей при их кристаллизации. В плагиоклазах и полевых шпатах гранитоидов содержание Li, Rb, Cs, Be, Pb, Tl, F, Ga значительно увеличивается с повышением кислотности пород от средних гранитоидов к биотитовым, аляскитовым и лейкократовым гранитам и от автохтонных к интрузивным; для содержаний Sr, Ba, Mo, В, Sn в плагиоклазах обычно отмечается обратная закономерность. He одинаково количество примесей и для неизмененных и измененных (двуслюдяных и альбитовых) разностей, а также для ранних и поздних комплексов гранитоидов и генераций плагиоклазов и полевых шпатов.

Полевые шпаты по химической устойчивости занимают обширное поле от группы высокой устойчивости (анортоклаз), средней (альбит, олигоклаз) до низкой (андезин) и очень низкой (анортит, битовнит), тогда как по гидроаэродинамической устойчивости все они являются самыми неустойчивыми в условиях поверхностного выветривания (группа весьма низкой устойчивости).
Изучение коэффициентов распределения Kр элементов между полевыми шпатами и основной массой породы показало, что для плагиоклазов и щелочных полевых шпатов их значения колеблются в широких пределах, a Kр≥1 характерны для небольшого числа преимущественно s-металлов. Кроме основных минералообразующих элементов это Sr в плагиоклазах (пл.) и щелочных полевых шпатах (пш.) из основных, средних (хкр =1,8 — пл.) и кислых пород (х = 6 — пл.; х = 9,4 — K-Na пш.); Ba (х = 6,6 — K-Na пш. из кислых пород); Eu (х = 1,2 — K-Na пш.; х = 2 — пл. из кислых пород), а также иногда Pb (Kp от 0,8 до 1,4; х = 1—K-Na пш. из кислых пород).
Среди других минералов Na отметим цеолиты, а среди них (по мере снижения Si/Al): клиноптилолит Na6(AlО2)6*(SiO2)30*24Н2О, морденит Na18(АlO2)8*(SiO2)40*24Н2О, анальцим Na16(AlO2)16*(SiO2)32*16Н20, филлипсит (К, Na)10*(AlO2)10*(SiO2)22*20Н2О и комплексный (Mg, Ca, Na, К) эрионит. В этом ряду, по Б. Беку, объем пустот (%), способность к ионному обмену (мэкв/г) и относительная кислотоустойчивость (В — высокая, С — средняя, H — низкая) соответственно составляют: 34, 2,54, В; 28, 2,29, В; 18, 4,54, Н; 31, 3,87, Н; 35, 3,12, С. Все эти минералы состоят из тетраэдров [(Si,Al)O4], объединенных в кольца. Из элементов-примесей для двух первых характерны Ca, К, Mg, для анальцима — К и Н, филлипсита — Ca, Ba, Sr, Mg, эрионита — Mg, NH4. Все упомянутые цеолиты образуются при реакции поровых вод с вулканическим стеклом — клиноптилолит и морденит в кислых породах, анальцим и филлипсит — в основных. ГЭм первых n*10, вторых n*10в2.
Как уже отмечалось, для плагиоклазов, а также биотита, мусковита и других минералов, сформировавшихся в одноименных породах, но в условиях различного геотектонического режима, установлены существенные различия в степени концентрации элементов-примесей (табл. 30). Во всех случаях в блоках, возникших в условиях наиболее устойчивых длительных вертикальных положительных дорудных и рудных (доинтрузивных и интрузивных) перемещений в PZ и MZ (↑↑) или при комбинации поднятий и опусканий (↑↓), концентрация Li, Rb, Cs, Be, Sn, Ta, Pb в отмеченных минералах оказалась выше, чем в блоках земной коры, формировавшихся с преобладанием опусканий (↓↓ и ↓↑). В последних в этих же минералах преимущественно концентрировался другой комплекс металлов (см. табл. 30). Еще нагляднее это видно при рассмотрении анализов породообразующих минералов из конкретных одноименных типов пород из блоков земной коры различного геотектонического развития. Экзогенные, даже промышленные минералы Na слабо изучены, обычно концентрации элементов-примесей в катионной части для них не типичны (NaCl и др.).