Минералы калия

Относительно слабо минералогенный элемент, вдвое уступающий Na по числу минеральных видов — для К известно 222 минерала; среди них 124 силиката, 20 гидросульфатов, 14 сульфатов, 10 гидрофосфатов, 8 оксидов, 6 карбонатов и гидрокарбонатов, по 5 гидроксидов, сульфидов, хлоридов и гидрохлоридов, по 4 фторида и ванадата, по 3 бората и гидробората, 3 арсената и гидроарсената, по 2 нитрата, хромата, органических минерала. В их число входят многие наиболее широко распространенные породообразующие силикаты (K2O, %): полевые шпаты (ортоклаз и др.), глауконит (К, Na, Ca)≤1 (Al, Fe, Mg)2*Si4O10 (4,5—9,5), слюды, гидрослюды, лейцит K[AlSi2O6] (21,5), алунит KAl3(SO4)2(OH)6 (11,4), К-селитра KNO3, карналлит MgCl2*KCl*6Н2O (-14,1), полигалит K2MgCa [SO4]4 2Н2O, каинит KMg(SO4)Cl*3Н2O, лангбейнит K2Mg2(SO4)3, сильвин KCl (51,2). Хлориды, нитраты и сульфаты служат промышленными источниками металла, а некоторые силикаты — нерудного агро- и полевошпатового сырья.
Повышенные количества 40K (Бк/кг) установлены в апатитах (44—170), фосфоритах (230), а особенно в N-P-K (1200—5900) и P-K (5900) удобрениях.
Среди минералов К наиболее легко растворимы солевые.
Самый легко растворимый — карналлит; легко растворимы каинит, сильвин (343,2 г/л).
Являясь сильно несовместимым элементом, К имеет низкие Kp (≤0,01) для большинства минералов, кроме биотита и флогопита (≥1). Kp элементов-примесей в биотите могут быть высокие для Sc, Cr, Zn (≥10), Mn, Rb, Cs, Ba, In (2—8 — по единичным пробам из дацитов и риолитов).
Среди силикатов К особенно характерен для многих слюд и слюдистоподобных минералов (О/Si~2,5, [Si2O5], в более половине силикатов этой группы), в которых он ассоциирует (кроме Si) с Al, Mg, Ca, Na, Fe, Li и др. Характерен как гетсровалентный изоморфизм — К+⇔Mg2+ (Fe2+) или Ca2+=Al3+(Fe3+)⇔SiO4, так и изовалентный — K+⇔Na+. В сульфиде К — джерфишерите установлен Cl.
Особенности химического состава КПШ и плагиоклазов полнее охарактеризованы без разделения на отдельные минералы этих групп. При систематическом изучении КПШ установлено, что Al/Si упорядоченность в пределах единых комплексов возрастает от безрудных к рудоносным породам; для микроклинов рудоносных пород характерны несколько повышенные количества Mn (≥50 г/т) и пониженные Pb, для ортоклаза соотношения обратные (Mn 10—40 г/т, Рb≥100 г/т). Ga и Tl накапливаются в КПШ гидротермальной стадии (≥50 и ≥10 г/т), часто в них Sr/Ba≥l; повышенные концентрации Ba (≥0,2%) и Sr (≥0,03%) отмечаются в КПШ, развитом по породам основного и среднего состава, минимальные — в перекристаллизованных породах. Показано также, что в кристаллах КПШ при больших увеличениях выявляются включения слоистых силикатов. Экспериментально установлена относительно высокая устойчивость ортоклаза в сухих системах (вплоть до P 10000 МПа) и способность образовывать при высоких давлениях твердый раствор с альбитом.
Наиболее обогащен элеменгами-примесями биотит (ГЭ=1*103), состав и структура которого весьма благоприятны для вхождения различных элементов. В особенно высоких количествах в нем (кроме минералообразующих элементов) могут содержаться TiO2 (до 13% — ферривотанит), ZnO (до 23% — хендриксит), а также Cs, F, Li, Cr, TR, Ba. Генеральные оценки средних содержаний элементов в биотите, Fe-K и Mg-K слюдах для разных типов пород и гранитоидов приведены в табл. 37—40, по В.В. Ляховичу, Т.Т. Ляхович и др. К этому аналитическому материалу необходимо добавить, что все выводы, сделанные относительно закономерностей распределения элементов-примесей в Na-K-содержащих силикатах, относятся и к биотиту. Кроме того, для биотита гранитоидов установлено, что с повышением химического потенциала К увеличивается концентрация F и снижается глиноземистость, параллельно росту железистости и глиноземистости повышается содержание Sn, а количество Cu и Sc прямо пропорционально железистости и обратно — магнезиальности, содержание Rb, Cs обратно пропорционально железистости, а Li — прямо пропорционально. Выявлено также, что биотиты рудоносных гранитов часто имеют меньшее количество флогопитовой молекулы, а иногда повышенную глиноземистость.

При изучении состава биотитов из высокометаморфизованных пород России (четыре провинции) установлены различия содержаний элементов-примесей, связанные как с породным субстратом, так и со степенью метаморфизма. В общем во всех породах гранулитовой фации по сравнению с амфиболитовой увеличивается количество Ti, Ni, Cr, V, Ba и снижается — Zn, Sc, Y (см. табл. 39).
Для карбонагитов Е.М. Еськовой выявлено закономерное увеличение средних содержаний в биотите Mn, Li, Rb, Cs, Nb, Zr, Zn, Ca и уменьшение — Ti, Ba, V, Cr, Ni, Co от ранних типов к поздним. Флогопит из карбонатитов, залегающих в серпентинитах, по сравнению с находящимися в щелочном комплексе характеризуется более высокими содержаниями F, Li, Rb, Cs, Mn, Cr, Ni, Zr и значительно более низкими — Ti, V, Nb, Ga (табл. 40).
Состав биотитов зависит не только от типов пород, но и от истории геотектонического развития районов их распространения (см. табл. 30).

Биотит кор выветривания довольно легко изменяется. По Л.А. Матвеевой, вынос K2O, Na2O, MgO при воздействии на биотит разными растворителями за 1 сут следующий (мг/л): вода 8,9, 2,9, 1,0; фульвокислота 16,8, 4,3, 10,0; гуминовая кислота 9,0, 5,5, 2,7; соляная 12,7, 2,5, 8,0; винная 9,4, 2,2, 12,6; лимонная 9,4, 4,3, 13,4. Процессы разложения биотита и других минералов усиливаются во влажном климате, при свободном поступлении растворителей, органики и приводят к образованию остаточных каолинит-гидрослюдистых кор выветривания, лишенных почти всех подвижных компонентов.
Мусковит и его мелкозернистая разновидность серицит также являются концентраторами многих элементов-примесей. Известны хромовые (до 4,8—6% Cr2O3 — фуксит), марганцевые (2,3—3% MnO), бариевые (до 10% BaO — эллахерит), магнезиальные (гюмбелит), литиевые (3—4% Li2O — трилитионит), ванадиевые (до 28% V2O3 — раскоэлит) разности, а также ферримусковит, богатый железом; теоретическое содержание K2O — 38,5%. Для калиевых триоктаэдрических слюд М. Ридер установлены главные типы замещений октаэдрических катионов: Mg—Fe2+ и Fe3+—(Li, Al); изоморфизм снижается при росте содержаний Fe2+ и благоприятен при увеличении количеств Mg и Li, Al, причем (Li, Al): Fe2+ = 1:1. Генеральные оценки средних содержаний остальных элементов-примесей в мусковите приведены в табл. 41. В отдельных типах месторождений (для мусковита) наряду с изоморфной формой типична примесь микрофаз собственных минералов некоторых элементов (Sn, Mo и др.). На широкий круг элементов-примесей проанализированы слюды Cr-V-Li метасоматитов Онежского прогиба (табл. 42). При выветривании мусковита многие элементы, и в частности Be (см. табл. 53), выносятся.

Широкораспространенные слюдистые минералы из группы гидрослюд (иллит, глауконит и др.) практически не охарактеризованы на элементы-примеси. И.В. Николаевой для высококремнистых слюд типа глауконита (Si-K⇔R3+-R2+) установлен изоморфизм 3R3+—2R2+, общий для слюд в целом. В отличие от слюд группы мусковита, в этих минералах проявляется совершенный изоморфизм Fe3VI+→Al3VI+, двухвалентные катионы образуют минал (Mg0,7в2+ Fe0б3в2+)1,0, тогда как в гидротермальных слюдах они легко замещают друг друга: Mg2+→Fe2+. По преобладающему октаэдрическому катиону выделены: Fe3+ — глауконит, Al — сколит, MgFe2+ — булайит, Mg — селадонит, Fe2+ (без названия). Теоретический состав — катионы R3 + 1,7—2 ф. е., R2+ 2,5 ф. е.
Сульфиды К, например джерфишерит, по данным М.И. Новгородовой, содержат n % Cu (до 22,4%), Ni (до 20%), Fe и др.
Солевые экзогенные минералы К характеризуются монометалльным или комплексным (K-Mg или K-Mg-Ca) составом (см. табл. 28). Из элементов-примесей наиболее типичны Rb, Sr, Tl.