Минералы магния

11.01.2017

Минералы Mg во многих случаях относятся к числу широко распространенных породо- и рудообразующих (табл. 59). Общее их число на 1988 г. составило 364; преобладают силикаты — 161, затем идут бораты и гидробораты — 39, фосфаты и гидрофосфаты — 36, сульфаты и гидросульфаты — 33, карбонаты и гидрокарбонаты — 30, арсенаты и гидроарсенаты — 13, хлориды и гидрохлориды — 8, фториды и гидрофториды — 3, сульфиды — 3, ванадаты и органические соединения—по 2, нитрат 1. Среди силикатов больше всего минералов Mg в цепочечных, ленточных, слюдах, хлоритах и им подобных, а также в ортосиликатах, т. е. во всем диапазоне O/Si — от 2,5 до 4; неизвестны минералы Mg среди каркасных силикатов (О:Si = 2) и мало их среди диортосиликатов (О:Si = 3,5). В цепочечных и ленточных силикатах, слюдах и хлоритах наиболее часто Mg совмещен с Al, (Al, Fe) и Fe часто к ним прибавляются Ca, К, Na, иногда Mn; для многих минералов, особенно для диортосиликатов, типична ассоциация MgCa. Для гидроксидов обычна ассоциация MgFe (10 минералов) и MgAl (7 минералов), для карбонатов и гидрокарбонатов MgCa и MgNa (по 4 минерала), для гидроарсенатов MgCa (4 минерала). Многие силикаты и алюмосиликаты Mg (особенно вторичные серпантин, тальк и др.) обогащены H2O.
Экспериментально доказан широкий изоморфизм Mg2+⇔Fe2+ (оливины, пироксены, слюды, шпинели, людвигиты и др.); по Е.С. Макарову, изоморфизм Mg2+⇔Ca2+ ограничен (карбонаты, пироксены и др.); маловероятным или весьма ограниченным он считает изоморфизм Mg2+⇔Al3+ (мелилит) и Mg2+⇔Mn3+, поскольку в этой системе образуются промежуточные стехиометрические фазы. Широкий ряд твердых растворов в слюдах, амфиболах, гранатах характерен для Mg2+⇔Li+.
Минералы магния
Минералы магния

К наиболее широко распространенным породо- и рудообразующим минералам Mg относятся: эндогенные — оливин (форстерит), серпентин, пироксены, амфиболы, шпинели, флогопит, биотит, хлорит; экзогенно-эндогенные — доломит, магнезит, брусит, бишофит и др. (см. табл. 59).
Наиболее легко растворимы бишофит (1670 г/л) и эпсомит (710 г/л), легко растворимы каинит и карналлит, медленно растворяется кизерит (см. табл. 58). Kp элементов-примесей в магнезиальных темноцветных минералах—оливинах, пироксенах и амфиболах из основных пород высокие (≥1), характерны для многих d-металлов, причем в амфиболах и клинопироксенах они обычно выше, чем в ортопироксенах. Для клинопироксенов Kp группы тяжелых редкоземельных элементов (Sm, Eu, Dy, Yb), а также Sc, Hf могут подниматься до 1,2—1,3 и более. Еще выше Kp для амфиболов и клинопироксенов дацитовых и риолитовых пород.
В галогенных процессах поведение Mg и соотношения Mg — Fe и Mg—Al зависят от составов оливинов и пироксенов, амфиболов, слюд. Mg-оливин — форстерит Fo (100—90% Fo) и Mg-Fe разновидности оливина — хризолит (90—70% Fo) и гиалосидерит (70—50% Fo), более магнезиальные из которых типичны для наиболее глубинных и метаморфизованных пород, содержат относительно повышенные количества Ni, Co и меньшие (по сравнению с Fe-фаялитами) количества Ti и Sc; содержания Cr в основном меньшие, но иногда и более высокие.
Систематическое изучение оливинов из ультрабазитов Сибирской платформы, проведенное Ю.Р. Васильевым, А.В. Соболевым и другими исследователями, показало, что содержание Ti и Al в них не превышает 0,04—0,07%, а других элементов изменяются в широких пределах (%); Mn 0,05—0,49 (х = 0,2±0,06); CaO 0,01—0,79 (0,36±0,15); Ni 0,0—0,46 (0,22±0,05); Cr2O3 0,0—0,18 (0,04±0,03). Выделено две группы оливинов: 1) из дунитов, меймечитов, пикритов, коматиитов, кимберлитов, в которых перечисленные элементы коррелируются с FeO и между собой и 2) из оливинитовых массивов щелочно-ультраосновных пород без значимых связей с FeO и другими, кроме MgO. Д. Ягуц с соавторами при изучении оливинов из различных нодулей и архейских коматиитов установлена обогащенность последних Ni, Cr, Sc и равномерное распределение Co, Zn, Mn.
Образующийся по оливину серпентин, по Д. С. Штейнбергу и другим исследователям, состоит из двух минералов — H4Mg3Si2O9 и H4Mg2Fe2в3+ Si2O9; количество последнего (молекулярная доля) меняется от 16 до 75% при вариации степени серпентинизации от 25 до 90%; снижается и железистость брусита — от 25 до 10%.
Н. Моримото (1988 г.), рассматривая пироксены в тройной диаграмме Mg2Si2O6 (En) — Fe2Si2O6 (Fs) — Ca2Si2O6 (Dy), выделяет среди них магниево-железистые — энстатит (Mg2Si2O6), клиноэнстатит (Mg, Fe)2Si2О6, пижонит (Mg, Fe, Ca)2Si2О6, авгит (Ca, Mg, Fe)7Si2О6, диопсид (Ca, Mg)Si2O6, а также маложелезистые (≤50Fs) и малокальциевые (≤50 Dy) разности. Аналитические данные по составу минералов этой группы приведены в работах В.В. Ляховича, А.Ф. Ефимова и других исследователей. Более поздние данные по пироксенам в целом приведены в табл. 60 для разных типов пород; при этом видна значительная разница для пироксенов из габброидов, гранитоидов и щелочных пород практически по всем элементам-примесям. Количество одних элементов в данном ряду увеличивается (Li, Zr, TR, Nb, Ta, Be, V, Cr), других — снижается (Rb, Sc, В, Ni, Co, Cu); распределение Sr и Pb неопределенно. Различаются по содержанию элементов-примесей пироксены, выделенные по структурно-генетическому признаку, клинопироксены от ортопироксенов. В первых, с учетом типа пород, меньше Ni, Co, Zn и больше V, Cr, Sn, Sc, Hf, La, Zr. Данные табл. 61, содержащей материалы Л.Ф. Борисенко по Уралу и Ю.А. Мартынова по Нижнему Амуру, подтверждают эти выводы по всем элементам, только Sn оказалось больше в орто-, чем в клинопироксене. Для пироксенов из метаморфических комплексов М. Рейс установил, что с ростом температуры и увеличением количества Al упорядоченность в распределении Fe2+—Mg снижается.
Сравнение поведения элементов-примесей в пироксенах различной магнезиальности — энстатите и диопсиде — проведено по включениям в щелочных базальтоидах Сихотэ-Алиня (табл. 62). Видна большая или меньшая разница в содержании этих элементов, связанная с различием в содержаниях Mg. Энстатит содержит больше Ni, Co, Zn, меньше Zr, Cr, V, Ti, Ag; количество Sn, Cu, Pb и Ca близко в обоих минералах. Для образцов Mg-пироксена из ультрабазитов интрузии Рум Лаурид, незначительно отличающихся по степени железистости, также установлено некоторое различие. Менее магнезиальные (Fe≥5%) по сравнению с магнезиальными несколько обеднены (г/т) Cr (3700 и 4975±800), Ir (0,0004 и 0,0021), Sc (88,7 и 97±2,4), Yb (1,1 и 1,4) и обогащены Co (38,5 и 33±1,5); для Eu разница оценок оказалась статистически незначимой.
Наиболее полное исследование состава пироксенов и амфиболов метаморфических пород выполнено М.Д. Крыловой с соавторами. Данные по содержаниям некоторых элементов-примесей свидетельствуют о том, что наиболее информативным элементом во всех случаях является Ti, а для пироксенов — Ni, Co, Cr и V (табл. 63, 64).
Минералы магния
Минералы магния
Минералы магния

Во многих случаях в литературе приводятся высокие содержания того или иного элемента в пироксенах, что обычно связано с наличием микровключений минералов этого элемента. Например, К. Вагнер (1988 г.) в Fe-клинопироксенах (Маруроа, Полинезия) установил от 4 до 10% ZrO2, до 10% Nb2O5, до 1,2% ZnO, но микрозондовые исследования показали, что пироксен обогащен микровключениями ильменорутила, титаномагнетита, магнетита и др.
Амфиболы сходны с пироксенами, достаточно изучены по составу и номенклатуре, но на элементы-примеси исследованы только в целом (табл. 65, 66) независимо от их магнезиальности. Выделяются Mg-Fe разности — от преимущественно Mg антофиллита (Mg, Fe)7Si8О22 (OH)2, более железистого (Mg, Fe)6(Al, Fe)(Si, Al)8O22(OH)2 (ромбические ортоамфиболы), Fe-Mg кумингтонита (Fe, MO)7Si8О22 (OH)2 до грюнерита Fe7Si8O22(OH)2 (моноклинные), а также Ca-Mg разности — обогащенный Mg тремолит CaMg5Si8O22(OH)2 и более бедный им актинолит Ca2 (Mg, Fe)5SisО22 (OH)2; известны и Na-Ca, и Na-Mg—глаукофан Mg3Na2Al2Si8O22(OH)2, и Na-Fe (рибекит) и Mg — холмквистит Mg3Li2Al2Si8O22(OH)2 — амфиболы. Между амфиболами и пироксенами сходного состава имеется структурное сходство: антофиллит — энстатит, тремолит — диопсид (и т. д.), но амфиболы характеризуются удвоенной величиной параметра b0. В группе амфиболов всего приводится 67 минеральных разновидностей.
Минералы магния

Среди элементов, наиболее часто встречающихся в роговых обманках в высоких концентрациях (n—0, n%), кроме минералообразующих элементов отмечались Mn, Ti, К, F. Остальные элементы обычно присутствуют в более низких количествах (0,0 n% и менее — см. табл. 65). Более магниевые амфиболы характерны для глубинных и метаморфических пород, в ультрабазитах они относительно обогащены Cr (среднее 0,238%) и Sr (0,019%), в метаморфитах и габброидах — V, в щелочных породах — Nb (0,015%) и др. (см. табл. 65, 66). В щелочных роговых обманках из щелочных гранитов содержание Li, Rb, Zn, Mo гораздо выше, чем в тех же минералах из известковощелочных гранитов, а Sn — ниже (табл. 67); для Монголии гораздо выше содержание (г/т) Zn (1468), Pb (48), Nb (219), Zr (1223), Li (741), F (1,1%), а также Sn (76) и ниже Sr (49), Ba (741), Rb (16).
Минералы магния

Наиболее полно состав актинолита в сравнении с рибекитом и другими минералами изучен Е.В. Румянцевым, С.Т. Лапшиным в щелочно-амфиболовых метасоматических пропилитах (Онежский прогиб). Все изученные элементы-примеси, кроме Mn, содержатся в рибеките в больших количествах, чем в актинолите. Детальное исследование состава амфиболов с учетом /о провела А.А. Стрижкова для позднемеловых гранитоидов Центрального Сихотэ-Алиня (см. табл. 66). По мере уменьшения магнезиальности (увеличения f0) содержание большинства элементов-примесей увеличивается, за исключением Cr и Ni; неясно поведение V. Изучение корреляционных взаимоотношений Mg в амфиболах показало наличие близких к 1 отрицательных связей с. Ti, Al(Vi), F, а в породах — с SiO2, K2O и положительных с CaO.
Минералы магния
Минералы магния

Распределение элементов-примесей в амфиболах из пород разной степени метаморфизма сходно с таковым в пироксенах (табл. 68).
Наряду с отмеченными факторами, на состав минералов влияют условия их образования, определяющие структурные особенности этих минералов, в частности удельную плотность. А.И. Белковским (1978 г.) отмечалась роль высоких давлений в увеличении магнезиальности гранатов (альмандин) при процессах деэклогитизации в диафторитах. Для Сибирской платформы Э.Б. Наливкиной (1978 г.) установлено, что нижняя часть разреза докембрия представлена более высокомагнезиальными (с меньшей ячейкой) темноцветными минералами.
Из других эндогенных минералов Mg отметим шпинель и магнезит MgCO3, состав которых изучен в основном в отношении минералообразующих компонентов. Для магнезита наиболее часто выявляется примесь FeO (до 7,5%), вероятно, за счет ограниченного изоморфизма MgCO3⇔FeCO3.
Для магнетита (магномагнетита) из ультраосновных пород среднее содержание MgO составляет 6,27%.
Изучение А. Неевой химических превращений при воздействии гранитного массива на хлоритовые филлиты и перехода хлорита в биотит выявило общее увеличение содержания таких элементов, как Si, Ti, Mn, К, F, W, NB, Li, Sn, Ba, Rb, Cs и понижение содержания Al, Fe2+(Fe3+ + Fe2+), Mg, H2O+ (H2O+ + Cl + F), Cr, V, Zn, Ni, Co, Sc, Er, Ni, Co в последовательности: хлорит → биотитизированный хлорит → биотит.
Из элементов-примесей для некоторых магниевых минералов из солевых отложений, по Т.Ф. Бойко, наиболее характерны Sr и В: среднее содержание (г/т) Sr в ашарите 1650, кизерите 10—70; В в кизерите 465—1000 и более, в эпсомите 93; нередки примеси (г/т) Ca (карналлит 80—790, кизерит 1410—4000), иногда Tl (карналлит до 1), часто Rb, Cs (за счет К). Остальные изученные элементы для этих минералов не типичны (г/т): Li, Be, Cd≤5, TR≤10, Ge, Nb, Ta, Sc≤1, Zr, Ga, Se, Te, Re≤0,5, In≤0,01.
Многие минералы Mg (как эндогенные, так и особенно экзогенные) обогащены H2O и ОН. Б. М. Чиковым с соавторами (1989 г.) установлено, что серпентин (хризотил и лизардит) образуется при относительно низких температурах (400—450° С) и давлениях (500 МПа), а также в морской воде по продуктам смектитовой фации. Детально изучены условия образования доломита и магнезита.
Существенно магниевыми являются минералы типа асбеста — водные силикаты Mg, Fe, Ca, Na, отличающиеся тонковолокнистым строением, определяющим их практическое значение в качестве огнестойких материалов и наполнителей (пластмассы, асбоцементы и т. д.). Различаются хризотил-асбест Mg6 [(OH)8Si4O10] — тонковолокнистый минерал группы серпентина и амфибол-асбеста — тонковолокнистые крокидолит, антофиллит, амозит, родусит, тремолит, актинолит и др.
Минералы магния

При гидротермальных процессах происходит изменение первичных магнезиальных силикатов изверженных пород. В этом случае имеет место гидратация, приводящая к образованию серпентина и талька. За счет магнезиальных пироксенов формируется тальк, а за счет диопсида — серпентин и тальк, иногда — тремолит.
При выветривании все породообразующие темноцветные минералы Mg находятся в самом начале ряда увеличивающейся устойчивости. Наименее устойчив к химическому выветриванию, по П. Райхе и Ф. Афнену, оливин и особенно Mg-член ряда форстерит (первый в ряду), далее идут волластонит, энстатит, диопсид, тремолит, авгит и амфиболы, затем тальк, эпидот, биотит. Роговая обманка и пироксены имеют также низкую гидроаэродинамическую устойчивость — следуют за кварцем, полевыми шпатами и турмалином. Тальк, кроме того, обладает самой низкой физико-механической устойчивостью.
При химическом выветривании магнийсодержащих минералов возникают новые минералы и совершается вынос Mg. Первым продуктом выветривания оливина является серпентин, а пироксена — тальк. При дальнейшем выветривании из силикатных минералов под воздействием углекислых растворов освобождается ион Mg. При осаждении его карбонатным ионом образуются магнезиты, а в присутствии кальция — доломиты. Значительные количества оливинсодержащих коренных пород превращаются в магнезиты.