Группа эпидота

Минералы этой группы широко распространены в россыпях и в некоторых из них, особенно в районах развития метаморфизованных основных магматических пород, нередко преобладают в тяжелой фракции шлихов.
В группу эпидота входит ряд минералов и разновидностей, химический состав которых выражается общей формулой R"2 R'''3 [Si2O7] [SiO4] (O,OH)2. где R" — Ca и R''' Al, Fe, Mn. Часть Ca может замещаться Y, Ce, Th, U, а также Na; в ряду трехвалентных катионов шестерной координации иногда устанавливаются Cr, Ti и V, а также Mg, изоморфно замещающий Al.
Группа диморфна, кристаллизуется в ромбической и моноклинной сингониях. Главнейшие члены этой группы следующие.
Цоизит Ca2Al3[Si2O][SiO4]OOH — ромбический.
Клиноцоизит Ca2Al3[Si2О7][SiО4]ООH — моноклинный.
Эпидот Саг(А1, Fe)3[Si2О7][SiO4]OOH — моноклинный.
Пьемонтит Са2(А1, Mn, Fe)3[Si207][Si04]OOH — моноклинный.
Ортит (Ca, Ce, Y, Th)2(Al, Fe3)[Si7][SiO4]O2 — моноклинный.
Распространенность в россыпях, физические свойства и условия образования в природе отдельных минералов группы эпидота неодинаковы.
Цоизит. Один из распространенных минералов группы эпидота. Кроме указанных в формуле элементов, иногда содержит небольшую примесь Fe и Mn.
Кристаллизуется в ромбической сингонии, в ромбодипирамидальном виде симметрии; возможно, является псевдоромбическим (моноклинным). Встречается обычно в двух формах в кристаллах, их обломках, удлиненных или неправильных зернах и в виде частиц, имеющих тонкозернистое агрегатное сложение. Последние часто представляют собой соссюрит: агрегаты цоизита, альбита, хлорита и других минералов.
Кристаллы призматические до шестоватых, вытянутых по третьей кристаллографической оси и обычно несколько уплощенные по {100}. Габитусными гранями являются ромбические призмы {110} и {011} и пинакоиды {100} и {010}. Иногда на кристаллах цоизита развиваются многочисленные грани призм более сложных индексов, вытесняющие грани первого пинакоида. В этих случаях грани кристаллов несут резкую штриховку вдоль оси с.
Цвет серовато-белый, желтоватый, иногда зеленоватый, буроватый и красновато-розовый (от присутствия Mn); в тонкозернистых массах молочно- и зеленовато-белый. Просвечивает, редко прозрачен. Блеск слабый стеклянный, на спайных поверхностях более сильный, иногда с перламутровым отливом.
Спайность совершенная по {010}, неотчетливая по {100}. Tв. 6. Хрупок, раздавливается средне. Излом неровный, ступенчатый и раковинчатый. Уд. вес 3,25—3,36.
Под микроскопом в тонких зернах цоизит обычно прозрачен и бесцветен, но иногда загрязнен включениями хлорита, лейкоксена и других минералов и в этих случаях лишь просвечивает в отдельных участках зерен.
Двуосный положительный. Оптическая ориентировка Ng_|_(100); положение плоскости оптических осей не постоянно и зависит от состава минерала. Для безжслезистых цоизитов плоскость NgNp||(010); большинство спайных осколков в иммерсионном препарате дают разрезы нормально Nm. Для железистой разновидности плоскость NgNp||(001) и с осью микроскопа в большинстве разрезов совпадает тупая биссектриса.
Угасание прямое, удлинение положительное. Угол оптических осей, показатели преломления и сила двойного лучепреломления варьируют в зависимости от содержания железа и возрастают с увеличением количества последнего.

Безжелезистые цоизиты обнаруживают резкую дисперсию v>r и аномальные синие или буро-желтые тона интерференции.
He люминесцирует. Обнаруживает слабые магнитные свойства, безжелезистые цоизиты часто выделяются в немагнитной фракции шлихов.
В кислотах практически нерастворим. П п. т вспучивается и сплавляется в белую эмалевидную масел.
Обычный продукт гидротермального изменения плагиоклазов основных изверженных пород (габбро, габбро-диабазов). Часто встречается и в зеленых сланцах, возникших в процессе регионального метаморфизма основных эффузивных пород и их туфов, а также, в амфиболитах и биотит-амфиболовых кристаллических сланцах.
Клиноцоизит. Безжелезистая разновидность, выделяемая под этим названием, встречается исключительно редко. Большинство клиноцоизитов и в том числе клиноцоизиты, распространенные в россыпях, содержат ту или иную примесь Fe+++ и обычно рассматриваются как маложелезистая разновидность эпидота, хотя и отличаются от последнего по ряду признаков.
Кристаллизуется в моноклинной сингонии, в призматическом виде симметрии Кристаллы шестоватые или призматические, удлиненные, по [010]. Чаще всего встречается в виде удлиненных зерен и обломков кристаллов, реже в виде частиц агрегатного сложения, обычно содержащих примесь других минералов
Цвет бледно-желтый, кремово-желтый, кремово-розовый, зеленоватый; иногда бесцветен; в тонкозернистых агрегатах серовато-белый. В кристаллах и зернах обычно прозрачен или просвечивает в краях Блеск сильный стеклянный
Спайность отчетливая по {001}, параллельно удлинению зерен, несовершенная по {100}. Tв. 6—6,5. Раздавливается средне. Уд. вес 3,25—3,30.
В иммерсионном препарате обычно бесцветен, иногда желтоватый или розовато-желтый. Оптическая ориентировка Nm||[010], угол с:Np около 8°. Угасание относительно призматических ограничений кристаллов и трещинок спайности в зернах прямое; удлинение для спайных осколков обычно отрицательное, для кристаллов положительное.
Двуосный положительный. 2V=+70°—88°; дисперсия v>r сильная: в сечениях, близких к Nm или перпендикулярных к оптической оси, не угасает и приобретает аномальную красноватую или лилово-синюю интерференционную окраску,

He люминесцирует. Пo поведению в кислотах и перед паяльной трубкой аналогичен цоизиту. Слабомагнитен, маложелезистые разновидности при сепарации иногда выделяются в немагнитной фракции шлихов.
Из минералов электромагнитной фракции наиболее сходен с ксенотимом (иногда с призматически развитым монацитом); немагнитный клиноцоизит можно смешать также с цирконом, баритом, апатитом, иногда с андалузитом и дисгеном. Легко отличается от всех названных минералов по оптическим свойствам.
Эпидот. Наиболее распространенный минерал рассматриваемой группы; в современных наносах и россыпях иногда встречается в заметных количествах.
Химически нестоек и редко сохраняется в древних отложениях, измененных процессами выветривания. Вследствие этого содержание эпидота в генетически и пространственно сопряженных системах россыпей (например, в россыпях разновозрастных речных террас), как правило, убывает с возрастом отложений.
В наиболее древних и глубоко измененных процессами выветривания отложениях эпидот нередко отсутствует совершенно, тогда как в русловых и пойменных россыпях, расположенных на тех же отрезках речных долин, он может являться преобладающим минералом шлихов.
Кристаллизуется в моноклинной сингонии, в призматическом виде симметрии. Кристаллы столбчатые или шестоватые, удлиненные по [010], часто богатые гранями. Преобладающее развитие обычно имеют {001}, {100}, {101}, {111}, в комбинации с которыми часто присутствуют {201}, (201} и другие пинакоиды зоны [010]. Присутствие большого числа форм этого типа, иногда в вицинальном развитии, обусловливает появление на гранях некоторых кристаллов эпидота характерной грубой штриховки параллельно второй кристаллографической оси.
Чаще всего эпидот встречается в россыпях в виде неправильных или удлиненных угловатых зерен и угловато окатанных частиц, имеющих тонкозернистое плотное сложение и обычно содержащих примесь альбита, хлорита, иногда граната и других минералов. Наблюдается также в виде хорошо окатанных округлых зерен.
Цвет эпидота варьирует в зависимости от содержания железа; чаще всего желтовато-зеленый, грязно-зеленый, фисташково-зеленый, иногда буро-зеленый и зеленовато-желтый. Желтый оттенок окраски характерен для большинства эпидотов и позволяет легко отличить последние от сходных с эпидотом моноклинных пироксенов. В частицах агрегатного сложения эпидот имеет красновато-бурую (от гидроокислов железа) или белесовато-зеленую окраску.
В кристаллах и зернах просвечивает или прозрачен. Блеск стеклянный Спайность ясная по {001}, несовершенная по (100), проходит параллельно удлинению зерен. Излом неровный, ступенчатый. Tв. 6—6,5. Раздавливается с трудом. Уд. вес 3,35—3,55.
Под микроскопом вполне прозрачен и окрашен в бледные зеленовато-желтые тона. Часто проявляется двойникование по {100} иногда многократное.
Двуосный отрицательный. 2V = (-)70—90°, уменьшается с увеличением содержания железа. Плоскость оптических осей (010) перпендикулярна удлинению зерен и направлениям спайности. Nm||[010]; угол Ng с плоскостью спайности по {001} = 25—30°. Зерна, лежащие в иммерсионном препарате на плоскостях главной спайности, часто дают разрезы с выходом оптической оси.
Дисперсия угла оптических осей и наклонная дисперсия биссектрис сильная, r>v для одной оптической оси и r<v для другой. В разрезах, перпендикулярных оптической оси или близких к этому, зерна нe угасают, приобретая синеватую или красноватую интерференционную окраску.
Показатели преломления и величина двупреломления возрастают с увеличением содержания железа. Ng = 1,735—1,785 (обычно в пределах 1,755—1,765); Nm = 1,730—1,765 (1,740—1,755); Np = 1,720—1,740 (1,725—1,735); Ng—Np = 0,015—0,050 (0,030—0,045).
Некоторые буроокрашенные эпидоты снижают двупреломление до 0,012—0,018. Характерна аномальная пестрая и яркая интерференционная окраска, отличающая эпидот от диопсида, оливина и других внешне сходных с ним минералов.
Для темноокрашенных эпидотов полихроизм отчетливый в зеленовато-желтых тонах по схеме Nm≥Ng≥Np. He люминесцирует.
В кислотах нерастворим. П. п. тр. вспучивается и сплавляется в зелено-черное или бурое стекло.
По внешнему виду в неправильных зернах сходен с везувианом, диопсидом, оливином, гроссуляром. Легко отличается от всех этих минералов оптическими свойствами.
Эпидот и клиноцоизит являются типичными вторичными минералами, образующимися преимущественно в процессах гидротермального изменения и метаморфизма основных изверженных и пирокластических пород. Главная их масса приурочена к габбро, габбро-диабазам, диабазам и другим основным эффузивным породам, претерпевшим зеленокаменное изменение, где названные минералы образуются за счет плагиоклаза. Широко распространены в формации «зеленых» сланцев, эпидозитов и эпидотовых амфиболитов, где эпидот нередко является по родообразующим минералом.
В значительных количествах эпидот выделяется в скарнах и других контактово-метасоматических породах, связанных с интрузиями гранитов.
Изредка присутствует в самих гранитах, гранито-гнейсах и близких к ним по составу кислых породах, где возникает в процессе разрушения плагиоклазов и биотита.
В качестве второстепенного или редкого минерала эпидот устанавливается также в кварцевых жилах, некоторых сульфидных жильных месторождениях и в жилах альпийского типа.
Пьемонтит. Один из наиболее редких минералов группы эпидота, спорадически встречающийся в россыпях, расположенных в районах распространения марганцеворудных месторождений.
Наблюдается в виде обломков призматически вытянутых кристаллов, морфологически подобных кристаллам эпидота, в виде шестоватых, удлиненных или неправильных зерен, а также окатанных или угловатых частиц, имеющих тонкозернистое сложение.
Цвет буро-красный, красновато-коричневый, реже оранжево-красный и оранжевый. В порошке красновато-коричневый до розово-желтого. Просвечивает, светлоокрашенные разновидности иногда прозрачны Блеск сильный, стеклянный.
Спайность ясная по {001}. Tв. 6,5. Уд. вес 3,40—3,52. Хрупок; раздавливается с трудом. Излом неровный, раковинчатый.
Под микроскопом в порошке прозрачен и окрашен в оранжевожелтые или лилово-красные тона. Оптическая ориентировка как у эпидота. Двуосный положительный 2V = (+)60—88°, дисперсия v≥r заметная. Показатели преломления возрастают с увеличением содержании марганца: Ng = 1,778—1,832; Nm = 1,757—1,800; Np 1,738—1,756; Ng—Nр = 0,040—0,082.
Полихроизм сильный: Ng — розово-красный; Nm — лиловый, лилово-красный; Np — оранжевый или желтый.
He люминесцирует. В кислотах нерастворим. П. п. тр. вспучивается и легко сплавляется в черное стекло. Окрашивает перл буры в фиолетовый цвет.
Главнейшие месторождения пьемонтита приурочены к толщам осадочных пород, заключающих пласты марганцевых руд и превращенных в процессе метаморфизма в кварциты и различные кристаллические сланцы. В этих месторождениях пьемонтит сопровождается пиролюзитом, гауссманитом, родонитом, бустамитом, спессартином, марганецсодержащими моноклинными пироксенами, родохрозитом и некоторыми другими минералами.
Значительно реже пьемонтит встречается в скарнах в связи с массивами гранитоидов, а также в роговиках, образующихся в зоне контакта интрузий основных изверженных пород (габбро, габбро-диабазов и др.). Наблюдается в некоторых жилах сульфидных руд.
В процессах выветривания, переноса и переотложения осадков нестоек, легко разрушается и вследствие этого очень редко сохраняется в древних россыпях.
Ортит. Сравнительно редкий минерал россыпей, встречающийся главным образом в районах распространения гранитных интрузий и связанных с ними жильных пород.
В россыпях встречается в виде удлиненных или неправильных угловатых, реже угловато окатанных зерен, а также в виде обломков кристаллов. Кристаллы обычно плохо образованные, вытянутые по [010] и уплощенные (до таблитчатых) по (100), морфологически сходные с кристаллами эпидота. Габигусными гранями являются {100}, {001}, {101} и {111}, изредка наблюдаются более сложные комбинационные многогранники.
Грани кристаллов часто неровные, изъеденные, покрытые примазками бурых или охристо-желтых продуктов разложения ортита. Обычны ступенчатость и грубая штриховка параллельно [010].
Ортиты, содержащие значительные количества редких земель, а также тория, обычно претерпевают метамиктный распад, структура их аморфизуется, что существенно отражается на всех физических свойствах минерала. Наиболее полный распад кристаллической решетки и изотропизацию обнаруживает обычно ортит древних палеозойских и допалеозойских пород, тогда как ортиты из геологически юных образований при том же валовом химическом составе минерала нередко сохраняют все признаки кристаллического строения.
Цвет смоляно-черный, буро-черный. В порошке буровато-серый. Блеск сильный, смолистый, на гранях иногда матовый. Непрозрачен, в краях тонких зерен иногда просвечивает бурым. Наблюдались зонально окрашенные ортиты, черно-бурые во внутренней части зерен и бледно-коричневые или зеленовато-бурые, просвечивающие в периферической.
Спайность чаще всего отсутствует, изредка проявляется по (001). Излом типичный раковинчатый. Tв. 5,5—6. Хрупок, раздавливается с трудом или средне. Уд. вес варьирует в зависимости от степени сохранности структуры минерала в пределах 3,55—4,20, иногда снижаясь до 3,0.
Под микроскопом в иммерсионном препарате светло-бурый, зеленовато-бурый, желтовато-бурый, коричневый, нередко с пятнистым или правильным зональным распределением окраски. Неизмененные или слабоизмененные ортиты двуосные отрицательные с 2V = (-)70—85°. Плоскость оптических осей || (010), с:Np 32—40°; Ng с плоскостью (001) образует угол 57—65°, и в сечениях по (001), чаще всего встречающихся в иммерсионном препарате, зерна ортита дают разрезы с выходом оптической оси.
Показатели преломления варьируют в очень широких пределах Ng = 1,700—1,810; Nm = 1,695—1,790; Np = 1,680—1,775; Ng—Np = 0,010—0,036. Полихроизм отчетливый, иногда резкий: по Ng — бурый, зеленовато-бурый, красновато-коричневый, по Nm — светло-бурый, коричневый; по Np — светлый желто-бурый или зеленовато-бурый.Претерпевшие метамиктное изменение ортиты, наиболее часто встречающиеся в россыпях, оптически изотропны, не полихроируют. Показатель преломления их снижается до 1,660—1,640 (иногда до 1,610), причем часто неодинаков в различных частях одного и того же зерна. Окраска метамиктных ортитов более светлая, они нередко пpeвращены в агрегатно поляризующие скопления пленочных, хлопьевидных бурых и желтых продуктов разложения, среди которых устанавливаются гидрохлориты, гидроокислы железа, карбонаты и другие ближе неопределимые минералы.
В кислотах разлагается (особенно метамиктные разновидности) с выделением студенистого кремнезема Солянокислый раствор с тороном обычно дает отчетливую реакцию на Th, с NaF (а иногда и с бурой) дает люминесцирующий перл.
П. п. тр. вспучивается и легко плавится в пузыристое черно-бурое (часто магнитное) стекло. Радиоактивен.
Ортит довольно широко распространен в некоторых гранитах, гранодиоритах и сиенитах, иногда в диоритах и габбро-диоритах. Он присутствует в этих породах в качестве акцессорного минерала в ассоциации с биотитом, цирконом, магнетитом и сфеном. Встречается во многих сиенитовых и гранитных пегматитах, особенно часто в редкоземельном их типе, где сопровождается уранинитом, ксенотимом, магнетитом, циртолитом, изредка гранатами спессартин-альмандинового ряда, апатитом, фергусонитом и монацитом.
В качестве новообразования часто встречается в гнейсах (особенно в магматизированных их разновидностях), амфибол-биотитовых и других кристаллических сланцах, а также в некоторых филлитах. Для этого типа месторождений характерно совместное присутствие ортита и эпидота, часто содержащего включения ортита или образующего таймы вокруг выделений последнего.
По внешнему виду и некоторым физическим признакам ортит может быть спутан с черной роговой обманкой, турмалином, шорломитом, гадолинитом, а также с фергусонитом, эшинитом и некоторыми другими редкими тантало ниобатами.
От большинства названных минералов легко отличается по оптическим свойствам, наиболее трудно отличим от гадолинита, совместно с которым ортит иногда встречается как в коренных месторождениях, так и в россыпях. Оптически анизотропные гадолиниты — двуосные положительные, характеризуются косым угасанием, положительным удлинением и обычно не полихроичны. Изотропизированный гадолинит имеет значительно более высокий показатель преломления (до 1,780), чем обычный изотропный ортит, и не сплавляется п. п. тр. От многочисленных тантало ниобатов ортит наиболее просто отличается по цвету порошка (значительно более светлому, чем у тантало-ниобатов), по показателю преломления (у большинства тантало-ниобатов N≥2), а также по отрицательной реакции на Nb и Ta.