Минералогия (стр. 7 )

Получено 251 разные формулы, состоящие из 518 элементов. Из них с арностью 1 — (39 форм — (163, 326), 3 — (42, 126), 4 — (6, 24), 5 — (1, 5), 1–5 — (251, 518). S элементы имеются в 107 формулах (всего 128 элементов), F (39, 39), D (189, 258), P (80, 94). Среди 251 формул содержится лишь 198 без учета дополнительных. Встречаемость 198 формул и их элементов в зависимости от арности: 1 — (30, 30), 2 — (119, 238), 3 — (42, 126), 4 — (6, 24), 5 — (1, 5), 1–5 — (198, 423). Каждой катионной формуле может соответствовать от одного до 15 минералов. Распределение всех минералов и элементов в зависимости от арности: 1 — (108, 108), 2 — (257, 514), 3 — (53, 159), 4 — (5, 20), 5 — (1, 5), всего 1–5 (424, 806). Следует соотнести встречаемость всех и 198 разных формул катионов: 1 — (108, 30), 2 — (257, 119), 3 — (53, 42), 4 — (5, 4), 5 — (1, 1), 1–5 (424, 198), им соответствуют элементы 1 — (108, 30), 2 — (514, 238), 3 — (159, 126), 4 — (20, 24), 5 — (5, 5), 1–5 — (806, 423). Сопоставим встречаемость конкретных катионов из 198 разных и всех формул (в скобках число на втором месте).

S 10 (88–164), H (1–1), Li2 (1–1), Na2 (14–27), K2 (10–15), Cs3 (3–3), Be, (3–7), Mg (17–29), Ca (25–58), Sr2 (4–7), Ba2 (10–16), F 5 (30–58), La3 (1–1), Ce (6–12), Nd2 (2–2), Th(2–2), U(19–41), D 15, (208–447), Y2 (7–18), Ti (26–62), Zr (4–5), V (34–77), Nb (18–39), Ta (18–35), Cr (14–20), Mo (5–9), W (14–18), Mn (26–59), Fe (32–60), Co (3–3), Ni (5–7), Cu (12–19), Zn (10–16), P 9, (76–136), Al (20–39), Ga (1–1), In (1–1), Tl (1–1), Ge (4–5), Sn (14–18), Pb (19–45), Sb (8–14), Bi (8–12). Сумма элементов SFDP 39, (423–806). Среди минералов лидер встречаемости — V. За ним идут Fe, Ti, Mn, Ca, далее Al, U, Pb, Nb, Ta, Mg c уникальностью 0,4, 0,5. Щелочные элементы входят в состав только бинарных и более сложных формул.

Количественные формулы состоят из химических коэффициентов. Коэффициенты следуют от меньшего к большему. Если коэффициентов больше трех, то меньшие — первый, первый и второй, первый, второй и третий, располагаем после двух последних. Последние два коэффициента, ставшие первыми, делим на наибольший общий делитель (называем порядком), ставим в квадратные скобки и называем базисными. Меньшие коэффициенты, если их несколько, приводим в круглых скобках через запятую. Цифра 0 означает отсутствие дополнительного коэффициента. В совокупностях коэффициентов катионов имеются 8 разных чисел и .10 (2), .11 (2), .13, .15, .16, .20, .21, .23. У анионов разных коэффициентов .10 и выше более 30. Приводим компликационную последовательность из базисных формул, дополненных порядками и дополнительными коэффициентами 3–6-арных формул. Объединенный список формул составлен из коэффициентов только анионов со знаком минус, только катионов без знака, для анионов и катионов со знаком плюс и минус. Пример раскрытия скобок для получения формул: 16[±1, 2(±0, 12)] = +16, –16, +2.12, ‑2.12, +122.12.

11[1(±0,1), 2(±0, 1, 2), 3(11, 22), ±4], 67[2], 45[2(1)], 34[1(0, 1122, -2, 3)], 23[1(0, 1, 11), 2(3)], 35[1(2, 22)], 47, 12[1(±0, 1), 2(0, 1), 3(–0, 1), –4, 6(2)], 25[1(0, 2), 2(2)], 38[1(1, 2), –2, 3(24)], –4.11, 13[1(±0, 1), 2(±0, 1, 2)], 3.10, –27, 4.15, 14[1(±0, 1), 2], 3.13[–3] 29, 15[1(0, 1), 2(–0, 12)], 3.16[1(–0, 1)], 2.11, 16[±1, 2(±0, 12)], 17[±1, –2], 18[±1, –2], 1.10, 1.11[–2], –1.12, –1.13, –1.15[2], 2.21, 1.20, ‑1.23, ±1, ±2, ±3, ±4, ±5, ±6, –7, ±8, –9, ±.10, –.11, –.22, –.24, –.26, –.27, –.28, –.33, –.36, –.37, –.38, –.55, –.80. Классификация может быть использована для других формул.

Литература: 1.  Качественные кристаллохимические формулы и их классификация с учетом парсимонии // Кристаллография, 1994. Т.39. №6. С. 1032-1041

СОВРЕМЕННАЯ МИНЕРАЛОГИЯ ЗОЛОТА

МГУ, Москва, Россия, *****@***msu. ru

Spiridonov E. M. The recent mineralogy of gold. (Moscow State University, Moscow, Russia)

В связи со значительным размахом поисковых, разведочных и добычных работ на золото на всех континентах интенсивно исследуется его минералогия.

Ряд Au-Ag. По результатам нескольких тысяч высококачественных микрозондовых анализов установлена абсолютная непрерывность состава минералов ряда. В его пределах выделяют золото (0-30 мас. % Ag), электрум (30–70% Ag), кюстелит (70–90% Ag), серебро (90–100% Ag). Состав золота гидротермальных руд зависит от многих факторов, в большой степени от наличия и обилия ранее образованных минералов-концентраторов Ag (блеклые руды и др.) и от активности Te и Se в гидротермах; большинство кристаллов золота этих руд зональные по составу, их края в той или иной, обычно в небольшой степени обогащены Ag (прямая зональность) и/или Hg. Для минералов Au-Ag магматических сульфидных Cu-Ni руд характерна и прямая и обратная зональность; в них вариации состава минералов ряда Au–Ag определяются прежде всего активностью Те во флюидах; более высокопробные ассоциируют с гесситом Ag2Te. В этих рудах электрум ассоциирует с минералами Pt, кюстелит и серебро — с минералами Pd. Явлений распада в минералах ряда Au–Ag не обнаружено даже в мощных залежах магматических сульфидных Cu-Ni руд Талнаха, где интенсивно проявлен отжиг и распад твердых растворов сульфидов Cu–Fe, Cu–Fe–Ni, Fe–Ni и cтаннидов — антимонидов — висмутидов Pt–Pd. В этих рудах электрум, кюстелит, серебро слагают кристаллы размером от долей микрона до n мм, часто с тонкой правильной зональностью; при увеличении до 35000 раз сегрегаций в них не отмечено. Отсутствие явлений распада твердого раствора в минералах ряда Au–Ag согласуется с экспериментальными данными по системе Au–Ag [Dowdell et al., 1943; White et al., 1957]. Зерна золота метаморфизованных руд по составу не зональные; в этих рудах нередко наблюдаются срастания зерен золота различного состава, что исключено для руд неметаморфизованных месторождений.

Pяд Au(Ag)–Hg. Установлены α-амальгама — ртутистое золото (Au, Hg), ртутистый электрум, ртутистый кюстелит, ртутистое серебро. Гораздо более редки юйянгит Au3Hg–(Au, Ag)3Hg, γ-амальгама = аурамальгама Au2Hg3, вейшанит (Au, Ag)2Hg3. Ртутистые золото и электрум типичны для наименее глубинных из плутоногенных месторождений гипабиссальной фации, нередко развиты в вулканогенных гидротермальных месторождениях от убогосульфидных до колчеданных. Юйянгит, аурамальгама, вейшанит характерны для телетермальных Au-Hg месторождений. Состав амальгам зависит от f S, при ее возрастании содержания Hg снижаются и амальгамы Au окружают каймы метациннабарита или киновари (в телетермальных месторождениях).

Ряд Au–Cu. Известны кубические аурикуприд Cu3Au, минерал CuAu3 и метастабильный купроаурид CuAu. Эти минералы образуются в основном при реакциях золотоносных гидротерм с самородной медью. Поэтому их состав нередко нестехиометричен. Минералы ряда Au–Cu обычно развиты среди серпентинизированных ультраосновных пород в телах содержащих самородную медь лиственитизированных родингитов. Продукты отжига купроаурида — тетрагональный тетрааурикуприд и ромбический рожковит (?); их выделения представлены агрегатами перекрещивающихся двойников полиморфных превращений. Характерные для минералов ряда Au–Cu тонкорешетчатые структуры распада твердых растворов возникли при отжиге нестехиометричных протофаз CuAu1+x, Cu2Au3, CuAu2, CuAu3+x. Поскольку минералы ряда Au–Cu почти не содержат Ag и Hg, в парагенезе с ними в плутоногенных гидротермальных месторождениях гипабиссальной фации развиты ртутистый электрум, ртутистый кюстелит и даже ртутистое серебро.

Ряд Au–Fe. Описанное ранее магнитное железистое золото с 4–5 мас. % Fe — это тонкокристаллические срастания золота, cодержащего 0–0,2% Fe, и магнетита.

Ряды Au–Pd, Au–Pt. В телетермальных месторождениях, сформированных при высоком окислительном потенциале и, следовательно, при дефиците или отсутствии сульфидной серы, известны палладистое золото (порпецит) (Au, Pd), платинистое золото (Au, Pt), золотистая платина. Известны содержащие Au минералы платиноидов — потарит PdHg (до 24 мас.% Au), звягинцевит (Pd, Pt)3(Pb, Bi) (до 5 мас. % Au) и иные. Все эти минералы при воздействии наложенных гидротерм с As, Sb, Se превращаются в агрегаты золота (чистого или обедненного Pd и/или Pt) и арсенидов, антимонидов и/или селенидов Pd и Pt.

Ряды Au–Ir, Au–Os. Описанные ранее иридистое золото и ауросмирид представляют тонкие минеральные смеси, — Au c Ir и Os не образует твердых растворов.

Ряды Au–Bi, Au–Sb. Мальдонит Au2Bi и ауростибит AuSb2 , как и фаза AuSbTe, устойчивы только при очень низкой f S. Обычно мальдонит возникает при воздействии золотоносных гидротерм на самородный висмут или богатые Bi теллуриды (хедлиит...). Ауростибит типичный реакционный минерал; обычно образуется при воздействии сурьмянистых гидротерм, отлагающих самородную сурьму, на самородное золото. Ауростибит практически не содержит Ag, поэтому нередко ассоциирует с богатыми Ag блеклыми рудами или миаргиритом. При гипогенной деструкции ауростибита возникает крайне высокопробное золото в парагенезе с антимонитом и бертьеритом. Ауростибит метаморфизованных руд обогащен As и Bi.

Ряды Au–Pb, Au–Sn. Анюйит AuPb2–Au(Pb, Sb)2, хуньчунит Au2Pb, юаньджиангит AuSn обнаружены только в россыпях. Не исключено, что это техногенные образования.

Ряд Au–Ag (Cu)–Te. Широко распространенные минералы: монтбрейит Au2(Te, Sb, Pb, Bi)3, калаверит AuTe2, креннерит Au3(Au, Ag, Cu)Te8, сильванит Au(Ag, Au, Cu)Te4, костовит Au(Cu, Ag, Au)Te4, мутманнит AuAgTe2, петцит AuAg3Te2. Твердые растворы (Ag,Au)2Te редко наблюдаются в виде закаленных фаз, обычно испытали распад и представлены тонкозернистыми срастаниями петцит-гессит. Мутманнит являет пример мимикрии в царстве минералов — по оптическим свойствам почти не отличим от петцита, по рентгенограмме — от калаверита. Теллуриды золота развиты в гидротермальных месторождениях, из них костовит только в вулканогенных; эти минералы являются индикаторами зональности и вертикальной протяженности месторождений. Обогащенные Au теллуриды — более высокотемпературные, исключение — гипергенный мутманнит.