Силікати природні

СИЛІКАТИ ПРИРОДНІ (від лат. silex, рід. відмінок silicis - кремінь * а. natural silicates; н. naturliche Silikate; ф. silicates naturels; і. silicatos naturales) - клас мінералів, солей кремнієвої, ізо-і гетерополікремнієвих кислот. На частку природних силікатів припадає до 75% маси земної кори і близько 25% мінеральних видів. У природі відомо понад 700 природних силікатів, включаючи найважливіші породоутворюючі мінерали (польові шпати, піроксени, амфіболи, слюди та ін.).

Хімічний склад та структура. В основі кристалічної структури природних силікатів — солей кремнієвої кислоти — лежать одиночні ізольовані тетраедричні радикали SiО4 4- ; солей ізо- та гетерополікремнієвих кислот — полімерні радикали, в яких місткові атоми Про пов'язують 2 атоми Si суміжних SiО4-тетраедрів (в ізополікремнієвих радикалах) або атоми Т (Т — Si, Al, B, Fe 3+ та ін) в TО4-тетраедрах (в гетерополікремнієвих радикалах). Залежно від атома Т останні отримали назву алюмо-, боро-, берило-, фері-і т.д. силікатів.

Роль катіонів у силікатах природних відіграють переважно елементи 2-го, 3-го та 4-го періодів періодичної системи Менделєєва, серед яких Na, Mg, Al, Fe, К, Ca, Mn найбільш поширені в земній корі і складають разом з Про і Si до 99% її обсягу. Досить звичайними є також силікати природні Ti, Zn, TR. Менш поширені силікати V, Ni, Nb, Th, U, Sr, Cs, Ba. Особливе місце займають нечисленні природні силікати, в яких катіонами виступають халькофільні елементи: Cu, Zn, Sn, Pb, As, Sb і Bi.

Більшість природних силікатів — основні, значно менше їх число — кислі і кисло-основні солі; серед силікатів багато кристалогідратів; деякі силікати природні (наприклад, слюди) містять іони Н3О+. Відомі такожзмішані солі, що містять поряд із силікатними радикалами аніони більш сильних кислот (СО3 2-, PО43 SО4 2-, Cl-, F- та ін).

Найважливіша кристалоструктурна характеристика силікатів природних - будова їх аніонів, виходячи з якого розрізняються силікати з острівними, ланцюжковими, стрічковими, сіточними та каркасними радикалами. Найголовніші острівні кремнекисневі радикали мають таку будову; одиничний SiО4-тетраедр - ортогрупа (наприклад, форстерит); група з 2 пов'язаних загальною вершиною тетраедрів Si2О7 6 - діортогрупа (геміморфіт); тріортогрупа Si3О10 8- (розенханіт); потрійне кільце Si3О9 6- (рис. 1, а; бенітоїт); четверне кільце Si4О12 8- (рис. 1, б; баотит); шестерне кільце Si6О18 12- (рис. 1, в; діоптаз); здвоєне четверне кільце Si8О20 8-(еканіт); здвоєне шестерне кільце Si12О30 12- (рис. 1, г; согдіаніт).

Найважливіші типи ланцюжкових радикалів у силікатах природних зводяться до наступних: піроксеновий ланцюжок з паралельно орієнтованих діортогруп з періодом повторюваності в 2 SiО4 4-тетраедра (рис. 2, а); волластонітовий ланцюжок з діортогруп, що чергуються, і одиночних SiО4 4--тетраедрів, повернутих в іншу сторону, з періодом повторюваності в 3 SiО4 4--тетраедра (рис. 2, б); родонітовий ланцюжок, в якому через 5 SiО4 4-тетраедрів відбувається зсув убік (рис. 2, в); стокезитовий ланцюжок з різноорієнтованих діортогруп, пов'язаних SiО4 4-тетраедрами іншої орієнтації (рис. 2, г); батиситовий зигзагоподібний ланцюжок з вертикальних діортогруп, по черзі зміщених відносно один одного, з періодом повторюваності в 4 SiО4 4-тетраедра (рис. 2, д); астрофілітовий зигзагоподібний ланцюжок з горизонтальних діортогруп (рис. 2, е).

Найважливіші стрічкові радикали: стрічка силліманіту типу (рис. 3, а);амфіболова стрічка із здвоєних піроксенових ланцюжків (рис. 3, б); джимтомпсонітова стрічка з 3 піроксенових ланцюжків (рис. 3, в); власовітова ступінчаста стрічка з четверних "налізаючих" кілець SiО4 4-тетраедрів (рис. 3, г); ксонотлітова стрічка із здвоєних волластонітоподібних ланцюжків (рис. 3, д); нарсарсукитова трубчаста стрічка з вертикальних діортогруп з квадратним поперечним перерізом (рис. 3, е).

Ланцюжки та стрічки SiО4 4--тетраедрів поліконденсуються в сітки (шари), які можуть бути полярними (рис. 4, а), або двосторонніми (рис. 4, б-д).

Граничною мірою поліконденсації є з'єднання TО4 4--тетраедрів усіма своїми вершинами один з одним, при якому виникає каркасна структура.

Координаційні числа (КЧ) катіонів у силікатів природних з іонним зв'язком змінюються від 4 (Be, Al, Li, Fe 3+ , Cr 3+ , Mg) до 9-12 (К, Rb, Sr, Ca , Ba). Ковалентним зв'язком характеризується менше катіонів (Cu, Zn, Pb, As, Sb, Bi та інших.), їм КЧ визначається типом гібридизації. У структурах силікатів, що містять катіони з КЧ-6, виділяються різні мотиви катіонних поліедрів від острівних октаедричних груп через ланцюжки, стрічки до стінок (рис. 5, а-г).

Відповідність сили певної кремнієвої кислоти силі катіону полягає в пропорційності величини катіону відстаням між кінцевими атомами О2- в Тт, On-радикалі. Тому невеликі катіонні тетраедри, що утворюються іонами Be, Al, з'єднуючись з SiО4 4--тетраедрами, утворюють з останніми єдиний структурний мотив берилло-і алюмосилікатів. Невеликі октаедричного поліедри (типові для Mg, Fe 2+ і т.п. катіонів) сполучаються з кінцевими атомами О2 - одиночних SiО4 4 - тетраедрів (рис. 6, а), полімерних кремнекисневих (рис. 6, б), алюмо- кремнекисневих і т.п. радикалів.

Збільшення розміру катіонних октаедрів викликає необхідність поліконденсації SiО4 4-тетраедрів у ланцюжка (рис. 6, в, г) і складніші кремнекисневі радикали - стрічки, сітки (шари), каркаси. Полімерні кільцеві, ланцюжкові, стрічкові та сіткові радикали мають додаткові можливості пристосування до різних катіонних поліедрів за рахунок зміни кута сполучення SiО4 4-тетраедрів між собою.

Систематика. Залежно від силових характеристик (CX) катіонів (In/ropбn+ або In/ri, де In — n-й потенціал іонізації; ropбn+ — орбітальний радіус іона з валентністю n; ri — ефективний іонний радіус катіону в іонному кристалі) клас силікатів природних хіміко-структурної систематики ділиться на 3 підкласи: I - силікати, що містять катіони з низькими CX (К, Na, Li, Mg, Fe 2+, Fe 3+ та ін); II - із середніми CX (Ti, Zn та ін.) - Титано-і цирконосілікати; III – силікати халькофільних елементів.

За типом гетерополіаніонного радикалу в кожному з підкласів виділяють сектори (берилосилікати, алюмосилікати, боросилікати, власне силікати).

Залежно від рівня поліконденсації TО4-тетраедрів в аніонних радикалах розрізняють 9 надвідділів: тетрасилікати (ортосилікати) з радикалом SiО4 4- (наприклад, олівіни); тетратрисілікати (ортодіортосилікати), що містять одночасно, наприклад, SiО4 4 - і Si2О7 6-радикали (епідот); трисилікати (діортосилікати) з радикалом Si2О7 6- (тортвейтит); тридисиликати (наприклад, розенханіт); дисилікати (метасилікати) з радикалами SiО3N2 n-(діопсид); димоносилікати з радикалами типу Si4О11 6-, AlSi3О11 7- та ін (наприклад, тремоліт); моносилікати з радикалами Si2О5N2 n-(каолініт); мононульсилікати (родезит); нульалюмосилікати з радикалами типу Tn 3+ Si1-nО2 n-(альбіт). Приналежність силікатів до середніх,основним, кислим солям або кристалогідратам дозволяє виділяти відділи. Більш дробова систематика ґрунтується на структурних ознаках з урахуванням геометрії аніонного мотиву (загони острівних, ланцюжкових, сіткових або шаруватих, каркасних силікатів природних) аніонного та катіонного субмотиву (підзагони субкаркасних, субланцюгових і т.д. силікатів).

Властивості. Більшість природних силікатів через складність складу мають низьку симетрію. Близько 45% з них відноситься до моноклінної, 20% - до ромбічної, 9% - до триклінної (до нижчих сингоній відносяться насамперед багато ланцюжкових, шаруватих силікатів і каркасні алюмосилікати), 7% - до тетрагональної, 10% - до тригональної і гексагональної (силікати з кільцевими трикутними і гексагональними радикалами) і 9% - до кубічної (тетрасилікати з ізольованими SiО4 4-тетраедрами; ряд каркасних нульалюмосилікатів) сингонії.

Більшість силікатів безбарвні або білі; силікати Fe, Mn, Ni, UО2 2+ , Ti, Zr, V, Cu, TR та деяких інших елементів (а також містять їх у вигляді ізоморфних домішок) часто пофарбовані в різні кольори. Блиск скляний до діамантового. У тонких шліфах прозорі. Багато силікатів природні мають досконалу спайність в трьох напрямках, для ланцюжкових і стрічкових силікатів характерна спайність у двох напрямках, для шаруватих - досконала спайність в одному напрямку. Більшість силікатів (мінерали з легкими катіонами De, Mg, Al, каркасною та шаруватою структурою) мають низьку щільність (2000-3000 кг/м 3 ), яка зростає до 3500 і навіть 4000 кг/м 3 у тетрасилікатів з острівними SiО4-тетра до 6500 кг/м 3 силікатів важких елементів (наприклад, свинцю). Твердість максимальна (до 6-8) у деяких каркасних алюмосилікатів та силікатів з острівною та ланцюжковою структуроюзнижується до 4-5 у більшості силікатів халькофільних елементів і до 1-2 у шаруватих мінералів. Показники заломлення силікатів загалом пропорційні їх щільності і коливаються у межах.

Освіта. Силікати природні – полігенні мінерали. У магматичних породах нормального ряду від ультраосновних до кислих переважна роль належить силікатам і алюмосилікатам катіонів з низькими CX, тоді як силікати з катіонами, що мають середні CX, відомі у них у вигляді акцесорних мінералів (циркон, титаніт). В агпаїтових лужних породах міститься велика кількість каркасних алюмосилікатів (польові шпати, фельдшпатиди), що знаходяться в тісній асоціації з натрієвими піроксенами (егірін, егірін-авгіт) та різними складними силікатами Ti та Zr. Для пегматитів характерні силікати катіонів Na, К, Li, Cs, Be. Гідротермальним шляхом, а також при підвищеному вмісті в магмі H2О утворюються фельдшпатиди та цеоліти. Силікати халькофільних елементів (хризоколла, віллеміт, геміморфіт, діоптаз та ін.) типові для зон окиснення рудних родовищ.

Силікатні асоціації, що утворюються при метаморфізмі глинистих порід, представлені високоглиноземними мінералами (андалузитом, кіанітом, силиманітом, ставролітом, кордієрітом, альмандином, хлоритоїдом та ін); при метаморфізмі карбонатних порід — волластонітом, андрадитом, гросуляром, діопсидом, тремолітом та іншими силікатами Ca та Mg(Fe 2+ ).

Вплив температури і тиску на характер мінеральних асоціацій, що утворюються, обумовлено головним чином кристалохімічною специфікою окремих силікатів. Послідовність магматичної кристалізації (за Н. Л. Боуеном) починається з найбільш тугоплавких тетрасилікатів Mg і Fe 2+ - олівінів, на зміну яким приходять піроксени - ланцюжкові дисилікати, потім амфіболи -основні стрічкові ди-моносилікати, польові шпати - каркасні нульалюмосилікати і, нарешті, нульсилікат - SiO2.

При метаморфізмі на перших щаблях з'являються каркасні нульалюмосилікати (цеоліти, польові шпати), до яких потім приєднуються сіткові моноалюмосилікати (слюди, хлорити), стрічкові ди-моносілікати (амфіболи), ланцюжкові дисилікати (піроксен). Для середніх щаблів метаморфізму характерні острівні тетра-трисиликати (епідот, цоїзит та ін), а для глибинних щаблів - острівні тетрасилікати (гранати, олівін, кіаніт).

Парціальний тиск (активність) H2О-PH2О визначає, перш за все, ступінь гідролізу силікатів. Типові ранні продукти гідролізу алюмосилікатів - слюди, при достатній активності Mg, Al і щодо високої температури виникають хлорити (особливо за тетрасилікатом), а в умовах високої активності К+ - мусковіт. При більш низькій температурі та високій активності Mg, Al, Ca, Na утворюються змішаношарові хлорит-смектити, які при зниженні температури заміщуються смектитами. При високій активності К+ утворюються іліти, потім ілліт-смектити та смектити. В умовах високої активності Mg виникають вермукуліти, які потім заміщаються змішаношаровими вермікулітами-смектитами та смектитами. У гідротермальних системах, що відрізняються високою активністю вугільної кислоти, більш сильною, ніж кремнієві, виникають асоціації, для яких із природних силікатів характерні тільки польові шпати у високотемпературних жилах, слюди, хлорити, каолініт.