UNIVERSITATEA DE STAT DIN MOLDOVA

Facultatea de Biologie şi Pedologie

Catedra Ştiinţe ale Solului, Geologie şi Geografie

Valerian CIOBOTARU

MINERALOGIECurs general

(Prelegeri)

Aprobat deConsiliul metodico-ştiinţific

şi editorial al USM

Chişinău – 2004CEP USM

CZUC

Valerian CIOBOTARU. Mineralogie: Curs general (Prelegeri). – Chişinău: CEP USM, 2004. – p.

Recomandat de Consiliul Ştiinţific al Facultăţii de Biologie şi Pedologie

Recenzent: Leonid Romanov, doctor habilitat, cercetător ştiinţific principal la Institutul de Geofizică şi Geologie al Academiei de Ştiinţe din Moldova

Manualul este constituit din trei capitole. În capitolul Principiul geologico-genetic de studiu al compoziţiei crustei terestre sunt expuse principalele procese de mineralogeneză endogenă, hipergenă şi metamorfică. Capitolele Mineralogie şi Clasificarea cristalochimică şi sistematizarea mineralelor constituie baza manualului, iar Catalogul mineralelor serveşte în calitate de ghid pentru studiul macroscopic al mineralelor.

Manualul Mineralogie. Curs general este propus viitorilor specialişti geologi, geografi, pedologi, ecologi, etc., care sunt preocupaţi cu studiul integru al Pământului sau cu studiul proceselor fizico-chimice naturale, care au loc în diferite zone ale crustei terestre.

Manualul cuprinde 124 pagini de text, 9 figuri, 9 tabele şi 20 note bibliografice.

© V.Ciobotaru, 2004ISBN © USM, 2004

2

Descrierea CIP a Camerei Naţionale a CărţiiValerian, CiobotaruMineralogie: Curs general (Prelegeri) / Valerian Ciobotaru. –

Chişinău: CEP USM, 2004. – … p.Bibliogr. p. (... tit.)ISBN 50 ex.

3

Cuprins

Introducere

Capitolul I Principiul geologico-genetic de studiu al compoziţiei crustei terestre

§ 1 Procesele endogene1. Procesele magmatice şi formarea mineralelor magmatice2. Procesele pneumatolitice3. Procesele hidrotermale§ 2 Procesele exogene1. Eroziunea rocilor2. Sedimentogeneza§ 3 Procesele metamorfice

Capitolul II Mineralogie

§ 1 Compoziţia chimică şi formulele mineralelor§ 2 Polimorfismul mineralelor§ 3 Izomorfismul mineralelor§ 4 Minerale tipomorfe§ 5 Generaţii de minerale§ 6 Asociaţii paragenetice ale mineralelor§ 7 Morfologia agregatelor minerale§ 8 Proprietăţile fizice ale mineralelor§ 9 Metodele de studiu mineralogic

Capitolul III. Clasificarea cristalochimică şi sistematizarea mineralelor

§ 1 Clasificarea cristalochimică a mineralelor§ 2 Sistematizarea şi descrierea generală a claselor de mineraleI. Clasa elementelor nativeII. Clasa sulfurilorIII. Clasa haloizilor

4

IV. Clasa oxizilor şi hidroxizilorV. Clasa silicaţilorVI. Clasa boraţilorVII. Clasa carbonaţilorVIII. Clasa sulfaţilorIX. Clasa fosfaţilor, arseniţilor şi vanadaţilorX. Clasa molibdaţilor şi wolframaţilorCatalogul mineralelorGlosarul mineralelorBibliografie

5

Introducere

La elaborarea acestui Curs în calitate de criteriu metodologic a fost ales studiul mineralogic realizat pe principiul geologico-genetic, când procesele geologice se raportează la formarea substanţelor natu-rale în diferite condiţii şi spaţii ale crustei terestre. Deoarece pentru un geolog mult mai importantă este informaţia despre originea mineralelor şi asociaţiile paragenetice ale acestora, genezei mineralelor i se acordă o atenţie mult mai mare decât, de exemplu, informaţiei despre proprie-tăţile tehnice ale mineralelor sau despre domeniul lor de utilizare. Bine-înţeles, orice curs de mineralogie ar fi incomplet fără o astfel de infor-maţie, precum şi fără o trecere în revistă a zăcămintelor remarcabile de minereuri, cunoscute în toată lumea. În majoritatea cazurilor, acolo unde sursele bibliografice, în baza cărora este alcătuit acest Curs, permit a numi regiunile de răspândire a acumulărilor de materie mineralică în cantităţi vaste, se indică şi tipul genetic al zăcământului fără a urma scopul sistematizării metalogenical sau de altă natură a mineralelor respective.

Prezentul Curs include elementarele noţiuni din cristalografie şi cristalochimie, deoarece majoritatea mineralelor reprezintă substanţe cristaline.

Este evident că în această lucrare nu pot fi expuse toate varietăţile de minerale şi, din acest motiv, pentru a completa “lacunele” din mine-ralogia descriptivă, manualul este urmat de Catalogul mineralelor. În acesta sunt prezentate 131 de minerale sistematizate conform princi-piului cristalochimic de clasificare. Caracteristicile esenţiale ale celor mai răspândite minerale sunt expuse într-o formă laconică şi accepta-bilă. Această colecţie de minerale este suficientă pentru a forma o bază bună a cunoştinţelor în domeniu mineralogiei pentru viitorii specialişti, care în activitatea lor vor opera cu diverse noţiuni geologice.

Studiul mineralelor este executat în baza cercetărilor proprietă-ţilor fizice însuşite de indivizii mineralici, fără a apela la alte metode moderne. În acelaşi timp, în paragrafele respective sunt prevăzute gene-ralizări ale metodelor roentgeno-structurale, termice şi cristalooptice, fără de care o cercetare mineralogică argumentată nu poate fi realizată.

Substanţele naturale cristaline anorganice solide şi omogene din punct de vedere fizico-chimic – părţi componente ale crustei terestre,

6

formate în rezultatul diverselor procese geologice în adâncurile sub-solului sau în suprafaţa crustei şi care se deosebesc prin compoziţiile chimice şi structurile lor interioare specifice se numesc minerale. Toată crusta terestră, toate rocile şi zăcămintele utile sunt alcătuite din grupuri de minerale, aflate în diferite asociaţii.

Crusta terestră este alcătuită şi din alte substanţe, care nu se încadrează în definiţia clasică a mineralului expusă mai sus. Pentru a cuprinde toată diversitatea de substanţe chimice naturale, care face parte din crusta terestră, în familia enormă a mineralelor într-un mod condiţionat sunt incluse şi substanţele criptocristaline, amorfe sau organice, prezente în compoziţia unor roci sau minereuri (calcedonia, chihlimbarul etc.).

Minerale sunt considerate şi formaţiunile materiale de origine extraterestră – substanţele din meteoriţi sau cele aduse de pe Lună şi alte planete. Câteva minerale, descoperite în meteoriţi, oldhamitul CaS şi schreibersitul (Fe,Ni,Co)3P, până la moment nu sunt cunoscute pe Pământ.

Unii mineralogi includ în familia mineralelor şi substanţele sintetice, obţinute în condiţii de laborator, sau obţinute prin tehnologii industriale speciale (diamantul, cuarţul, rubinul etc.).

Mineralele folosite în diverse domenii industriale sunt numite substanţe mineralice utile, iar în cantităţi vaste, când se formează aşa-numitele zăcăminte industriale, acestea pot fi exploatate prin metode miniere în subteran sau în cariere. Deseori zăcămintele minerale utile metalifere sau, nu prea argumentat şi cele nemetalice, sunt generalizate prin noţiunea de minereu. Într-un sens mai restrâns, minereul este definit ca un mineral metalifer sau un agregat de minerale metalifere, asociat cu diferite minerale de gangă, din care se extrage unul (mine-reuri simple) sau mai multe metale (minereuri complexe). Noţiunea de gangă se referă la mineralele nemetalice din minereuri, aflate în asociaţie naturală cu mineralele ce formează minereul propriu-zis. Rocile din mediul ambiant al minereului se numesc roci sterile.

Dimensiunile mineralelor variază de la parametrii granulelor microscopice până la parametrii cristalelor gigantice: cuarţul, micro-clinul, berilul etc.

Un grup relativ concis de minerale îl constituie agregatele cris-taline, cunoscute sub denumirea de rocă. Aceste asociaţii naturale mono-

7

mineralice (de exemplu, marmora) sau polimineralice (granitul), pre-zintă un obiect de studiu special, care este inclus în cursul de petrografie.

În prezent sunt cunoscute aproximativ 2200 de minerale sau, împreună cu modificările lor - peste 4000 de substanţe chimice naturale.

Noţiunea de modificare mineralică are mai multe sensuri. Mai potrivit este a numi modificări mineralice substanţele naturale cu com-poziţii chimice similare, dar care se deosebesc prin mai multe trăsături specifice. De exemplu, cuarţul SiO2, în baza specificului structural are câteva modificări: cuarţul hexagonal, cuarţul trigonal sau cuarţul izo-metric. Acelaşi cuarţ, însuşind diferite nuanţe coloristice se prezintă şi sub alte aspecte. Astfel se deosebesc ametistul (cuarţul violet), rauhto-pazul (cuarţul fumuriu transparent), morionul (cuarţul negru-cafeniu uneori aproape opac), citrinul (cuarţul galben). În acelaşi timp, bioxidul de silice (SiO2) criptocristalin formează un mineral de sine stătător - calcedonia, care la rândul său îşi are modificările sale – agatul şi onixul.

În majoritatea cazurilor denumirea mineralelor provine de la unele trăsături specifice pe care le însuşesc. De exemplu: cinabrul (“sângele dragonului”) – are o culoare roşie foarte specifică; auripig-mentul – denumirea este datorată culorii aurii a agregatului; magne-titul – mineralul este magnetic; astrofilitul – denumirea corespunde în toate aspectului agregatului mineralic alcătuit din cristale lungi acifere, concrescute în formă de raze sclipitoare.

Uneori denumirea mineralelor provine sau de la unul din elemen-tele chimice, care intră în compoziţia substanţelor naturale (molibdenit, fosforit, manganit etc.) sau de la regiunea geografică unde acesta este foarte răspândit sau a fost identificat pentru prima dată (caolinit, lab-rador, charoit etc.). Alte minerale sunt numite în cinstea oamenilor iluştri – geologi cu renume (haüyn – în cinstea cristalografului francez Haüy) sau mineralogi-amatori (goethit – spre omagiul renumitului poet german Goethe, care a fost un colecţionar pasionat de minerale şi roci).

8

CAPITOLUL I

Principiul geologico-genetic de studiual compoziţiei crustei terestre

Noţiunile de materie şi energie sunt indivizibile, dar în majoritatea cazurilor studiul compoziţiei crustei terestre nu este susţinut de o expli-caţie desfăşurată a transformărilor energetice, care întotdeauna au loc în procesele de formare a diverselor minerale şi roci. Această deficienţă este compensată prin respectarea unui criteriu foarte important – orice obiect geologic, fie acesta reprezentat de un monocristal microscopic sau de un masiv enorm, alcătuit din mai multe roci, este examinat în baza principiului geologico - genetic.

Altfel spus, se ţine cont de procesele fizico-chimice naturale, care duc la apariţia diferitelor corpuri materiale – părţi componente ale crustei. Este imposibil de a descrie un mineral sau o rocă fără o referinţă la procesele geologice respective.

De studiul proceselor geologice, se ocupă, în special geologia dinamică, care examinează procesele geologice numai sub aspectul mineralogenezei.

Prin noţiunea de proces geologic se înţelege un ansamblu de feno-mene fizico-chimice naturale, care au avut loc în trecutul geologic şi care decurg în prezent sub acţiunea unor factori termodinamici specifici în adâncurile subsolului, în zona de suprafaţă şi pe suprafaţa crustei terestre, în regiunile oceanice sau continentale, şi care produc modifi-cări în compoziţia şi structura geosferelor interne ale Pământului.

Procesele geologice sunt sistematizate în trei grupuri generale: procesele endogene, procesele exogene şi procesele metamorfice.

§1. Procesele endogene

Procesele geologice endogene se produc în adâncul subsolului şi, de obicei, sunt provocate de transformările energetice în geosferele interne – nucleu, manta şi zonele inferioare ale crustei. O manifestare directă a proceselor endogene este considerată activitatea magmatică şi deseori unii cercetători pun semnul egalităţii între aceste două procese, ignorând faptul că activitatea magmatică nu este altceva decât o deri-

9

vată a unui proces endogen global sau regional. Această neconcordanţă nu mai este principială atunci când este vorba de formarea mineralelor şi a rocilor din magmă sau din diverse soluţii şi emanaţii magmatice.

1. Procesele magmatice şi formarea mineralelor magmatice

Magma este o soluţie incandescentă cu o compoziţie chimică foarte compusă, alcătuită din topituri de silicaţi şi alumosilicaţi în care sunt dizolvate numeroase substanţe volatile; masa magmei în volum de circa 90%, este constituită din SiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, CaO, MgO, Na2O, K2O, MnO, TiO2, şi P2O5, iar componentele volatile – H2O (de obicei, aflată în stare disociată), CO2, CO, CH4, H2, N2, S, SO2, SO3, Cl2, F2, HF, SiF4, BF3, LiCl etc., în diferite proporţii sunt dizolvate în topiturile magmatice.

Magmatismul începe odată cu procesul de formare a magmei şi constituirea focarului magmatic. Originea magmei nu este clară şi este discutabilă. Imediat după apariţia topiturilor magmatice, acestea se asimilează, deoarece prin dizolvarea rocilor din mediul ambiant magma îşi schimbă permanent compoziţia chimică. Magma din interiorul fo-carului magmatic, ce se prezintă ca un sistem dinamic extrem de activ se află într-o continuă mişcare care se manifestă prin difuzia, migrarea şi licuaţia substanţelor lichide în orice direcţie a spaţiului. Un indiciu important al procesului de activitate dinamică a magmei este viscozitatea acesteia, care variază în funcţie de concentraţia elementelor volatile aflate în topitura de silicaţi. Deoarece magmele acide (cu un conţinut relativ mare de SiO2) cedează uşor elementele volatile, viscozitatea lor este relativ înaltă, iar magmele bazice (cu un conţinut relativ mic de SiO2), bogate în elemente volatile, în consecinţă prezintă soluţii mult mai fluide. Procesul magmatic se încheie cu solidificarea magmei prin cristalizare şi formarea varietăţilor de minerale şi roci. Temperatura de solidificare a magmelor este şi ea o funcţie a compoziţiei chimice şi variază de la circa 700-900 C pentru magmele acide (sau neutre) şi până la 1000-1200C pentru magmele bazice şi ultrabazice.

Magmatismul poate avea un caracter intruziv sau efuziv. Magma-tismul intruziv are loc în adâncul subsolului şi, în raport cu locul unde se desfăşoară acest proces, se distinge magmatismul intruziv abisal

10

(procesul adâncimilor mari de câţiva zeci de kilometri) şi magmatismul intruziv hipoabisal (procesul adâncimilor relativ mici – de câţiva kilo-metri-câteva sute de metri).

Când vorbim despre magmatismul intruziv, se are în vedere ciclul complet de dezvoltare a unui focar magmatic, inclusiv şi stadiile finale de existenţă a acestuia, care se manifestă prin aşa-numitele procese post-magmatice. Orice transformare substanţială în spaţiul focarului magmatic se încheie odată cu momentul când sistemul magmatic devine neutru din punct de vedere termodinamic.

Procesul magmatic efuziv include în sine multiple fenomene, care însoţesc revărsarea magmei în formă de lavă pe suprafaţa crustei terestre (continentale sau oceanice). Din punct de vedere al compoziţiei lava se deosebeşte de magma maternă, deoarece ea, în general, este lipsită de majoritatea componenţilor volatili prezenţi în soluţia magmatică până la revărsarea acesteia pe suprafaţa crustei.

Se distinge, de asemenea, magmatismul efuziv extruziv, care apare în rezultatul erupţiilor vulcanice (o stadie al acestui proces, care se ma-nifestă prin scurgeri de lavă vâscoasă) şi magmatismul efuziv propriu-zis, un proces lent, când lava de obicei, bazică, foarte fluidă, se revarsă pe suprafaţa crustei în arii destul de imense (sute şi mii km2). De aici şi provine denumirea generală a magmatismului efuziv – prin efuziune se înţelege revărsarea lavei pe suprafaţa Pământului, iar celelalte feno-mene însoţitoare se prezintă sub formă de derivate ale acestui proces.

Mai amănunţit despre magmatism ne vom referi în paragrafe dedi-cate studiului petrografic, deoarece un şir de minerale care formează un grup enormă de roci specifice sunt de origine magmatică. Aceste roci, numite roci magmatice, apar atât în rezultatul cristalizării magmei în adâncurile subteranului (roci magmatice intruzive), cât şi în rezul-tatul consolidării lavei pe suprafaţa crustei în mase criptocristaline, stic-loase sau amorfe (roci magmatice efuzive). Fără a pătrunde în noţiuni petrografice este important de menţionat că pentru diferite tipuri de roci magmatice, există anumite asociaţii de minerale, în baza cărora se pot restabili condiţiile termodinamice ale mediului de cristalizare la momentul formării rocilor.

Magma îşi modifică compoziţia nu numai în procesul de asimilare. În condiţii de temperaturi critice şi începe procesul de cristalizare a unor componenţi cu temperaturi înalte de solidificare, soluţia magma-

11

tică pierde o anumită cantitate din substanţa iniţială şi, astfel, îşi schimbă compoziţia chimică. Acest fenomen se explică prin eliminarea din sistemul material unic a diferitor minerale, care au trecut din starea de agregare lichidă în starea de agregare solidă. Din această cauză, odată cu micşorarea cantităţii de substanţă lichidă din magmă, concentraţia substanţelor volatile se măreşte. Prin examinarea rocilor intruzive şi ale analogilor efuzivi s-a demonstrat că substanţele volatile, îndeplinind funcţia de mineralizatori, nu intră în compoziţia chimică a mineralelor, dar contribuie mult la procesul de cristalizare a mineralelor din magmă. La acest stadiu de activitate, magma, deseori numită şi magmă restantă, devine mult mai activă din punct de vedere chimic şi mai bogată în elemente chimice rare. Dacă o astfel de soluţie se introduce într-o cavernă a subsolului sau într-o fisură tectonică, imediat se începe un proces de cristalizare, favorabil pentru formarea unor agregaţi cristalini în granulaţie măşcată (uneori, foarte măşcată) sau pentru creşterea unor cristale gigantice cu forme poliedrice, mai mult sau mai puţin perfecte.

Aceste formaţiuni specifice ale crustei de obicei sunt numite peg-matite, iar compoziţia lor mineralogică se prezintă destul de variat. Pe lângă mineralele formatoare de roci (microclinul, plagioclazii, cuarţul, muscovitul, biotitul) în pegmatite sunt frecvent întâlnite turmalina, berilul, spodumenul, mineralele metalelor rare, mineralele cu un con-ţinut relativ mare de TR.

Pegmatitele din faza iniţială de cristalizare sunt specificate prin concreşteri conforme ale cuarţului şi microclinului (piatră ebraică), iar pentru majoritatea pegmatitelor este caracteristică o structură zonală cu asociaţii tipice de minerale.

Filoanele de pegmatite deseori au dimensiuni deosebit de mari: ajungând în lungime până la câţiva zeci de kilometri, iar grosimile secţiunilor transversale constituind zeci de metri. Mineralele acestor formaţiuni se deosebesc printr-un habitus relativ perfect, parametrii liniari ai indivizilor mineralici variază de la câţiva zeci de centimetri până la câţiva metri. Masa unor cristale ajunge la câteva chintale sau tone. De exemplu, în pegmatitele din Siberia de Est (interfluviul râurilor Mama şi Ciuia) sunt întâlnite cristale de muscovit a căror masă depă-şeşte cu mult o tonă, iar în pegmatitele din Norvegia se întâlnesc foi de biotit cu suprafeţe de circa 7 m2. Pegmatitele sunt legate genetic de

12

cristalele gigantice de spodumen (un mineral bogat în litiu, care este minereul principal al acestui metal); lungimea cristalelor ajunge până la 17 metri (Dacota de Sud, SUA). În Karelia se exploatează cristale enorme de microclin pegmatitic ale căror masă depăşeşte câteva sute de tone. Din pegmatite a fost extras şi cel mai enorm cristal de topaz – 117 tone (regiunea Volâni, Ucraina). Câteva cristale gigantice de cuarţ fumuriu (rauhtopaz), aproximativ 4 tone fiecare – singenetice cu peg-matite - au fost găsite în Brazilia, iar în Madagascar (tot în pegmatite) a fost găsit cel mai enorm cristal de beril (18 m lungime şi circa 300 t masa), probabil cel mai gigantic corp poliedric natural.

Pentru majoritatea pegmatitelor este specifică o structură zonală cu asociaţii caracteristice de minerale.

Din punct de vedere industrial, pegmatitele sunt de o importanţă deosebită, deoarece între acestea se află cele mai răspândite zăcăminte de spodumen, beril, topaz, mică, cuarţ şi turmalină piezooptice, minerale ale niobiului şi cesiului, materie primă pentru ceramică etc.

2. Procesele pneumatolitice

Pneumatoliză este un proces prin care se formează minerale din emanările gazoase.

În procesul de cristalizare a rocilor se emană o porţiune din gazele dizolvate în soluţia magmatică, care prin numeroasele crăpături tectonice sau caverne, frecvente în zonele alăturate focarului magmatic, părăsesc spaţiul matern. Nimerind în alt mediu, gazele intră în reacţie cu rocile-gazdă, formând noi tipuri de minerale. Nu sunt excluse şi reacţiile reciproce ale acestor gaze de origine magmatică şi, ca urmare, formarea unor substanţe naturale specifice. Este posibilă şi depunerea mineralelor prin sublimare, atunci când substanţele solide sunt cristalizate din emanaţiile gazoase în zonele reci ale aparatului vulcanic sau în apropierea nemijlocită a acestuia.

Produsele pneumatolitice sunt divizate în două grupuri: formaţiuni ale emanărilor vulcanice şi formaţiuni pneumatolitice ale subsolului adânc.

Pneumatolitele vulcanogene sunt produse ale gazelor ce părăsesc magma aflată în regiunea de suprafaţă a crustei sau care se evaporă din lava revărsată pe suprafaţa terestră.

13

Majoritatea volumului de gaze prezente în fumarolele şi solfatarele vulcanice se dizolvă în atmosferă, contribuind într-un fel la modificarea compoziţiei geosferelor externe ale Pământului. Principalele gaze ale emanărilor vulcanice sunt: H2O (vapori de apă), HCl, H2S, SO, NH4Cl, CO2, CO, H2, O2, cloruri şi sulfuri de Na, K, Ca, Fe, Cu, Mn, Pb, substanţe complexe ale B, F, Br, P, Bi etc.

Masa emanărilor gazoase în regiunile vulcanilor activi poate fi enormă. De exemplu, în Valea celor zece mii de fumuri din Alaska, fumarolele vulcanului Katamaya într-un an de zile aruncă în atmosferă circa 1250000 t de HCl şi 200000 t de HF. Unul dintre craterele prin-cipale ale vulcanului Etna din Sicilia (Italia), într-un ciclu eruptiv, în fazele active, a aruncat în aer o cantitate vastă de aburi, care după con-densare a îmbogăţit zilnic hidrosfera cu apă juvenilă într-un volum de aproximativ 200000 litri. În crăpăturile torentelor de lavă consolidată sunt găsite frecvent cloruri sau sulfuri ale diferitor metale de origine pneumatolitică, unele dintre care (în concentraţii relativ mari) se prezintă ca obiecte de exploatare minieră.

Majoritatea mineralelor formate din sublimările vulcanice se deo-sebesc prin aspectul lor de agregate pământii – mase compacte sau depuneri sub formă de scoarţe microgranuloase.

Reacţiile chimice, specifice proceselor de pneumatoliză în zonele de suprafaţă a crustei terestre sunt variate, dintre care pot fi menţionate următoarele:

2FeCl3 + 3H2O = Fe2O3 + 6HCl sau 2H2S + O2 = 2H2O + 2S

Mineralele vulcanogene se întâlnesc relativ rar în acumulări industriale. Mai frecvente sunt zăcămintele de sulf nativ (deseori în asociaţie cu seleniul) – Rusia (Kamciatka şi Insulele Kurile), Japonia, Cili, Italia, România (Munţii Căliman). În Italia, în cantităţi industriale este exploatat acidul boric B(OH)3, de origine pneumatolitică.

Cu sublimările vulcanice sunt legate unele acumulări de sulfuri din bazaltele Oceanului Pacific de Est. În zonele de spreading, la adâncimi de circa 2,5 km sub apă sunt prezente canale vulcanice active, prin care se revarsă lava bogată în corpuscule mici de substanţă solidă şi gaze dizolvate (cu temperaturi de circa 350o-400oC). În rezultatul

14

solidificării lavei pe relieful fundului oceanic apar forme pozitive liniare, cu înălţimi relative mici de aproape 10 m, între care sunt găsite sulfuri (pirită, marcasit, pirotină, calcopirit, blendă), cantităţi reduse de gips, SiO2 amorf, goethit, baritină, zeolite. Probabil aceste minerale rezultă din reacţiile chimice de reducere a sulfaţilor dizolvaţi în apa oceanică cu substanţele gazoase, aflate în compoziţia magmei bazaltice. Însă acest proces ar putea fi generat şi segregarea rocilor bogate în sulfuri sub influenţa magmei, care, în drum spre revărsare, circulă prin crăpăturile şi cavernele crustei terestre de tip oceanic. Formaţiunile de acest gen sunt specifice dorsalelor Oceanului Pacific şi ale Oceanului Atlantic. Printr-un proces similar în trecutul geologic s-au format şi acumulări în concentraţii industriale de calcopirită din Ural (Rusia).

În adâncurile subsolului, pneumatolitele se formează în procesul diferenţierii magmei. Unele substanţe gazoase, părăsind soluţia mag-matică, se infiltrează în rocile crustei terestre şi intră în reacţii chimice cu mineralele acestora. Modificările mineralogice rezultă din activita-tea chimică a gazelor, compoziţia rocilor-gazdă, condiţiile tectonice şi, evident, sunt dependente de durata procesului. Se presupune că în afară de gaze în procesul nominalizat ar putea fi implicate şi hidrotermele.

Formaţiunile tipice ale pneumatolitelor din adâncurile subsolului sunt greisenele – asociaţii de minerale specifice unor filoane. Greisenele se formează în rezultatul acţiunii emanaţiilor magmatice gazoase (şi hidrotermale) asupra granitelor, efuzivelor, rocilor sedimentare, bogate în siliciu şi aluminiu.

O reacţie chimică specifică greisenelor poate fi, de exemplu, următoarea:

SnF4 + 2H2O = SnO2 + 4HF (SnO2 – casiterit, minereu important al staniului)

Din punct de vedere mineralogic, greisenele se disting prin can-

tităţi relativ mari de cuarţ şi muscovit. Deseori în greisene este prezentă mica de litiu, topazul, fluorina, rutilul. Din minereuri se impun casite-ritul, wolframitul, mai puţin - molibdenitul şi mispichelul. Tot în grei-sene poate fi întâlnit berilul în modificarea lui transparentă de culoare

15

albastră-verzuie foarte frumoasă – acvamarinul, considerat piatră preţioasă.

16

3. Procesele hidrotermale

Hidrotermele prezintă soluţii apoase fierbinţi, în compoziţia cărora se află (în concentraţii relativ mari) diverse substanţe chimice de origine magmatică – săruri şi emanaţii gazoase sau minerale dizolvate de apele suprafierbinţi din rocile alăturate.

Soluţiile apoase pătrund pe diferite căi în masivele de roci şi, prin cristalizare, depun substanţele ce le conţin, generând formarea unui grup de minerale tipice. Soluţiile hidrotermale aduc din spaţiul focarului magmatic mai multe substanţe compuse, de obicei ale metalelor şi, în acelaşi timp, în procesul de infiltrare prin fisurile crustei ele dizolvă diferite minerale din rocile laterale, modificându-şi permanent compoziţia chimică.

Procesele hidrotermale se desfăşoară mai pronunţat în stadiile finale ale activităţii magmatice, atunci când masa totală a magmei este deja consolidată. În acest caz procesele hidrotermale apar ca un feno-men postmagmatic. Aceasta nu însemnă însă că hidrotermele nu pot exista şi în perioadele timpurii, când majoritatea substanţelor din magmă se află într-o stare de agregare lichidă.

Dinamismul hidrotermelor este cauzat de diferenţele de presiuni existente între zonele interne şi externe ale focarului magmatic. Începând cu unele presiuni critice, soluţiile apoase părăsesc pe diferite căi (cră-pături tectonice, fisuri din regiunea exacontactului, zone din subsol cu forţe de coeziune dintre roci foarte mici) spaţiul matern. Este evident că soluţiile hidrotermale se deplasează din zonele cu presiuni înalte spre zonele cu presiuni relativ mai mici sau din regiunile cu temperaturi înalte spre regiunile mai reci. Astfel, apar mai multe condiţii favorabile cristalizării substanţelor dizolvate în hidroterme şi formarii prin crista-lizare a unor depuneri mineralice în cavităţile subsolului. Deoarece temperatura soluţiilor scade în raport cu îndepărtarea acestora de focarul magmatic, condiţiile de cristalizare a substanţelor dizolvate în hidro-terme se schimbă în aceiaşi consecutivitate. Din această cauză, odată cu îndepărtarea de intruziunile magmatice, se observă o zonalitate concentrică de mineralizare hidrotermală, fiecare zonă fiind alcătuită din minerale specifice: minerale depuse numai din hidroterme foarte fierbinţi (de obicei, în spaţiul de exocontact al focarului magmatic), minerale depuse la o anumită îndepărtare de focar la temperaturi mai

17

mici şi minerale cristalizate din hidrotermele relativ reci. În raport cu această diferenţiere formaţiunile hidrotermale pot fi divizate în trei grupuri diferite: minerale ale procesului hidrotermal cu temperaturi înalte peste sau în jurul temperaturii critice a apei în adâncul subsolului (450o-300oC), minerale hidrotermale ale temperaturilor medii (300o-200oC) şi minerale hidrotermale ale temperaturilor mici (sub 200oC). Este acceptabilă şi altă clasificare a proceselor hidrotermale – procesul hidrotermal propriu-zis, procesul mezotermal şi procesul epitermal (gradaţiile termice corespund cu cele de mai sus).

Deoarece în cele mai dese cazuri hidrotermele se deplasează în spaţiul crustei prin fisurile tectonice, corpurile geologice formate din minerale hidrotermale însuşesc forme de filoane. Asociaţiile mineralice ale acestui tip morfostructural sunt foarte specifice. Cel mai răspândit mineral hidrotermal ale filoanelor este cuarţul; renumite sunt filoanele de cuarţ hidrotermal bogate în diverse minereuri (de exemplu, forma-ţiunea cuarţ-auriferă din regiunea Aldan, Siberia).

Referindu-ne la zonalitatea formaţiunilor hidrotermale, putem aduce un exemplu tipic. În apropierea intruziunilor de granite, între mineralele de origine hidrotermală a temperaturilor înalte, se întâlnesc wolframitul, casiteritul şi molibdenitul. La o îndepărtare de focar în filoane pot fi prezente sulfurile de cupru, zinc şi plumb; ceva mai departe – sulfurile argintului, stibiului şi mercurul. O astfel de zonalitate nu întotdeauna este absolută. Exemplul de mai sus este caracteristic numai pentru intruziuni izometrice ale granitoidelor, cu dimensiuni moderate de câţiva zeci de kilometri în diametru.

Deplasarea hidrotermelor prin diferite goluri ale subsolului geo-logic este însoţită de infiltrările soluţiilor fierbinţi în fisurile şi porii rocilor ambiante, generarea unor reacţii chimice în acestea şi formarea unor noi substanţe naturale. Astfel, în crustă apar corpuri geologice, numite metasomatite de contact, cu un aspect neomogen atât din punct de vedere al compoziţiei mineralogice cât, şi din punct de vedere struc-tural. De obicei, aceste obiecte sunt incorporate între formaţiunile calcaroase şi poartă denumirea de skarne.

Sub acţiunea soluţiilor hidrotermale rocile mediului litosferic îşi modifică esenţial compoziţia mineralică. În rezultatul reacţiilor chimice dintre hidroterme şi rocile bogate în magneziu (metabazite sau dolomite) apar zăcăminte de asbest, talc, magnezit. Sub influenţa soluţiilor apoase,

18

cu concentraţii mari de acid sulfuric, asupra rocilor alcaline la stadiul epitermal (sub 200oC) se formează alunitul.

Majoritatea mineralelor polimetalice, minereurile metalelor nobile, rare şi radioactive, unele zăcăminte nemetalice sunt de origine hidro-termală.

În Fig. 1 este reprezentată schema emanaţiilor magmatice, care sub un aspect general explică fenomenele de mineralogeneză endogenă pneumatolitică şi hidrotermală descrise mai sus.

Unele hidroterme pot avea o altă origine, deosebită de cea mag-matică. De exemplu, apa aflată în porii şi fisurile rocilor sedimentare (apa exogenă, meteorică), care ajungând la adâncimi mari de circa 4-5 km, în raport cu coeficientul geotermic (20o-30oC/km), se încălzeşte până la o temperatura de aproximativ 150oC, mărindu-şi astfel activi-tatea chimică, capacitatea de dizolvare a substanţelor mineralice din adâncul subsolului şi transformându-se într-o soluţie supraconcentrata cu o mineralizare ce depăşeşte 300 g/l. În soluţiile de acest gen în cantităţi relativ mari se conţin substanţe chimice complexe ale Cu, Pb, Zn, S, B, Li, As etc. Aceste soluţii apoase fierbinţi şi suprasaturate sunt greşit considerate hidrotermale, deşi ele nu se deosebesc principial de hidrotermele magmatogene ale temperaturilor mici, formând corpuri mineralice filoniere sau metasomatice similare.

O altă sursă de substanţă pseudohidrotermală poate fi considerată apa adâncimilor foarte mari de zeci de kilometri, apărută în rezultatul deshidratării mineralelor, în compoziţia cărora este prezentă apa moleculară.

19

Fig.1. Schema emanaţiilor magmatice în procesele de mineralogeneză pneumatolitică şi hidrotermală.

20

Procese hidrotermale Procese pneumatolitice

Izvoare de apă minerală Sublimări vulcanice

Zăcăminte epitermale

Zăcăminte mezotermale

Zăcăminte hidrotermale ale temperaturilor mari

Skarne Greisene

Reacţii chimice cu rocile din mediul litosferic ambiant

Soluţii hidrotermale Soluţii în stare de agregare gazoasă

LichideGazeFluide

În procesul de cristalizare a magmei

elementele şi substanţele volatile se află în stare dizolvată şi nu părăsesc mediul

substanţei materne

Faza gazoasă şi faza lichidă alcătuiesc o

soluţie integră

Presiunea vaporilor de substanţe volatile se află la nivel critic

Diferenţierea fazelor gazoase şi lichide în procesul de fierbere

Presiunea vaporilor de substanţe volatile nu

depăşeşte nivelul critic

Presiunile exterioare înalte exclud fierberea

Presiunile exterioare micigenerează fierberea

MAGMA

§2. Procesele exogene

În regiunile de suprafaţă ale crustei (zona hipergenă), rocile şi mineralele sunt supuse unei distrugeri mecanice sau alterări chimice foarte intensive, proces cunoscut sub denumirea de eroziune.

Produsele eroziunilor, în cele mai dese cazuri, prin intermediul a mai multor factori (vânt, ape curgătoare, gheţari etc.) sunt transportate la diferite distanţe faţă de locul de zăcământ al rocilor materne. Mai apoi, în raport cu factorii hidrodinamici şi hidrochimici, în condiţii favorabile acumulărilor, produsele eroziunilor se depun în sedimente diferenţiate. Procesele eroziunilor şi sedimentărilor, simple la prima vedere, şi produsele sedimentogenezei sunt răspândite atât în zona continentală, cât şi în regiunile maritime sau oceanice. Formaţiunile geologice ale proceselor exogene sunt prezentate de rocile sedimentare, care având grosimi foarte variate de la câţiva zeci de centimetri, până la câteva sute, iar în unele regiuni – câţiva kilometri, acoperă întreaga suprafaţă a crustei terestre. Aceste două derivate ale procesului exogen – eroziunea rocilor şi sedimentarea materialului dezintegrat sau dezagre-gat - sunt susţinute de o mineralogeneză specifică.

1. Eroziunea rocilor

Procesele de eroziune a formaţiunilor de suprafaţă se manifestă prin dezintegrarea mecanică şi alterarea chimică a mineralelor şi rocilor aflate sub influenţa aşa-numitor agenţi exogeni – apa, gazele atmosferei, microorganismele, temperatura etc.

Eroziunea este un proces fizico-chimic natural, dependent de con-diţiile climaterice, relieful topografic, compoziţia chimică şi mineralo-gică a rocilor.

În rezultatul eroziunilor mecanice se produce distrugerea rocilor şi mineralelor în fărâme detrice de mărimi diferite. Fracţiile acestora variază de la câţiva zeci de centimetri în diametru până la dimensiuni pelitice mai mici de 0,001 mm. Fărâmele de roci sau rămân locului, ocupând o porţiune din spaţiul originar, sau sunt transportate de vânt, ape de suprafaţă, gheţari în alte zone ale crustei terestre. Într-un astfel de proces nu pot fi generate minerale noi. Dar, de exemplu, în rezultatul

21

fărâmiţării, transportării, selectării şi sedimentării, în unele condiţii se formează aşa-numitele areale mecanice cu concentraţii relativ mari de minerale rezistente la alterare chimică: casiterit, granate, aur şi platină, diamante etc. Are loc un proces natural de îmbogăţire a spaţiilor subso-lului cu minerale, care prezintă un interes de exploatare minieră.

În rezultatul eroziunilor chimice se produce dezagregarea minera-lelor iniţiale din masivele de roci, prin formarea unor minerale noi, stabile pentru condiţiile de suprafaţă. Procesul este cunoscut sub denu-mirea de alterare a rocilor.

Alterarea rocilor în zona de suprafaţă a crustei, de obicei bogată în silicaţi şi alumosilicaţi, decurge în două direcţii: substanţele dizolvate de apele de suprafaţă şi subterane (săruri ale potasiului, sodiului, cal-ciului, magneziului) cu timpul sunt eliminate din corpul masivului matern, iar produsele nedizolvate ale oxizilor şi hidroxizilor de aluminiu şi siliciu rămân în locul de origine, sau sunt deplasate mecanic în spaţiu la distanţe neînsemnate.

În funcţie de specificul compoziţiei mineralogice ale rocilor ini-ţiale şi de condiţiile exogene în care se desfăşoară alterarea rocilor, silicaţii se descompun prin formarea unor alţi silicaţi, numiţi secundari. Astfel, din mineralele sialice (bogate în siliciu şi aluminiu), apar caoli-nitele, iar din mineralele femice (cu un conţinut redus de siliciu, aproape lipsite de aluminiu şi relativ bogate în fier şi magneziu) se pot forma montmorilonitele.

De exemplu, schema transformării feldspaţilor în caolinit poate fi următoarea:

K[AlSi3O8] + CO2 + H2O = Al4[Si4O10](OH)8 + K2CO3 + SiO2

microclin caolinit

Un alt produs tipic al alterării rocilor bogate în aluminiu sunt bauxi-tele, geneza cărora este legată cu zonele climatice calde, cu o umiditate mare a aerului. De obicei, bauxitele formează o scoarţă dură din hidro-xizi ai aluminiului – Al(OH)3 şi AlO(OH), cunoscută în petrografie sub noţiunea de laterit.

În exemplele menţionate mai sus produsele alterării sub formă de eluviu rămân în locul rocilor materne şi pot fi numite formaţiuni restante. Concomitent cu formarea mineralelor restante are loc transportarea

22

substanţelor dizolvate, sedimentarea chimică a acestor substanţe şi acumularea (în bazine maritime sau lacustre) a unor minerale solide numite evaporite (cloruri şi sulfaţi ai Na, K, Mg, Ca).

Un alt proces de alterare specifică este observat în regiunile de răspândire a zăcămintelor metalifere de sulfuri. Zona de suprafaţă a unei formaţiuni bogate în sulfuri (în cele mai dese cazuri prezentată de filoane hidrotermale), fiind supusă unei eroziuni chimice aprofundate, în funcţie de compoziţia mineralogică iniţială, se descompune în mine-rale secundare – sulfaţi, oxizi, carbonaţi etc. Ca rezultat, partea supe-rioară a zăcământului de sulfuri, aflată în contact direct cu agenţii exo-geni, se transformă într-o zonă de oxidare activă, colorată în brun, nuanţele fiind impuse de concentraţiile mărite ale hidroxizilor de fier. Este vorba de formarea unor arealuri chimice, numite “pălării de fier”, care pot servi în calitate de indice indirect în prospecţiunile zăcămintelor de sulfuri, ascunse la o anumită adâncime în subsol.

Majoritatea zăcămintelor de sulfuri se deosebesc printr-o zonali-tate dispusă pe verticală, fiecare zonă fiind caracterizată de o compo-ziţie mineralogică specifică (Fig.2).

De exemplu, în regiunea superioară a unui filon constituit din mi-nereu complex de sfalerit şi calcopirită, sulfurile sub acţiunea oxige-nului se transformă în sulfaţi ai cuprului, fierului şi zincului:

CuFeS2 + 4O2 = FeSO4 + CuSO4 sau ZnS + 2O2 = ZnSO4

calcopirită sfalerit

Sulfaţii se dizolvă foarte bine în apele subterane, formând o soluţie, care, la rândul său, se infiltrează prin zona de oxidare, în nivelele infe-rioare, generând o zonă specifică, alcătuită numai din minerale tipice exogene: gips, malachit, azurit, smithsonit, cerussit, opal etc. Pot avea loc următoarele reacţii:

2CuSO4 + 2CaCO3 + 5H2O = Cu2[CO3](OH)2 + 2Ca[SO4]2H2O + CO2

malachit gipsZnSO4 + CO2 + H2O = Zn[CO3] + H2SO4

smithsonit

23

Mineralul principal al zonelor de oxidare este limonitul Fe2O3nH2O. Transformările sulfurilor feroase care au loc în zonele de oxidare pot fi reprezentate prin următoarea schemă simplificată:

FeS2 FeSO4 Fe2(SO4)3 Fe(OH)3 Fe2O32H2Opirită limonit

Fig.2. Structura zonală a zăcămintelor de sulfuri supuse proceselor de alterare în zona hipergenă.

1 – zona de oxidare; 2- regiunea cu concentraţii mărite de sulfaţi; 3 – zona de cimentare (sau zona de îmbogăţire cu sulfaţi secundari);

4 – corpul matern, alcătuit din sulfurile iniţiale; p – nivelul apelor subterane. Sub nivelul apelor subterane se află zona de cimentare, numită şi

zonă de îmbogăţire naturală cu sulfuri secundare. Această regiune mine-ralogică serveşte în calitate de scut, care protejează sulfurile iniţiale din corpul zăcământului matern de alterare hipergenă. În zona de cimentare apa este lipsită de oxigen şi conţine în cantităţi relativ mari sulfură hidrogenată şi acid sulfuric. În această zonă sulfaţii metalici (în special ai cuprului) intră în reacţii chimice cu mineralele primare, formând sulfuri noi, de origine exogenă; în schema de mai jos – calcozină şi covelină:

FeS2 + CuSO4 + H2O = Cu2S + Cu2SCuS2 + FeSO4 + H2SO4

calcozină covelină

24

Zonele de cimentare sunt bogate în minereuri de cupru, argint, zinc, iar calcozina, covelina şi bornitul (Cu5FeS4) deseori formează aici acumulări industriale.

2. Sedimentogeneza

Masele de roci şi minerale distruse în rezultatul eroziunilor sunt transportate în alte spaţii ale crustei de apele de suprafaţă, vânt, gheţari. Concomitent are loc selectarea, diferenţierea şi depozitarea materialului fărâmiţat în straturi de pietriş, nisip sau argilă.

Sedimentele chimice se formează din soluţii naturale obişnuite sau coloidale. Deseori în regiunile bazinelor maritime şi lacustre con-diţiile sunt favorabile pentru depunerea diferitor sedimente chimice. Astfel, se formează gipsul, halitul, carnalitul, silvina etc. Acumulările de săruri sunt specifice zonelor climaterice uscate şi foarte călduroase, unde evaporarea apelor decurge într-un regim intens (în special, în golfuri şi lagune maritime sau în lacuri continentale izolate). Depunerile sunt reglementate de concentraţiile substanţelor dizolvate în apă, com-poziţia chimică a soluţiilor şi de temperaturile apelor din bazinul de acumulare. Din soluţiile suprasaturate ale bazinelor închise şi semi-închise în trecutul geologic s-au format în cantităţi vaste acumulări naturale de săruri. Sunt cunoscute zăcăminte extraordinare de săruri: Strasfurt (Germania), Solikamsk (Rusia, Ural), Boxitogorsk (Belarusi). Straturile complexe de săruri (halit, silvină, carnalit etc.) ating aici grosimi de câteva sute de metri.

În prezent, în Golful Kara-Bogaz-Gol din Marea Caspică, decurge un proces puternic de sedimentare chimică a halitului NaCl, glauberitei Na2Ca[SO4]2, silvinei KCl, carnalitului KClMgCl26H2O. În golf eva-porarea decurge cu o viteză atât de mare încât nivelul apei din acest bazin semi-închis este întotdeauna cu circa 10 cm mai scăzut faţă de cel al Mării Caspice. Astfel, sunt create condiţii naturale de completare permanentă a spaţiului sedimentar cu diferite săruri, diferenţa de nivel dintre golf şi mare creând un şuvoi puternic de apă, care aduce noi şi noi porţiuni de săruri dizolvate în apa maritimă. Din această cauză în

25

golf, procesul de sedimentare chimică rapidă se menţine într-un regim dinamic echilibrat, concentraţia soluţiei suprasaturate fiind întotdeauna constantă, indiferent de cantitatea depunerii sărurilor pe fundul bazinului.

Un rol important în procesul de distrugere a mineralelor şi rocilor, precum şi în procesul de formare a unor minerale specifice, îl joacă organismele şi, mai ales, microorganismele. În rezultatul activităţii biologice a microorganismelor se formează diferite zăcăminte de fos-forite, sulf nativ, minereuri de mangan şi fier. Mineralele şi rocile de origine biologică sunt numite biolite. În calitate de biolite se prezintă diverse tipuri de calcare, diatomitul, tripolii, turba, cărbunele etc.

O grupă de minerale exogene provine din soluţiile coloidale. Di-mensiunile particulelor coloidale sunt extrem de mici şi variază între 1100 μkm. Este cunoscut faptul că o soluţie coloidală este constituită din două componente: dizolvantul şi substanţa aflată în suspensie. În cazul când cantitatea dizolvantului este insuficientă, soluţia se transformă într-o masă gelatinoasă, care ulterior se consolidează prin coagulare, formând diferite minerale ca, de exemplu, opalul şi cremenea.

Procesul de coagulare decurge în funcţie de compoziţia ameste-cului coloidal şi a diferitor modificări de concentraţii a acestuia, precum şi de oscilaţiile de temperaturi. Cu timpul sedimentele gelatinoase se consolidează, se deshidratează şi se transformă în substanţe criptocris-taline, numite substanţe metacoloidale. Din grupa metacoloidelor fac parte unii oxizi de fier şi mangan, marcasitul, sfaleritul (blenda), calce-donia, cuarţul etc.

Formarea mineralelor din soluţii coloidale printr-un proces endo-gen este puţin probabilă.

§3. Procesele metamorfice

Pe parcursul evoluţiei geologice a Pământului o parte din roci sunt supuse denudaţiilor, altele ajung în regiunile abisale ale crustei terestre, unde condiţiile termodinamice se deosebesc mult de cele din zona de suprafaţă. Sub acţiunea temperaturilor şi presiunilor înalte rocile îşi modifică radical atât structura, cât şi compoziţia mineralogică. Acest proces de transformare a rocilor este numit metamorfism, iar presiunile

26

şi temperaturile înalte care îl generează se prezintă în calitate de agenţi principali ai săi.

Metamorfismul rocilor se manifestă prin deshidratarea şi recrista-lizarea rocilor primare sau apariţia unor roci noi specifice, numite meta-somatite. Ultimele din acest rând decurg numai sub influenţa unui alt agent metamorfic suplimentar – aportul de substanţă endogenă de origine magmatică sau postmagmatică.

Există multe exemple de metamorfism. Astfel, calcarul sub acţiu-nea temperaturilor şi presiunilor se transformă cu timpul într-o rocă granuloasă cristalină şi, evident, cu aceiaşi compoziţie chimică – mar-mora; gresiile silicioase în cuarţite; argilitul – se transformă treptat în filit, iar mai apoi, în gnais sau şist cristalin.

Procesului metamorfic sunt supuse toate grupele de roci: magma-tice, sedimentare şi metamorfice. Pot fi deosebite:

- Metamorfismul de contact (sau local),- dinamometamorfismul,- metamorfismul regional.

Metamorfismul de contact are loc în spaţiile situate în apropierea nemijlocită a focarului magmatic. Încălzirea rocilor-gazdă provoacă schimbări structurale ale acestora şi formarea unor asociaţii noi de minerale. Produsul metamorfismului de contact – roca corneană - se deosebeşte în mod cardinal de roca iniţială. Agentul principal al acestui tip de metamorfism este temperatura înaltă.

În cazul unui aport de substanţă endogenă metamorfismul de contact se manifestă şi prin reacţiile chimice dintre substanţele care circulă prin crăpăturile şi cavităţile rocilor aflate în apropierea focarului mag-matic şi mineralele din care sunt constituite aceste roci. Soluţia mag-matică, care de obicei are o temperatură de circa 1000C, bogată în diverse substanţe chimice active, sub acţiunea presiunilor înalte se introduce în crăpăturile şi fisurile exacontactului, unde prin cristalizare contribuie la formarea unor roci filoniene de tipul celor magmatogene sau formează în rezultatul reacţiilor chimice cu mineralele din rocile gazdă aşa-numitele metasomatite.

Fenomenul metasomatismului local se manifestă foarte pronunţat în procesul intruziunilor magmatice în masele de roci calcaroase. Magma, bogată în alumosilicaţi (magma acidă sau cu o compoziţie granitică) şi

27

rocile calcaroase (calcarele, dolomitele, marna etc.) iniţiază o serie de reacţii chimice, care duc la formarea unui complex de minerale noi. Regiunea rocilor-gazdă, transformată după încheierea procesului, poartă denumirea zonei de contact, în care sunt prezente minerale caracteristice, inclusiv wolastonitul Ca3[Si3O9] şi grosularul Ca3Al2[SiO4]3. În aceste minerale originea calciului este legată de rocile calcaroase, iar aluminiul şi siliciul provin din emanările magmatice. Reacţiile dintre alumosili-caţi şi calcare sunt mult mai puternice dacă ele decurg în prezenţa so-luţiilor postmagmatice, bogate în diferiţi mineralizatori. Aceste soluţii, de obicei hidrotermale, se introduc în zonele de limită geologică a diferitor straturi calcaroase cu coeziuni mecanice slabe şi provoacă acolo o modificare esenţială a compoziţiei mineralogice. Este stabilit că alumosilicaţii dizolvaţi în hidroterme şi calciul din rocile sedimen-tare, în care se introduce soluţia hidrotermală, se află într-o relaţie geochimică reciproc difuzională.

În rezultatul acestor reacţii chimice naturale se formează un nou tip geologico-genetic de roci cunoscut prin denumirea de skarne.

Mineralele skarnelor sunt piroxenii (diopsidul şi hedenbergitul) şi diferiţi silicaţi, în compoziţia cărora intră calciul. Deseori soluţiile magmatice şi postmagmatice înnobilează zonele de contact cu diferite metale şi, datorită acestui proces, în skarne pot fi depistate acumulări importante de minereuri (uneori în cantităţi industriale): zăcăminte de molibdenit, calcopirită, galenă, sfalerit etc.

Dinamometamorfismul decurge în două direcţii. Se distinge meta-morfismul dislocativ, care se manifestă în zonele tectonice prin distru-gerea rocilor, prelucrarea şi cimentarea ulterioară a fărâmelor de roci într-o masă compactă. Acest tip de metamorfism este cunoscut şi sub denumirea de metamorfism cataclastic, provocat de stresul dinamic. Metamorfismul cataclastic nu generează asociaţii noi de minerale, iar denumirea rocilor reflectă numai gradul de mărunţire a rocilor iniţiale. Astfel, în funcţie de gradul de fărâmiţare se formează breciile tectonice, cataclazitele şi milonitele.

Un alt tip de dinamometamorfism se manifestă prin modificări structurale şi parţial mineralice ale rocilor primare impuse sub acţiunea unor presiuni litostatice din partea masivelor de roci, aşezate în zăcă-mânt în regiunile superioare ale secţiunii geologice. Rocile supuse dinamometamorfismului litostatic se deshidratează, se cimentează la un

28

grad mai avansat, devin mult mai dure şi prezintă o formaţiune inter-mediară între rocile sedimentare primare şi rocile faciesului şisturilor verzi. Dinamometamorfismul litostatic ocupă o poziţie tranzitivă între diageneza rocilor sedimentare şi stadiile iniţiale ale metamorfismului regonal. Produsele tipice ale dinamometamorfismului static sunt filitele.

Metamorfismului regional sunt supuse masive enorme de roci aflate la adâncimi mari în subsol şi extinse pe arii de zeci de mii km 2

(de aici şi provine denumirea procesului). Concomitent cu acţiunea presiunilor şi temperaturilor înalte în proces sunt deseori implicate şi substanţe endogene, originea cărora poate fi cu totul deosebită de cea magmatică.

În condiţiile metamorfismului regional se formează asociaţii din minerale caracteristice: clorit, granate, disten, andaluzit, cordierit etc. Împreună cu alte minerale, acestea formează o grupă de minerale care pot fi identificate numai în rocile metamorfice. Mineralele metamorfice se asociază în funcţie de condiţiile termodinamice în care acestea se formează. Datorită acestei diferenţieri se face posibilă o clasificare a metamorfismului regional nu în baza agenţilor metamorfici, ci în baza compoziţiilor mineralice ale rocilor metamorfice.

Asociaţiile de minerale prezente în compoziţia rocilor metamorfice, care reflectă condiţiile geologico-genetice ale procesului de transformare a rocilor primare, poartă denumirea de facies metamorfic.

De exemplu, la adâncimi relativ mici cu temperaturi relativ mode-rate se formează roci bogate în clorit şi talc. Deoarece mineralele se deosebesc prin nuanţele sale verzui, aceste roci metamorfice se numesc şisturi verzi, iar toate rocile formate în acelaşi diapazon de temperaturi şi presiuni sunt incluse în faciesul metamorfic al şisturilor verzi. Alte roci metamorfozate regional, practic formate numai din feldspaţi şi cuarţ sunt numite granulite şi se formează în zonele adânci ale subsolului cu temperaturi la limita de topire a rocilor şi cu presiuni extrem de mari.

Cele mai răspândite roci metamorfice sunt marmorele, cuarţitele, gnaisurile şi şisturile cristaline. Datorită metamorfismului regional este posibilă formarea unor acumulări industriale de minereuri – de exemplu, cuarţitele bogate în magnetit şi hematit (zăcămintele din Krivoi Rog, Ucraina; Iakutia de Sud, Rusia).

Metamorfismului regional se datorează apariţiile aşa-numitor “filoane uscate” sau “filoane de tip alpin” (deoarece sunt frecvente şi

29

pentru prima dată cercetate în Munţii Alpi). Aceste corpuri filoniene sunt situate între rocile metamorfice şi apar în zonele tectonice active ale geosinclinalelor. Sub acţiunea presiunilor înalte din rocile alăturate se degajă apa moleculară, aflată în compoziţia chimică a unor minerale. În procesele ulterioare apa liberă contribuie la cristalizarea unor aso-ciaţii de minerale caracteristice – druze constituite din cristale măşcate de cuarţ, adular etc. În acest proces este posibilă participarea şi a solu-ţiilor hidrotermale ale temperaturilor mici, formate nu numai din apă juvenilă, dar şi din apă de origine meteorică, infiltrată la adâncimi mari.

CAPITOLUL II

Mineralogie

§1. Compoziţia şi formulele chimice ale mineralelor

Pentru calcularea formulelor chimice ale mineralelor sunt utilizate relaţiile cantitative dintre elementele care intră în compoziţia lor chimică. Acestea se determină în rezultatul analizelor chimice de mare precizie.

Vom aduce două exemple de calculare a formulelor chimice a sulfurilor şi a substanţelor în compoziţia cărora intră oxigenul.

Exemplul 1. Calculul formulei empirice a calcopiritei. În rezultatul analizei chimice s-a determinat că în compoziţia calcopiritei intră Cu = 34,5%; Fe = 30,3%; S = 35,0%. Masele atomice ale acestor ele-mente vor fi: Cu = 63,5; Fe = 55,9; S = 32,0. Coeficienţii sunt deter-minaţi în baza cantităţilor atomice, care rezultă din raportul concentra-ţiilor elementelor şi masa atomică a acestora C / A 1000 (cifra obţi-nută se înmulţeşte cu 1000 pentru comoditate) (Tabelul 1).

Tabelul 1Determinarea formulei empirice a calcopiritei

Elementul chimic

Concentraţia, C %

Masa atomică, A

Cantităţi atomice

Cu 34,5 63,5 543 (1)Fe 30,3 55,9 545 (1)

30

S 35,0 32,0 1093 (2)Suma: 99,8

Comparând relaţiile între cantităţile atomice ale elementelor, vom obţine formula chimică a calcopiritei: Cu : Fe : S = 543 : 545 : 1093 = 1 : 1 : 2, sau în forma tradiţională – CuFeS2.

Exemplul 2. Calcularea formulei empirice a granatului (Tabelul 2).Mineralele din grupa granatelor alcătuiesc un rând izomorf a câtorva

elemente chimice şi pot fi reprezentate prin formula lor chimică gene-rală (R+2)3(R+3)2[SiO4]3.

Tabelul 2Calcularea compoziţiei chimice a granatului

Oxizii standard

Concentraţia în %

Cantităţi moleculare

Cantităţi atomice (cationi)

Cantităţile atomice (oxigen)

Numărul atomilor

de oxigen în raport cu 12

Numărul cationilor în raport

cu 12

SiO2 36,76 612 630 1260 5,95 2,96TiO2 1,37 18Al2O3 15,69 154 308 462 2,18 1,44Fe2O3 8,56 53 106 159 0,75 0,49FeO 2,04 28 28 28 0,13 0,13MnO 0,20 3 3 3 0.01 0,01MgO 1,96 49 49 49 0,23 0,23CaO 32,62 582 582 582 2,74 2,74Na2O 0,26 - - - - -H2O 0,52 - - - - -Suma 99,98 2543

În această formulă R+2 poate fi Ca, Fe+2, Mn+2, Mg iar R+3 – Al, Fe+3, Cr. În compoziţia granatelor, toate aceste elemente se află în diferite relaţii cantitative. Formulele chimice ale substanţelor compuse cu oxigen se determină în baza calculării cantităţilor atomice ale catio-nilor şi cantităţilor atomice ale oxigenului, racordate la numărul de unităţi chimice pe celulă (în exemplul menţionat egal cu 12).

31

De la început se calculează cantităţile moleculare care rezultă din împărţirea concentraţiilor oxizilor la greutatea lor moleculară, iar re-zultatul, pentru comoditate, se înmulţeşte cu 1000. De exemplu, pentru SiO2 vom avea 36,76 : 60,06 x 1000 = 612.

Pentru a simplifica calculele, cantităţile moleculare ale SiO2 şi TiO2 se sumează.

Compoziţia granatului se determină în raport cu 12 atomi de oxigen, iar cantităţile atomice ale cationilor şi cantităţile atomice ale oxigenului sunt în funcţie de relaţiile cantitative ale acestuia în oxizii respectivi.

Astfel, pentru Al2O3 cantitatea atomică a cationilor va fi 154 2 = 308, iar cantitatea atomică a oxigenului va constitui 154 3 = 462.

În exemplul nostru, suma cantităţilor atomice de oxigen va fi egală cu 2543. Prin împărţirea acestei cifre la 12 se obţine un numitor comun egal cu 212 pentru toţi componenţii, în baza căruia urmează să fie calculat numărul atomilor de oxigen aflaţi în compoziţia oxizilor standard din Tabelul 5. De exemplu, pentru Al2O3 vom avea 462 : 212 = 2,18. Numărul atomilor de cationi rezultă din raportul cationilor şi a oxigenului din oxidul respectiv. Astfel, pentru SiO2 numărul atomilor de oxigen va fi 5,95 : 2 = 2,96. Dacă vom executa o grupare în baza principiului de substituire izomorfă a elementelor chimice, aflate în compoziţia mineralului – separând elementele bivalente [Mn, Ca, Mg, Fe+2] (suma atomilor de cationi 0,01+2,74+0,23+0,13 = 3,11) de cele trivalente [Al, Fe+3] (suma atomilor de cationi 1,44+0,49 = 1,93) vom obţine formula granatului: (Mn,Mg,Fe)3,11(Al,Fe)1,93Si2,96O12.

Formula chimică reală a granatului din exemplul nostru este următoarea:

Mn0,01 Ca2,74 Mg0,23 Fe+20,13 Al1,44 Fe+3

0,49 Si2,96 O12 (*)

Este evident, că după compoziţie acest amestec izomorf este mai aproape de almandin – Fe3Al2[SiO4]3, care conţine şi componente specifice andraditului Ca3Fe2[SiO4]3 şi piropului Mg3Al2[SiO4]3.

Formula empirică de mai sus (*) reprezintă compoziţia elementară a mineralului şi nu aduce nici o informaţie asupra caracterului structural al substanţei cristaline. Deoarece majoritatea mineralelor sunt substanţe cristaline, formulele empirice nu le caracterizează într-un mod complet. În acest scop se determină formulele chimice structurale, care reflectă

32

relaţiile reciproce dintre componenţi elementari – atomi, cationi şi anioni, ai substanţei cristaline. Pentru a accentua motivul structural, în formulele mineralelor grupul de anioni, care formează elementul struc-tural de bază, se scrie între paranteze pătrate. De exemplu, Fe[CO3] – siderit, Ba[SO4] – baritină, LiAl[Si2O6] – spodumen, K[AlSi3O8] - microclin.

Între formulele chimice empirice şi structurale există o deosebire principială, deoarece în primele nu se conţine nici o informaţie despre structura interioară a mineralului. De exemplu, în formula empirică a muscovitului H2KAl3Si3O12 relaţiile structurale între toate elementele constituente sunt absolut neclare. Scrisă sub altă formă – KAl2[AlSi3O10](OH)2, aceasta devine mult mai informativă, deoarece arată că elementul structural de bază este anionul complex [AlSi3O10]-5, ultimul fiind neutralizat de cationii K+ şi Al+3 şi echilibrat de grupul hidroxil 2(OH)-. Formula generală a muscovitului este KAl2[AlSi3O10](OH,F)2 în care se reprezintă şi substituirea izomorfă a anionilor OH-

şi F-, fenomen tipic pentru acest mineral.Formula empirică a covelinei poate fi reprezentată simplu – CuS.

În acelaşi timp, covelina, din punct de vedere structural, este un mineral complex. În covelină sunt prezente două grupuri de ioni: 1) – sulful bivalent S-2 şi sulful conjugat [S2]-2; 2) – cuprul monovalent Cu+1 şi cuprul bivalent Cu+2. Din această cauză formula covelinei se scrie Cu2SCuS2.

Un alt exemplu poate fi realgarul. Rezultând din specificul lui structural, formula realgarului se scrie nu AsS, ci As4S4. Realgarul, prin intermediul a patru ioni de sulf, formează o structură circulară, care se raportează cu patru ioni de arsen, plasaţi în spaţiu sub forma unui tetraedru perfect.

Între substanţele chimice naturale (carbonaţi, sulfaţi, fosfaţi etc.) sunt frecvent întâlnite minerale cu sau fără apă moleculară. Astfel, apa moleculară, care intră în compoziţia chimică a mineralelor, poate ocupa o poziţie strict definită în reţeaua cristalină şi, în acest caz moleculele de H2O se află în legătură chimică cu alte elemente constituente ale mineralului. În calitate de exemplu poate servi hidrosulfatul de calciu – gipsul: Ca[SO4] 2H2O. Apa care nu participă la formarea reţelei cris-taline, dar este prezentă în mineral, este numită apă liberă. De obicei, cantitatea apei libere în mineral este o funcţie a temperaturii. De exemplu,

33

în zeolite la temperaturi normale întotdeauna este prezentă o cantitate anumită de apă higroscopică. Aceasta se află în fisuri microscopice ale mineralului şi este păstrată în spaţiul mineralului de forţele capilare relativ puternice. La o încălzire de 110C apa din zeolite este complet eliminată, fără a afecta structura şi compoziţia chimică a mineralelor.

Mineralele în care este prezent grupul hidroxil deseori sunt numite hidrominerale, ceea ce nu întotdeauna corespunde realităţii. Între mo-lecula de H2O, neutră din punct de vedere electric, şi anionul (OH) -

există o diferenţă principială. Spre deosebire de apa moleculară, hidro-xilul (OH)- poate substitui în mineral anionii Cl- sau F- şi aproape în-totdeauna este un element stabil al reţelei cristaline.

Este importantă următoarea remarcă: nu pentru toate mineralele sunt cunoscute tipurile lor structurale sau elementele de bază ale struc-turilor interioare. Din această cauză în determinarea formulelor chimice empirice ale mineralelor (mai precis – în calcularea acestora) apar difi-cultăţi, deoarece diversitatea condiţiilor fizico-chimice de formare a mineralelor şi varietatea indefinită de substanţe chimice, aflate în mediul de cristalizare, generează un şir de modificări neordinare. Sunt frec-vente situaţiile când este imposibil a modela în condiţiile de laborator, sau a explica teoretic atât originea, cât şi compoziţia chimică a unor minerale.

§2. Polimorfismul mineralelor

Polimorfismul mineralelor se manifestă prin capacitatea unor sub-stanţe naturale de a se prezenta sub diferite forme.

Polimorfe pot fi atât elementele native, cât şi mineralele cu o com-poziţie chimică complexă. Modificările polimorfe ale unei şi aceeaşi substanţe rezultă din condiţiile fizico-chimice de cristalizare, specifice pentru anumite zone spaţiale ale crustei terestre şi se deosebesc unele de altele prin proprietăţile fizice pe care le însuşesc.

Este tradiţional exemplul diamantului şi grafitului, ambele fiind modificări naturale ale carbonului. Proprietăţile specifice ale acestor două minerale diferă cardinal. Astfel, duritatea diamantului, după scara mineralogică, este de 10, iar cea a grafitului – 1; greutatea specifică a diamantului constituie 3,5 g/cm3 şi este aproape de 1,5 ori mai mare decât cea a grafitului – 2,2 g/cm3; diamantul se cristalizează în sistemul

34

izometric, iar grafitul – în sistemul hexagonal. Aceste deosebiri găsesc explicaţii în structurile interioare ale diamantului şi a grafitului. Atomii grafitului formează plane reticulare cu structuri hexagonale aranjate paralel la distanţe relativ mari, slăbind astfel forţele de coeziune inte-rioară. În cazul diamantului, atomii carbonului sunt aranjaţi compact, alcătuind un schelet extrem de dur (Fig.3).

Polimorfismul este specific şi unui alt element nativ – sulfului. Mai des este întâlnit sulful cristalizat în sistemul rombic, relativ neutru în condiţiile naturale. Exemple de polimorfism sunt multe: Ca[CO3] – calcitul (sistemul trigonal) şi aragonitul (sistemul rombic) sau calcitul trigonal obişnuit şi varietatea lui transparentă (tot trigonală) – spatul de islanda; FeS2 – pirita (sistemul izometric) şi marcasitul (sistemul rombic), modificările polimorfe ale cuarţului – SiO2.

Fig. 3 Structura internă a diamantului (a)şi a grafitului (b)

Există două tipuri de polimorfism. Primul este caracterizat de enantiotropia mineralelor, atunci când modificările polimorfe nu sunt stabile şi diferă în funcţiune de variaţia temperaturilor şi presiunilor. Astfel, cuarţul obişnuit (trigonal), cristalizat la temperaturi mici, la încălzire se transformă în tridymit (rombic sau hexagonal), pentru ca mai apoi, într-un proces regresiv, iarăşi să revină la structura iniţială a cuarţului obişnuit. Altfel spus, are loc un proces reversibil, când una şi aceiaşi substanţă chimică îşi modifică structura în funcţie de condiţiile termodinamice. Al doilea tip de polimorfism este caracterizat de mono-tropia mineralelor. Fenomenul se manifestă prin modificarea structurii cristaline sub influenţa agenţilor termici şi dinamici. Procesul decurge

35

până la starea de echilibru şi este unilateral, deoarece substanţa minera-lică pierde posibilitatea unei eventuale schimbări reversibile. De exemplu, marcasitul se transformă în pirită, însă pirita niciodată nu se va recris-taliza în marcasit.

§3. Izomorfismul mineralelor

Prin noţiunea de izomorfism subînţelegem proprietatea unor atomi aflaţi în compoziţia mineralului de a se substitui reciproc, fără a pro-duce modificări în structura interioară a substanţei. Astfel, scheletul structural, determinat de anionul elementar, rămâne neschimbat. În acelaşi timp, compoziţia chimică pentru unul şi acelaşi mineral, în funcţie de gradul de substituire reciprocă a elementelor, devine variată, uneori – foarte variată.

De exemplu, compoziţia chimică a olivinei se reprezintă prin for-mula (Mg,Fe)2[SiO4]. În realitate, mineralul este un amestec izomorf în care atomii magneziului şi fierului se înlocuiesc reciproc fără a afecta structura internă a mineralului. Formula de mai sus poate fi reprezentată în felul următor: nMg2[SiO4] + (100 – n)Fe2[SiO4], unde n numeric este egal cu cantitatea magneziului reprezentată în % (în raport cu masa cationilor Fe+2 + Mg+2). Indivizii marginali ai rându-lui izomorf al olivinei sunt forsteritul Mg2[SiO4] (n = 100) şi fayalitul Fe2[SiO4] (n = 0). Forsteritul este un mineral de o culoare verde-gălbuie deschis, iar fayalitul este un mineral negru sau aproape negru.

În olivine substituirile izomorfe sunt simple, deoarece un element chimic înlocuieşte un alt element chimic, ambele având multe prop-rietăţi comune sau apropiate (valenţa, razele atomice). Pentru un grup relativ numeros de minerale substituirile reciproce ale elementelor sunt mult mai complicate. Dacă ne vom referi, de exemplu, la plagioclazi, varietăţile mineralice reprezintă un rând continuu al feldspaţilor de calciu şi sodiu, în care perechea cationilor Ca+2 şi Al+3 este înlocuită în spaţiul structural de o altă pereche de cationi Na+ şi Si+4 (Ca,AlNa,Si). Mineralele de margine sunt anortitul – Ca[Al2Si2O8] şi albitul – Na[AlSi3O8]. Proprietăţile fizice ale mineralelor din rândul izomorf al plagioclazilor (în special, proprietăţile optice) variază în funcţie de compoziţia lor chimică şi servesc în calitate de indici diagnostici în procesul de studiu petrografic sau mineralogic.

36

Din exemplele de mai sus rezultă că substanţele cristaline naturale din crusta terestră însuşesc două tipuri de izomorfism: simplu, atunci când ionii implicaţi în procesul de substituire reciprocă sunt de aceeaşi valenţă şi complex, atunci când sunt înlocuiţi ioni cu valenţă diferită. Astfel, sunt determinate tipuri de izomorfism: izomorfismul izovalent şi izomorfismul eterovalent.

Fenomenul de izomorfism este foarte răspândit la minerale. În funcţie de gradul de substituire reciprocă a elementelor se distinge izomorfismul perfect, când un element înlocuieşte un alt element la un grad absolut, şi izomorfismul incomplet, când unele elemente aflate în cantităţi relativ reduse (zecimi de procente sau câteva procente) pot restitui izomorf numai unele elemente aflate în compoziţia minerale-lor. De exemplu, sfaleritul (blenda) conţine o cantitate nesemnificativă de Cd şi In, care, uneori, izomorf înlocuiesc cationul de bază al mine-ralului – zincul. În monazit – (Ce,La,Th,…)[PO4] pot fi prezente can-tităţi mici de Li, Ca, anioni de [SiO4]-4. Astfel, substituirile: cationi cu cationi şi anioni cu anioni se produc în aşa mod ca suma valenţelor elementelor substituite să fie egală cu suma valenţelor elementelor substituente.

În formulele chimice ale mineralelor simbolurile atomilor sau ionilor care se află în relaţii izomorfe se scriu între paranteze şi sunt divizate prin virgulă. Se respectă principiul prioritar: mai întâi se indică elementul (sau radicalul), predominant în amestecul izomorf. Din aceste considerente formula sfaleritului se scrie astfel: (Zn,Cd,In)S. În piroxenul monoclinic salitul − Ca(Mg,Fe)[Si2O6], magneziul este sub-stituit frecvent de fier, însă acesta se află în cantităţi mai reduse.

În cazul substanţelor naturale sunt foarte caracteristice substituirile izomorfe în rânduri:

K+ Rb+ Cs+, Cu+ Ag+ Au+, Cl- Br- I-,Ca+2 Sr+2 Ba+2 Ra+2, Zn+2 Cd+2, S-2 Se-2,Mg+2 Fe+2 Mn+2 Ni+2 Co+2,Al+3 Fe+3 V+3 Cr+3 Mn+3 Ti+3, Sc+3 Y+3 TR+3,Zr+4 Hf+4, Th+4 U+4,Nb+5 Ta+5, P+5 V+5 As+5,Mo+6 W+6.

37

Astfel, substituirile izomorfe reprezentate mai sus se află într-un raport direct cu coloanele izovalente din Tabelul Periodic al elemen-telor chimice.

În cazul izomorfismului eterovalent substituirile izomorfe se produc în direcţii diagonale. Ca exemplu pot servi următoarele rânduri izo-morfe:

Li+ Mg+2 Sc+3, Na+ Ca+2 Y+3 Th+4,Al+3 Ti+4 Nb+5 W+6.

Multe elemente chimice din sistemul periodic, clarke-ul cărora este relativ mare, nu formează minerale proprii în condiţiile crustei terestre. De exemplu, germaniul (Ge) în crusta terestră se află în cantităţi mult mai mari decât stibiul sau argintul, însă acest element niciodată nu formează minerale proprii în condiţii naturale. În acelaşi timp, în cantităţi reduse, germaniul este frecvent prezent în calitate de amestec izomorf neînsemnat în diferiţi silicaţi, producând impresia unui element chimic “dispersat” în spaţiul crustei terestre.

Fenomenul izomorfismului în prospecţiunile minereurilor elemen-telor chimice rare şi disperse joacă rolul unui indice sigur. Astfel reniul, aflat în relaţie izomorfă cu molibdenul, poate fi determinat în molib-denit. De exemplu, în Kounrad (Kazahstan) zăcămintele complexe cuprifere conţin molibdenit cu o concentraţie de 0,002% de Re – con-diţie suficientă pentru exploatarea industrială a acestui metal. Un alt exemplu este rubidiul, care fiind destul de răspândit între rocile litosferei, nu formează minerale proprii, însă poate fi întâlnit în mineralele pota-sice, aflându-se în relaţii izomorfe cu acest element alcalin. În prezent, rubidiul se extrage din unele zăcăminte de carnalit – KClMgCl26H2O.

Originea izomorfismului se explică prin forma şi dimensiunile atomilor aflaţi în relaţii de substituire reciprocă. Este demonstrat că elementele chimice, ale căror raze atomice diferă cu 15%, se înlocuiesc reciproc fără a afecta structura internă a substanţei cristaline. În acelaşi timp, forma atomilor (ionilor) nu întotdeauna reprezintă o sferă ideală. În majoritatea cazurilor sub acţiunea agenţilor termodinamici ionul se prezintă drept un sistem polarizat. Astfel, la identitatea razelor ionice se adaugă şi identitatea gradului de polarizare a ionilor, aflaţi în relaţii de substituire izomorfă. De exemplu, Na+ şi Cu+ având raze aproape

38

egale, niciodată nu se înlocuiesc reciproc în reacţii chimice, gradul lor de polarizare diferă.

§4. Minerale tipomorfe

Indicii tipomorfi sunt nişte indici specifici, în baza cărora se de-termină cu aproximaţie compoziţia chimică sau originea mineralelor.

În crusta terestră mineralele se formează în anumite condiţii fizico-chimice. Modificările frecvente care au loc în spaţiul subteran – schim-bări de temperatură, presiuni, variaţii de concentraţii ale elementelor chimice, modifică atât compoziţia chimică, cât şi proprietăţile fizice ale mineralelor. De exemplu, blenda obişnuită, ZnS are o culoare brună, dar sunt frecvente şi varietăţile negre sau galben-deschise ale acestui mineral. Investigaţiile ştiinţifice au demonstrat că blenda neagră conţine cantităţi nesemnificative de fier bivalent şi se formează la temperaturi relativ mari, iar blenda de culoare deschisă, lipsită de Fe+2, este o sub-stanţă cristalizată la temperaturi relativ mici. Astfel, culoarea blendei poate fi considerată un indice tipomorf, în baza căruia se determină nu numai temperatura mediului originar, dar şi prezenţa sau absenţa în mineral a fierului izomorf.

Un alt exemplu este varietatea de granate. Astfel, grosularul (granat de culoare brun-verzuie, în compoziţia căruia intră Ca şi Al) este un mineral specific zonelor de contact cu rocile calcaroase, almandinul (granat de culoare roşie în compoziţia căruia intră Fe şi Al) este un mineral tipic pentru formaţiunile metamorfice (gnaisuri sau şisturi cristaline), uvarovitul (granat de culoare verde de smarald în compoziţia căruia intră Ca şi Cr) este identificat numai în asociaţie cu cromitele şi rocile ultrabazice.

În consecinţă, putem spune că mineralele care au indici tipomorfi se numesc minerale tipomorfe – substanţe naturale care se formează numai în anumite condiţii geologico-genetice.

Un mineral tipomorf distinct este turmalina. Cea mai răspândită varietate a turmalinei este varietatea de culoare neagră (schorlul), găsită în filoane pegmatitice, deseori asociată cu muscovitul. Varietăţile mai rar întâlnite – turmalina roşie (rubelit) sau turmalina policromă, - se asociază în pegmatite cu minerale care conţin litiu, tantal, cesiu, niobiu.

39

Evident, turmalina roşie şi policromă indică prezenţa unui proces peg-matitic deosebit, care conduce la formarea unui grup de metale rare, importante din punct de vedere al utilizării practice.

În calitate de indice tipomorf poate servi şi habitusul mineralului. De exemplu, casiteritul negru-smoliu din filoanele pegmatitice conţine fier, niobiu, tantal şi are un aspect dipiramidal, iar casiteritul de culoare brună (brună-deschisă) are o formă mai alungită din cauza unei forme simple suplimentare (prisma 230), este prezent în filoanele hidrotermale cuarţoase sau cuarţ-feldspatice şi conţine cantităţi nesemnificative de wolfram (Fig.4).

Fiecare mineral se formează la anumite condiţii de temperatură. Unele substanţe din crusta terestre se cristalizează într-un diapazon de temperaturi estimat în câteva sute de grade, iar altele se formează la temperaturi mai mult sau mai puţin determinate.

Fig. 4 Cristale de casiterit:a – de origine pegmatitică sau pneumatolitică;

b – de origine hidrotermală.

De exemplu, cuarţul temperaturilor mici se cristalizează la +575C. Dacă în asociaţie cu cuarţul temperaturilor mici se află unul sau mai multe minerale, rezultă că şi aceste minerale s-au format la temperaturi care oscilează în jur de +575C. Deseori astfel de minerale tipomorfe sunt numite minerale-termometre.

§5. Generaţii de minerale

Majoritatea mineralelor sunt poligenetice. Excepţie face un grup binedeterminat de minerale. De exemplu, olivina (Fe,Mg)[SiO4], este un mineral tipic magmatogen şi se formează in stadiile iniţiale de cris-

40

talizare a soluţiilor magmatice, iar goethitul FeO(OH) şi malachitul Cu[CO3]Cu(OH)2 se formează sub acţiunea agenţilor exogeni numai în zonele hipergene. În procesele mineralogenezei se formează o diver-sitate enormă de mineralele. Astfel, cuarţul SiO2, calcitul Ca[CO3] sau pirita FeS2 se formează atât în procesele de mineralogeneză magmatică, cât şi în procesele pneumatolitice, hidrotermale, metamorfice sau exogene.

Studiul mineralogic determină condiţiile geologico-genetice, în care se formează substanţele naturale precum şi, mineralogeneza mine-ralului. De exemplu, calcitul Ca[CO3] este specific proceselor hiper-gene şi se formează în cantităţi vaste în rezultatul proceselor biogene. În acelaşi timp, acest mineral răspândit în formaţiunile sedimentare se găseşte şi în rocile magmatice, în care se prezintă ca un indice petro-grafic important.

Un grup de minerale din substanţa maternă se cristalizează fie concomitent, formând o asociaţie de o vârstă geologică anumită, fie într-un proces consecutiv, generând minerale de vârste diferite. Dacă mineralul se cristalizează într-un diapazon termodinamic relativ mare, în unul şi acelaşi agregat mineralic pot coexista cristale ale unei şi aceiaşi substanţe de generaţii diferite. Ierarhia cronologică a mineralelor rezultă din relaţiile structurale ale agregatului mineralic. Mineralele formate în stadiile iniţiale, de obicei, au un aspect cristalografic relativ perfect şi sunt numite idiomorfe. Majoritatea mineralelor cristalizate în stadiul principal al procesului de mineralogeneză, sunt hipidiomorfe, deoarece păstrând unele trăsături cristalografice proprii preiau şi aspecte structurale ale mineralelor alăturate. Mineralele cristalizate în stadiile finale completează spaţiul intergranular şi, fiind totalmente lipsite de trăsături cristalografice, sunt numite minerale xenomorfe. Dacă în inte-riorul unui mineral se află sub formă de relictă un alt cristal, este evi-dent că acesta din urmă este format mai devreme sau, dacă un mineral penetrează un alt mineral, acesta este un produs al mineralogenezei ulterioare (numită uneori suprapusă) (Fig. 5).

Mineralele diferitor generaţii se deosebesc unul de altul prin com-poziţiile chimice şi unele trăsături specifice (culoare, dimensiunea gra-nulelor, habitus etc.). De exemplu, cuarţul timpuriu formează o masă compactă şi are o culoare cenuşie, iar cuarţul cristalizat în procesele

41

ulterioare are culoarea albă sau este transparent şi deseori formează cristale cu feţe relativ perfecte.

Fig. 5 Biotitului secundar din gnaisele Formaţiunii Nistru-Bug;secţiune microscopică (Ciobotaru, 1987)

Bt – biotit; Cl – clorit.§6. Asociaţiile paragenetice ale mineralelor

Prin noţiunea de parageneză se înţelege coexistenţa unui grup de minerale într-un spaţiu material, format în rezultatul unui proces sau a mai multor procese de mineralogeneză.

Asociaţiile paragenetice de minerale se formează numai într-un anumit proces geologic.

De exemplu, examinând o mostră alcătuită din limonit, malachit, crizocolă, cuarţ, pirită şi calcopirită se determină ca în mostră sunt prezente două asociaţii paragenetice de minerale: prima – mai timpurie, hidrotermală, alcătuită din pirită, calcopirită şi cuarţ şi, a doua – mai târzie, hipergenă, constituită din malachit, crizocolă şi limonit.

Cunoaşterea asociaţiilor paragenetice ale mineralelor în cercetările şi prospecţiunile geologice este de o importanţă deosebită. De exemplu, cromitele (care uneori conţin platină) sunt prospectate numai în zonele de răspândire a rocilor ultrabazice, iar minereurile de staniu şi molibden sunt răspândite numai în rocile acide. Sau diamantele, fiind descoperite în kimberlit, se asociază în această rocă cu piropul (un granat cu Mg şi Al). Anume în baza studiului aluviunilor cu pirop au fost descoperite kimberlitele diamantifere din Iakutia (Popugayeva, 1954). Sunt speci-fice asociaţiile blendei cu galena sau a aurului cu cuarţul şi pirita (Formaţiunea cuarţ-auriferă de Aldan).

42

Asociaţiile paragenetice ale mineralelor pot fi reprezentate în funcţie de tipurile geologico-genetice. Astfel, se deosebesc asociaţii magmatogene (specifice rocilor acide, bazice sau alcaline), pegmatitice (specifice pegmatitelor acide sau alcaline), asociaţii specifice skarnelor şi greisenelor, hidrotermale (specifice temperaturilor mari, medii sau mici). De exemplu, în rezultatul proceselor hidrotermale de temperaturi mici se poate forma o asociaţie din cinabru, antimonit, baritină, calcit, fluorină, calcedonie. În alte procese de mineralogeneză asociaţia cinabru − antimonit este o raritate. Este cunoscută asociaţia minereu-rilor de Pb, Zn, Ag, Cu (de aici provine denumirea de minereuri poli-metalice).

Sunt sistematizate şi asociaţiile paragenetice ale sedimentelor mari-time, ale proceselor hipergene, sublimărilor vulcanice, efuziunilor etc.

Există şi noţiunea de parageneză interzisă. E vorba de grupuri de minerale, coexistenţa cărora în natură este imposibilă. De exemplu, asociaţia paragenetică cuarţ – ortoză – microclin – oligoclaz – biotit – muscovit – hornblenda este specifică rocilor acide, iar asociaţia para-genetică olivină – enstatit – bronzit – hipersten – diopsid – plagioclazi bazici este specifică rocilor ultrabazice. Evident, o asociaţie paragene-tică olivină – cuarţ va fi una interzisă.

§7. Morfologia agregatelor minerale

Un agregat mineralic reprezintă un corp natural format în condiţiile crustei terestre şi este o concreştere naturală a mai multor granule de minerale, care îşi păstrează sau nu formele caracteristice ale poliedru-lui cristalin.

Aspectele agregatelor mineralice sunt foarte variate. Un agregat mineralic se distinge în primul rând prin dimensiunile granulelor şi trăsăturile morfologice ale acestora. Morfologia unei granule de mineral (unui cristal, aflat în agregatul mineralic) poate fi caracterizată prin relaţiile parametrilor tridimensionali: lungime, grosime şi lăţime. Se deosebesc trei tipuri morfologice ale mineralelor:

1. Tip liniar (alungit)(minerale prismatice,

2. Tip tabular (plat)(minerale tabulare,

3. Tip izometric(minerale cubice, octa-

43

cilindrice, aciculare, fibroase etc.)

foioase, în solzi etc.) edrice, tetraedrice etc.)

În agregatele minerale formate din granule de tip liniar lungimea acestora depăşeşte, uneori cu mult, celelalte două dimensiuni transver-sale (beril, azbest, selenit etc.) În raport cu celelalte două dimensiuni, mineralele tabulare au o grosime mult mai mică (gips etc.). Granulele cristaline izometrice se disting prin dimensiuni aproximativ egale în toate direcţiile spaţiale (granatele, magnetitul, sfaleritul, pirita etc.), iar agregatul mineralic se prezintă sub formă de masă compactă.

Aspectul poliedric al unui individ mineralic este caracterizat de habitusul acestuia, care în trăsături generale reflectă forma simplă dominantă a cristalului. Habitusul unui mineral poate fi cubic (pirita, galena), octaedric (magnetitul), tetraedric (sfaleritul), dipiramidal (zirconul), prismatic (scapolitul), tabular (gipsul) etc.

Fig. 6 Diferite poliedre ale cristalelor de cuarţ a şi b – cuarţul temperaturilor mici; c şi d – cuarţul temperaturilor mari

Într-un mod superficial habitusul reflectă condiţiile de cristalizare a mineralelor. De exemplu, cuarţul izometric este caracteristic proce-selor magmatice ale temperaturilor mari, iar cuarţul cu un habitus pris-matic este specific temperaturilor mici (Fig. 6); zirconul dipiramidal este frecvent întâlnit numai între rocile alcaline, iar zirconul prismatic alungit este găsit numai între granite sau pegmatite acide. Când se descrie un mineral cu un habitus desăvârşit, este important a examina unele trăsături specifice ale corpului cristalin, ca de exemplu haşurarea feţelor (striaţia la cuarţ, pirită, topaz etc.), concreşterile

44

conforme a două sau mai multe cristale (fenomenul de maclare) - gipsul, cuarţul, staurolitul etc.

La studiul unui mineral se ţine cont şi de polimorfismul acestuia.Cel mai răspândit agregat mineralic se prezintă sub formă de masă

compactă, constituită din granule de cristale măşcate, medii, mărunte, microscopice; masă compactă criptocristalină, pământie sau cu un aspect argilos etc. Se disting agregate aciculare, fibroase, foioase, în solzi, reniforme, concreţiuni etc.

Din toată diversitatea agregatelor minerale vom descrie formele cele mai des întâlnite:

1. Druză (floare de mină) – este alcătuită din cristale măşcate, care se depun pe pereţii cavităţilor din subsol – caverne, crăpături tectonice, falii şi au forma unei perii specifice. Se întâlnesc druze de o frumuseţe rară de cuarţ, ametist, uvarovit, fluorină.

2. Dendrite – concreşteri în formă de creangă a cristalelor aciculare sau prismatice alungite. Dendritele sunt specifice de exemplu pentru gheaţă şi manganitele ramificate în alte roci sau minerale.

3. Sferolite – sunt nişte agregate alcătuite din corpuri mineralice sferice.

4. Concreţiune – agregat mineralic sferic format prin cristalizarea substanţei în jurul unui corp străin; de regulă, centrul de cristali-zare reprezintă un punct comun pentru toate mineralele aciculare ale agregatului; concreţiunile sunt specifice marcasitului sau fosforitelor.

5. Oolite – agregat compact în granulaţie diferită (diametrul granu-lelor sferice variază de la 0,05 mm până la 3 mm). Forma sferică a granulelor se datorează precipitării substanţei în jurul unui nucleu. Structura oolitelor este zonală concentrică, cu un centru de cristalizare bine pronunţat (la pseudoolite acest centru este absent). Oolitele se formează din soluţiile apoase în rezultatul cristalizării substanţei în jurul diferitor particule pelitice sau a unor bule microscopice de aer. În calitate de exemplu de agregat oolitic servesc bauxitele, aragonitul; foarte frecvente sunt pseudo-olitele calcaroase (în granulă este lipsă centrul de cristalizare).

6. Secreţiunea este o formă specifică ovală care rezultă din cristali-zarea substanţelor naturale pe pereţii cavităţilor din subsol. Dacă diametrul agregatului depăşeşte 1-2 cm, secreţiunile sunt numite

45

geode; exemplarii ele cu dimensiuni mai mici (după analogie) poartă denumirea de migdale. Majoritatea geodelor sunt de o frumuseţe deosebită – de exemplu, sunt renumite geodele cu ametist. Migdalele sunt specifice pentru unele roci efuzive – porfirite.

7. Stalactitele şi stalagmitele – sunt depuneri mineralice în formă conică, fixate cu baza pe tavanul (stalactitele) sau pe podeaua (stalagmitele) golurilor din subteran – în peşteri, galerii. Formele rezultă din depunerea calcitului (CaCO3), aflat în stare dizolvată în picăturile de apă, care cad de pe tavanul cavităţilor subterane.

8. Pseudomorfoza – este o formă nespecifică, pe care o poate însuşi un mineral (pseudo – străin; morfos – forma). Agregatul repre-zintă o transformare chimică a unui mineral cu păstrarea formei exterioare a cristalului preexistent. De exemplu, în mediul favo-rabil pentru procesele de oxidare, pirita FeS2, prin alterare se transformă în limonit, fără a schimba trăsăturile morfologice ale cristalelor iniţiale. Deoarece habitusul piritei este cubic, limonitul preia forma unui cub, total necaracteristică acestui hidroxid de fier. Pentru a explica fenomenul se utilizează noţiunea de pseudo-morfoza limoniului pe pirită. Există pseudomorfoze hexaedrice ale gipsului, care rezultă din alterarea halitului şi înlocuirea aces-tuia cu CaSO42H2O; sunt întâlnite fosforite, care preiau formele unor reminiscenţe organice (de exemplu, a brahiopodelor fosile) sau calcedonite cu un aspect clar de lemn (lemn petrificat) etc.

9. Paramorfoza caracterizează cazurile când mineralul îşi modifică forma dar îşi păstrează compoziţia chimică iniţială; în principiu aici se observă o transformare polimorfă a unei şi aceiaşi substanţe minerale (de exemplu, transformarea cuarţului hexagonal, specific temperaturilor înalte, în cuarţul obişnuit trigonal al temperatu-rilor mici).

§8. Proprietăţile fizice ale mineralelor

Mineralele se deosebesc între ele printr-un şir de proprietăţi spe-cifice şi pot fi identificate după o serie de trăsături caracteristice, numite trăsături diagnostice. Unele minerale, cu cristale bine dezvoltate, pot fi determinate după aspectul agregatului, altele – în

46

baza a două-trei trăsături, iar celelalte, pentru a fi recunoscute necesită un studiu mai aprofundat.

Dacă un studiu mineralogic se execută la scara unui eşantion, atunci este vorba de studiul macroscopic al mineralelor. Studiul macroscopic se află la baza examinării rocilor şi mineralelor efectuată în procesul cercetărilor geologice pe teren.

Un alt grup de minerale poate fi determinat numai în condiţii de laborator. Metodele de cercetare mineralogică specială (de exemplu, studiul cristalooptic, analizele chimice, termice, fotometrice, roentghenostructurale etc.) exclud orice eroare. Cercetările de laborator necesită mult timp, aparataj special, preparate etc., şi de obicei, se efectuează la finele studiului mineralogic. Analizei sunt supuse şi mineralele deja cunoscute, deoarece studiul macroscopic al mineralelor include atât elemente subiectiv (de exemplu, cunoştinţele geologului), cât şi obiective (atunci când un mineral nu poate fi determinat cu precizie fără un studiu aprofundat. Metoda determinării mineralelor în baza proprietăţilor fizice, fără cercetări speciale de laborator, este considerată aproximativă şi incompletă. În acelaşi timp, orice studiu geologic începe cu determinarea macroscopică a mineralelor (rocilor) şi descrierea acestora în baza cunoştinţelor acumulate de cercetător pe parcursul a unei perioade de timp destul de mare.

Metoda tradiţională, folosită de un geolog aflat în lucru pe teren, este bazată pe cercetările vizuale ale eşantionului şi studiul aproximativ al proprietăţilor fizice ale mineralelor

În acest paragraf vom examina proprietăţile fizice fundamentale ale mineralelor, care servesc la identificarea imediată a mineralelor.

Pentru identificare nu întotdeauna este necesar a cunoaşte absolut toate proprietăţile fizice ale individului mineralic. În cele mai dese cazuri două-trei proprietăţi fizice ale mineralului, numite caracteristice, sunt suficiente pentru a-l deosebi pe acesta din toată populaţia minera-lelor. De exemplu, muscovitul nu poate fi confundat cu alte minerale, care nu fac parte din grupa micelor. În acelaşi timp, muscovitul se deo-sebeşte uşor după culoare, transparenţă şi elasticitate de alte minerale din grupa micelor (biotitul, flogopitul).

Principalele caracteristici fizice ale mineralelor sunt: aspectele morfologice (în primul rând, habitusul mineralului), proprietăţile optice

47

(luciul, culoarea, culoarea urmei, transparenţa), proprietăţile mecanice (duritatea, clivajul, spărtura), greutatea specifică. Unele minerale se deosebesc şi prin proprietăţile lor tipice – electrice, termice, magnetice, radioactive, organoleptice; prin luminiscenţă, fenomene piezoelectrice etc.

1. Habitusul. După cum s-a menţionat, habitusul reflectă forma simplă dominantă a cristalului sau dezvoltarea mai puternică a acestuia după una sau două direcţii cristalografice. Habitusul izometric, specific pentru cristalele cu parametrii a=b=c, poate fi cubic (halit, galenă, pirită), octaedric (magnetit), dodecaedric (granat), tetraedric (sfalerit) etc. Cris-talele (granulele agregatului mineralic) alungite după una din direcţiile cristalografice au un habitus alungit şi pot fi prismatice (cuarţ), acicu-lare (antimonit, astrofilit), fibroase (selenit, azbest). Cristalele dezvol-tate după două direcţii cristalografice au un habitus aplatizat: tabular (baritină, gips), foios (mica), lamelar (clorit), solzos (lepidolit).

2. Culoarea mineralelor. Culoarea mineralelor, în cea mai mare parte, este condiţionată de lungimile de undă a luminii, reflectate de suprafeţele cristalelor din care este constituit agregatul mineralic. În cazul mineralelor transparente (cuarţ) acestea pot fi incolore sau colo-rate prin transparenţă (ametist).

Culoarea mineralelor depinde de structura interioară a cristalelor, de impurităţile mecanice şi chimice. Concentraţia impurităţilor chimice, numite elemente cromofore (Cr, V, Ti, Mn, Fe, Ni, Co, Cu, U, Mo etc.), influenţează considerabil aspectul coloristic al unor minerale. Astfel, cromul colorează berilul într-un verde splendid (smarald), muscovitul - în nuanţe verzui (fuxit), corindonul - în roşu (rubin). Unele din elemen-tele cromofore, de exemplu Cu în malachit (colorează în verde specific) sau Mn+2 în rodonit (roz) sau Cr în pirop (roşu intens), în compoziţia chimică a acestor minerale se prezintă în calitate de elemente principale.

Din punct de vedere macroscopic mineralele sunt fie idiocromatice, fie alocromatice.

Culoarea idiocromatică, fiind condiţionată de compoziţia chimică şi structura internă, este caracteristică numai pentru un mineral anumit: galben-auriu pentru pirită, roşu – pentru cinabru, galben – pentru auri-pigment, roşu-portocaliu – pentru realgar etc.

Culoarea alocromatică este impusă mineralului de impurităţile mecanice şi chimice, dispersate în masa mineralului: ametist, morion, citrin, rauhtopaz, rubin, safir, smarald, acvamarin etc.

48

Culoarea pseudocromatică rezultă din fenomenele de dispersare a luminii şi interferenţa undelor de lumină, reflectate de suprafaţa mine-ralelor. Din acest motiv unele minerale au o culoare pestriţă specifică – cu nuanţe violete (bornit), cu nuanţe galben-verzui (calcopirita), cu nuanţe de albastru-închis (stibina).

Pentru caracterizarea culorii mineralelor unii cercetători utilizează o scară cromatică orientativă, de exemplu: cinabru – roşu, realgar – oranj, auripigment – galben, malachit – verde, azurit – albastru, covelină – indigo, ametist – violet şi o scară simplă acromatică, compusă din două culori – alb (cuarţ, calcit, albit etc.) şi negru (magnetit, piroluzit etc.), utilizată pentru a descrie mineralele cu nuanţe cenuşii.

3. Luciul. Această caracteristică importantă a mineralelor rezultă din efectul combinat al refracţiei şi reflecţiei luminii şi este dependentă de aspectul suprafeţelor agregatului mineralic. După valoarea indicelui de refracţie (n) şi a capacităţii de reflecţie (R) luciul poate fi: metalic (n 3 şi R 25%) – metale native, pirita, galena etc.; semimetalic (2,6 n 3 şi 19% R 24%) – magnetit, hematit, covelină etc.; adamantin (1,9 n 2,6 şi 10% R 18%) – diamant, sulf nativ, blendă, titanit etc.; sticlos (1,3 n 1,9 şi 2% R 9%) – cuarţ, calcit, halit, fluorină etc. După aspectul suprafeţelor luciul poate fi de ceară (calcedonie), gras (nefelină, opal, talc), mătăsos (crisotil-azbest, selenit), sidefos (gips lamelar, mica), smoliu (uraninit, orthit) etc. Dacă mineralul are o porozitate înaltă sau se prezintă sub forma unui agregat pământos sau pulverulent aspectul suprafeţei agregatului mineralic apare mat.

4. Culoarea urmei. Prin noţiunea de culoare a urmei (urma) se înţelege culoarea pulberii unui mineral, obţinută prin frecarea acestuia pe o suprafaţă de porţelan neglazurat. În acest caz duritatea mineralului este mai mică decât cea a porţelanului. Deseori culoarea urmei este diferită de culoarea mineralului. Astfel, culoarea piritei este galben-aurie, iar urma este neagră, sau culoarea sfaleritului care conţine fier izomorf este neagră, iar urma totdeauna este brun-gălbuie. De remarcat că mineralele cu luciu metalic au o urmă neagră, iar mineralele cu luciu nemetalic au urme colorate diferit sau albe. La unele minerale urma este mai tipică decât culoarea în eşantion; de exemplu, la hematit (mi-neral negru) – urma totdeauna este vişinie.

49

5. Transparenţa. Razele de lumină care pătrund în mineral pot să fie absorbite sau lăsate să treacă prin acesta. Coeficientul de transparenţă rezultă din raportul intensităţii luminii transmise şi celei pătrunse în mineral. Dacă valoarea acestui coeficient este aproape de 1 atunci mineralele sunt transparente (cuarţ, fluorina, spatul de islanda, gips lamelar, halit, etc.), iar pentru valorile coeficientului de transparenţă ce tind spre zero mineralele sunt opace (pirită, magnetit, blendă, hematit etc.). La scara macroscopică poate fi introdusă noţiunea de minerale semitransparente. În secţiuni microscopice, mineralele sunt fie transparente, fie opace.

6. Duritatea. Prin duritate se înţelege rezistenţa opusă de mineral contra acţiunii mecanice exterioare, aplicată de suprafaţa netedă a mine-ralului. În mineralogie, duritatea se estimează fie prin zgârierea unui mineral cu alt mineral considerat etalon (duritate relativă), fie prin aplicarea forţei standard asupra unei piramide tetragonale din diamant. Determinând adâncimea urmei pe care o lasă această piramidă pe suprafaţa netedă a mineralului se estimează duritatea absolută a mineralului (metoda imprimării). Duritatea se mai poate aprecia prin metoda zgârierii cu ajutorul sclerometrului (metoda Seebek). În practica cercetărilor geologice cel mai frecvent este utilizată metoda determinării durităţii relative a mineralelor. În acest scop este folosită scara mineralogică a lui Mohs (Tabelul 3), prezentată de 10 minerale cu durităţi nominale de 1, 2, 3 etc.:

Tabelul 3

Scara mineralogică Mohs

Mineralul

Duritatearelativă

Duritateaabsolută

MineralulDuritatearelativă

Duritatea absolută

12345

TalcGhipsCalcit

FluorinăApatit

2,436109189536

OrtozaCuarţTopaz

CorindonDiamant

678910

79511201427206010060

Pentru referinţă, în tabelul de mai sus sunt prezentate şi durităţile

absolute ale mineralelor standard. Din acest tabel putem observa că

50

duritatea diamantului în raport cu duritatea talcului nu este de 10 ori mai mare, dar de 10060 / 2,4 = 4190.

De obicei, duritatea mineralelor se situează între valoarea a două minerale etalon din scara Mohs: prin zgâriere se determină mineralul etalon cu duritate mai mică şi mineralul etalon cu duritate mai mare. De exemplu, dacă mineralul afectează mecanic apatitul, iar ortoza zgârie mineralul, atunci duritatea acestuia va fi de 5-6 (sau condiţionat – 5,5). În procesul cercetărilor geologice pe teren de obicei se folosesc: unghia – cu o duritate până la 2,5; sticla – 5,5; lama cuţitului – maximum 6.

7. Clivajul. Clivajul este proprietatea mineralelor de a se desface sub acţiunea forţelor mecanice (mai puternice decât coeziunea) după suprafeţe plane.

Clivajul se produce după una, două, trei, patru sau şase direcţii cristalografice. Astfel, mica se desface uşor în foi subţiri numai în direcţia pinacoidului {001}, iar calcitul se desface în trei direcţii, for-mând un romboedru aproape perfect; este specific pentru aceste minerale că în alte direcţii ele nici o dată nu formează suprafeţe plane de clivaj.

Fenomenul clivajului rezultă din structura reticulară a cristalului – forţele de coeziune vor fi mai slabe între planele reticulare aflate la o distanţă maximală. În cazul micelor coeziunea supraperfectă se explică prin forţele moleculare slabe, care leagă straturile reticulare.

În funcţie de forţa aplicată şi după aspectul suprafeţelor se distinge:Clivaj supraperfect – cristalele se desfac uşor după suprafeţe plane

ideale cu un luciu puternic (mica, gipsul).Clivaj perfect – cristalul se desface în suprafeţe plane sub acţiunea

forţelor mecanice, indiferent de locul unde se aplică acestea; suprafeţe neregulate se obţin extrem de rar (calcit, galena, halit).

Clivaj mediu – sub lovitura ciocanului cristalul se desface în plane aproape regulate, dar în acelaşi timp, se formează şi suprafeţe acciden-tate (feldspaţii, hornblenda).

Clivaj imperfect – predomină suprafeţele accidentate, iar suprafe-ţele plane se obţin numai ocazional (beril, apatit).

Clivaj absent – niciodată nu se formează suprafeţe plane (cuarţ, casiterit).

8. Spărtura. În cazul clivajului absent, imperfect sau mediu, sub acţiunea forţelor mecanice (lovitură de ciocan) mineralul se desface,

51

formând suprafeţe accidentate cu forme specifice. În cazul mineralelor cu un clivaj extraperfect şi perfect noţiunea de spărtură este lipsită de sens. Forma pe care o capătă mineralul prin spargere poate fi: concoidală (în formă de scoică) atunci când suprafeţele sunt concave (cuarţ, opal); colţuroasă – suprafeţe cu proeminenţe ascuţite (este caracteristică me-talelor native – argint, cupru, fier etc.); aşchioasă – mineralul se desface sub formă de aşchii (amfiboli, piroxeni etc.); neregulată; pământie; sub formă de scări etc.

9. Maleabilitatea. Dacă prin zgârierea unui mineral cu un vârf ascuţit se obţine o urmă netedă atunci mineralul este maleabil (molib-denit).

10. Elasticitatea. Unele minerale sunt elastice; este evident că forţele mecanice de îndoire care acţionează asupra mineralelor nu de-păşesc o anumită limită.

11. Greutatea specifică (Gr.sp). În mineralogie greutatea specifică a mineralelor se estimează numai în gr/cm3. Densitatea substanţelor naturale solide variază de la circa 1 până la 23 (un aliaj natural format din platină şi iridiu), însă majoritatea mineralelor au o greutate speci-fică care variază între 2,5 şi 3,5. Condiţionat toate mineralele pot fi sistematizate în trei grupe: minerale grele Gr.sp 4, minerale cu greu-tate medie 3 Gr.sp 4 şi minerale uşoare Gr.sp 3.

Pentru unele minerale greutatea specifică prezintă o caracteristică diagnostică (baritina – Gr.sp = 4,6; ceruzit – Gr.sp = 6,5). De obicei mineralele metalelor „grele” au o densitate mare (galena, cinabru), iar cele şi mai „grele” sunt mineralele din grupa metalelor native.

De obicei modificările polimorfe ale mineralelor au densităţi dife-rite. Acest fenomen se explică prin aranjamentul atomilor în celulele reticulare ale cristalelor. Astfel diamantul “mai compact” are densitatea de 3,5, iar grafitul de numai 2,2. Un alt exemplu caracteristic este car-bonatul de calciu natural – Ca[CO3]: calcitul (singonia trigonală) are greutatea specifică 2,6-2,8, iar aragonitul (singonia rombică) – 2,9-3,0. Conform studiilor cristalooptice în aragonit elementele constituente sunt aranjate într-un mod mai compact şi, în consecinţă, greutatea lui specifică este mai mare în comparaţie cu calcitul.

Pentru mineralele care formează rânduri izomorfe greutatea spe-cifică este o funcţie a compoziţiei chimice. De exemplu, în rândul

52

olivinelor – (Mg,Fe)2[SiO4] greutatea specifică variază de la minimum 3,20 (forsterit - Mg2[SiO4]), până la maximum 4,35 (fayalit –Fe2[SiO4]), iar în rândul plagioclazilor membrii de margine au greutatea specifică 2,61 (albit – Na[AlSi3O8]) şi 2,75 (anortit - Ca[Al2Si2O8].

Unele minerale se deosebesc prin proprietăţile lor electrice eviden-ţiate: conductibilitatea electrică înaltă (grafit, metale native), piroelect-ricitate (turmalina), piezoelectricitate (cuarţ). Alte minerale, fiind fero-magnetice, deviază acul magnetic al busolei şi pot fi imediat determinate în baza acestui fenomen (magnetitul, pirotina). Pentru diagnosticul mineralelor uneori poate fi folosită şi capacitatea de percepţie a simţului omului. În baza proprietăţilor organoleptice, de exemplu, se identifică halitul şi silvina (gustul) sau mispichelul (din cauza arsenicului, prin lovire cu ciocanul, se degajă un miros specific de usturoi). În cazul unor minerale moi (talc, molibdenit, caolinit) la pipăit apare o senzaţie de gras.

Sub acţiunea razelor ultraviolete, catodice sau razelor-X unele minerale încep a emana lumină (fenomenul de luminiscenţă). Minera-lele pot emana lumină şi la încălzire. În funcţie de perioada de emanare a luminii deosebim fluorescenţa (fenomenul de luminiscenţă se între-rupe imediat după întreruperea factorului iniţiator – căldură, raze ultra-violete etc.) şi fosforescenţa, când lumina se emană şi după întrerupe-rea acţiunii factorilor generatori de luminiscenţă. Este foarte pronunţată luminiscenţa unor minerale sub acţiunea razelor ultraviolete: fluorina emană o lumină specifică violetă, otunitul (Ca(UO2)[PO4]28H2O) – verde, scheelitul – albastră, corindonul – roşietică, calcitul – oranj-galbenă etc.

Luminiscenţa are o aplicare practică foarte importantă. În procesul explorărilor geologice sau a exploatărilor miniere radierea cu raze ultra-violete a abatajelor lucrărilor miniere permite depistarea imediată a diamantelor, mineralelor cu uraniu, scheelit, zircon etc.

O altă proprietate tipică a unor minerale este radioactivitatea. În baza proprietăţilor radioactive sunt localizate minereurile elementelor radioactive, este determinată vârsta absolută a rocilor.

§9. Metodele de studiu mineralogic

Studiul mineralogic prevede următoarele obiective:1. determinarea mineralelor;

53

2. determinarea compoziţiilor chimice ale mineralelor;3. determinarea structurilor cristaline ale mineralelor;4. determinarea originii mineralelor;5. determinarea domeniilor de utilizare ale mineralelor.

1. Determinarea mineralelor începe prin studiul macroscopic, realizat în baza examinării minuţioase a proprietăţilor fizice – morfo-logia cristalelor, luciul, culoarea, duritatea, clivajul etc. Indiferent dacă rezultatul determinării speciei mineralogice este corect sau nu, studiul se încheie cu diferite probe de laborator, care oferă un răspuns univoc. Rolul principal în determinarea mineralelor prin metode de laborator este atribuit studiului cristalooptic. În scopul determinării compoziţiei chimice este utilizată şi metoda termică.

2. Pentru determinarea compoziţiei chimice a mineralelor sunt utilizate mai multe metode:

- analiza chimică tradiţională;- analiza spectrală;- fotometria;- analiza prin absorbţie atomică;- analiza roenghenostructurală;- analiza roentghenospectrală etc.3. Structura cristalină se determină în baza descifrării difracto-

gramelor, înregistrate la trecerea razelor-X prin cristal.4. Pentru rezolvarea unor probleme geologice importante, studiul

condiţiilor de formare a mineralelor şi examinarea asociaţiilor parage-netice ale mineralelor este de o importanţă deosebită. Originea mine-ralelor (condiţiile geologico-genetice) se determină în baza indicilor tipomorfi, compoziţiilor chimice, structurilor interne ale substanţelor cristaline, morfologiei agregatului mineralic, proprietăţilor fizice etc.

5. Domeniul de utilizare a mineralelor se determină în baza com-poziţiei chimice, proprietăţilor tehnologice de extragere a componen-tului util şi proprietăţilor fizico-mecanice. Astfel, unele minerale sunt utilizate în calitate de minereuri, altele – în calitate de sursă a diferitor elemente chimice nemetalice, în calitate de sorbenţi naturali, de materie primă pentru industria chimică, de pietre preţioase etc.

Cele mai utilizate metode speciale de studiu mineralogic sunt:1. Analiza chimică. Este determinată cantitatea fiecărui element

cu o precizie de circa 10-7 %. Analiza chimică este considerată cea

54

mai completă, însă necesită laboratoare dotate, specialişti cu o vastă experienţă profesională preparate speciale şi timp. În afară de aceasta, metoda este relativ costisitoare. Din cauza aceasta în ultimii ani, în scopul determinării compoziţiei chimice (în funcţie de precizie, cerinţele studiului geologic sau tehnologic) sunt utilizate alte metode fizico-chimice, moderne şi rapide (spectrale, absorbţie atomică etc.).

2. Metoda cristalooptică. Metoda permite determinarea precisă a mineralelor în baza proprietăţilor optice. În vederea studiului cristalo-optic, din minerale (roci) se confecţionează secţiuni microscopice subţiri cu grosimea de circa 0,02 mm. Aproape toate mineralele la o astfel de grosime sunt transparente. În cazul mineralelor opace se pre-pară secţiuni şlefuite (şlifuri). Studiul optic al cristalelor se execută în lumină polarizată, cu ajutorul microscopului polarizant. Sunt examinate fenomenele optice care au loc la trecerea luminii polarizate prin cris-talele transparente sau fenomenele optice care au loc în procesul ref-lectării luminii polarizate de pe suprafeţele ideal şlefuite ale minerale-lor opace. Cercetările cristalooptice sunt foarte informative, deoarece sub microscop devin vizibile o serie de particularităţi caracteristice, care permit nu numai determinarea speciei mineralice sau varietăţii acesteia, dar şi originea mineralului.

3. Metodele termice. Metodele termice sunt bazate pe efectele endo- sau exotermice care se manifestă în mineral la încălzirea sau răcirea acestuia. Fenomenele fizico-chimice (emanarea apei moleculare, oxidarea, reacţiile de reducere, modificările în reţeaua cristalină şi, în consecinţă, modificările polimorfe, distrugerea completă a reţelelor cristaline etc.) sunt însoţite de efecte endotermice sau exotermice, care modifică procesul lent de încălzire a mineralelor. Prin dispozitive spe-ciale se construiesc termograme, care au o configuraţie strict definită, în funcţie de compoziţia chimică şi structura internă a substanţei crista-line. Examinând termogramele mineralelor cercetate cu termogra-mele-etalon, se determină specia mineralului şi alte caracteristici ale acestuia.

55

CAPITOLUL III

Clasificarea cristalochimică şi sistematizarea mineralelor

§1. Clasificarea cristalochimică a mineralelor

Mineralul este considerat drept unitate fundamentală în mineralogie. După cum a fost menţionat în capitolul introductiv, în natură există peste 4000 specii de minerale şi modificări ale acestora. Evident apare necesitatea clasificării indivizilor mineralici în baza unui criteriu sigur, care ar satisface toate cerinţele unei sistematizări optime.

Tentative de a clasifica enormul eşantion de minerale au fost mai multe. De exemplu, clasificarea în baza proprietăţilor fizice, după mo-dul de utilizare, în baza compoziţiei chimice etc. În prezent s-a ajuns la concluzia că cele mai importante criterii, în baza cărora se poate realiza o clasificare relativ completă şi coordonată, sunt: 1) compoziţia chimică şi, 2) structura internă a mineralului. În acelaşi timp, în procesul de sistematizare a mineralelor se ţine cont şi de originea mineralelor. O astfel de clasificare, realizată pe un principiu geologico-genetic, poartă denumirea de clasificare cristalochimică a mineralelor, care se prezintă în felul următor:

Tipul – substanţa chimică naturală este sistematizată în baza carac-terului dominant al legăturilor chimice (covalente sau homeopolare; ionice sau heteropolare; metalice; de hidrogen; de tipul Van der Waals);

Clasa (diviziune majoră în clasificarea cristalochimică a minera-lelor) – sistematizarea este realizată în baza anionului sau radicalului structural;

Subclasa – diferenţierea indivizilor mineralici ai unei clase este efectuată în baza motivului structural, care pune în evidenţă relaţiile optime dintre atomii mineralelor;

Seria – reprezintă gradul de complexitate a componenţilor chimici şi structurali;

Grupa – reflectă homeotipia mineralelor;Subgrupa – reflectă izotipia mineralelor;Varietatea – evidenţiază identitatea compoziţiei chimice a mine-

ralelor în cadrul şirului de substituiri izomorfe.

56

În prezentul curs vor fi studiate următoarele clase de minerale:I. Clasa elementelor native. VI. Clasa boraţilor.II. Clasa sulfurilor. VII. Clasa carbonaţilor.III. Clasa haloizilor. VIII. Clasa sulfaţilor.IV. Clasa oxizi şi hidroxizi. IX. Clasa fosfaţilor, arseniţilor şi

vanadaţilor.V. Clasa silicaţilor şi alumosilicaţilor. X. Clasa molibdaţilor şi

wolframaţilor.

§2. Sistematizarea mineralelor şi descrierea generală a claselor de minerale

I. CLASA ELEMENTELOR NATIVE

1. METALE CU STRUCTURI COORDONATE

GRUPA CUPRULUI: Cupru – Cu (mineralul evidenţiat este inclus în Catalogul mineralelor); Argint – Ag; Aur – Au; Electrum – (Au, As); Cupraurit – Au2Cu2 GRUPA PLATINEI: Platină – Pt; Iridiu –Ir; Polixen – Pt3Fe; Osmiu – Os; Ruteniu – RGRUPA FIERULUI: Fier teluric (ferrit) – (Fe, Ni); Nichel teluric (suesit) – (Ni, Fe);Fier meteoritic (coesit) – (Fe + Ni), Ni – 6-9%; Taenit – Fe3NiGRUPA HIDRARGIULUI: Mercur – Hg; Amalgama – Au2Hg3

2. METALOIZI CU STRUCTURI STRATIFICATE

GRUPA ARSENULUI: Arsen – As; Stibiu – Sb; Alemonit – SbAs; Bismut – Bi

3. NEMETALE CU STRUCTURI COORDONATE ŞI STRATIFICATE

GRUPA CARBONULUI: Diamant – C; Lonsdaleit – C; Grafit – C

4. NEMETALE CU STRUCTURI CIRCULARE ŞI ÎN LANŢ

GRUPA SULFULUI: Sulf – SGRUPA SELENULUI: Seleniu – Se; Telur – Te

57

Consideraţii generale

În crusta terestră elementele native sunt întâlnite foarte rar. Din circa 40 elemente native predomină metalele. În această grupă sunt incluse unele gaze şi elemente, care în condiţii normale pot exista şi în stare de agregare lichidă (hidrargiul şi amalgamele).

Cantitatea elementelor native nu depăşeşte 0,1% din masa crustei terestre. În tabelul periodic de mai jos (Tabelul 4) elementele, care în condiţiile crustei pot fi găsite în stare nativă, sunt reprezentate prin simboluri scrise cu un caracter cursiv şi negru. Luând în consideraţie cantitatea azotului ( 0,04%) şi a oxigenului (0,01-0,02%), restul elementelor native constituie 0,05%. Predomină: hidrogenul, argonul, heliul, carbonul, sulful, aurul, elementele din grupa platinei, cuprul şi bismutul.

O grupă de elemente, numite elemente nobile (reprezentate cu caractere negre în Tabelul 6), în natură există numai în stare nativă sau, cu rare excepţii, intră în compoziţia chimică ale altor minerale.

În primul rând, este vorba de gazele nobile: He, Ne, Ar, Kr, Xe şi Rn. Datorită învelişului extern completat de electroni, atomii acestor elemente chimice în condiţiile crustei terestre sunt extrem de stabili şi nu reacţionează cu oxigenul şi hidrogenul sau cu alte substanţe chimice aflate în compoziţia magmelor, hidrotermelor, pneumatolitelor etc.

Tabelul 4Elementele native

(simboluri scrise prin cursiv şi simboluri evidenţiate)

1H

2He

3Li

4Be

5B

6C

7N

8O

9F

10Ne

11Na

12Mg

13Al

14Si

15P

16S

17Cl

18Ar

19K

20Ca

21Sc

22Ti

23V

24Cr

25Mn

26Fe

26Co

28Ni

29Cu

30Zn

31Ga

32Ge

33As

34Se

35Br

36Kr

37Rb

38Sr

39Y

40Zr

41Nb

42Mo

43Tc

44Ru

45Rh

46Pd

47Ag

48Cd

49In

50Sn

51Sb

52Te

53J

54Xe

55Cs

56Ba

57-TR

-72Hf

73Ta

74W

75Re

76Os

77Ir

78Pt

79Au

80Hg

81Tl

82Pb

83Bi

84Po

85At

86Rn

87Fr

88Ra

89Ac

90Th

91Pa

92U

58

Aparte este situată grupa metalelor nobile din perioadele V şi VI ale Tabelului Periodic Mendeleev: Ru, Rh, Pd, Ag, Os, Ir, Pt şi Au. Este cunoscut faptul că razele atomice ale elementelor nominalizate sunt aproape identice. Acest fenomen contribuie substanţial la formarea unor amestecuri izomorfe constituite de obicei din două metale nobile: de exemplu, electrum (Au, Ag) etc. Este caracteristică corelarea ele-mentelor din triada Ru, Rh, Pd şi triada Os, Ir, Pt. În acelaşi timp, Ru, Rh şi Pd aproape niciodată nu sunt găsite în asociaţie cu elementele din triada Fe, Co, Ni. Acestea din urmă pot fi întâlnite în cantităţi reduse împreună cu elementele din triada Os, Ir, Pt: de exemplu, polyxen (Pt, Fe). Sunt relativ frecvente soluţiile solide formate din Fe şi Ni: fierul teluric (Fe,Ni) şi (Ni,Fe) sau mineralele meteoriţilor metalici – kamasit (Fe,Ni) [Ni 6-9%] şi taenit (Ni,Fe) [Ni 48%]. Mult mai pronunţat se prezintă izomorfismul AuAg. Cuprul este un metal nativ întâlnit în zonele de răspândire a minereurilor cuprifere şi, de obicei, nu for-mează soluţii metalice solide.

Metaloizii As, Sb şi Bi au multe trăsături chimice comune. În acelaşi timp, în condiţiile crustei numai arsenicul şi stibiul, pot forma substanţe intermetalice complexe – allemonit (AsSb).

Hidrogenul liber este depistat ocazional în porii unor roci sau a unor minereuri. Azotul şi oxigenul, fiind componenţii dominanţi ai atmosferei, deseori este găsit împreună cu CO2 în compoziţia gazelor, care completează fisurile, porii sau cavernele din subteran. Este frecvent întâlnit şi oxigenul de origine endogenă.

Carbonul nativ se află în două modificaţii izomorfe: diamantul şi grafitul.

Masa principală de sulf nativ se formează în rezultatul oxidării hidrogenului sulfuros H2S sau este generat de reacţiile de reducere în care participă SO2. O bună parte din sulf poate fi de origine organică, iar în mase considerabile sulful se formează din sublimările vulcanice. În sulful vulcanogen este caracteristică (şi importantă din punct de ve-dere practic) prezenţa seleniului. Pentru sulful nativ sunt caracteristice două modificări polimorfe: -sulf şi -sulf. Prima modificare se crista-lizează în sistemul rombic şi este stabilă în condiţiile naturale, iar -sulful este o modificare monoclinală, care se cristalizează în diapazonul temperaturilor relativ mari (între 96,5 şi limita de topire 112,8).

59

Majoritatea metalelor nobile formează soluţii solide ca, de exemplu, platiniridium (Pt,Ir), platinpaladium (Pt,Pd), electrum (Au, Ag) etc. Spre deosebire de aceste amestecuri metalice naturale, există şi aşa numitele substanţe intermetalice, caracterizate printr-o structură evi-dent cristalină: algodonit – Cu6As, stibiopaladinit – Pd3Sb, dyscrasit – Ag3Sb etc.

II. CLASA SULFURILOR

1.SULFURI ŞI ANALOGI CU STRUCTURI COORDONATESULFURI CU ANIONI IZOLAŢI (S-2) SAU MONOSULFURI

a. Simple

GRUPA CALCOSINEI: Calcozină – Cu2S; Argintit – Ag2

GRUPA GALENEI: Galenă – PbS; Alabandină – MnS; Altait – PbTeGRUPA SFALERITULUI: Cinabru – HgS; Wurtzit – ZnS; Metacinabrit – HgS;Blendă (Sfalerit) – ZnSGRUPA PIROTINEI: Pirotină – Fe1-xS; Troilit – FeS; Nichelina – NiAs

b. Compuse

GRUPA CALCOPIRITEI: Calcopirit – CuFeS2; Stanninit – Cu2FeSnS4; Gallit – CuGaS2;Bornit – Cu5FeS4; Germanit – CuGeS2

GRUPA PENTLANDITULUI: Pentlandit (Ni,Fe)9S8

2. SULFURI ŞI ARSENIDE CU ANIONI DE TIPUL [S2]-2, [AsS]-2,

[As2]-3, [As4]-4

GRUPA PIRITEI: Pirită – FeS2; Marcasit – FeS2

SULFOARSENIDE ŞI ARSENIDE: Mispichel (arsenopirit) – Fe[AsS]; Cobaltină – Co[AsS]; Skutterudit – Co4[As4]3; Smaltit – (Co,Ni)4[As4]3

3. SULFURI CU STRUCTURI INSULARE

GRUPA REALGARULUI: Realgar – [As4S4]

60

4. SULFURI CU ANIONI DE TIPUL [AsS3]-3, [AsS4]-4

a. Sulfosăruri simple

GRUPA MINEREURILOR ROŞII DE ARGINT: Proustit – Ag3[AsS3]; Pirargirit – Ag3[SbS3]GRUPA ENARGITULUI: Enargit – Cu3[AsS4]

b. Sulfosăruri compuse

GRUPA MINEREURILOR SUMBRE: Tennantit – Cu+1

6Cu+26[AsS3]4S;

Tetrahedrit Cu+16Cu+2

6[SbS3]4S

5. SULFURI CU STRUCTURI ÎN LANŢ

GRUPA ANTIMONITULUI: Stibină (Antimonit) – Sb2S3; Bismutină– Bi2S3

GRUPA MILLERITULUI: Millerit – NiSGRUPA JAMESONITULUI: Jamesonit – Pb4Fe[Sb6S14]; Boulangerit – Pb5[Sb4S11]

6. SULFURI CU STRUCTURI STRATIFICATE

a. Simple

GRUPA AURPIGMENTULUI: Aurpigment – As2S3

GRUPA MOLIBDENITULUI: Molibdenit MoS

b. Compuse

GRUPA COVELINEI: Covelină – Cu+12Cu+2S[S2]

Consideraţii generale

În această clasă sunt incluse sulfurile, selenidele, teluridele, arse-nidele şi antimonidele metalelor. O bună parte din mineralele clasei respective prezintă minereuri importante ale diferitor metale (plumb, zinc, cupru, nichel, argint, cobalt, molibden, arsenic, bismut, stibiu, mercur etc.).

61

Majoritatea mineralelor este prezentată de sulfuri şi sulfosăruri. Sulfosăruri sunt numite sărurile ale unor acide sulfuroase ipotetice, în care rolul sulfoanhidridului este preluat de As2S3, Sb2S3, Bi2S3 etc. Cu excepţia H2S, toate mineralele din clasa sulfurilor se află în stare de agregare solidă.

Numărul general de elemente chimice care formează sulfuri este de circa 40. Principalele sunt: H, V, Mn, Fe, Ni, Co, Cu, Zn (Ga), Ge, As, Mo, Rn, (Rh), (Pd), Ag, Cd, (In), Sn, Sb, (Re), (Os), (Ir), Pt, Hg, Tl, Pb şi Bi. Între paranteze sunt luate elementele care nu formează sulfuri independente, dar sunt prezente în calitate de amestecuri izo-morfe în anumite sulfuri, ca de exemplu galiul, indiul, reniul şi taliul în sfalerit (blendă).

Sulfurile constituie circa 0,15% din masa crustei terestre. De menţionat că partea dominantă (4/5 din masa sulfurilor) revine fierului sulfuros – piritei FeS2 şi pirotinei – Fex-1S, partea cantitativă în crustă a celorlalte sulfuri fiind numai de circa 0,001%. Cele mai tipice mine-rale sunt prezentate de sulfurile unui grup concis de metale: Zn, Pb, Cu, Ag, Sb, Bi, Ni, Co, Mo şi Hg.

Selenidele naturale sunt cunoscute numai pentru următoarele ele-mente chimice: H, Cu, Ag, Hg, Pb şi Bi. În acelaşi timp, în unele mine-rale seleniul prin relaţii izomorfe se asociază cu sulful.

Comparativ cu selenidele, teluridele sunt relativ mai răspândite în crusta terestră. Grupul de metale care formează minerale de acest tip este relativ concis: Cu, Ag, Au, Hg, Pb, Bi, Ni şi Pt.

Arsenidele simple sunt caracteristice numai pentru Fe, Ni, Co şi Pt. Mult mai răspândite sunt substanţele complexe ale arsenului – sulfoarsenidele, din care cele mai importante sunt sulfoarsenidele cu Ag, Cu şi Pb.

Antimonidele (simple) sunt cunoscute numai pentru Ni. În acelaşi timp, sulfoantimonidele cuprului, fierului şi plumbului nu reprezintă o raritate între varietăţile de sulfosăruri.

În clasa sulfurilor sunt incluse condiţionat şi substanţele naturale ale bismutului. De obicei, bismutul nu formează minerale metalice independente. În natură sunt cunoscute câteva sulfosăruri ale bismu-tului cu plumbul, cuprul şi argintul.

Sulfurile sunt caracteristice elementelor chimice situate în dreapta tabelului periodic (Tabelul 5). În grupul de elemente generatoare de sulfuri este inclus şi hidrogenul, care formează H2S – o substanţă natu-

62

rală, care are un rol important în diverse procese de mineralogeneză hidrotermală sau hipergenă.

Spre deosebire de sulfurile metalelor grele, nedizolvabile în apă, sulfurile sodiului, potasiului, magneziului, calciului, stronţiului şi bariului sunt instabile în condiţiile naturale şi există sub formă diso-ciată în soluţiile naturale apoase.

Unele substanţe din clasa respectivă pot forma soluţii solide sau rânduri izomorfe relativ complete sau incomplete: de exemplu, HgS HgSe, sau CoAs2 NiAs2 FeAs2. Sunt frecvente modificări poli-morfe ale unor minerale, dintre care cele mai răspândite sunt modifi-cările FeS2 – pirita şi marcasitul.

Din punct de vedere chimic, selenidele, teluridele, arsenidele şi animonidele sunt identice sulfurilor. Grupa acestor minerale este întâl-nită relativ mai rar în crusta terestră şi din cauza aceasta în literatura de specialitate de obicei sunt prezentate numai cele mai răspândite sulfuri.

Geneza sulfurilor poate fi diferită (magmatică – molibdenit MoS2, în skarne – galena PbS, hipergenă – covelina Cu2SCu2S2), însă cele mai bogate acumulări naturale ale sulfurilor sunt de origine hidrotermală. Există asociaţii de sulfuri, specifice numai proceselor hidrotermale ale temperaturilor mari (modificare a sfaleritului ZnS de culoare aproape neagră – marmatit, bismuthinit – Bi2S2), proceselor mezotermale (mispichel – FeAsS) sau epitermale (modificare a sfaleritului de culoare galben-deschisă – kleyofan, cinabru – HgS).

Tabelul 5

Elementele chimice caracteristice sulfurilor1

H2

He3

Li4

Be5

B6

C7

N8

O9

F10

Ne11

Na12

Mg13

Al14

Si15

P16

S17

Cl18

Ar19

K20

Ca21

Sc22

Ti23

V24

Cr25

Mn26

Fe26

Co28

Ni29

Cu30

Zn31

Ga32

Ge33

As34

Se35

Br36

Kr37

Rb38

Sr39

Y40

Zr41

Nb42

Mo43

Tc44

Ru45

Rh46

Pd47A

g48

Cd49

In50

Sn51

Sb52

Te53

J54

Xe55

Cs56

Ba57-

TR-72

Hf73

Ta74

W75

Re76

Os77

Ir78

Pt79

Au80

Hg81

Tl82

Pb83

Bi84

Po85

At86

Rn87

Fr88

Ra89

Ac90

Th91

Pa92

U

63

În zonele de alterare sulfurile se transformă uşor în diferite mine-rale secundare – carbonaţi, sulfaţi, oxizi şi hidroxizi, silicaţi.

Clasificarea sulfurilor prezentată la începutul acestui paragraf este realizată în baza motivului structural şi este destul de complicată. În Catalogul mineralelor sulfurile sunt prezentate conform unui model simplificat: 1) sulfuri simple – cu anioni S-2; 2) sulfuri complexe – sub-stanţe formate din doi (trei) cationi metalici şi anioni S-2; 3) disulfuri – substanţe ale cationilor metalici cu anionul complex [S2]-2.

III. CLASA HALOIZILOR

1. HALOIZI CU STRUCTURI COORDONATE

a. Simpli

GRUPA FLUORINEI: Fluorină – CaF2; Ytrofluorina – YF3

GRUPA HALITULUI: Halit – NaCl; Silvină – KCl; Villiaumit – NaFGRUPA KERARGIRITULUI: Kerargirit – Ag(Br,Cl); Iodargirit – AgIGRUPA CORDEROITULUI: Corderoit – Hg3Cl2S2

b. Compuşi

GRUPA GAGARINITULUI: Gagarinit – NaTRCaF6

c. Cu apă moleculară

GRUPA CARNALITULUI: Carnalit – KClMgCl26H2O; Bischofit – MgCl26H2O

2. HALOIZI CU STRUCTURI INSULARE

GRUPA AVOGADRITULUI: Avogadrit – K[BF4]

3. HALOIZI CU STRUCTURI ÎN LANŢ

GRUPA CRYOLITULUI: Cryolit – Na2[NaAlF6]

64

Consideraţii generale

Mineralele din clasa haloizilor sunt prezentate de sărurile naturale ale acizilor HF, HCl, HBr şi HJ: fluorurile, clorurile, bromurile şi iodurile.

În afară de acestea sunt cunoscuţi şi haloizii cu o compoziţie chi-mică mult mai complexă (oxihaloizi), în care sunt prezenţi anionii suplimentari (OH)- şi O-2 sau (mai rar) (SO4)-2 şi (JO3)-. Masa haloizilor luată în raport cu masa crustei constituie circa 5,8%.

65

Tabelul 6Elementele chimice caracteristice haloizilor

1H

2He

3Li

4Be

5B

6C

7N

8O

9F

10Ne

11Na

12Mg

13Al

14Si

15P

16S

17Cl

18Ar

19K

20Ca

21Sc

22Ti

23V

24Cr

25Mn

26Fe

26Co

28Ni

29Cu

30Zn

31Ga

32Ge

33As

34Se

35Br

36Kr

37Rb

38Sr

39Y

40Zr

41Nb

42Mo

43Tc

44Ru

45Rh

46Pd

47Ag

48Cd

49In

50Sn

51Sb

52Te

53J

54Xe

55Cs

56Ba

57-TR

-72Hf

73Ta

74W

75Re

76Os

77Ir

78Pt

79Au

80Hg

81Tl

82Pb

83Bi

84Po

85At

86Rn

87Fr

88Ra

89Ac

90Th

91Pa

92U

Principalele elemente chimice care intră în compoziţia haloizilor sunt prezentate de sodiu, potasiu, magneziu şi calciu (Tabelul 6). Cele-lalte metale formează haloizi numai ocazional.

Haloizii sunt substanţe chimice cu legături tipice ionice. În acelaşi timp, halogenii formează cu metalele uşoare legături eteropolare puter-nice, iar cu metalele grele – numai legături covalente sau mixte (iono-covalente).

Majoritatea mineralelor din această grupă sunt transparente şi in-colore, iar indivizii mineralici coloraţi sunt întotdeauna alocromatici. Pentru aceste substanţe naturale este caracteristică solubilitatea înaltă în apă, coeficientul de refracţie a luminii relativ mic şi luciul specific sticlos.

Comparativ cu anionii celorlalţi halogeni, dimensiunile cărora sunt comparabile, anionul F- are o rază mult mai mică (Tabelul 7), care influenţează semnificativ asupra modului de selectare a cationilor în procesele de mineralogeneză.

Dimensiunile halogenilor (anioni)Tabelul 7

Anionii F- Cl- Br- J-

J-

Razele 1,33Å 1,81Å 1,96Å 2,19Å2,19Å

66

Datorită razei sale ionice, fluorul formează în crusta terestră un mineral relativ răspândit – fluorina (CaF2); sunt cunoscute şi fluoruri ale Si şi Al (de exemplu, malladrit Na2SiF6 şi kiolit Na5Al3F14).

Clorul, bromul şi iodul, formează minerale cu Na, K, (Rb), (Cs), şi Mg, ale căror raze ionice sunt relativ mari (în paranteze sunt luate elementele care intră numai în compoziţia sărurilor cu apă moleculară).

Fluorurile metalelor grele – Au, Ag, Hg etc., – nu au fost depis-tate în condiţii naturale şi probabil aceste metale nici nu pot forma minerale în compoziţia cărora ar intra fluorul.

Cu excepţia fluorurilor, mineralele din clasa haloizilor au o solu-bilitate relativ mare în apă (Tabelul 8). Haloizii plumbului sunt intro-duşi în tabel pentru comparaţie. Alţi haloizi ai metalelor grele practic nu se dizolvă în H2O.

Specificul geochimic al halogenilor este variat şi se manifestă în funcţie de condiţiile geologice. Astfel, în procesele magmatice formarea haloizilor este aproape exclusă. Fluorul sau clorul poate fi prezent în calitate de anion suplimentar în silicaţi (muscovit Kal2[AlSi3O10](OH,F)2) sau în fosfaţi (fluorapatit Ca5[PO4]3F sau clorapatit Ca5[PO4]3Cl). Masa generală a halogenilor, aflată în compoziţia soluţiilor magmatice fie părăseşte focarul magmatic, fie prezintă componenţi activi din punct de vedere chimic în procesele postmagmatice sau vulcanogene. De exemplu, de origine hidrotermală sunt fluorurile calciului şi aluminiu-lui. Din haloizi în formaţiunile crustei terestre predomină şi este frec-vent întâlnită fluorina – CaF2.

Tabelul 8

Cantitatea de haloizi necesară pentru formarea soluţiilor saturate la temperatura 18 C, (Moli/l)

Anioni CationiLi Na K Mg Ca Sr Ba Pb

FClBrJ

0,1113,112,68,5

1,065,426,98,1

12,43,94,66,0

0,025,14,64,1

0,035,45,24,8

0.0013,03,43,9

0,031,72,93,8

0,0030,050,020,02

Majoritatea haloizilor sunt de origine exogenă. Fiind evaporite tipice, acestea se asociază cu alte săruri (sulfaţi) depuse din soluţiile apoase suprasaturate pe fundul bazinului de acumulare.

67

Masa generală a clorului de pe Pământ (70-75%) şi a iodului (circa 90%) se află în apa maritimă şi oceanică. Spre deosebire de aceste com-ponente, concentraţia fluorului în apa maritimă şi oceanică este redusă.

Pentru fluor procesele de migrare în zonele hipergene sunt cu totul deosebite. De exemplu, în procesele de alterare hipergenă sub-stanţele ce conţin clor formează soluţii apoase şi sunt eliminate din spaţiul originar, iar fluorul, având tendinţa de a reacţiona cu calciul, imediat formează fluorura de calciu, care practic este insolubilă în apă (Tabelul 8). Din cauza aceasta, CaF2 (fluorina) în stare dispersată se acumulează în unele roci sedimentare şi nu este transportată mai departe în bazinele de acumulare.

IV. CLASA OXIZILOR ŞI HIDROXIZILOR

1. OXIZI CU STRUCTURI COORDONATE

a. Simpli

GRUPA CUPRITULUI: Cuprit – Cu2OGRUPA URANINITULUI: Uraninit – UO2; Thorianit – ThO2; Baddeleyit – ZrO2

GRUPA CORINDONULUI: Corindon – Al2O3; Hematit – Fe2O3

b. Compuşi

GRUPA ILMENITULUI: Ilmenit – FeOTiO2

GRUPA SPINELULUI: Spinel – MgOAl2O3; Cromit – FeOCr2O3; Magnetit – FeOFe2O3; Hercynit – FeOAl2O3; Gahnit – ZnOAl2O3; Franklinit – (Fe,Zn,Mn)O(Fe,Mn)O4.

2. OXIZI CU STRUCTURI ÎN LANŢ

a. Simpli

GRUPA RUTIL-CASITERIT: Rutil – TiO2; Anatas – TiO2; Brookit – TiO2; Casiterit – SnO2; Ilmenorutil – FeTiNbO6

GRUPA OXIZILOR ŞI HIDROXIZILOR DE MANGAN: Piroluzit – MnO2; Manganit – MnO(OH); Psilomelan –Mn+2OMn+4O2nH2O

68

b. Compuşi

GRUPA OXIZILOR cu Ta şi Nb: Columbit – (Fe,Mn)Nb2O6; Tantalit – (Fe,Mn)Ta2O6; Samarskit – Y(Fe,U)(Ta,Nb)2O8; Fersmit – CaNb2O6

3. HIDROXIZI CU STRUCTURI STRATIFICATE

GRUPA BRUCITULUI: Brucit – Mg(OH)2

GRUPA HIDROXIZILOR DE ALUMINIU: Hidragrgilit (gibbsit) – Al(OH)3; Diaspor -AlOOH; Boehmit – AlO(OH)GRUPA HIDROXIZILOR DE FIER: Goethit – FeOOH; Lepidocrocit – FeO(OH); Hidrogoethit - FeOOHnH2O

4. OXIZI TECTOSTRUCTURALI

a. Simpli

GRUPA CUARŢULUI: -cuarţ – SiO2; -cuarţ – SiO2; Tridimit – SiO2; Cristobalit – SiO2; Coesit – SiO2; Stishovit – SiO2; Calcedonie – SiO2; Opal – SiO2nH2O

b. Compuşi

GRUPA PEROVSKITULUI: Perovskit – CaOTiO2; Loparit – (Ce,Na,Ca)(Ti,Nb)O3

GRUPA PIROCLORULUI: Piroclor – NaCaNb2O6(OH,F)

Consideraţii generale

În clasa oxizilor şi hidroxizilor sunt incluse substanţele naturale din crusta terestră, formate din cationi metalici şi anionul O-2 (oxizi) sau cationi metalici şi grupul hidroxil (OH)- După cum se ştie, clarkeul oxigenului este de 49,13% şi, evident, substanţele cu oxigen predo-mină în crusta terestră.

În Tabelul 9 prin cursiv şi caractere negre sunt evidenţiate circa 40 elemente chimice care în diverse procese geologice formează oxizi simpli, oxizi compuşi şi hidroxizi.

Tabelul 9

69

Elementele chimice care formează oxizi şi hidroxizi naturali

1H

2He

3Li

4Be

5B

6C

7N

8O

9F

10Ne

11Na

12Mg

13Al

14Si

15P

16S

17Cl

18Ar

19K

20Ca

21Sc

22Ti

23V

24Cr

25Mn

26Fe

26Co

28Ni

29Cu

30Zn

31Ga

32Ge

33As

34Se

35Br

36Kr

37Rb

38Sr

39Y

40Zr

41Nb

42Mo

43Tc

44Ru

45Rh

46Pd

47Ag

48Cd

49In

50Sn

51Sb

52Te

53J

54Xe

55Cs

56Ba

57-TR

72Hf

73Ta

74W

75Re

76Os

77Ir

78Pt

79Au

80Hg

81Tl

82Pb

83Bi

84Po

85At

86Rn

87Fr

88Ra

89Ac

90Th

91Pa

92U

Masa oxizilor în crusta terestră constituie circa 17%. Luând în consideraţie masa enormă a cuarţului – 12,6%, (bioxidul de siliciu – SiO2) şi masa oxizilor şi hidroxizilor de fier (3,9%), cantitatea celor-lalţi oxizi se reduce la 0,5% în raport cu masa totală a crustei terestre. Din aceştia cei mai răspândiţi sunt oxizii aluminiului, manganului, titanului şi cromului.

Majoritatea oxizilor şi hidroxizilor sunt depistaţi în straturile supe-rioare ale crustei terestre, în zonele de contact ale acesteia cu atmosfera. Nivelul inferior de pătrundere a oxigenului liber din atmosferă este determinat de pânza apelor subterane. Principale reacţii chimice care conduc la formarea unor grupe specifice de minerale au loc în scoarţa de eroziune a rocilor şi în zonele de oxidare ale zăcămintelor metalifere. În aceste formaţiuni petrografice specifice prevalează oxizii şi hidroxizii. Un rol important în formarea acestora îl are apa meteorică. Este stabilit că în apa de ploaie în stare dizolvată se conţine circa 25-35% de gaze (oxigen 30%, azot 10% şi bioxid de carbon 10%). Penetrând zonele de aerare, apa cedează oxigenul, care se consumă la diferite reacţii de oxidare. Într-un mod pronunţat acest fenomen este observat în regiunile de răspândire ale zăcămintelor de sulfuri. Imediat după formarea unor anumiţi oxizi, hidroxizi şi sulfaţi, cum a mai fost men-ţionat în paragrafele precedente, se formează aşa- numitele sulfuri secundare.

Reacţiilor de oxidare sunt supuse mineralele, în compoziţia cărora intră oxigenul şi metalele cu valenţă inferioară Fe+2, Mn+2, V+3 etc. În

70

procesul oxidării, aceste metale capătă o valenţă superioară, slăbind evident forţele de coeziune din reţeaua cristalină a mineralelor respec-tive. În final, sub acţiunea reacţiilor de oxidare, substanţa primară se descompune complet, formând minerale noi, care sunt sau nu sunt solubile în apele subterane. În stadiile intermediare ale acestor reacţii chimice naturale se formează un grup de săruri (carbonaţi, sulfaţi etc.), care fiind supuse unei hidrolize ulterioare formează hidroxizi practic nedizolvabili în apă.

Este cunoscută relaţia funcţională între activitatea chimică a ionilor aflaţi în soluţiile apoase şi potenţialul acestora, exprimat prin raportul W:Ri (W – încărcătura electrică şi Ri – raza ionului). În diagrama din Fig 7. sunt reprezentaţi cationii care formează hidroxizi cu o capacitate de dizolvare redusă sau aproape nulă – câmpul delimitat de liniile W:Ri = 10 şi W:Ri = 2. În zona din stînga-jos sunt situaţi cationii meta-lelor alcaline cu un potenţial W:Ri 2, care uşor disociază în apă şi în condiţiile exogene se asociază mai mult cu halogenii, iar în stare solidă sunt specifice diferitor evaporite (excepţie fac doar cationii Cu + şi Pb+2). Cationii cu un potenţial ionic avansat W:Ri 10, situaţi în zona dreapta-sus au raze ionice relativ mici şi încărcături electrice relativ mari. De obicei, aceşti cationi formează o grupă de anioni compuşi: [BO3]-3, [CO3]-2, [SO4]-2, [PO4]-3 etc., care în combinare cu alţi cationi formează o diversi-tate de săruri – minerale din clasele boraţi, carbonaţi, sulfaţi, fosfaţi etc.

O serie de cationi din câmpul 2 W:Ri 10 (Mg+2, Fe+2, Ni+2, Zn+2, Cu+2 etc.) în condiţiile crustei terestre formează oxizi şi hidroxizi, diso-ciază în soluţiile acide şi sunt transportaţi din spaţiul originar, iar în mediul alcalin prin reacţii chimice se depun sub formă de componenţi ai hidroxizilor şi ai sărurilor bazice sau medii. Altă grupă de cationi din această zonă cu un potenţial relativ mai mare (Al+3, Fe+3, Mn+4, Si+4, Ti+4, Sn+4 etc.) în rezultatul reacţiilor de hidroliză formează hidroxizi, care practic nu se dizolvă în apă.

Masa dominantă a hidroxizilor sub formă de substanţe criptocris-taline sau coloidale se află în scoarţa de alterare a rocilor. O altă regiune de acumulare a hidroxizilor (predomină compuşii fierului, manganului şi siliciului) este prezentată de bazinele lacustre, maritime şi oceanice.

Indiferent de procesul în care s-au format hidroxizii, aceştia, cu timpul, pierd apa capilară şi uneori se transformă în oxizi, de exemplu în Fe2O3 sau MnO2. În rezultatul metamorfismului regional apar pre-misele necesare de transformare a hidroxizilor în oxizii respectivi, cu

71

o structură evident cristalină. Astfel, din limonit Fe2O3nH2O se for-mează hematitul Fe2O3.

Fig. 7 Repartizarea cationilor în cîmpul ( W,Ri).W – încărcătura electrică a cationului;

RI – raza cationilor (Å).

În condiţiile endogene (în rezultatul proceselor magmatice, pneu-matolitice şi hidrotermale) se formează o grupă importantă de oxizi: rutil TiO2, casiterit SnO2, corindon Al2O3.

Aproape toate mineralele din clasa oxizi-hidroxizi prezintă sub-stanţe cristaline cu o legătură evident ionică. La formarea reţelelor cristaline participă oxigenul O-2 (oxizi) şi anionul (OH)- (hidroxizi), ale căror raze sunt aproape egale – respectiv 1,32Å şi 1,33Å. Din această cauză, specificul structural depinde numai de configuraţia ca-tionului metalic, care intră în compoziţia oxidului sau hidroxidului.

Se deosebesc oxizi simpli (M2O, M2O3, MO2 – unde indicele M reprezintă un metal), oxizi compuşi (MOM2O3) şi hidroxizi în compoziţia cărora intră sau grupul (OH)-, sau apa moleculară.

V. CLASA SILICAŢILOR

72

1. SUBCLASA NEZOSILICAŢILORSILICAŢI CU TETRAEDRE IZOLATE [SiO4]-4 (ORTOSILICAŢI CU

STUCTURUI INSULARE)

a. Nezosilicaţi simpli

GRUPA OLIVINEI: Forsterit – Mg2[SiO4]; Fayalit – Fe2[SiO4]GRUPA ZIRCONULUI: Zircon – Zr[SiO4]; Thorit – Th[SiO4]

b. Nezosilicaţi compuşi

GRUPA GRANATELOR: Grosular – Ca3Al2[SiO4]; Andradit – Ca3Fe2[SiO4];Uvarovit – Ca3Cr2[SiO4]; Almandin – Fe3Al2[SiO4]; Spessartin – Mn3Al2[SiO4];Pirop – Mg3Al2[SiO4]

c. Nezosilicaţi cu anioni suplimentari

GRUPA TITANITULUI: Sfen (titanit) – CaTi[SiO4]OGRUPA TOPAZULUI: Topaz – Al2[SiO4](F,OH)2

GRUPA DISTEN-ANDALUSITULUI: Disten – Al2[SiO4]O; Andaluzit –Al2[SiO4]O;Silimanit – Al[SiAlO5]; Staurolit FeAl4[SiO4]2O2(OH)2

GRUPA CLORITOIDULUI: Cloritoid – (Fe+2,Mg)2(Al,Fe+3)Al3[SiO4]O2

GRUPA CHONDRODITULUI: Chondrodit – Mg5]SiO4]2F2; Houmit – Mg7[SiO4]3F2

2. SUBCLASA SOROSILICAŢILOR SILICAŢI CU TETRAEDRE DUBLE ]Si2O7]-6 (DIORTOSILICAŢI)

a. Sorosilicaţi cu anioni suplimentari

GRUPA LAMPROPHYLITULUI: Lamprophylit – SrNa3Ti3[Si2O7]2O2F

b. Sorosilicaţi cu anioni suplimentari şi apă moleculară

GRUPA CALAMINEI: Calamină – Zn4[Si2O7](OH)2H2O

73

3. SILICAŢI CU TETREDRE IZOLATE ŞI TETRAEDRE DUBLE [SiO4]-4 + [Si2O7]-6 ORTO-DIORTOSILICAŢI (cu anioni suplimentari)

GRUPA VEZUVIANULUI: Vezuvian – Ca10(Mg,Fe)2Al4[SiO415[Si2O7]2(OH)4

GRUPA EPIDOTULUI: Epidot – Ca2(Fe,Al)Al2]SiO4][Si2O7]O(OH);Zoizit – Ca2Al3[SiO4][Si2O7]O(OH); Orthit – Ca(Ca,Ce)(Al,Fe)Al2[SiO4][Si2O7]O(OH)

4. SUBCLASA CICLOSILICAŢILOR

a. Ciclosilicaţi simpli

GRUPA BERILULUI: Beril – Be3Al2[Si6O18]; Cordierit – (Mg, Fe)2Al3]SiAlO18]

b. Ciclosilicaţi cu anioni suplimentari

GRUPA TURMALINEI: Schorl – (Na,Ca)Fe+23(Al,Fe+3)6[Si6O18]

[BO3]3(OH,F)4;Dravit – NaMg3(Al,Fe)6[Si6O18][BO3]3(OH,F)4; Elbait – Na(Li,Al)3Al6[Si6O18][BO3]3(OH,F)

c. Ciclosilicaţi cu apă moleculară

GRUPA DIOPTAZULUI: Dioptaz – Cu6[Si6O18]6H2OGRUPA EUDIALITULUI: Eudialit – (Na,Ca)9(Zr,Ti,Mn)[Si3O18][Si8O24](OH)3

5. SUBCLASA INOSILICAŢILOR

5.1 INOSILICAŢI CU ANIONI DE TIPUL [Si2O6]-4 (PIROXENII)

a. Ortopiroxenii

GRUPA ENSTATIT-FEROSILITULUI : Enstatit – Mg2[Si2O6]; Hipersten – (Mg,Fe)[Si2O6]; Ferosilit – Fe2[Si2O6]

b. Clinopiroxenii

GRUPA DIOPSID-HEDENBERGITULUI: Diopsid – CaMg[Si2O6];

74

Hedenbergit – CaFe[Si2O6]; Augit - (Ca,Na)(Mg,Fe+2,Fe+3,Al)[(Si,Al)2O6]GRUPA EGIRINULUI: Egirin – NaFe+3[Si2O6]; Jadeit – NaAl[Si2O6];Spodumen – LiAl[Si2O6]

5.2 INOSILICAŢI CU ANIONI DE TIPUL [Si3O9]-6 , [Si5O15]-10

(PIROXENOIZII)

GRUPA WOLASTONITULUI: Wolastonit – Ca3[Si3O9]GRUPA RODONITULUI: Rodonit – CaMn4[Si5O15]

5.3 INOSILICAŢI CU ANIONI DE TIPUL [Si4O11]-6

(AMFIBOLI CU ANIONI SUPLIMENTARI)

GRUPA ANTOFILITULUI: Antofilit – Mg7[Si4O11]2(OH)2

GRUPA ACTINOLITULUI: Tremolit – Ca2Mg5[Si4O11]2(OH)2; Actinolit – Ca2Fe5[Si4O11]2(OH)2

GRUPA HORNBLENDEI: Hornblenda obişnuită – (Ca,Na)(Mg,Fe+2)4(Al,Fe+3)[(Si,Al)4O11]2(OH)2

GRUPA AMFIBOLILOR ALCALINI:Arfvedsonit – Na(Ca,Na)(Fe+2,Mg,Fe+3,Al)[(Al,Si)4O11]2(OH)2; Glaucofan – Na2Mg3Al2[Si4O11]2(OH,F)2; Riebeckit – Na2Fe+2

3Fe+32[Si4O11]2(OH,F)2

5.4 INOSILICAŢI COMPUŞI CU ANIONI DE TIPUL [Si4O12]-16

GRUPA ASTROFILITULUI: Astrofilit – K3(Fe,Mn)7Ti2[Si4O12]O2(OH)5

5.5 INOSILICAŢI COMPUŞI CU ANIONI DE TIPUL [Si12O30]-12

GRUOA CHAROITULUI: Charoit – K2NaCa5[Si12O30](OH,F)3H2O

6. SUBCLASA FILOSILICAŢILOR

a. Filosilicaţi binari cu anioni suplimentari

GRUPA SERPENTINEI: Serpentină – Mg6[Si4O10](OH)8

GRUPA CAOLINITULUI: Caolinit – Al4[Si4O10](OH)8; Dickit – Al4[Si4O10](OH)8;Halloysit – Al4[Si4O11](OH)84H2O

b. Filosilicaţi binari cu apă moleculară

75

GRUPA ALOFANULUI: Alofan - mAl2O3nSiO2pH2O

c. Filosilicaţi tripli cu anioni suplimentari

GRUPA TALC-PIROFILITULUI: Talc – Mg3[Si4O10](OH)2;Pirofilit – Al2[Si4O10](OH)2; Azbest – Mg6[Si4O10](OH)8 GRUPA MICELOR: Muscovit – KAl2[Si3AlO10](OH,F)2;Flogopit – KMg3[Si3AlO10](OH,F)2; Biotit – K(Fe,Mg)3[Si3AkO10](OH,F)2;Lepidolit – K2Li3Al3[Si3AlO10]2(OH,F)4

d. Filosilicaţi tripli cu apă moleculară

GRUPA HIDROMICELOR: Vermiculit – (Mg,Fe+2,Fe+3)3[(Si,Al)4O10](OH)24H2O;Glauconit – K(Fe+3,Al,Fe+2,Mg)2[Si3AlO10](OH)2nH2O; Hidromuscovit – K[Si3AlO10](OH)2nH2O; Stilpnomelan – KFe4Al[Si4O10](OH)4H2OGRUPA MONTMORILONITULUI: Montmorilonit –(Al,Mg)2[Si4O10](OH)24H2O;Nontronit – (Fe,Al)2[(Si,Al)4O10](OH)24H2O; Crizocolă – Cu4[Si4O10](OH)24H2O

e. Polifilosilicaţi cu anioni suplimentari

GRUPA CLORITELOR: Pennin – (Mg,Al)12[Si7AlO20](OH)16;Clinoclor – (Mg,Al)6[Si3AlO10](OH)8; Proclorit – (Mg,Fe,Al)12[Si5Al3O20](OH)16; Chamosit – (Fe+2,Mg,Fe+3)6[Si3AlO10](OH)8; Turingit – (Fe+2,Mg,Fe+3,Al)6[Si2Al2O10](OH,O)8

7. SUBCLASA TECTOSILICAŢILOR

7.1 TECTOSILICAŢI CU RADICALI DE TIPUL [SiAlO4]-1

(FELDSPATOIZII)

a. Feldspatoizi compuşi

GRUPA NEFELINEI: Nefelină – KNa3[SiAlO4]4

b. Feldspatoizi cu anioni suplimentari

GRUPA CANCRINIT-SODALIT: Cancrinit – Na6Ca2[SiAlO4]6[CO3,SO4](OH)2;Sodalit – Na8[SiAlO4]6Cl2; Lazurit – Na6Ca2[SiAlO4]6(SO4,S,Cl2)

76

7.2 TECTOSILICAŢI CU RADICALI DE TIPUL [Si2AlO6]-1

a. Simpli

GRUPA LEUCITULUI: Leucit – K[Si2AlO6]b. Cu apă moleculară

GRUPA ANALCIMULUI: Analcim – Na[Si2AlO6]H2O

7.3 TECTOSILICAŢI CU RADICALI DE TIPUL [Si3AlO8]-1, [Si2Al2O8]-2 (FELDSPAŢII)

a. Feldspaţi simpli

GRUPA FELDSPAŢILOR POTASICI ŞI SODICI: Sanidin – (K,Na)[Si3AlO8];Ortoclaz (ortoză) – (K,Na)[Si3AlO8]; Microclin – (K,Na)[Si3AlO8]GRUPA PLAGIOCLAZILOR: Albit – Na[Si3AlO8]; Anortit – Ca[Si2Al2O8];Celsian – Ba[Si2Al2O8]

b. Feldspaţi cu anioni suplimentari

GRUPA SCAPOLITULUI: Marialit – Na4[Si3AlO8]3Cl;Mejonit – Ca4[Si2Al2O8](Cl,CO3,SO4)

7.4 TECTOSILICAŢI CU APĂ MOLECULARĂ (ZEOLITELE)

GRUPA NATROLITULUI: Natrolit – Na2[Si3Al2O10]2H2OGRUPA LOMONITULUI: Lomonit – Ca[Si4Al2O12]4H2OGUPA CHABASITULUI: Chabasit – (Ca,Na)[Si4Al2O12]6H2OGRUPA MORDENITULUI: Mordenit (ptilolit) – (Na2,Ca)[Si10Al2O24]7H2O

Consideraţii generale

Circa o treime din toate mineralele cunoscute fac parte din această clasă numeroasă. Majoritatea cercetătorilor sunt de părerea că silicaţii constituie circa 75% din masa crustei terestre. Dacă în clasa silicaţilor vom include şi cuarţul SiO2, care în realitate este un tectosilicat, atunci vom înţelege importanţa geochimică a siliciului în formaţiunile geologice.

77

O bună parte din silicaţi prezintă minerale formatoare de roci. În compoziţia rocilor magmatice, majorităţii rocilor metamorfice, forma-ţiunilor hidrotermale şi metasomatice ponderea silicaţilor este aproape absolută, iar o grupă de silicaţi, stabili în condiţiile hipergene, formează roci sedimentare (argilite, gresii etc.).

În diferite proporţii silicaţii sunt prezenţi în majoritatea zăcămin-telor de minereuri, iar în unele cazuri silicaţii se prezintă şi în calitate de minereuri de sine stătătoare ale unor metale importante, cum ar fi Ni, Zn, Be, Zr, Li, Cs, Rb, U, TR etc. Silicaţii pot forma acumulări industriale de materie primă mineralică importantă, astfel fiind cunoscute zăcăminte de azbest, talc, mică, caolinit, microclin etc. Unii reprezen-tanţi ai silicaţilor, formând cristale de o frumuseţe rară, sunt conside-rate pietre nestemate: smaraldul, acvamarinul, alexandritul, topazul etc. Alte specii de silicaţi sunt pietre semipreţioase sau prezintă un material excelent, din care se prepară diferite obiecte de lux (rodonit, amazonit, charoit, nefrit, serpentina etc.).

Cele mai importante elemente chimice (majore din punct de vedere geochimic) ale silicaţilor, sunt:

Na, K, LiCa, Mg, Fe+2, Mn+2, Be Si, Zr, TiAl, Fe+3, B O, H, F

Acest număr concis de elemente chimice formează aproximativ toată populaţia enormă a silicaţilor. În cantităţi reduse sau foarte reduse în silicaţi sunt prezente şi alte elemente (minore): Rb, Cs, Ba, Sr, Pb, Zn, Ni, Co, Cu, Bi, Sb, Cr, Sc, Y, TR, Th, Sn, U, Nb, S, Cl, C etc.

Astfel, numărul elementelor chimice majore este mic, însă canti-tatea lor în componenţa mineralelor este incomparabil de mare. Ele-mentele minore, în general, pot lipsi sau, dacă sunt prezente, intră în compoziţia silicatului în calitate de supliment izomorf şi nesemnificativ din punct de vedere cantitativ.

Majoritatea formulelor chimice ale silicaţilor sunt complicate. În funcţie de compoziţia substanţei materne din care se formează silicatul, condiţiile termodinamice care determină mediul de cristalizare şi alţi factori, câteva elemente chimice majore pot forma o diversitate consi-

78

derabilă de minerale. Silicaţii se deosebesc unul de altul atât prin relaţiile cantitative ale elementelor chimice, cât şi prin substituirile reciproce ale acestora, generând astfel şiruri izomorfe. În acelaşi timp, întotdeauna se păstrează specificul structural, determinat de elementul iniţial – anionul [SiO4]-4.

Constituţia silicaţilor

Din punctul de vedere al concepţiilor moleculare, silicaţii erau consideraţi săruri acide, medii sau bazice ale unor acizi ipotetici de siliciu, alumosiliciu, titano-zircono-siliciu etc. Astfel, silicaţii erau sistematizaţi în ortosilicaţi (săruri ale acidului H4SiO4), metasilicaţi (săruri ale acidului H2SiO3), pirosilicaţi (săruri ale acidului H6Si2O7) etc. Dacă pentru ortosilicaţi unele caracteristici, inclusiv şi cele struc-turale, coincid cu caracteristicele tipice ale sărurilor (de exemplu, cu a fosfaţilor sau a sulfaţilor), pentru metasilicaţi, pirosilicaţi sau alte specii de silicaţi sistematizaţi după acest criteriu, orice analogie este exclusă.

A existat o încercare de a sistematiza silicaţii şi în baza compoziţi-lor chimice. În formulele chimice empirice se determina raportul dintre numărul de atomi de oxigen aflaţi în moleculele de SiO2 (anhidritul de siliciu) şi numărul de atomi de oxigen aflaţi în compoziţia chimică a mineralului. Astfel erau identificaţi:

- monosilicaţi (de exemplu, forsteritul Mg2[SiO4], formula căruia poate fi transcrisă şi altfel: 2MgOSiO2; numărul de atomi de oxigen din SiO2 se raportă către numărul de atomi de oxigen “aderaţi” la mag-neziu ca 2:2 sau 1:1);

- disilicaţi (la enstatit Mg2[Si2O6] sau 2(MgOSiO2), acest raport este 1:2);

- trisilicaţi (la albit Na[AlSi3O8] sau N2OAl2O36SiO2, raportul dintre atomii respectivi de oxigen este (1 + 3):12 = 1:3).

În baza analizelor roentghenostructurale a fost posibil a pune în raport corelativ compoziţia chimică a silicaţilor cu elementele struc-turale ale acestora.

1. Pentru toate mineralele din clasa silicaţilor este specifică coor-dinaţia tetraedrică a cationului de siliciu Si+ cu patru ioni de oxigen O-2, anionii oxigenului fiind repartizaţi în vârfurile unui tetraedru, în centrul căruia se află un cation de siliciu (Fig. 8). Comparativ cu legăturile

79

chimice, existente între alte elemente, care intră în compoziţia silicaţi-lor, legăturile directe dintre cationul de siliciu şi anionii oxigenului sunt mult mai puternice. Dimensiunile acestui tetraedru, numit unitate struc-turală de bază a silicaţilor, sunt foarte stricte: distanţa dintre centrele ionilor de siliciu şi oxigen este de 1,6Å, distanţele dintre ionii de oxigen ce determină o muchie de tetraedru constituie 2,6Å, iar raportul razelor atomilor de siliciu şi oxigen este de 0,39:1,32 = 0,29. În cristalochimie este demonstrat elementar că anume acest raport conduce la formarea coordinaţiei tetraedrice în unitatea structurală de bază [SiO4]-4.

Fig. 8 Structura tetraedrului structural [SiO4]-4

a – legăturile chimice între cationul de siliciu şi patru anioni de oxigen (prin săgeată este indicat locul liber pentru un electron); b – aranjamentul compact al anionului structural [SiO4]-4; c – reprezentarea schematică a anionului [SiO4]-4.

2. Tetraedrele structurale în reţeaua cristalină pot îndeplini rolul unui element structural independent (Fig. 8 şi 9.1) sau se combină unul cu altul, alcătuind diverse elemente structurale de bază în formă de anioni compuşi. În acest caz tetraedrele elementare [SiO4] -4 se leagă unul cu altul numai prin intermediul ionilor de oxigen (Fig. 9.2-9.6). Este evident că o legătură completă între tetraedrele [SiO4] -4 poate avea loc numai atunci când toate vârfurile fiecărui element structural sunt comune şi pentru celelalte patru tetraedre alăturate. Această relaţie structurală absolută între ionii de siliciu şi oxigen (O:Si = 1:2) se observă numai la mineralele din grupa cuarţului. Din cauza aceasta cuarţul trebuie considerat mult mai argumentat drept un mineral, care aparţine clasei silicaţilor. În general la silicaţi raportul O:Si variază între 4:1 şi 2:1.

80

3. În funcţie de numărul tetraedrelor şi modul lor de asociere re-ciprocă se deosebesc câteva subclase de silicaţi.

a. Subclasa nezosilicaţi (silicaţi insulari). Anionul complex este reprezentat de un singur tetraedru (Fig. 9.1), neutralizat de un număr respectiv de cationi metalici. Acest tip structural este observat la crista-lele de olivină – (Mg,Fe)2[SiO4], zircon – Zr[SiO4], etc.

Fig. 9 Anionii structurali ai silicaţilor.

1 – subclasa nezosilicaţi, 2 – subclasa sosrosilicaţi, 3 a, b – subclasa ciclosilicaţi,4 a, b, c – subclasa inosilicaţi, 5 – subcalsa filosilicaţi, 6 - subclasa tectosilicaţi.

b. Subclasa sorosilicaţi. Radicalul ce serveşte în calitate de unitate structurală este format din două tetraedre de [SiO41-4, unite între ele prin intermediul unui oxigen comun (Fig. 9.2). Elementar se determină

81

valenţa negativă a anionului complex [Si2O7]-6. Ionul oxigenului comun este neutralizat de două valenţe pozitive ale atomilor de siliciu din ele-mentul structural al sorosilicaţilor. Sorosilicaţii se găsesc într-un număr relativ redus (akermanit – Ca2Mg[Si2O7], thortveitit – Sc2[Si2O7] etc.)

c. Subclasa ciclosilicaţi. Anionul complex este format din trei, şase (Fig. 9.3 a, b) sau patru elemente de bază [SiO4]-4, unite consecutiv sub formă de anioni cu structură inelară. Deoarece în cadrul unui sistem inelar fiecare tetraedru este legat cu tetraedrele vecine prin intermediul a doi ioni de oxigen, radicalii structurali independenţi ai ciclosilicaţilor vor fi [Si3O9]-6, [Si4O12]-8 şi [Si4O18]-12. Exemplu de ciclosilicat: beril Be3Al2[Si6O18].

d. Subclasa inosilicaţi – anionul complex este constituit din lan-ţuri infinite formate din tetraedre de [SiO4]-4, legate între ele prin doi atomi de oxigen, în cazul lanţurilor simple (Fig. 9.4 a, b) sau trei atomi de oxigen în cazul lanţurilor duble (Fig. 9.4 c). Raportul numărului de cationi de siliciu către numărul anionilor de oxigen, care formează baza structurală a inosilicaţilor cu lanţuri infinite simple, este de 1:3, iar valenţa negativă constituie –2n, unde n este numărul tetraedrelor elementare, aflate în compoziţia mineralului. Lanţurile se leagă între ele prin intermediul cationilor metalici – Mg, Fe, Ca, Al etc. Minera-lele tipice din această subclasă de silicaţi sunt piroxenii (diopsid – CaMg[Si2O6], egirin – NaFe[Si2O6], etc.).

În cazul inosilicaţilor cu lanţuri infinite duble, legăturile dintre două lanţuri se realizează prin intermediul atomilor de oxigen din tet-raedrele elementare, formându-se astfel un şir infinit de inele hexago-nale. Radicalul unităţii structurale se prezintă în formă de anion com-plex [Si4O11]–6n. Legăturile dintre lanţurile duble se realizează prin intermediul cationilor metalici – Mg, Fe, Ca, Al, Na etc.

De remarcat că unii cationi de siliciu din radicalul structural pot fi înlocuiţi cu cationi de aluminiu care, în raport cu oxigenul se află în coordinaţie tetraedrală. O grupă de inosilicaţi cu lanţuri duble este pre-zentată de amfiboli, majoritatea dintre care sunt importante minerale formatoare de roci. De exemplu, hornblenda obişnuită:

(Ca,Na)(Mg,Fe+2)4(Al,Fe+3)[(Si,Al)4O11]2(OH)2

82

Mineralele din subclasa inosilicaţilor au multe trăsături comune. De exemplu, legăturile chimice dintre oxigen şi siliciu sunt covalente şi mai puternice în comparaţie cu legăturile oxigenului cu alţi cationi metalici, aflaţi în compoziţia chimică a mineralului. Prin aceasta se explică clivajul perfect în direcţia feţelor de prismă ale agregatului mineralic, habitusul alungit (prismatic, acicular sau fibros).

e. Subclasa filosilicaţi. Anionul complex al filosilicaţilor este bidimensional. Tetraedrele structurale, orientate în două direcţii, sunt repartizate în straturi infinite, iar legăturile dintre aceste unităţi struc-turale sunt realizate prin intermediul a trei atomi comuni de oxigen, formând astfel o reţea plană cu celule hexagonale (Fig. 9.5). Ionii “activi” ai oxigenului (câte unul din fiecare tetraedru) sunt orientaţi strict într-o direcţie faţă de planul reticular, alcătuind astfel un strat din ioni de oxigen cu o valenţă negativă enormă. Raportul numărului de siliciu către numărul de oxigen într-un astfel de radical este 2:5, iar formula lui chimică este [Si2O5]-2n. În cadrul unui radical este frecventă substi-tuirea unui ion de siliciu cu un ion de aluminiu cu acelaşi număr de coordinaţie – 4. Fiecare radical alcătuit din tetraedrele structurale prin intermediul cationilor metalici (şi a anionilor suplimentari OH -, F-) se leagă cu un alt radical structural similar, formând un strat molecular neutru. Agregatul mineralic al filosilicaţilor este constituit dintr-o serie succesivă de staturi moleculare, aflate în legături reciproce de tipul Van der Waals. Prin acest fenomen se explică clivajul supraperfect al filosilicaţilor pe suprafeţele [001].

Cele mai răspândite minerale din această clasă sunt: talcul Mg3[Si2O5]2(OH)2, muscovitul KAl2[Si3AlO10](OH)2 etc.

f. Clasa tectosilicaţi. Silicaţii din această clasă se deosebesc prin reţeaua structurală tridimensională (Fig. 9.6), formată din anionii [SiO4]-4, astfel încât fiecare atom de oxigen este comun pentru două unităţi struc-turale. În acest caz absolut toţi ionii de oxigen sunt neutralizaţi, iar formula chimică SiO2 va fi una şi aceiaşi pentru toate mineralele din grupa cuarţului. Astfel de structuri spaţiale sunt frecvente şi pentru alţi silicaţi, în care o parte din atomii siliciului sunt înlocuiţi cu atomi de aluminiu cu acelaşi număr de coordinaţie. Formula chimică generală a radicalilor tridimensionali din tectosilicaţi este:

83

[(Sin-xAlx)O2n]-x

În rezultatul substituirii izomorfe a unui număr de cationi de siliciu (valenţa +4) cu cationi de aluminiu (valenţa +3) şi păstrării numărului total de anioni de oxigen, apar valenţe negative restante, care de obicei sunt neutralizate de cationii metalelor Na, K, Ca, Li etc. În general aceşti cationi sunt repartizaţi relativ omogen în spaţiul interior al radicalului complex, completând “golurile” din reţeaua cristalină apărute în rezul-tatul substituirilor izomorfe Al+3 Si+4. Exemple de tectosilicaţi: microclin – K[Si3AlO8], albit – Na[Si3AlO8], anortit – Ca[Si2Al2O8].

4. Un rol deosebit în structura silicaţilor revine cationilor alumi-niului, care prin substituirea cationilor de siliciu participă la formarea structurii interioare a mineralelor. De obicei astfel de silicaţi sunt numiţi alumosilicaţi. Deosebirea cationilor de aluminiu de cei ai Mg, K, Na şi a altor metale este principială – în compoziţia silicatului, aluminiul împreună cu siliciul formează radicalul care serveşte în calitate de uni-tate structurală a mineralului respectiv. Ceilalţi cationi doar neutrali-zează acest anion structural. Studiul structurilor interioare ale silicaţilor confirmă participarea aluminiului la constituirea structurii alumosili-caţilor, însă deseori în compoziţia silicaţilor aluminiu se prezintă şi cu proprietăţi caracteristice altor metale (Mg, K, Na, Ca etc., de exemplu, distenul Al2[SiO4]O). Astfel, cationul Al+3 în compoziţia silicaţilor poate executa o funcţie dublă: fiind în raport cu oxigenul în coordinaţie tet-raedrică (ca şi Si+4), el este un component important în radicalul silica-tului (elementul lui structural de bază) sau se prezintă în calitate de cation care neutralizează valenţa negativă a radicalului. Există silicaţi în care aluminiul este prezent şi în calitate de element al radicalului, şi în calitate de cation, ce ocupă poziţii intermediare între radicalul negativ şi alţi cationi ai metalelor din silicat. Există şi noţiunea de silicat al aluminiului (de exemplu, muscovitul KAl2[Si3AlO10](OH)2). Spre deo-sebire de aluminiu, care împreună cu siliciul şi oxigenul formează radicalul silicatului, aluminiul “de legătură” participă la neutralizarea valenţelor negative ale radicalului şi se află în coordinaţie hexaedrică cu alţi ioni din silicat.

Substituirile cationilor de siliciu cu cationi de aluminiu aduc con-secinţe importante. Spre deosebire de tetraedrul structural al silicaţilor [SiO4]-4 care are valenţa negativă (-4), tetraedrul [AlO4], fiind şi el un

84

element structural de bază, are valenţa negativă (-5). Deci, într-un radical complex al silicaţilor prezenţa tetraedrului [AlO4]-5 conduce la forma-rea unei valenţe negative suplimentare, care trebuie neutralizată cu un cation metalic, fără ca acesta să afecteze structura şi reţeaua stereometrică a silicatului respectiv. Astfel de relaţii structurale sunt caracteristice tectosilicaţilor: Na[Si3AlO8] – albit; Na2[Si2Al2O8] – nefelină; Ca[Si2Al2O8] – anortit.

Pentru formarea unei reţele cristaline stabile, echilibrarea valenţe-lor negative şi a celor pozitive este obligatorie. Pentru silicaţi este obişnuită şi situaţia, când raportul Si:Al nu se exprimă prin cifre întregi. Din această cauză stabilirea formulelor empirice a silicaţilor în baza analizelor chimice, deseori poate fi o problemă dificilă. De exemplu, formula chimică generală a amfibolilor se scrie în felul următor:

(Ca,Na)2-3(Mg,Al)5[(Si,Al)4O11]2(O,OH)2,

în care raportul Al:Si poate avea valori situate între 1:3 şi 0.Originea unităţii [AlO4]-5 în prezent este determinată, deoarece

apariţia concomitentă a tetraedrelor structurale [SiO4]-4 şi [AlO4]-5 este posibilă numai datorită participării la formarea reţelei cristaline a catio-nilor cu raze ionice mari şi valenţă mică (Na+, K+, Ca+2, Ba+2). Acest motiv se observă mai ales la mineralele din grupa feldspaţilor sau din grupa zeoliţilor.

Prin alterarea chimică a alumosilicaţilor, de exemplu a produselor alteraţiilor chimice ale feldspaţilor de potasiu (alumosilicat), se for-mează caolinitul, considerat silicat al aluminiului. Dacă în compoziţia feldspatului aluminiul se află în coordinaţie tetraedrică, în caolinit – se prezintă în coordinaţie hexaedrică. Astfel de transformări structurale sunt specifice pentru toate mineralele din clasa silicaţilor în care tetraedrele [AlO4]-5, împreună cu tetraedrele [SiO4]-4 execută rolul unităţilor structurale.

Este posibil şi un proces reversibil - în substanţele bogate în alu-miniu, la temperaturi înalte, se pot genera grupe de tetraedre [AlO4]-5. Astfel caolinitul sau distenul, în care aluminiul se află în coordinaţie hexaedrică, la temperaturi ce variază între 1400o şi 1500o C, parţial se transformă în silimanit – un silicat în radicalul cărora sunt de acum prezente tetraedre structurale [AlO4]-5.

85

5. Pentru a neutraliza valenţele negative unii silicaţi includ în com-poziţia lor chimică şi anioni suplimentari de O-2, (OH)-, F-, Cl-, (CO3)-

2. În unele cazuri se admite substituirea ionilor de oxigen prin anionii fluorului (F-) sau grupului hidroxil (OH-), aflaţi în compoziţia radica-lului. În acelaşi timp se respectă condiţia principală – oxigenul substi-tuit nu face parte din tetraedrele structurale.

6. Comparativ cu alte elemente chimice aflate în componenţa mo-leculară a silicaţilor numărul atomilor de oxigen este dominant. Deoa-rece raza ionilor de oxigen, spre deosebire de razele cationilor ce intră în compoziţia silicaţilor, este relativ mai mare, în mod firesc şi dimen-siunile celulelor generatoare ale silicaţilor vor apărea în calitate de funcţii a numărului total de ioni de oxigen şi a poziţiei lor spaţiale în mediul cristalin.

De subliniat că numărul de anioni ai oxigenului în silicaţii care alcătuiesc rânduri izomorfe este întotdeauna strict definit şi nu variază aşa cum variază numărul de atomi de Fe, Mg, Mn, Ca etc.

7. Foarte multe minerale din clasa silicaţilor însuşesc un izomor-fism eterovalent. Drept exemplu clasic al izomorfismului eterovalent poate servi rândul continuu al pagioclazilor: Na[Si3AlO8] – Ca[Si2Al2O8]. Aici cationul de sodiu este înlocuit cu un anion de calciu, al cărui raze aproape coincid după dimensiuni. Concomitent are loc şi o restructurare a radicalului – un tetraedru de [SiO4]-4 este înlocuit cu un tetraedru de [AlO4]-5, eliberând astfel o valenţă negativă necesară pentru neutralizarea cationului Ca+2. Silicaţii rândurilor izomorfe sunt caracterizate prin următoarele două trăsături specifice: a) dimensiunile celulelor primitive se schimbă în raport cu modificările compoziţiei chimice, însă toate mineralele din acest rând păstrează unul şi acelaşi număr de ioni de oxigen; b) suma valenţelor ionilor substituiţi este egală cu suma valen-ţelor ionilor introduşi în compoziţia chimică a mineralului prin substi-tuiri izomorfe (de exemplu, în cazul plagioclazilor Na++Si+4 = Ca+2+Al+3). De obicei relaţiile cantitative dintre ionii care substituie şi ionii substi-tuiţi sunt unu la unu, dar sunt posibile şi unele excepţii. De exemplu, 3Mg+2 pot fi înlocuite cu 2Al+3, iar 3Fe+2 – cu 2Fe+3.

În majoritatea cazurilor substituirile izomorfe nu pot fi absolute, fenomen ce se explică prin defectele dimensionale existente între ionii substituiţi şi cei substituienţi; sunt importante şi numerele de coordinaţie ale ionilor, care participă la formarea rândurilor izomorfe.

86

VI. CLASA BORAŢILOR

1. BORAŢI CU STRUCTURI INSULARE

a. Simpli

GRUPA KOTOITULUI: Kotoit – Mg3[BO3]2

b. Cu anioni suplimentari

GRUPA LUDVIGITULUI: Ludwigit – (Mg,Fe+2)2Fe+3[BO3]O2

2. BORAŢI CU STRUCTURI INELARE (Cu apă moleculară)

GRUPA INDERITULUI: Inderborit – CaMg[B6O11]11H2O;Inderit – Mg[B2BO3(OH)5]5H2O; Inyoit – Ca[B2BO3(OH)5]4H2OGRUPA KALIBORITULUI: Kaliborit – KMg2]B3O3(OH)5]2[B5O6(O)n]2H2O

3. BORAŢI CU STRUCTURI ÎN LANŢ (Cu apă moleculară)

GRUPA HIDROBORACITULUI: Hidroboracit - CaMg[B2BO4(OH)3]23H2O

4. BORAŢI TECTOSTRUCTURALI (Cu anioni suplimentari)

GRUPA BORACITULUI: Boracit – Mg3[B3B4O12]OCl

Consideraţii generale

În litosferă masa generală a borului este identificată în silicaţi, alumosilicaţi şi boratosilicaţi (de exemplu, în turmalină). O altă can-titate de bor se află în aşa numiţii boraţi – săruri naturale ale acizilor ortoboric – H3BO3, metaboric – HBO2, şi a unui şir de acizi ipotetici, numiţi poliborici (H2B4O7, H3B5O9, HB5O8, H4B6O11, H2B8O13 etc.).

Anionul complex al sărurilor acidului ortoboric [BO3]-3 care se află în coordinaţie cu cationii Al+3, Fe+3 şi Mn+3, se prezintă sub forma unui triunghi plat şi în comparaţie cu alţi anioni ([BO4]-3, [AsO4]-3 şi [VO4]-3) are dimensiuni relativ mai mici. Sunt frecvente şi ortosărurile cu Mg+2 şi Ti+2. Calciul este găsit numai în săruri complexe.

Toţi ortoboraţii sunt lipsiţi de grupul hidroxil (OH)- sau apă mole-culară. Pentru poliboraţi sunt specifici cationii Mg+2, Ca+2 şi Na+. Poli-boraţii cu Na+ uşor se dizolvă în apa rece, iar sărurile duble cu Na+ şi

87

Ca+2 – numai în apa fierbinte. Boraţii “anhidri” în mediile umede se hidratează.

Formarea şi acumularea substanţelor cu bor este legată de mai multe procese geologice. Astfel, există ortoboraţi (şi borosilicaţi) de origine pegmatitică şi hidrotermală, însă masa generală a boraţilor este prezen-tată de minerale hipergene. Cel mai frecvent întâlniţi sunt poliboraţii de origine lacustră, depuşi în proces de sedimentare chimică în zonele calde şi uscate din soluţiile apoase suprasaturate.

Prin analogie cu silicaţii se evidenţiază boraţi cu structură insulară, cu radicali borooxigenici izolaţi [BO4]-5 şi [BO3]-3, cu radicali dubli sau inelari, cu structură în lanţ sau cu structură spaţială, analogică tec-tosilicaţilor. Între toate aceste varietăţi structurale există atât boraţi anhidri, cât şi boraţi cu anionul (OH)- sau cu apă moleculară.

Proprietăţile fizice ale boraţilor sunt funcţii ale compoziţiilor chimice. De exemplu, duritatea lor variază de la 1 la 3, iar greutatea specifică îşi schimbă valorile între 1,65 şi 2,40. Toţi boraţii lipsiţi de impurităţi au o culoare albă.

Prin metodele de studiu macroscopic este imposibil a determina varietăţile mineralogice din această clasă.

VII. CLASA CARBONAŢILOR

CARBONAŢI CU STRUCTURI INSULARE

a. Carbonaţi simpli

CRUPA CALCITULUI: Calcit – Ca[CO3]; Rodocrozit – Mn[CO3];Siderit – Fe[CO3]; Smithsonit – Zn[CO3]; Magnezit – Mg[CO3]

GRUPA ARAGONITULUI: Aragonit – Ca[CO3]; Stronţianit – Sr[CO3];Witherit – Ba[CO3]; Cerussit – Pb[CO3]

b. Carbonaţi compuşi

CRUPA DOLOMITEI: Dolomita – CaMg[CO3]2; Ankerit – CaFe[CO3]2

c. Carbonaţi cu anioni suplimentari

GRUPA MALACHITULUI: Malachit – Cu2[CO3](OH)2; Azurit – Cu3[CO3]2(OH)2

88

Consideraţii generale

Carbonaţii reprezintă o grupă de minerale frecvent întâlnite în dife-rite zone ale crustei terestre. Mineralele din această clasă sunt deseori depistate în crusta terestră, iar unele varietăţi formează în adâncul sub-solului acumulări de zăcăminte în cantităţi vaste, care pot fi exploatate prin metode idustrial-miniere. Numai calcarele şi dolomitele, care sunt aproape totalmente constituite din Ca[CO3] şi CaMg[CO3]2, formează straturi de o extindere enormă şi grosimi de sute de metri.

Structura carbonaţilor este impusă de anionul triunghiular-plat [CO3]-2, care împreună cu cationii metalelor bivalente formează sub-stanţe stabile în diferite condiţii ale subsolului adânc şi în zona hiper-genă. Numărul acestor metale este relativ mic: Mg, Fe, Zn, Mn, Ca, Sr, Pb, Ba, Cu. În unele cazuri cationii Cu+2, Zn+2, Pb+2 şi anionul complex [CO3]-2 sunt echilibraţi de anionii (OH)- sau Cl-.

Sunt cunoscuţi carbonaţi ale TR trivalente, în compoziţia cărora intră şi anionul F-. Rareori este întâlnit şi carbonatul complex al alumi-niului trivalent, în care sunt prezenţi grupul hidroxil şi unele metale bivalente (de obicei, Cu şi Pb). Metalele cu valenţa 4 şi 5 nu formează carbonaţi. Este important carbonatul anhidru al U+6 – U[CO3]O2.

Cel mai răspândit carbonat din crusta terestră este calcitul trigonal – Ca[CO3] şi modificarea polimorfă a acestuia – aragonitul rombic.

Culoarea carbonaţilor, în general, este deschisă: albă, roză, cenuşie, gălbuie, albăstrie. Excepţie fac carbonaţii cuprului care sunt de o culoare verde aprinsă – malahit, Cu2[CO3](OH)2 sau albastru strident – azurit, Cu3[CO3]2(OH)2. Duritatea mineralelor din această clasă variază între 3-4,5 şi cu excepţia carbonaţilor de Zn, Pb şi Ba, care au o greutate specifică relativ mică.

Un criteriu important pentru determinarea carbonaţilor sunt reacţiile caracteristice cu acizii HCl şi HNO3, în rezultatul cărora se formează cloruri sau nitraţi ale metalelor respective şi se emană bioxidul de carbon.

Majoritatea carbonaţilor sunt de origine exogenă (sedimente chi-mice şi biochimice) sau sedimentar-metamorfică; există minerale-car-bonaţi caracteristici zonelor de oxidare sau carbonaţi de origine hidro-termală (temperaturi mici).

Unii carbonaţi reprezintă zăcăminte importante nemetalice (calca-rele, marmora, dolomitele, magnezitul), alţii – sunt minereuri din care se extrag diferite metale – Fe, Zn, Pb, Cu.

89

VIII. CLASA SULFAŢILOR

SULFAŢI CU STRUCTURI INSULARE

a. Sulfaţi simpli

GRUPA ANHIDRITULUI: Anhidrit – Ca[SO4]GRUPA BARITINEI: Celestină – Sr[SO4]; Baritină – Ba[SO4]; Anglesit – Pb[SO4]

b. Sulfaţi cu anioni suplimentari

GRUPA ALUNITULUI: Alunit – KAl3[SO4]2(OH)6

c. Sulfaţi cu apă moleculară

GRUPA GIPSULUI: Gips – Ca[SO4]2H2OGRUPA MIRABILITULUI: Mirabilit – Na2[SO4]10H2O

Consideraţii generale

Geochimia sulfului este deosebit de variată. Acest element poate forma o moleculă neutrală, constituită din opt atomi S8 şi se află în stare nativă; în sulfuri el este prezent sub forma anionilor S-2 sau [S2]-2, iar în reacţiile chimice de reducere formează substanţe cu anioni com-puşi [SO3]-2 (S+4) şi [SO4]-2 (S+6). Numai substanţele naturale în com-poziţia cărora intră anionul complex [SO4]-2 şi cationii unor metale formează structuri cristaline. Compuşi cu [SO3]-2 în condiţiile subso-lului nu au fost depistaţi.

Cantitatea sulfaţilor în crusta terestră este relativ mică. Majoritatea sulfaţilor prezintă substanţe intermediare ale reacţiilor chimice naturale şi numai compuşii cu Ba, Sr, Pb (metale grele) în condiţiile crustei terestre sunt stabili şi formează minerale care nu se descompun sub acţiunea diferitor agenţi hipergeni. Cationii metalelor uşoare K, Na şi Ca for-mează hidrosulfaţi (gipsul – Ca[SO4]2H2O, mirabilit – Na2[SO4]10H2O), sau, împreună cu alţi cationi, substanţe compuse (alunit – KAl3[SO4]2(OH)2).

În crusta terestră există şi sulfaţi cu anioni suplimentari [CO3]-2, specifici carbonaţilor: caledonit – Pb5Cu2[SO4]3[CO3][SO4]6).

90

Sulfaţii au o duritate relativ mică (2-3,5) şi o greutate specifică relativ mică (cu excepţia baritinei – Ba[SO4], care are o densitate medie de circa 4,5).

Originea mineralelor din clasa sulfaţilor este sedimentară; mai rar hidrotermală (temperaturile mici) sau vulcanogenă.

IX. CLASA FOSFAŢILOR, ARSENIŢILOR ŞI VANADAŢILOR

FOSFAŢI ŞI ARSENAŢI CU STRUCTURI INSULARE

a. Simpli

GRUPA MONAZITULUI: Monazit (Ce,La…)[PO4]GRUPA XENOTIMULUI: Xenotim (Y,La…)[PO4]

b. Cu anioni suplimentari

GRUPA APATITULUI: Apatit – Ca5[PO4]3(F,Cl,OH,O)GRUPA PIROMORFITULUI: Piromorfit – Pb5[PO4]3Cl; Vanadinit – Pb5[VO4]3Cl

c. Cu apă moleculară

GRUPA VIVIANITULUI: Vivianit – Fe3[PO4]28H2O; Eritrin – Co3[AsO4]28H2OGRUPA SCORODITULUI: Scorodit – Fe[AsO4]2H2OGRUPA TURCOAZEI: Turcoază – Cu(Al,Fe)6[PO4]4(OH)84H2O;Fosforit – (Mn,Fe)Al[PO4](OH)2H2O

Consideraţii generale

Partea cantitativă în crusta terestră a mineralelor din această clasă este redusă.

Mineralele prezintă săruri simple şi compuse ale anionilor [PO4]-3, [AsO4]-3 şi [VO4]-3. Cele mai stabile minerale din această clasă sunt va-rietăţile fără apă moleculară sau grupul hidroxil. De obicei în compo-ziţia acestora intră cationi cu raze ionice relativ mici. Cationii cu dimen-siuni mari de regulă sunt echilibraţi cu anionii (OH)-. Pentru o bună parte din minerale este specifică prezenţa apei moleculare. Sunt obiş-nuite substituirile izomorfe (de exemplu, în monazit – (Ce,La,…)[PO4]).

Majoritatea varietăţilor de minerale din această clasă sunt de origine exogenă şi se formează în zonele de oxidare a unor zăcăminte de mine-reuri. O serie de fosfaţi se formează în condiţiile bazinelor maritime sau oceanice. Există fosforiţi de origine biochimică. Varietăţile endogene se

91

formează sau în pegmatite, sau în stadiile proceselor postmagmatice (în filoanele hidroterale). Apatitul (fosfatul de calciu) este specific proce-selor magmatice şi se asociază cu rocile alcaline (sienitele nefelinice).

X. CLASA MOLIBDAŢILOR ŞI WOLFRAMAŢILOR

MOLIBDAŢI ŞI WOLFRAMAŢI CU STRUCTURI INSULARE

a. Simpli

GRUPA SCHEELIT-POWELITULUI: Scheelit – Ca[WO4]; Powelit – Ca[MoO4]GRUPA SCHTOLCIT-WULFENITULUI: Wulfenit – Pb[MoO4]

b. Cu apă moleculară

GRUPA FERRIMOLIBDITULUI: Ferrimolibdit – Fe+32[MoO4]37H2O

Consideraţii generale

Clasa respectivă este alcătuită dintr-un număr redus de minerale, dar care prezintă un interes deosebit din punct de vedere utilitar. De exemplu, scheelitul - Ca[WO4] este cel mai important minereu al wol-framului, iar din powelit – Ca[MoO4] se extrage molibdenul.

Şi molibdenul, şi wolframul au multe trăsături comune cu elemen-tele chimice din aceleaşi perioade (V şi VI) ale Sistemului Periodic – Zr şi Hf, Nb şi Ta. S-ar putea presupune că în mineralele din această grupă există o substituire izomorfă bine pronunţată, însă în condiţiile naturale în molibdaţi şi wolframaţi relaţiile izomorfe între elemente sunt excluse.

Masa dominantă din crusta terestră se află nu în molibdaţi, dar în sulfura acestui metal – MoS2 (molibdenit); în calitate de impuritate chimică acest element este prezent şi în alţi compuşi chimici cu sulf. Molibdaţii sunt depistaţi în skarne sau în zonele de oxidare a minereu-rilor de molibden. În procesele de mineralogeneză wolframul este specific numai compuşilor cu oxigen. Minerale cu acest metal în alte clase sunt întâlnite extrem de rar (de exemplu, sulfura wolframului – tungstenit , WS2).

Dintre puţinele minerale din această clasă se disting:- Wolframaţii ferului bivalent, manganului bivalent şi ai zincului;

cu excepţia ferrimolibditului, molibdaţi ai acestor metale nu există.

92

- Molibdaţi şi wolframaţi asociaţi cu cationi metalici bivalenţi, ale căror raze ionice sunt relativ mari: Ca+2, Pb+2 şi, uneori, Cu+2.

CATALOGUL MINERALELOR

Catalogul reprezintă o descriere generală a unei colecţii alcătuite din 131 de minerale, sistematizate conform principiului cristalochimic de clasificare a mineralelor. Într-o formă concisă sunt prezentate cele mai importante proprietăţi fizice şi particularităţi diagnostice ale mineralelor, condiţiile geologico-genetice de formare ale mineralelor şi asociaţiile lor paragenetice, geografia zăcămintelor minerale utile şi domeniul de utilizare.

Glosarul mineralelor

Mineralul №

cata

log

Mineralul №

cata

log

Mineralul №

cata

log

Mineralul №

cata

log

AcmitActinolitAgatAlbitAllanitAlmandinAlunitAmazonitAnalcimAndraditAnhidritAntimonit AntofilitApatitApofilitAragonitArfvedsonitAstrofilitAugitAurAuripigmentAzbestAzuritBaritinăBauxitBeril

687433925748127959748124117811979112776067112821171224061

CasiteritCelestină ChianitCharoitCinabruCloritCobaltinăColemanitCorindonCovelinăCremeneCrizocolăCrizotil-azbestCromitCuarţCupritCupruDesmin DiallagDiopsid DiasporDistenDolomitEckermanitEgirinEpidot

3112352757911910627213364823632282

10567664152113776856

GranaţeGrossularHalit HedenbergitHematitHemimorfitHidrogoethit HidroboracitHipersten HornblendăIlmenitInderboritJadeitLabradorLazuritLepidocrocitLepidolitLeucitLimonitMagnetitMagnezitMalachitMarcasitMicroclinMirabilitMispichel

4848246629594510865763710969931004489964535110116189512620

PiroluzitPiropPirotinăPrehnitPsilomelanRealgarRodonitRutilSalitScapolitScheelitSerpentinăSfaleritSfenSideritSilimanitSilvinăSmithsonitSodalitSpessartinSpinelSpodumenStaurolitStilbitSulfTalc

304895830137234661021298185011453251159948387054105380

93

BiotitBlendăBoehmitBoracitBornitCaholong CalaminăCalcedonieCalcitCalcopirităCalcosideritCalcozinăCancrinitCaolinitCarnalit

8884210716465933111151215

1018326

EnstatitEritrinEudialitFayalitFlogopit FluorinaForsteritFosforiteGalenăGibbsitGips GlauconitGoethitGrafit

65128634787234712064012590434

MolibdenitMonazitMontmorilonitMuscovitNatrolitNefelinăNefritNontronitOlivinăOpalOrthitOrtoclaz (ortoza)PentlanditPirităPiroclor

14118848610498748547465794101739

TenantitTenarditTetraedritTitanitTopazTremolitTurcoazăTurmalinaUvarovitVezuvianWolastonitWolframitWulfenit Zeolit Zircon

22126225051731216248557113013110349

Bibliografie

1. Anastasiu N., Grigorescu D., Mutihac V., Popescu Gh.C. Dicţionar de geologie. – Bucureşti: Editura Didactică şi Pedagogică, 1998.

2. Apostolescu Rodica. Cristalografie-mineralogie. – Bucureşti: Editura Didactică şi Pedagogică, 1982.

3. Deer W.A., Howie R.A. and Zussman J. Rock-forming minerals. – London: LONGMANS, 1962.

4. Günter Srübel, Siegrfied H. Zimmer. Lexikon der Mineralogie. – Москва: Недра, 1987.

5. Macaleţ Viorel. Cristalografie şi Mineralogie. – Bucureşti: Editura Didactică şi Pedagogică, 1996.

6. Бетехтин А.Г. Курс Минералогии. – Москва: Гос. Научно-техни-ческое изд-во по геологии и охране недр, (1956).

7. Геологический словарь. – Москва: Недра, 1978.8. Кухаренко А. Минералогия россыпей. – Москва: Госгеолиздат,

1961.9. Лодочников В.Н. Главнейшие породообразующие минералы. –

Москва: Госгеолиздат, 1947.10. Миловский А.В. Минералогия и петрография. – Москва: Недра,

1985.11. Миловский А.В., Кононов О.В. Минералогия. – Москва: Изд-во

МГУ, 1982.12. Минералы (справочник). – Москва: Изд-во АН ССР, 1963.13. Музафаров В.Г. Определитедь минералов, горных пород и

окаменелостей. – Москва: Недра, 1979.

94

14. Попов Г.М., Шафрановский И.И. Кристаллография. – Москва: Высшая школа, 1972.

15. Семенов У.И. Систематика минералов (справочник). – Москва: Недра, 1991.

16. Смольянинов Н.А. Практическое руководство по минералогии. – Москва: Недра, 1982.

17. Торопов Н.А., Булак Л.Н. Кристалография и минералогия. – Ленинград: Литературы по строительству, 1972.

18. Торопов Н.А., Булак Л.Н. Лабораторный практикум по минера-логии. – Ленинград: Литературы по строительству, 1969.

19. Шашкольская М.П. Кристалография. – Москва: Высшая школа, 1976.

20. Юбельт Р. Определитель минералов. – Москва: Мир, 1978.

Valerian CIOBOTARU

MINERALOGIE

95

Curs general

Redactor Natalia BorodacheMachetare computerizată Alina Lîsîi

Coperta Vitalie Ilaşcu____________________________

Bun de tipar .06.2004. Formatul 60×841/16 .Coli de tipar . Coli editoriale .

Comanda . Tirajul 50 ex.

Centrul Editorial-poligrafic al USMstr. A.Mateevici, 60, Chişinău, MD 2009

96