Минералогия_2 / Бетехтин / betehtin_2

696	Заключительная часть

(серпентин, хлориты, гранаты, пироксены и др.) с образованием рыхлых бурых железняков на месте пород, богатых этими минералами (в частно сти, скарнов).

При интенсивном выветривании силикатных горных пород за счет ос таточных продуктов могут возникать новые месторождения полезных ис копаемых, имеющих площадное распространение. На месте кислых извер женных пород, бедных железом, но богатых глиноземом, в условиях умеренного климата образуются каолиновые залежи, а при латеритном вы ветривании в условиях жаркого и влажного климата — бокситы, состо ящие главным образом из гидроокислов алюминия — гидраргиллита, бё мита и диаспора.

Особый интерес представляют мощные коры выветривания ультра основных, богатых магнезией пород, главным образом серпентинитов, с образованием никелевых силикатных руд, содержащих ревдинскит, гар ниерит, никеленосные галлуазиты и др. (месторождения Ю. Урала). При химическом разрушении силикатов главная масса магния, связываясь с СО2, растворенной в водах, уносится в нижние горизонты коры выветри вания, где выпадает в виде магнезита. Железо, наоборот, в виде рыхлых гидроокислов скопляется на поверхности. Кремнезем, освобождаясь при разрушении кристаллических структур силикатов, переходит в коллоид ный раствор, частью дает новообразования в виде нонтронита, галлуа зитов (ниже зоны железной шляпы), частью выпадает в виде опала и хал цедона, которые в нижних горизонтах нередко метасоматически развиваются на месте первичных пород. Гидросиликаты никеля образу ются в зоне развития нонтронита. Встречаются кобальт и никельсодер жащие гидроокислы марганца — асболаны.

Следует также упомянуть, что в корах выветривания, кроме указан ных выше минералов, в виде новообразований встречаются и многие дру гие: гипс, арагонит, кальцит, ярозит, самородная сера (при разложении гипса), различные фосфаты, а в сухих местностях в виде выцветов — се литра, квасцы и другие легкорастворимые сульфаты, карбонаты и гало идные соединения различных элементов.

Минералы осадочных горных пород и месторождений полезных ископаемых. В области изучения минералогии осадочных образований советскими учеными были достигнуты также большие успехи (акад. А. Д. Архангельский, Б. П. Кротов, Г. М. Страхов, Л. В. Пустовалов и др.). Особого внимания заслуживают достижения наших ученых по установ лению закономерностей фациальных изменений в осадках в зависимос ти от физико химических условий минералообразования.

Осадочные слоистые горные породы и руды преимущественно обра зуются в озерных и морских бассейнах. Среди них выделяют две главные группы: 1) обломочные, или кластические, породы, состоящие в основном из продуктов механического разрушения изверженных пород и кристал

Глава 2. Ассоциации минералов в горных породах и рудных месторождениях 697

лических сланцев; 2) химические осадки — кристаллические, коллоидаль ные, а также органического происхождения.

Типичными представителями обломочных осадочных пород (механи ческих осадков) являются пески и песчаники, состоящие главным обра зом из окатанных зерен кварца, иногда с примесью значительного коли чества полевых шпатов. Изредка в них присутствуют обломки раковин,

глауконит, а из акцессорных — магнетит, циркон, рутил, апатит, тур малин и др. Цементом между обломками в песчаниках обычно служит глинистое вещество, реже карбонаты (кальцит), еще реже гидроокислы железа и марганца. В грубозернистых песчаниках и конгломератах роль обломков играют гальки горных пород.

Если размыву подвергаются месторождения и горные породы, содер жащие важные в промышленном отношении, химически стойкие мине ралы (алмаз, золото, платину, касситерит и др.), то в механических осад ках, в случаях их перемыва, происходит обогащение ценными минералами с образованием речных или морских прибрежных россыпей.

Характернейшей особенностью химических процессов, приводящих к образованию осадочных горных пород, является то, что при разложении породообразующих силикатов и алюмосиликатов щелочей и двухвалент ных металлов (Са, Mg, Fe, Мn), слагающих изверженные и частью мета морфические породы, в процессе миграции происходит разобщение этих элементов и раздельное осадконакопление: в одних местах — гидросилика тов Аl (глин), в других — кремнистых осадков, в третьих — преимуществен но соединений Са, в четвертых — Al, Fe и Мn, в пятых — Na, К, Mg и т. д.

Глины, сланцеватые глины и глинистые сланцы, слагающие нередко мощные толщи, в главной массе состоят из переотложенных продуктов химического разрушения горных пород: в одних случаях — из каолини та, в других — из бейделлита, монтмориллонита. В качестве примесей наиболее часто встречается обломочный кварц, иногда в значительных количествах (песчанистые глины), слюды, органические остатки, тонко дисперсные карбонаты (мергели), а также опал, гидроокислы Fe, мель никовит, иногда в виде конкреций марказит и пирит, углистые или биту минозные вещества и др.

Кремнистые осадочные породы, состоящие частью из химически отло женного кремнезема, сложены опалом, халцедоном, отчасти кварцем. Из орга нических остатков в одних породах присутствуют обильные обломки крем нистых спикулей губок (спонголиты), в других — радиолярии (плотные яшмы), в третьих — скелеты диатомей (рыхлые трепелы). Легкие, тонкопо ристые опало халцедоновые породы, не содержащие органических остатков, носят название опок. Из примесей часто присутствуют глинистые вещества (каолинит), иногда глауконит, обломки кварца и других минералов.

Карбонатные породы (известняки и доломиты), нередко выступающие в обнажениях в виде огромных массивов, почти целиком состоят из каль

698	Заключительная часть

цита или доломита, или смеси этих минералов. Нередко присутствуют также глинистое вещество, кластический материал (кварц), глауконит, иногда халцедоно кварцевые стяжения (кремни), фосфоритовые конк реции, изредка скопления целестина, барита, гипса, а также битумов и газов (сероводород). Во многих известняках в большем или меньшем ко личестве наблюдаются остатки различных организмов — обломков ра ковин моллюсков, брахиопод, фораминифер, обломки кораллов и др. (рис. 387). Некоторые разности известняков (оолитовые) обладают признака ми коллоидно химических осадков.

Богатые железом коллоидно химические осадки (железорудные мес торождения) встречаются в некоторых пресноводных озерах (а также болотах) северных областей, а крупные ископаемые осадочные месторож дения, согласно геологическим данным, приурочены к лагунам или при брежным зонам морских бассейнов (Керченское месторождение).

Главными минералами осадочных железорудных месторождений яв ляются гидроокислы трехвалентного железа — лимонит и гётит (часто как продукты окисления сидерита, гидросиликатов железа). В ассоциа ции с ними иногда наблюдаются опал, вивианит, барит, окислы марганца

и др. Более глубоководные фации сложены оолитовыми гидросиликата ми железа (лептохлоритами) — шамозитом, тюрингитом и другими хло ритами, богатыми двухвалентным железом, нередко в ассоциации с сиде ритом, который встречается также в виде самостоятельных пластов (Аятское и другие месторождения на Урале). В виде примесей к сидери ту нередко устанавливаются сульфиды (пирит, изредка пирротин), край не редко образующие более значительные скопления.

В осадочных месторождениях марганца, большей частью приурочен ных к толщам кремнистых или кремнисто глинистых осадочных пород, более детально изучены смены фаций, различающихся по составу. Руды более прибрежных участков сложены преимущественно соединениями четырехвалентного марганца — пиролюзитом и псиломеланами в сопро вождении рыхлого или плотного опала и глинистых веществ. По мере удаления от береговой линии в более глубоководных зонах, в условиях недостатка кислорода, эти руды сменяются манганитовыми рудами, в которых часть марганца присутствует уже в виде Мn2+, нередко в ассоциа ции с глауконитом (в кремнистых прослоях). Наконец, еще далее от бе реговой линии распространены сплошные карбонатные руды, состоящие из родохрозита, манганокальцита (т. е. минералов, содержащих марга нец только в двухвалентном состоянии) в ассоциации с опалом, а также марказитом, пиритом, изредка баритом и др., что указывает на явно вос становительные условия сероводородного брожения и разложения осе дающих на дно органических остатков с образованием СО2. Таковы, на пример, закономерности фациальных изменений в марганценосных осадках Чиатурского, Полуночного и других месторождений.

Глава 2. Ассоциации минералов в горных породах и рудных месторождениях 699

Месторождения фосфоритов в виде конкреций желваков или оолитов, приуроченные к более глубоководным участкам шельфа, располагаются среди карбонатных пород или глауконитовых песчаников. В скоплениях фосфатов кальция часто устанавливаются песчинки кварца, глауконит, иногда пирит и другие минералы. По современным представлениям (А. В. Казаков), главным агентом, переводящим в раствор фосфаты, содер жащиеся в гибнущих морских организмах, является углекислота, содер жание которой в слоях воды ниже зоны фитопланктона повышается в силу окисления отмирающего живого вещества. Этим объясняется обогащение СО2 и фосфором океанических вод на глубине 500–1500 м. В тех случаях когда благодаря восходящим донным течениям эти воды, богатые СО2 и P, попадают в береговую поверхностную зону морского бассейна, имеет мес то удаление части углекислоты в зону фитопланктона, а в силу этого и пе ресыщение этих вод фосфором, что и приводит к выпадению коллоидаль ных фосфатов в виде фосфоритовых желваков.

Соляные отложения, образующиеся в виде кристаллических осад ков в условиях жаркого сухого климата в усыхающих озерах или час тично изолированных морских бассейнах, содержат большей частью хлориды — галит, реже сильвин, карналлит и др., сульфаты — мираби лит, тенардит, астраханит, эпсомит, кизерит, каинит, полигалит, гипс, ангидрит и др. Выпадение солей из морских вод, как показывают наблюдения над последовательностью чередования слоев и физико химические исследования Вант Тоффа, акад. Н. С. Курнакова и его уче ников, происходит в определенном порядке: первыми выпадают труд норастворимые соли (карбонаты и сульфаты кальция), а наиболее легкорастворимые соединения (сульфаты и особенно хлориды Mg и К) остаются в растворе до самого последнего момента. Однако поря док выпадения сильно зависит также от соотношения концентраций солей в растворе. Некоторые более растворимые соли в случае высо кого содержания их в растворе будут выпадать первыми.

В идеальном случае выделение солей из морской воды идет в таком порядке 1) гипс, ангидрит; 2) галит в ассоциации с гипсом, ангидритом и полигалитом; 3) кизерит с галитом, каинитом, полигалитом и др.; 4) кар наллит с галитом, кизеритом и др.; 5) бишофит с карналлитом, галитом и другими легкорастворимыми солями.

Отсюда следует, что соли калия и магния выпадают в последние мо менты усыхания соленосных бассейнов. Однако в природной обстановке не всегда создаются условия для строгой последовательности осаждения кристаллических солей. Наблюдающиеся чередования и повторения в отложении осадков, иногда отсутствие в геологическом разрезе некото рых соленосных пород и т. д. говорят о том, что в силу тех или иных при чин менялись условия режима усыхающих бассейнов, в частности соот ношение концентраций солей в растворах.

700	Заключительная часть

В соленосных отложениях встречаются также кальцит, доломит, бор нокислые соединения (борацит). Бораты изредка образуют самостоятель ные осадки, содержащие гидроборацит, колеманит, пандермит, боронат рокальцит, буру, ашарит (в виде вторичных образований) и др. Примером является Индерское месторождение. Известны, наконец, содовые озера. К соленосным толщам гипса и ангидрита, сопровождающимися битуми нозными доломитизированными известняками и каменной солью, быва ют приурочены крупные месторождения самородной серы. В ассоциации

сней устанавливаются часто кальцит, арагонит, доломит, гипс, иногда целестин, барит, опал, халцедон, твердые и жидкие битумы.

Гипс и ангидрит, кроме того, во многих местах земного шара слагают самостоятельные толщи большой мощности.

Косадочным образованиям принадлежат имеющие огромное промыш ленное значение каустобиолиты — ископаемые угли, нефти и связанные

сними горючие газы и твердые битумы, а также торф и сапропели. Все они представляют биохимические образования, возникшие за счет расти тельных и отчасти животных организмов. В угленосных отложениях из неорганических минералов, кроме кластического материала, встречают ся сульфиды железа — пирит, марказит, крайне редко галенит, сфалерит и карбонаты. В углисто глинистых осадках нередки пластообразные скоп ления сферосидеритовых конкреций, иногда содержащих сульфиды. При выветривании за счет них образуются бурые железняки.

Минералы метаморфизованных горных пород и рудных месторож8 дений. Как было указано в общей части настоящей книги, при так называ емом региональном метаморфизме эндогенные и особенно экзогенные об разования претерпевают сильные изменения не только в составе, но и в структуре и физических свойствах пород и руд. В зависимости от физико химических условий метаморфизма — глубины (давления), температуры и состава исходных пород и метаморфизующих постмагматических раство ров — образуются самые разнообразные по составу кристаллические слан цы: богатые полевым шпатом гнейсы, слюдяные сланцы, амфиболиты, таль ковые сланцы, хлоритовые сланцы, а также серпентиниты, мраморы и другие метаморфические породы. Мы не будем останавливаться на пере числении минеральных ассоциаций во всех этих многочисленных поро дах. Отметим лишь некоторые особенности метаморфических процессов, подчеркнув характерные минералы, встречающиеся помимо обычных по родообразующих минералов.

Прежде всего необходимо указать, что своеобразными чертами состава характеризуются метаморфические породы, образующиеся за счет осадоч ных образований. Выше уже говорилось о том, что осадочные породы (гли ны, кремнистые осадки, известняки и т. д.) в главной своей массе представ ляют существенно различающиеся между собой по составу продукты дифференциации соединений, освобождающихся при процессах выветри

Глава 2. Ассоциации минералов в горных породах и рудных месторождениях 701

вания эндогенных горных пород. При метаморфизме глин и глинистых сланцев, почти не содержащих щелочных земель, возникают совершенно необычные породообразующие минералы — силикаты алюминия: дистен, силлиманит, андалузит, ставролит, хрупкие слюды и др. Только при при вносе щелочей за счет них образуются серицитовые и слюдосодержащие сланцы. Кремнистые осадки в процессе метаморфизма превращаются в плотные кварцево халцедоновые породы (яшмы) или кварциты. При ме таморфизме существенно карбонатных пород, как показал Д. С. Коржин ский, в условиях не очень больших глубин могут быть устойчивыми сили каты Са: волластонит, гроссуляр, диопсид в ассоциации с кальцитом и доломитом. Однако в более глубинных условиях вместо волластонита бо лее устойчива ассоциация кварца с кальцитом, а еще глубже становится неустойчивым и гроссуляр, также подвергающийся разложению углекис лотой, парциальное давление которой с глубиной увеличивается.

Соленосные осадки (хлориды и сульфаты K, Na, Mg), а также гипс, ангидрит, алунит и другие сульфаты в условиях глубокого регионально го метаморфизма полностью исчезают. Не сохраняются также месторож дения самородной серы и фосфоритов. Очевидно, элементы этих соеди нений подвергаются миграции в постмагматических растворах.

Осадочные месторождения железа и марганца в процессе метаморфизма также претерпевают существенные изменения. Устойчивые в экзогенных условиях коллоидальные гидроокислы превращаются в безводные соедине ния; например, лимонит и гётит — в гематит и магнетит; гидросиликаты железа — в смесь кварца и магнетита или безводные силикаты; псиломела ны и манганит — в браунит, гаусманит, и в присутствии кремнезема — в силикаты Мn: родонит, тефроит, марганцовистые гранаты и др.

Во многих метаморфизованных месторождениях обычно сохраняет ся слоистое строение руд. При сильных односторонних динамических воздействиях происходит образование мелких складок. Во многих крис таллических сланцах как новообразования часто распространены грана ты (альмандин, пироп и др.), обычно в хорошо образованных довольно крупных кристаллах, кордиерит, различные пироксены и амфиболы, шпи нель, магнетит, рутил, графит и др.

Минералы метаморфических месторождений полезных ископа8 емых. К этой группе месторождений, как указывалось в общей части, от носятся такие, которые возникли в процессе метаморфизма за счет гор ных пород или других образований, до того не представлявших практического интереса.

Примером могут служить месторождения дистена как огнеупорного сырья, представляющие собой богатые этим минералом кристаллические сланцы, возникшие за счет богатых глиноземом пород. В ассоциации с дистеном в этих месторождениях встречаются слюды, андалузит, став ролит, иногда корунд, рутил, турмалин и др.

702	Заключительная часть

Такое же происхождение имеют некоторые месторождения граната (альмандина) как абразивного сырья в слюдяных сланцах. Кроме слюды (обычно биотита) и граната, в составе этих сланцев возможны кварц, ди стен, ставролит, иногда рутил, циркон, турмалин и др.

Очень характерны также месторождения графита, возникшие путем метаморфизма каменных углей. В данном случае графит как вновь обра зовавшееся минеральное сырье уже не является горючим ископаемым вследствие полной потери первоначальных свойств. Доказательством происхождения графита этих месторождений за счет каменных углей слу жат находимые в нем по плоскостям отдельности отпечатки растений.

Исключительно интересны в минералогическом и практическом от ношении так называемые «жилы альпийского типа» (см. рис. 60), при уроченные к трещинам разрыва, возникшим в процессе регионального метаморфизма. В местах раздува этих жил, в крупных друзовых полос тях («хрустальных погребах») привлекают внимание хорошо образован ные кристаллы горного хрусталя, обладающие пьезоэлектрическими свой ствами, хлорита, эпидота, актинолита, адуляра, альбита, брукита, рутила, анатаза, сфена, кальцита и др. Весьма характерно, что в этих жилах развиваются те же самые минералы, которые как породообразу ющие принимают участие и в составе вмещающих метаморфических по род. Это указывает на то, что их образование в расширяющихся полых трещинах происходило одновременно с метаморфизмом пород при учас тии тех же метаморфизующих растворов.

Обобщение. Общее рассмотрение путем сопоставления между собой различных минеральных ассоциаций, распространенных в различных по происхождению горных породах и рудах, приводит к важным выводам по вопросам истории миграции химических элементов в земной коре. На каждом данном этапе развития геологических явлений устанавливаются свои закономерности поведения элементов при процессах минералооб разования в полном соответствии с законами химии, кристаллохимии

ифизической химии.

Всамом деле, если в ранний магматический период все химические элементы (как петрогенные, так и металлогенные) более или менее равно мерно были распространены в общей массе, то в период дифференциации

икристаллизации магмы, особенно в глубинных условиях, мы имеем уже другую картину. Металлогенные элементы (Pt, Cu, Fe, Аu, Ag, Zn, Pb, Bi и др.) обнаруживают сильно выраженную тенденцию к концентрации и при участии летучих компонентов магмы к пространственному обособлению от петрогенных элементов с образованием рудных месторождений (магмати ческих, контактово метасоматических, гидротермальных). Петрогенные элементы, наоборот, при образовании изверженных горных пород остают ся в состоянии более или менее равномерного распределения, лишь не сколько обогащаясь при процессе дифференциации магмы. И только эле

Глава 2. Ассоциации минералов в горных породах и рудных месторождениях 703

менты с малыми и очень крупными размерами ионных радиусов (по срав нению с обычными петрогенными элементами) способны в существенных количествах скапливаться в пегматитовых образованиях.

При экзогенных процессах мы наблюдаем совершенно противополож ные явления. Эти процессы, совершаясь за счет энергии солнца в услови ях сильно окислительной обстановки, действуют отрицающим образом на все то, что было создано при эндогенных процессах минералообразо вания, и в конечной стадии приводят к образованию огромных толщ оса дочных горных пород. При этом металлогенные элементы в главной сво ей массе1 претерпевают рассеяние в осадочных породах. Правда, в начальный период у самой поверхности литосферы мы еще наблюдаем явления концентрации некоторых металлогенных элементов в зонах окис ления и вторичного обогащения сульфидных месторождений (Pb, Cu). Однако их ничтожное значение среди всей массы экзогенных образова ний и их дальнейшая судьба (неуклонное рассеяние по мере развития про цессов осадкообразования) заставляют смотреть на них как на эпизоди ческие явления. Зато петрогенные элементы (Na, К, Mg, Са, Al, а также C, Сl, B, S, P и др.) при экзогенных процессах проявляют заметно выражен ную склонность к накоплениям с образованием многих неметаллических полезных ископаемых (известняки, гипсы, отложения соленосных озер, бокситы, фосфориты, каменные угли, нефти и др.).

При процессах регионального метаморфизма в сущности не происхо дит сколько нибудь значительных концентраций химических элементов. В основном имеет место лишь преобразование минеральных продуктов, возникших при эндогенных процессах.

1 Исключение составляют лишь Fe и Mn, которые по своим свойствам занимают как бы промежуточное положение между петрогенными и металлогенными элементами.

ГЛАВНЕЙШАЯ ЛИТЕРАТУРА ПО МИНЕРАЛОГИИ

1. УЧЕБНИКИ, УЧЕБНЫЕ И СПРАВОЧНЫЕ ПОСОБИЯ

Белов Н. В. Структура ионных кристаллов и металлических фаз. АН СССР, 1947.

Берг Л. Г., Николаев А. В., Роде Е. Я. Термография. Кривые нагревания и охлаждения. АН СССР, 1944.

Бетехтин А. Г. Минералогия. Госгеолиздат, 1950.

Бетехтин А. Г. Курс минералогии. Госгеолиздат, 1 е изд., 1951; 2–е изд., 1956.

Бокий Г. Б. Введение в кристаллохимию. Изд. Моск. ун та, 1954. Болдырев А. К. Курс описательной минералогии. Вып. I, 1926; вып. II,

1928; вып. III, 1935.

Болдырев А. К. (совместно с В. И. Михеевым, В. Н. Дубининой

иГ. А. Ковалевым). Рентгенометрический определитель минералов. Ч. 1. Зап. Лен. горн. ин та, т. XI, вып. 2, 1938.

Боровик С. А., Филиппов А. Н. Спектральный анализ. Вып I. Госхимтех издат, 1932.

Боровский И. Б., Блохин М. А. Рентгеноспектральный анализ. ОНТИ, 1939.

Браунс Р. Химическая минералогия. Пер. с нем., 1904.

Брэгг У. Л. Кристаллическое состояние. Т. I (Общий обзор). Пер. с англ. ОНТИ, 1938.

Вернадский В. И. Опыт описательной минералогии. Т. I, 1914; т. II, вып. 1, 1918 и вып. 2, 1922.

Вернадский В. И. История минералов земной коры. Т. I, вып. 1, 1925; вып. 2, 1927; т. II, вып. 1, 1933.

Вернадский В. И., Курбатов С. М. Земные силикаты, алюмосиликаты

иих аналоги. ОНТИ, 1936.

Винчелл А. Н. Оптическая минералогия. Пер. с англ. Изд. иностр. лит., 1949.

Гассель О. Кристаллохимия. Пер. с доп. Н. В. Белова. ОНТИ, 1936. Дэна Э. С. Описательная минералогия. Перераб. и доп., пер. с англ;

под общ. ред. акад. А. Е. Ферсмана и О. М. Шубниковой. ОНТИ, 1937.

Дэна Д., Дэна Э., Пэлач Ч, Берман Г., Фрондель К. Система минерало гии. Т. I, 1950–1951; т. II, 1953–1954. Пер. с англ. Изд. иностр. лит.

Главнейшая литература по минералогии

705

Жданов Г. С. Основы рентгеновского структурного анализа. Гостехиз дат, 1940.

Коллектив авторов (Бетехтин А. Г., Болдырев А. К., Годлевский М. Н., Григорьев Д. П., Киселев А. И., Левицкий О. Д., Разумовский Н. К., Смир нов А. А., Смирнов С. С., Соболев В. С., Соловьев С. П., Успенский Н. М., Черных В. В., Шаталов Е. Т. и Шафрановский И. И.). Курс минералогии. ОНТИ, 1936.

Лазаренко Е. К. Курс минералогии. Гостехиздат Украины, 1951. Ларсен Е., Берман Г. Определение прозрачных минералов под микро

скопом. Пер. с англ. ОНТИ, 1937. Лебедев Г. Учебник минералогии, 1907.

Ложкин В. В. Полевой минералогический анализ. ОНТИ, 1937. Марк Р., Юнг Г. Физическая химия и ее применение к проблемам ми

нералогии, петрографии и геологии. Госхимтехиздат, 1933. Минералогия Урала. Изд. Уральского филиала АН СССР под ред. акад.

А. Е. Ферсмана и А. Г. Бетехтина. Т. II, 1942; т. I, 1954.

Минералы СССР. Гл. редактор акад. А. Е. Ферсман. Т. I (Элементы), 1940; т. II (Сульфиды, сульфосоли и им подобные соединения), 1940.

Михеев В. И. Рентгенометрический определитель минералов. Госгеол техиздат, 1957.

Пилипенко П. П., Калинин П. В. Определитель минералов с помощью паяльной трубки. Госгеолиздат, 1947.

Разумовский Н. К. Определение минералов по наружному виду и с помощью паяльной трубки. Горгеонефтеиздат, 1933.

Смирнов С. С. Зона окисления сульфидных месторождений. ОНТИ, 1936; 3 е изд., 1955.

Смольянинов Н. А. Практическое руководство по минералогии. Госгео лиздат, 1948.

Смольянинов Н. А., Синегуб Е. С. Определитель гипергенных минера лов. Госгеолиздат, 1950.

Соболев В. Введение в минералогию силикатов. Изд. Львовск. гос. ун та, 1949.

Уклонский А. С. Минералогия. Гостоптехиздат, 1940. Ферсман А. Е. Цвета минералов. АН СССР, 1937. Филиппов А. Н. Спектральный анализ. ОНТИ, 1938.

Чуева М. Н. Минералогический анализ шлихов и рудных концентра тов. Госгеолиздат, 1950.

Чухров Ф. В. Коллоиды в земной коре. АН СССР, 1936.

Bragg W. L. Atomic structure of minerals. New York — London, 1937. Buerger M. J. X ray crystallography. New York, 1942.

Dana E. S. A Textbook of mineralogy. P. V. (Descriptive mineralogy). 4th ed., New York, 1932.

Deribere M. Les applications pratiques de la luminescense. Paris, 1938.