РАЗДЕЛ I

1. Понятие о кристалле, его важнейшие свойства.

Кристаллография – наука о кристаллах. Она изучает их внешнюю форму, внутреннее строение (структуру), физико-химические свойства, происхождение. Современная кристаллография включает следующие основные разделы: морфология кристаллов (геометрическая кристаллография), кристаллохимия (структурная кристаллография), кристаллофизика, кристаллогенезис (рост кристаллов). Кристаллическими называются твердые вещества, построенные из материальных частиц – ионов, атомов или молекул, геометрически правильно расположенных в пространстве. Для описания порядка расположения частиц в пространстве их стали отождествлять с точками. Из такого подхода постепенно сформировалось представление о пространственной или кристаллической решетке как о бесконечном трехмерном периодическом образовании. В ней выделяют узлы (места расположения элементарных частиц), узловые ряды (ряд – совокупность узлов, лежащих на одной прямой и на одинаковом расстоянии друг от друга) и узловые сетки (бесконечные плоские сетки, образующие пересечение узловых рядов). Таким образом, кристаллическое вещество имеет строго закономерное (решетчатое или ретикулярное) внутреннее строение (от лат. reticulum - сеточка). При благоприятных условиях они могут самоограняться, образуя правильные геометрические многогранники – кристаллы.

Кристалл – твердое, однородное по составу, анизотропное по свойствам вещество, способное в определенных условиях самоограняться и образующееся в природных условиях в виде многогранников.

Геометрически правильная форма кристаллов обусловливается, прежде всего, их строго закономерным внутренним строением. Сетки кристаллической решетки соответствуют граням реального кристалла, места пересечения сеток – ряды – ребрам кристаллов, а места пересечения ребер - вершинам кристаллов.

Аморфными называются твердые тела, в которых частицы располагаются в пространстве беспорядочно. Иногда их называют минералоидами (опал).

Все кристаллы обладают рядом основных специфических свойств, отличающих их от некристаллических аморфных тел. Такими свойствами являются:

Однородность строения – одинаковость свойств во всех частях (одинаковая ориентировка слагающих частиц, принадлежащих одной и той же пространственной решетке).

Анизотропность – различие физических свойств кристаллов (теплопроводность, твердость, упругость и другие) по параллельным и непараллельным направлениям кристаллической решетки. Свойства одинаковы по параллельным направлениям, но неодинаковы по непараллельным направлениям. В противоположность анизотропным, изотропные тела имеют одинаковые свойства во всех направлениях.

Способность самоограняться. Этим свойством (принимать многогранную форму в результате свободного роста в подходящей среде) обладают только кристаллические вещества.

Симметричность – это закономерная повторяемость в расположении предметов или их частей на плоскости или в пространстве. Симметрия кристаллов соответствует симметрии их пространственных решеток. Каждый кристалл может быть совмещен сам с собой определенными преобразованиями (поворотами или отражениями).

2. Понятие об элементах симметрии, видах симметрии и сингониях.

Симметричным считается объект, который может быть совмещен сам с собой определенными преобразованиями: поворотами или (и) отражениями в зеркальной плоскости.

Элементы симметрии – это вспомогательные геометрические образы (плоскости, прямые линии, точки), с помощью которых обнаруживается симметрия фигур.

Рассмотрим элементы симметрии.

Плоскость симметрии – это воображаемая плоскость, которая делит фигуру на две зеркально равные части (обозначается буквой Р). Если плоскостей симметрии в данном кристалле несколько, то перед обозначением плоскости ставится их число. Например, 3Р (три плоскости симметрии имеет спичечная коробка). В кристаллах может быть одна, две, три, четыре, пять, шесть, семь и девять плоскостей симметрии. Теоретически можно доказать, что восьми и более девяти плоскостей симметрии в кристаллах быть не может. Многие кристаллы вообще не имеют ни одной плоскости симметрии.

Ось симметрии – воображаемая прямая, при повороте вокруг которой всегда на один и тот же угол происходит совмещение равных частей фигуры. Наименьший угол поворота вокруг оси, приводящий к такому совмещению, называется элементарным углом поворота оси симметрии α. Его величина определяет порядок оси симметрии n, который равен числу самосовмещений при полном повороте фигуры на 360° (n = 360/α).

Оси симметрии обозначаются буквой L с цифровым индексом, указывающим на порядок оси – Ln. Доказано, что в кристаллах возможны только оси второго, третьего, четвертого и шестого порядков. Они обозначаются L2, L3, L4, L6. Осей пятого и порядка выше шестого в кристаллах не бывает. Оси третьего L3, четвертого L4 и шестого L6 порядка принято считать осями высшего порядка.

Центр симметрии (центр инверсии) – это точка внутри кристалла, по обе стороны от которой на одной прямой и на одинаковом расстоянии расположены эквивалентные точки или элементы кристалла. Центр симметрии обозначается буквой С. Если каждая грань кристалла имеет себе равную и параллельную или обратно параллельную, то данный кристалл обладает центром симметрии. Некоторые кристаллы могут не иметь центра симметрии.

Перечень всех элементов симметрии кристалла, записанный в виде их символов, называется формулой симметрии или классом симметрии.

Строгий математический анализ показал, что существует всего 32 вида симметрии. Это все возможные для кристаллов комбинации элементов симметрии.

32 вида симметрии объединяются в сингонии. Всего различают семь сингоний.

Сингония (от греческого "син" – "сходно" и "гон" – "угол") – группа классов симметрии, обладающих одним или несколькими сходственными элементами симметрии. Сингонию кристалла определяют по обязательным и сходным для каждой сингонии элементам симметрии, а также, основываясь на наличии или отсутствии единичных направлений.

Единичное направление (Е) – это единственное, неповторяющееся какими-либо операциями симметрии данной группы направление в кристаллическом многограннике.

7 сингоний объединены в три категории.

Низшая категория объединяет триклинную, моноклинную и ромбическую сингонии. Кристаллы этих сингоний не имеют осей симметрии выше второго порядка.

Средняя категория объединяет тригональную, тетрагональную и гексагональную сингонии. Кристаллы этих сингоний имеют только одну ось симметрии высшего порядка (L3, L4, L6), которые совпадают с единственным единичным направлением.

Высшая категория – кубическая сингония – объединяет кристаллы, которые обязательно имеют 4L3. Единичных направлений нет. Все направления симметрично-равные.

3. Простые формы кристаллов и их комбинации.

Простой формой кристалла называется совокупность одинаковых по форме и размеру граней, связанных между собой операциями симметрии. Все грани, образующие одну простую форму кристалла, должны быть равны по размеру и форме. В кристалле могут присутствовать одна или несколько простых форм. Сочетание нескольких простых форм называется комбинацией.

Закрытыми называют такие формы, грани которых полностью замыкают заключенное между ними пространство (куб);

Открытые простые формы не замыкают пространство и не могут существовать самостоятельно, а только в комбинациях (призма + пинакоид).

Простые формы низших сингоний (моноэдр, пинакоид, диэдр).

В низших сингониях возможны следующие открытые простые формы:

Моноэдр (от греч. "моно" – один, "эдра" – грань) – простая форма, представленная одной единственной гранью. Моноэдром является, например, основание пирамиды.

Пинакоид (от греч. "пинакс" – доска) - простая форма, состоящая из двух равных параллельных граней, часто обратно ориентированных.

Диэдр (от греч. "ди" – два, "эдра" – грань) – простая форма, образованная двумя равными пересекающимися (иногда на своем продолжении) гранями, образующими "прямую крышу".

Ромбическая призма – простая форма, которая состоит из четырех равных, попарно параллельных граней, которые в сечении образуют ромб.

Ромбическая пирамида – простая форма состоит из четырех равных пересекающихся граней; в сечении – ромб.

Из закрытых простых форм низших сингоний отметим следующие:

Ромбическая бипирамида – две ромбические пирамиды, сложенные основаниями. Форма имеет восемь равных граней, дающих в поперечном сечении ромб.

Ромбический тетраэдр – простая форма, четыре грани которой имеют форму косоугольных треугольников и замыкают пространство.

В сингониях низшей категории кристаллы могут иметь только 7 простых форм, перечисленных выше.

Для средней категории сингоний характерны 25 простых форм – призма (тригональная, тетрагональная, гексагональная, дитригональная, дитетрагональная, дигексагональная), пирамида (—||—), бипирамида (—||—). Названия дитригональных, дитетрагональных и дигексагональных получили фигуры с удвоенным числом граней, когда все грани равны, а одинаковые углы между гранями чередуются через один.

Ромбоэдр – имеет 6 граней; форма грани – ромб; верхняя и нижняя грани повернуты относительно друг друга на 60°; характерен лишь для тригональной сингонии.

Так же к этой категории относятся тетрагональный тетраэдр, скаленоэдр, трапецоэдр.

К кубической сингонии относятся 15 простых форм, но мы долбоебы и изучаем только 5, а именно – кубический тетраэдр (4 равных правильных треугольных граней), куб (гексаэдр – 6 квадратных граней), октаэдр (8 равносторонних треугольников), ромбододекаэдр (12 равных ромбов), пентагондодекаэдр (12 равных граней – неправильных пятиугольников).

4. Внутреннее строение кристаллов. Кристаллическая решетка и координационное число.

Внешний облик ограненных кристаллов во многом определяется особенностями их кристаллической структуры. С развитием рентгеноструктурного анализа стала очевидной связь между закономерным атомным строением кристаллов и их физическими и химическими свойствами. Изучением этих связей занимается наука кристаллохимия.

Описание кристаллических структур включает в себя характеристику пространственной решетки – геометрического образа, управляющего расположением атомов, ионов, молекул в кристаллическом пространстве.

Примем какой-либо узел пространственной решётки, например, узел А0, за исходный узел решётки. Пусть ближайший к нему такой же атом (узел) А1 находится на расстоянии а (а = А0А1). Продолжив прямую А0А1, найдем серию узлов А2, А3, А4, ..., Аn, расположенных вдоль этой прямой на равном расстоянии друг от друга.

Совокупность узлов, лежащих на одной прямой, называется рядом пространственной решётки.

Расстояние между соседними узлами ряда называется промежутком ряда. В нашем случае промежуток ряда равен а.

Число узлов, приходящихся на единицу длины ряда, называется плотностью ряда. Очевидно, что плотность ряда обратно пропорциональна величине промежутка: чем меньше промежуток ряда, тем больше будет его плотность.

Одно из основных свойств пространственной решётки состоит в том, что через любой узел решётки всегда можно провести ряд, параллельный данному ряду, причём все параллельные ряды имеют одинаковую плотность. Ряды же разных направлений в общем случае обладают различной плотностью. В частных случаях и у непараллельных рядов промежутки могут быть одинаковыми.

Возьмём теперь относительно исходного узла А0 ещё один ближний к нему узел, лежащий в плоскости чертежа, но не вне ряда А0Аn. Пусть это будет узел В1, отстоящий от узла А0 на расстояние b. Соединив узлы А0 и В1 прямой линией и продолжив её дальше, получим новый ряд А0Вn с промежутком ряда b.

Два пересекающихся ряда А0Аn и А0Вn, определяют положение плоскости, которая пройдёт через бесконечное множество узлов пространственной решётки.

Совокупность узлов пространственной решётки, лежащих в одной плоскости, называется плоской сеткой.

Узлы всякой плоской сетки можно расположить в вершинах равных и параллельных друг другу параллелограммов, смежных по целым сторонам. Такую систему параллелограммов в нашем случае получим, если через узлы В1, В2, …, Вn проведём ряды, параллельные ряду А0Аn, а через узлы А2, А3, А4, ..., Аn, - ряды, параллельные ряду А0Вn.

Число узлов, приходящихся на единицу площади плоской сетки, называется её ретикулярной плотностью. Согласно второму основному свойству пространственной решётки через любой узел решётки можно провести плоскую сетку, параллельную данной и имеющую такую же ретикулярную плотность. Таким образом, в решётке параллельно каждой плоской сетке проходит бесконечное множество тождественных плоских сеток. Совокупность параллельных друг другу плоских сеток пространственной решётки будем называть серией плоских сеток. Расстояние между двумя ближайшими параллельными плоскими сетками называется межплоскостным расстоянием. В пространственной решётке имеется бесчисленное множество различным образом ориентированных плоских сеток, поскольку через три любых узла решётки всегда можно провести плоскую сетку.

Непараллельные плоские сетки отличаются друг от друга не только положением в пространстве, но в общем случае и ретикулярной плотностью.

Для дальнейшего построения пространственной решётки возьмём относительно исходного узла А0 ближайший к нему узел С1, не лежащий в плоскости построенной нами плоской сетки Аn-А0-Вn. Проведя прямую А0С1 и продолжив её, найдём на ней серии узлов С2,С3, …,Сn, образующих третий ряд А0Сn, непараллельный первым двум и имеющий промежуток с.

Через каждый узел этого ряда проведём плоские сетки, параллельные сетке Аn-A0-Bn. Все они в совокупности образуют серию плоских сеток. Вторую серию плоских сеток получим, если через все узлы ряда А0Аn провести плоские сетки, параллельные оси Вn-A0-Cn, определяемой пересекающимися рядами А0Вn и А0Сn. Наконец, можно построить третью серию плоских сеток, проведя через узлы ряда А0Вn плоские сетки, параллельные сетке Аn-A0-Cn, определяемой рядами А0Аn и А0Сn. Три серии построенных плоских сеток, взаимно пересекаясь, образуют систему равных, параллельно ориентированных и смежных по целым граням параллелепипедов, т.е. пространственную решётку. Все узлы полученной решётки располагаются только в вершинах параллелепипедов. Если известно расположение узлов решётки у одного параллелепипеда, то можно построить всю решётку параллельным повторением данного, поступательно перемещая параллелепипед на величину его рёбер по их направлению.

Параллелепипед, поступательным перемещением которого на величину и по направлению его рёбер можно построить всю пространственную решётку, называется параллелепипедом повторяемости.

Именно решетка является главным элементом симметрии, отличающим кристаллическое вещество от аморфного. Без пространственной решетки нельзя представить строение ни одного кристалла. Любая решетка это параллелепипедальная система, построенная на трех векторах – независимых трансляциях решетки.

Минимальным представителем каждой решетки является параллелепед повторяемости – элементарная ячейка (ячейка Браве), характеризующаяся своими параметрами: трансляционными векторами a, b, c и углами между ними α, β, γ. Закономерности расположения атомов, выявленные внутри элементарной ячейки, можно распространить на всю кристаллическую структуру.

В характеристику кристаллической структуры входит: координационное число каждого атома (число его ближайших соседей), координационный многогранник (геометрия расположения ближайших атомов) – число формульных единиц z ,приходящихся на одну элементарную ячейку. Геометрия расположения атомов или молекул в кристаллической структуре зависит от типа реализованных в ней химических связей.

5. Типы кристаллических структур по характеру сочетания структурных единиц.

Тип химической связи определяет взаимное расположение атомов в кристаллической структуре. Так как связи преимущественно электростатические, то каждый ион стремится собрать вокруг себя (координировать) ионы противоположного знака. Наиболее сильные связи соединяют ион с его ближайшими соседями. Число таких ближайших соседей называется координационным числом. Рассматривая ионы как соприкасающиеся сферы, легко понять, что координационное число зависит от размеров координированных ионов, выражающихся отношением радиуса R( Kat +) катиона к радиусу аниона — . Если это отношение близко к единице, R( An -) то ионы располагаются в структуре в соответствии с законами плотнейшей упаковки: гексагональной (2х-слойной) или кубической (3х-слойной). В других случаях геометрия расположения атомов в структуре будет более сложной. В этом случае геометрический характер структуры проще всего описать с помощью структурных мотивов:

Координационный – атомы распределены равномерно по всему кристаллическому пространству, не образуя никаких конечных или бесконечных группировок. Это структуры гомодесмические – связь и расстояние между всеми атомами одинаковы (NaCl, алмаз, металлы).

Островной – атомы собраны в отдельные конечные группировки, внутри которых связи более сильные (расстояния между атомами мало), а между этими группами связи слабые (расстояние между ними увеличивается). Это структуры гетеродесмические – реализовано несколько типов химической связи. Островные структурные группировки могут быть валентно-насыщенными (сера), катионными и анионными (карбонаты, силикаты, сульфаты). В последнем случае связь внутри группировки – ковалентная, а связь между катионом и анионной группировкой – ионная.

Цепочечный – ковалентно-связанные группировки атомов, соединяясь между собой (полимеризуясь), могут образовывать бесконечные вытянутые в одном направлении нейтральные или валентно-ненасыщенные анионные цепи, связь между которыми может быть остаточной (ван-дер-ваальсовой), водородной или через катионы. Такой структурный мотив наблюдается во многих силикатах.

Слоистый (ленточный) – бесконечные ориентированные в одной плоскости валентно-нейтральные пакеты из прочно связанных атомов одного (графит) или разного сорта (гидрослюды) разделены на слои, связь между которыми - остаточная (ван-дер-ваальсова) или водородная.

Каркасный – трехмерная связь из атомных группировок, соединенных вершинами, внутри которой имеются большие пустоты. В отличие от координационных структур атомы распределены в пространстве неравномерно, даже если каркас нейтрален (кварц) и между атомами преобладает один тип связи.

В случае ненаправленной и ненасыщаемой связи атомы в структурах кристаллов (особенно металлов) стараются окружить себя как можно большим количеством соседей, т.е. образовать плотнейшую упаковку.

Любая плотнейшая упаковка состоит из плотно упакованных слоев, в которых каждый атом окружен 6-ю соседями.

Если структура состоит из атомов разного размера, то более крупные атомы (обычно анионы) образуют плотнейшую упаковку, а более мелкие (катионы) располагаются в пустотах этой упаковки – тетраэдрических и октаэдрических.

Знание структуры кристаллов имеет большое значение для понимания физических свойств минералов, таких как спайность, твердость, плотность, показатель преломления и т. д. Зависимость этих свойств от геометрического структурного мотива является предметом исследований ученых – кристаллофизиков.

6. Типы кристаллических структур по характеру химических связей.

Силы, которые связывают вместе атомы (ионы) в кристаллах – это электрические силы. Их тип и величина во многом определяют физические и химические свойства минералов. Используя представления о валентных электронах, принято выделять четыре основных типа химической связи в минералах.

Металлическая связь характерна для элементов первых групп Периодической системы и интерметаллидов. Их атомы, как известно, имеют крупные размеры, а внешние электроны слабо связаны с ядром. В кристаллической решетке металлов внешние электроны свободно перемещаются в пространстве между атомами. Они образуют своеобразный "электронный газ" и обусловливают основные свойства металлов: высокую пластичность, ковкость, высокую теплопроводность, высокую электропроводность, малую твердость, невысокие точки плавления и кипения. Связь не направленная.

Ковалентная (гомеополярная) связь осуществляется за счет обобществления электронов на внешних валентных орбиталях двух соседних атомов, таким образом, что оба они приобретают стабильную конфигурацию благородного газа. Ковалентная связь строго направленная, насыщаемая и очень прочная. Минералы с таким типом связи характеризуются нерастворимостью, большой устойчивостью, высокой твердостью, высокими точками плавления и кипения, полупроводниковыми свойствами.

Ионная (гетерополярная) связь реализуется между атомами различного сорта за счет электростатического взаимодействия положительно заряженных катионов и отрицательно заряженных анионов, при этом валентные электроны переходят от металла к аниону. Связь ненаправленная и ненасыщенная. Энергия ионной связи тем больше, чем больше разница электроотрицательности между элементами (для NaCl – 180 ккал/моль). Кристаллы с ионным типом связи растворяются в полярных растворах (вода), для них характерны диэлектрические свойства, хрупкость, низкая тепло- и электропроводность, средние плотность и твердость, весьма высокие точки плавления и кипения.

Ван-дер-ваальсова (остаточная) связь соединяет нейтральные молекулы или структурные единицы с помощью малых остаточных зарядов на их поверхности, образующихся за счет мгновенных дипольных моментов "ядро-электрон", между которыми начинают действовать силы притяжения. Это явление носит название дисперсионного эффекта и служит главной причиной возникновения ван-дер-ваальсовой связи. Кроме того могут возникать и другие эффекты (ориентационный, индукционный). В разных соединениях сила каждого эффекта различна. Ван-дер-ваальсова связь одна из самых слабых химических связей и, присутствуя в минералах в качестве добавочной, определяет зоны хорошей спайности и низкой твердости (графит).

Среди ван-дер-ваальсовых связей особое место занимает так называемая водородная связь, рассматриваемая часто как самостоятельный тип связи. Она возникает за счет коллективного использования протона двумя атомами, например, кислорода, входящего в состав воды, и кислорода стенок каркаса, в котором эта молекула воды находится. Водородная связь слабее ионной или ковалентной, но сильнее обычной ван-дер-ваальсовой.

На основе реализованных в структурах кристаллов химических связей выделяют гомодесмические и гетеродесмические структуры.

Гомодесмические структуры – связь между всеми атомами одинакова (NaCl, алмаз, металлы). Атомы в таких структурах равномерно распределены по всему кристаллическому пространству, а сами структуры относятся к координационному типу.

Гетеродесмические структуры – в структурах минералов реализовано несколько типов химической связи. Такие структуры на основе их геометрического характера можно подразделить на несколько типов: островные структуры — состоят из отдельных конечных группировок, внутри которых реализованы одни — более сильные связи, между ними другие — более слабые; цепочечные структуры — могут иметь ковалентно-связанные группировки атомов, соединяясь между собой, могут образовывать бесконечные вытянутые в одном направлении нейтральные или валентно-насыщенные анионные цепи, связь между которыми может быть остаточной (ван-дер-ваальсовой), водородной или осуществляться через катионы. Такой структурный мотив наблюдается в цепочечных силикатах; слоистые структуры — сложены бесконечными валентно-нейтральными слоями или пакетами из прочного связанных в одной плоскости атомов одного (графит) или разного сорта (гидрослюды), связь между которыми — остаточная или водородная; каркасные структуры — это трехмерная связь из атомных группировок, соединенных вершинами, внутри которой имеются большие полости. В отличие от координационных структур атомы распределены в пространстве неравномерно, даже если каркас нейтрален (кварц) и между атомами каркаса преобладает один тип связи.

7. Определение понятия «минерал», содержание и задачи минералогии.

Минералами называют однородные по строению неорганические кристаллические вещества, образовавшиеся в результате природных физико-химических процессов.

Земля, ее верхняя оболочка (литосфера), все горные породы и руды, а также почвы состоят из минералов. Известно около 5 тыс. минеральных видов, а вместе с химическими, структурными, морфологическими и физическими разновидностями их более 7 тысяч.

Наиболее широко распространены породообразующие минералы: полевые шпаты, кварц, пироксены, амфиболы, хлориты, слюды, глинистые минералы, карбонаты. Таких минералов около 500. Остальные минеральные виды встречаются редко. Минералы образуются не только на Земле. Они слагают другие планеты и космические тела, обломки которых попадают на поверхность Земли в виде метеоритов и частиц космической пыли.

Минералогия изучает состав, структуру, свойства минералов, условия их образования в природе, закономерности их распространения. Практическое значение минералогии велико, так как все полезные ископаемые, в том числе и агрохимическое сырье, состоят из минералов. Процессы минералообразования имеют большое значение для формирования почв, состав которых во многом определяется присутствием разнообразных алюминиевых гидросиликатов, образующихся в результате гидролиза породообразующих силикатов в различных климатических обстановках. Важнейшими характеристиками минералов являются их состав, структура и физические свойства.

8. Изоморфизм в минералах. Виды, типы и факторы изоморфизма.

Примеры.

Изоморфизм — изменение химического состава минерала при сохранении его кристаллической структуры. Вариации состава являются в данном случае результатом замещения в данной структуре одного иона или ионной группировки на другой ион или группу ионов. Существует несколько видов изоморфизма:

•Изовалентный — замещающие друг друга атомы имеют одинаковую валентность. В качестве примера таких замещений можно привести замещение Mg2+ на Fe2+ в оливине, когда существуют все промежуточные составы минерала от фаялита (Mg2SiO4) до форстерита (Fe2SiO4). Примером полного анионного ряда изовалентных изоморфных замещений между двумя соединениями являются KCl и KBr.

•Гетеровалентный изоморфизм более сложен. Одним из важнейших условий его появления является требование сохранения электронейтральности структуры. Это требование может быть выполнено в результате парного замещения, когда в одном соединении один из ионов (например, Ca2+) замещается на ион с меньшей валентностью (такой как Na+) и, в то же время, другой ион (например, Al3+) замещается на ион с большей валентностью (такой как Si4+). Суммарный заряд при этом сохраняется, что можно выразить в виде равенства: Ca2+ + Al3+ = Na+ + Si4+. Такой тип замещений известен в ряду плагиоклазов.

Образующиеся в результате изоморфизма химические соединения переменного состава принято называть твердыми растворами. В зависимости от механизма образования выделяют твердые растворы замещения, внедрения и вычитания.

Твердые растворы замещения (первого рода) образуются, когда один сорт атомов или ионов замещается на другой незакономерно (беспорядочно) размещаясь в одной и той же атомной позиции в кристаллической структуре. Все рассмотренные выше примеры являются примерами твердых растворов замещения. По такому же механизму происходит замещение Fe2+ на Zn2+ в структуре железистого сфалерита – марматита (Zn,Fe)S.

Твердые растворы внедрения (второго рода) образуются в результате интерстициальных замещений, когда в структуре минерала имеются значительные пустоты (интерстиции), как, например, в структуре кольцевого силиката - берилла: Be3Al2Si6O18. В гексагональные каналы, образуемые кольцами Si6O18 в структуре этого минерала, могут внедряться значительные количества K, Rb, Cs, H2O, обнаруживаемые при химическом анализе образцов.

Твердые растворы вычитания известны для дефектных структур, в которых отдельные структурные позиции заняты не полностью. Появление вакансий связано, как правило, с присутствием ионов переменной валентности (Fe, Mn). Наиболее известным примером этого типа замещений является пирротин (Fe1-xS). Наблюдаемые в этом минерале колебания состава от Fe6S7 до Fe11S12 объясняются тем, что в его кристаллической структуре, образуемой плотнейшей гексагональной упаковкой из атомов серы, часть атомов железа находится в форме Fe3+, компенсируя недостаток ионов Fe2+.

Ионы различных элементов могут замещать друг друга в различных пределах. В соответствии с этим изоморфные замещения разделяют по степени, с которой они могут проявиться, на полные и ограниченные.

Полный (совершенный) изоморфизм наблюдается в тех случаях, когда известны все промежуточные составы между конечными членами изоморфных рядов и серий твердых растворов. Такими являются ряды составов оливина и плагиоклазов.

Ограниченный (несовершенный) изоморфизм распространен более широко. Он выражается в значительных колебаниях состава многих минералов, обусловленных вхождением изоморфных ионов-примесей в данную кристаллическую структуру в определенных пределах. Примером ограниченных замещений является уже рассмотренный сфалерит (Zn → Mn, Fe), галенит (Pb → Bi, Ag), флюорит (Ca2+ → Y3+ + F-), а также ряд более сложных силикатных минералов, таких как пироксены (диопсид-жадеит) и щелочные полевые шпаты (санидин-альбит).

Несколько главных факторов влияют на степень, с которой могут проявляться изоморфные замещения.

Наиболее важны сходство химических свойств и размеров ионов. Ионы двух элементов могут легко замещать друг друга, если их химические свойства близки (например, щелочные и щелочноземельные металлы), а ионные радиусы отличаются менее чем на 15% (R(Na+)=0.98Å, R(Ca2+)=1.04Å). Если радиусы двух ионов (например, галоидов) различаются на 15-30%, то замещение ограничено. Если радиусы ионов (например, платиноидов) различаются более чем на 30%, то вероятность замещения ничтожно мала.

Весьма важным фактором, определяющим пределы вхождения изоморфных примесей, является температура. Чем выше температура, тем больше степень теплового беспорядка и тем менее строги пространственные ограничения структуры. Таким образом, кристаллы, растущие при более высоких температурах, могут демонстрировать более широкие пределы ионных замещений, чем это возможно при низких температурах. Хорошим примером может служить санидин (KAlSi3O8) - высокотемпературная разновидность калиевого полевого шпата, который может содержать значительные количества примеси Na, замещающего K, в отличие от низкотемпературного микроклина. С понижением температуры изоморфная емкость структуры уменьшается и может происходить распад твердых растворов с выделением отдельных чистых фаз. Так образуются пертиты – кристаллографически ориентированные вростки щелочных (K-Na) полевых шпатов.

Составы природных изоморфных смесей принято отображать в их структурных формулах, отделяя изоморфные элементы, находящиеся в одной структурной позиции, запятой и заключая в круглые скобки. Особенно важны такие структурные формулы для минералов сложного состава, какими являются все основные породообразующие силикаты: пироксены, амфиболы, полевые шпаты. Примером такой структурной формулы может служить формула роговой обманки, одного из самых распространенных минералов магматических горных пород:

(Ca,Na)2(Mg,Fe2+)4(Fe3+,Al)[(Si,Al)4O11]2(OH)2

Благодаря изоморфизму в природных минералах происходит накопление редких и рассеянных элементов. Например, добывают Ni из пирротина, REE из апатита (торий, гафний, иттрий, цирконий, церий), Ag из галенита, Y из флюорита.

9. Полиморфизм в минералах. Его генетическое значение. Примеры.

Полиморфизм – существование веществ одного и того же химического состава с разным типом кристаллической структуры. Каждая полиморфная модификация устойчива только в определенном интервале температур и давления. Минералы одного и того же состава, но разной структуры – полиморфные модификации (от лат. "поли" – много, "морфо" – форма) – относятся к разным минеральным видам. С изменением условий происходит переход одной модификации в другую. Различают переходы двух видов:

Энантиотропные превращения (обратимые) – точка перехода ниже точки Тплав. вещества (α-сера (ромбическая) → β-сера (моноклинная); α-кварц (тригональная) → β-кварц).

Монотропные (необратимые) – точка перехода выше Тплав. вещества (модификации С: графит – алмаз; арагонит → кальцит (340*℃*)).

Геологический термометр – минерал с четко выраженной точкой перехода. Может служить температурным индикатором.

Изучение полиморфизма – важный признак для решения вопросов генетической минералогии.

Если переход осуществляется с сохранением формы кристаллов первичного минерала, то образуются псевдоморфозы. Одной из разновидностей полиморфизма является политипия – сдвиг или поворот идентичных двумерных слоев, приводящий к образованию структурных разновидностей.

10.Коллоидные системы минералов, размеры индивидов, условия образования. Примеры.

Коллоидный раствор – гетерогенная система, состоящая из дисперсионной фазы (тонкие твердые частицы размером от 10-4 мм до 10-6 мм) и дисперсионной среды.

Мицелла – твердое скопление.

Золь – система, состоящая из мицелл, находящихся во взвешенном состоянии.

Коагуляция – осаждение, слипание.

Гель – осадок, возникший при коагуляции.

Гидрозоли, гидрогели – дисперсионная среда представлена водой. Пирозоли – расплавы. Кристаллозоли – твердые кристаллические вещества.

Примеры: гидрозоль – тонкая суспензия глинистых минералов или кремнезема в воде; гель кремнезема – опал; гель Fe(OH)3 – лимонит; кристаллогель – мельчайшие частицы золота в пирите; кристаллозоль – окрашенная каменная соль (д.ф. - Fe(OH)3), молочно-белый кварц (д.ф. – тонкораспределенный газ или жидкость).

Мицеллы заряжены одинаково. Огромная удельная поверхность из-за большой дисперсионной мицеллы. Если куб ребром 1 см разбить на кубики с ребром 1 Å, то удельная поверхность возрастает в 60 миллионов раз, 1 нм – Σ поверхности 6000 м2, число кубиков 1021. Общий объём остается прежним.

Формируются осадки оксидов и гидроксидов Fe, Mn, Si. В результате адсорбции возникают землистые, скрытокристаллические или плотные массы неправильной или натечной формы (гётит, гидрогётит, пиролюзит).

• Причины коагуляции коллоидной системы в природе:

1. Добавление противоположно заряженного электролита (морская вода). Как следствие – отложение илистых осадков в дельтах крупных рек (Волга, Амазонка). Fe(OH)x – Керченское месторождение осадочных руд.

2. Взаимная нейтрализация различно заряженных коллоидов (Гель H2SiO3 + гель Fe(OH)x = бурый железняк).

3. Самопроизвольное усыхание дисперсионной среды (опал, халцедон, пиролюзит, лимонит – желвакообразные частицы).

4. Биохимические. В связи с деятельностью различных бактерий. «Болотные руды».

Одновременно возникают вещества различной растворимости, разнородные вещества, смеси.

При осаждении коллоидных растворов большое значение имеет кислородных режим среды. В зависимости от свободного кислорода выпадают: оксидные руды (гидрогётит, лимонит); карбонатные руды (сидерит); силикатные руды (железистые хлориты).

11. Мотивы структуры, их значение в морфологии и физических

свойствах минералов.

Внешний вид минералов различен. Он определяется размерами и морфологией. Морфология или облик минералов характеризуется, прежде всего, степенью изометричности и выражается в различном соотношении их длины, ширины и толщины. В зависимости от этого выделяют следующие морфологические типы и разновидности минералов.

Морфологические типы минералов

Разновидности

Удлинённые

Столбчатые; игольчатые; нитевидные

Изометричные

Уплощённые

Таблитчатые;

листоватые;

тонкочешуйчатые

Изометричные кристаллы или минеральные зерна имеют одинаковые размеры во всех направлениях (гранат, магнетит, сфалерит, пирит и др.). У минералов удлиненного типа длина значительно преобладает над шириной. Примером удлиненных минералов могут быть турмалин, берилл, хризотил-асбест, гипс-селенит. Уплощенные минералы отличаются тем, что их толщина меньше ширины. Это гематит, биотит, хлорит и др. Среди минералов возможны также и промежуточные удлиненно-уплощенные (барит, гипс) и уплощенно-удлиненные (кианит/дистен, сподумен) разновидности.

Внешний облик ограненных минералов или их габитус определяется преобладанием граней тех или иных простых форм. Может быть октаэдрический габитус (алмаз, магнетит), кубический габитус (флюорит, пирит, галит), призматический габитус (берилл, диопсид), дипирамидальный габитус (циркон) и др.

Морфология минералов во многом определяется особенностями их кристаллической структуры. Так, минералы цепочечной и ленточной структур чаще встречаются в виде удлиненных, а со слоистой структурой - в виде уплощенных индивидов. Минералы с плотнейшей кубической упаковкой атомов обычно изометричны, а с гексагональной - уплощены или удлинены. Габитус минералов зависит от условий их образования. Так, кварц магматического генезиса имеет изометрический облик; напротив, кварц низкотемпературного генезиса имеет удлиненный (призматический) габитус. Еще одним примером может быть минерал касситерит: короткопризматический или дипирамидальный касситерит характерен для пегматитовых и пневматолитовых процессов, а удлиненно-призматические кристаллы - для гидротермальных процессов (рис. 14).

Обычно минералы находятся в природе в незакономерных мономинеральных или полиминеральных срастаниях, т.е. агрегатах. Наиболее распространены многочисленные зернистые агрегаты. Зернистые агрегаты различны по величине зерна (крупнозернистые – несколько см, среднезернистые – несколько мм, мелкозернистые – доли мм, тонкозернистые – до 10-5м, скрытокристаллические < 10-6 м.

Выделяют также равномернозернистые и неравномернозернистые агрегаты. Для порошковатых, рыхлых, глинистых минералов характерны землистые агрегаты. Различают также шестоватые, волокнистые, пластинчатые, чешуйчатые и другие агрегаты. Из прочих форм выделения минералов в природе можно отметить друзы, конкреции, секреции, дендриты, оолиты, натеки и почковидные агрегаты, налеты, выцветы, корочки.

Встречаются в природе минералы, которые имеют несвойственную им форму. Подобные образования называются псевдоморфозами ("псевдо" – чужой, "морфос" - форма). В природе довольно часто встречаются псевдоморфозы лимонита по пириту – гидроксиды железа замещают и заполняют кубики пирита, который разрушается в зоне окисления сульфидных месторождений.

12.Механические примеси в минералах. Примеры.

В кристаллах бывают гомогенные (твердые, жидкие, газообразные) и гетерогенные включения. Возникают они по-разному. Имеются включения реликтовых (остаточных) твердых фаз, среди которых рос кристалл, включения сингенетичных (одновременных с ростом кристалла) веществ, а также эпигенетические, образованные в уже сформировавшемся кристалле. Включения остаточных твердых фаз – это зерна и кристаллы более ранних минералов, игравших роль механических препятствий при росте кристалла. Если он не смог их растворить или оттолкнуть силой своего кристаллизационного давления (по имеющимся немногим пока измерениям, она может быть большой — порядка 107 Па = 100 кг/см2), кристалл захватывает чужеродные тела и заключает их в себя как механические примеси. Иногда они маркируют собой зоны роста — "садятся" на поверхность кристалла, а потом покрываются новой зоной продолжающего роста кристалла. Каждый такой "налет пыли" отвечает смене условий кристаллизации. Такие включения типичны для прозрачных кристаллов горного хрусталя в пустотах среди сланцев — присыпки хлорита повторяются в них по нескольким зонам роста, получаются как бы кристаллы в кристалле ("матрешки"), их называют фантомами (от франц. fantome — призрак). Кристаллы разных минералов, растущих в одном и том же месте, по-разному взаимодействуют с чужеродными частицами. Так, вырастающие на дне соляных озер кристаллы астраханита (гидросульфат натрия и магния) поглощают частицы ила, а здесь же выросшие кристаллы эпсомита (гидросульфат магния) свободны от них. С другой стороны, кристаллы гипса при росте в глине отталкивают ее частицы, при росте в песке захватывают зерна кварца. Пойкилокристаллы и метасомы — это тоже примеры кристаллов с остаточными включениями твердых фаз. Включения сингенетичных с ростом кристалла фаз — это захваченные им включения минералообразующей среды. Они имеют неправильную форму или вид отрицательного кристалла и размеры от сотых до десятых долей миллиметра; изредка отмечались и более крупные (до 2 — 3 см) включения. По агрегатному состоянию в условиях обычных температуры и давления эти включения разные — жидкие, жидкие с газовым пузырьком, жидкие с твердыми фазами, чисто газовые, газовые, жидкие и твердые. Газ чаще всего представлен СО2, твердые фазы – мельчайшими кристалликами FeS, NaCl, Na2CO3 и других солей. Описываемые включения при нагревании гомогенизируются, а затем взрываются. Имеется специальная аппаратура по изучению фазового состава таких включений и их поведения при нагревании с целью получения косвенных сведений о характере среды, температуре и давлении, при которых шло минералообразование. Такие исследования были начаты еще в прошлом веке. В последние десятилетия большой вклад в разработку теории и методов изучения газово-жидких включений сделан Н.П. Ермаковым, А.И. Захарченко, Ю.А. Долговым и др. Выявлен новый тип включений, трактуемых их исследователями как затвердевшие остатки расплавов, захваченные кристаллами при их росте из магмы. Проблема всех методик изучения включений одна: насколько близко их состав, температура и давление их гомогенизации отвечают реальным условиям роста кристалла?

Но пока эта проблема не решена. И, наконец, эпигенетические включения. Они образуются по трещинам кристалла. Это могут быть газово-жидкие включения — остатки поздних растворов, проникавших в кристалл по секущим трещинам после его образования. К таким же трещинам могут быть приурочены мельчайшие жилки, цепочки зерен и кристаллов более поздних минералов.

13. Диагностическое и генетическое значение морфологии и физических свойств минералов.

Морфология минерала — это внешний вид минерала.

Рассмотрим два минерала – представителя класса островных силикатов. Это циркон и сфен (титанит). Оба они имеют коричнево-желтый цвет. Циркон имеет тетрагональную сингонию, то есть его простые формы – тетрагональная призма и бипирамида. У титанита же сингония моноклинная и он представляет собой уплощенные призмы, имеющие в поперечном сечении клиновидную форму. Значит, уже на данном этапе мы можем различить эти два минерала, не проверяя твердость (циркон – 7.5; титанит – 5-5.5). (Это была диагностика).

С другой стороны, зависимо от условий образования циркона, его кристаллы могут иметь наиболее развитую пирамидальную форму грани или призматические грани. (Это генетическое значение?).

То есть внутреннее строение имеет диагностическое значение наравне с особыми свойствами, такими как алмазный блеск и т.д. (Например, сравнивая цеолиты стоит обратить внимание, что один из них имеет стеклянный блеск (натролит), а другой – перламутровый (стильбит)).

• Генетическое значение это прежде всего особенности морфологии.

• Если минерал представляет собой мелкозернистые образования, то ясно, что он относится к магматическому процессу.

• А если крупно- и гигантозернистые, то это представитель пегматитов.

14.Формы нахождения воды в минералах.

По механизму вхождения вода в минералах делится на конституционную, кристаллизационную и адсорбционную.

Конституционная вода имеет наиболее прочные связи со структурой. Представлена в кристаллической решетке минерала в виде гидроксид-ионов (реже в виде H+ и иона оксония). Примеры: топаз Al2[SiO4](OH)2, гиббсит Al(OH)3. (Превращения «гематит-гидрогематит-гётит» происходят с участием конституционной воды). Разрушение структуры происходит при 300-1000*℃*.

Кристаллизационная вода делится на кристаллогидратную и цеолитную. Кристаллогидратная вода входит в структуру, но имеет менее прочную связь с ней. Пример: гипс CaSO4*2H2O («ангидрит-алебастр-гипс»; «тенардит-мирабилит»). Отделяется при 100-300*℃. Цеолитная вода находится в полостях структуры и связана с ней слабой остаточной связью; легко отделяется при прокаливании (300-400℃*); вновь поглощается при насыщении водой без разрушения и изменения структуры; количество воды неодинаково в разных цеолитах, но постоянно для каждого минерала; цеолиты используют для очистки воды как молекулярные сита и ионообменники.

Адсорбционная вода имеет наименее прочную связь со структурой; отделяется при температурах 100-110*℃*; поровая вода для опала, халцедона; межслоевая вода для глин; жидкие и газово-жидкие включения в минералах.

Методы изучения содержания и форм воды в минералах: термический анализ; ИК-спектроскопия; ЯМР; изотопный анализ (протий, дейтерий).

15.Плотность минералов.

Плотность минералов колеблется от 1,0 до 22,7 г/см3. Условно все минералы можно разделить на легкие (менее 2,9 г/см3), тяжелые (2,9-5,0 г/см3) и очень тяжелые (более 6 г/см3). Подавляющее число минералов имеет плотность от 2,5 до 3,5, что и обусловливает плотность земной коры, равную примерно 2,7-2,8 г/см3. Плотность минералов возрастает с ростом компактности кристаллической структуры вещества, увеличением атомного номера, входящих в состав минерала элементов. Полиморфные модификации, имеющие разную степень компактности структуры, имеют разную плотность. Графит - 2,2 г/см3, а алмаз - 3,5 г/см3; кальцит - 2,6-2,8 г/см3, а арагонит - 2,9 - 3,0 г/см3, что свидетельствует о более плотной упаковке атомов в структурах алмаза и арагонита соответственно. Плотность минералов переменного состава меняется по принципу аддитивности свойств для изоморфных смесей. Так, в ряду оливина плотность увеличивается от форстерита до фаялита от 3,2 до 4,35 г/см3; в ряду альбит - анортит от 2,61 до 2,75 г/см3. Некоторые минералы легко диагностируются по большой плотности (барит - 4,6 г/см3). Как правило, минералы, содержащие тяжелые металлы, имеют большую плотность.

Удельный вес (в настоящее время все чаще заменяется термином «плотность», в минералогии традиционно используется единица плотности г/cм3) минералов, как известно, зависит, прежде всего, от атомного веса атомов или ионов, слагающих кристаллическое вещество. Затем существенную роль играют размеры ионных радиусов, возрастание которых компенсирует увеличение атомного веса, иногда настолько, что удельный вес даже снижается: например, несмотря на то что атомный вес калия в 1,7 раза больше, чем натрия, удельный вес KCl (1,98) меньше, чем NaCl(2,17) в силу того, что ионный радиус К+ (1,33 Å) больше ионного радиуса Na+ (0,98 Å), что сильно сказывается на объеме кристаллического вещества. Кроме того, как указывалось выше (см. полиморфизм), изменение, в частности увеличение координационного числа в кристаллических структурах, приводит к уменьшению объема, а следовательно, к увеличению удельного веса. Наконец, уменьшение валентности катиона (или увеличение валентности аниона) при прочих равных условиях, по В.С. Соболеву, должно также сопровождаться увеличением удельного веса. Удельные веса минералов колеблются в широких пределах: от значений меньше 1 (лед, некоторые органические минералы) до 23,0 (некоторые разности минералов группы осмистого иридия). Главная масса природных органических соединений, окислов и солей легких металлов, расположенных в верхней части менделеевской таблицы, обладает удельными весами в пределах от 1 до 3,5: янтарь, твердые битумы (1,0–1,1), галит — NaCl (2,1–2,5), гипс — CaSO4 2H2O (2,3), кварц — SiO2 (2,65), алмаз (3,51) и др. Лишь некоторые относящиеся к этой группе минералы имеют больший удельный вес; таковы, например, корунд и его разновидности — Аl2О3 (4,0). Среди сульфатов особо выделяется барит — BaSO4 (4,3–4,7), почему он и получил свое название (от греч. «барос» — тяжесть). Соединения типичных тяжелых металлов, занимающих нижнюю часть менделеевской таблицы, характеризуются средними удельными весами от 3,6 до 9. Примеры: сидерит — FeCO3 (3,9), сфалерит — ZnS (4,0), пирит —FeS2 (5,0), магнетит — FeFe2O4 (4,9–5,2), гематит — Fe2O3 (5,0–5,2), англезит — PbSO4 (6,4), церуссит — РbСО3 (6,5), касситерит — SnO2 (7,0), галенит — PbS (7,5), киноварь — HgS (8,0), уранинит — UO2 (8–10). Наибольшие удельные веса имеют самородные тяжелые металлы: медь (8,9), висмут (9,7), серебро (10–11), золото (15–19), минералы группы самородной платины (14–20), минералы группы иридия и осмистого иридия (17–23).

Удельные веса минералов определяются в основном двумя способами: 1) методом вытеснения жидкости, т. е. путем взвешивания образца и измерения объема вытесненной им воды в сосуде; 2) путем определения потери в весе минерала, погруженного в воду (абсолютный вес образца делят на потерю им веса в воде). Удельный вес мелких зернышек минерала определяется с помощью, так называемого пикнометра или тяжелых жидкостей и весов Вестфаля, описываемых в специальных руководствах. Довольно значительные колебания удельного веса, устанавливаемые для одного и того же минерала, наблюдаются сравнительно редко и, помимо изоморфизма, обычно бывают обусловлены мельчайшими включениями посторонних минералов, в том числе пузырьков газа и жидкостей. Различие в удельных весах минералов широко используется при обогащении руд различными гравитационными методами с целью отделения нерудных минералов (кварца, кальцита, барита и др.) от рудных минералов (галенита, сфалерита, касситерита и др.) При обогащении получаются концентраты с повышенным содержанием полезных минералов.

16.Окраска минералов, её причины.

Свойство, которое, прежде всего, обращает на себя внимание любого исследователя - это цвет или окраска минералов. Одни минералы имеют определенный цвет, по которому можно практически безошибочно определить минерал: красного цвета киноварь, золотисто-желтого цвета пирит, зеленого цвета малахит и другие. Другие минералы - турмалин, гранат, флюорит, берилл, кварц - имеют различную окраску. Встречаются и такие минералы, которые имеют разный цвет в одном и том же кристалле: один конец кристалла турмалина может быть окрашен в черный, другой - в зеленый цвет, а середина бесцветная или розовая. Это полихромные минералы. К таким минералам можно отнести флюорит, кварц, кальцит, топаз и др.

Цвет минералов зависит от их внутренней структуры, от механических примесей и, главным образом, от присутствия элементов-хромофоров, т.е. элементов, которые придают минералам тот или иной цвет. Хромофоры могут быть органическими и неорганическими. К неорганическим хромофорам относятся окислы и соли переходных металлов (железо, марганец, хром, ванадий, кобальт, никель, медь, титан, хром и др.). Органические хромофоры - это органические вещества, которые могут быть растворены в воде или в органических растворителях.

Органические хромофоры могут быть получены из растительных и животных источников.

Цвет минералов зависит от их внутренней структуры, от механических примесей и, главным

17. Механические свойства минералов: спайность, твёрдость,

отдельность.

Твёрдость – сопротивление, оказываемое кристаллом механическому воздействию более прочного тела. Она отражает прочность химических связей между атомами и зависит от типа химических связей. Для быстрой диагностики минералов их твердость определяют методом царапания с помощью простых эталонов твердости, используя шкалу Мооса, предложенную еще в 1824 году. В этой шкале каждый последующий минерал острым концом царапает предыдущий эталон. В ряде случаев (особенно в полевых условиях) можно использовать подручные эталоны. Это ноготь (твёрдость = 2.5), медная монета (твёрдость = 3), стекло (твёрдость = 5-5,5), стальной нож (твёрдость = 5.5), напильник (твёрдость = 7). Определение твердости необходимо проводить только на грани или на свежей ровной поверхности, учитывая морфологию минерала. Твердость, измеренная на агрегате, будет заведомо занижена. Она отражает, по существу, прочность сцепления между частицами. Разные грани кристаллов могут иметь различную твердость, но наиболее резко анизотропия твердости проявлена у дистена (кианита). Твердость вдоль удлинения кристалла равна 4,5, а поперек – 7.

Спайность – это способность кристаллов раскалываться параллельно определенным кристаллографическим плоскостям с образованием блестящих поверхностей. Плоскость спайности ориентирована параллельно фактическим или возможным граням кристалла. Спайность относится к наиболее характерным диагностическим признакам минералов. Обычно для спайности определяют степень совершенства и простую форму, по которой раскалывается кристалл. Особенно важно практически научиться отличать плоскость спайности от граней кристалла. Качество спайности определяют по следующей условной шкале: весьма совершенная – кристалл колется на тончайшие пластинки с зеркальной поверхностью (слюда, гипс); совершенная – кристалл колется с образованием ровных поверхностей, неправильный излом получается крайне редко (кальцит, галит, галенит); средняя – при расколе кристалла образуются как ровные спайные поверхности, так и неровные поверхности излома (полевые шпаты, роговая обманка); несовершенная – при расколе ровные спайные поверхности редки; большей частью образуется неправильный излом (берилл, апатит); весьма несовершенная – ровные поверхности практически отсутствуют (кварц, касситерит). Спайность может проявляться в одном (гипс, слюда), двух, трех (галит, галенит), четырех и шести (флюорит) кристаллографических направлениях.

В тех направлениях, где нет спайности, кристаллы раскалываются по сложным поверхностям излома. Различают ровный, ступенчатый (полевые шпаты), неровный (апатит, касситерит), занозистый (актинолит, тремолит), крючковатый (самородные Au, Ag, Pt) и раковистый (кварц) изломы. Вид излома иногда является характерной особенностью некоторых минералов (раковистый излом кварца), что помогает в их диагностике.

Отдельность – это способность кристаллов раскалываться с образованием ровных поверхностей по плоскостям их фазовой неоднородности. Это могут быть плоскости срастания двойников, плоскости мельчайших ориентированных включений других минералов. Так, характерная отдельность корунда обусловлена тончайшими включениями слюды мусковита.

Хрупкость – это свойство крошиться под давлением или при ударе. Самородная сера очень хрупкий минерал. Хрупкость является также диагностическим признаком блеклых руд. Самородное золото, медь, серебро - ковкие минералы. Ковкость их проявляется в том, что они могут быть легко расплющены в тонкую пластинку. Для многих минералов характерна гибкость (молибденит, хлорит, тальк), но только листочки слюды в то же время и упругие, то есть они восстанавливают первоначальное положение при снятии напряжения.

Магнитные свойства. Большинство минералов не магнитны - полевые шпаты, кальцит, кварц и другие. К слабо магнитным относят те минералы, которые приобретают магнитность под действием электрического поля. Это некоторые оксиды железа, ильменит, железистый сфалерит и другие минералы. Магнитные минералы притягиваются магнитом. Таких минералов немного. Это магнетит FeFe2O4, в меньшей степени пирротин Fe1-xS, самородное железо (Fe).

РАЗДЕЛ II

18.Систематика минералов, типы соединений, их распространенность.

Существуют различные классификации минералов, например, генетическая; технологическая (растворимость, магнитность, другие свойства); геммологическая (драгоценных и поделочных камней). Рассмотрим химическую классификацию минералов. Итак, выделяют следующие классы минералов:

• Самородные элементы

• Сульфиды и их аналоги

• Оксиды и гидроксиды

• Галогениды

• Карбонаты

• Бораты

• Силикаты

• Сульфаты

• Молибдаты, вольфраматы

• Фосфаты, арсенаты, ванадаты

• Нитраты

Иногда соли кислородосодержащих кислот объединяют в один класс, получая в общей сложности 5 типов (простые вещества; сульфиды и аналоги; оксиды и гидроксиды; галогениды; соли кислородосодержащих кислот). На подклассы минералы делят по структурной принадлежности: координационные структуры; островные; цепочечные; слоистые (ленточные); каркасные.

Класс простых веществ делится на металлы и неметаллы. Класс сульфидов и их аналогов делится на сульфиды, теллуриды, арсениды. Оксиды делятся на простые и сложные. Соли кислородных кислот делятся по анионному составу, как это приведено выше.

Говоря о распространённости минералов в земной коре, стоит учитывать распространённость химических элементов (см. таблицу). Самыми распространёнными элементами земной коры являются кислород (49,4%), кремний (27,6%), алюминий (7,45%), железо (5%), углерод (0,15%). Поэтому неоспоримым лидером по распространённости среди минералов будет являться класс силикатов (и вместе с ним алюмосиликаты), затем карбонаты, оксиды, гидроксиды, сульфиды, сульфаты, галоиды, фосфаты, вольфраматы и самородные элементы.

19.Самородные минералы, их характеристика. Представители.

Особенности распределения химических элементов в Земной коре определяются степенью их сродства между собой и, в особенности по отношению к сере и кислороду. В соответствии с этим В. Гольдшмидт подразделил все химические элементы на 4 группы: сидерофильные, халькофильные, литофильные и атмофильные (см. таблицу). Сидерофильные элементы часто встречаются в природе в самородном состоянии. Известно около 80 представителей самородных элементов, главным образом металлов, большинство из которых встречается очень редко. Это число значительно больше, чем число химических элементов, входящих в состав этих минералов (около 30). Самородные элементы составляют немногим более 0,1% общей массы земной коры. Наиболее распространены в самородном виде благородные металлы Рt, Аu и примыкающее к ним серебро.

Некоторые химические элементы, инертные в природных условиях, встречаются исключительно или почти исключительно в самородном состоянии и носят название благородных элементов. Это, прежде всего благородные газы и благородные металлы (Pt, Au, Os – осмий, Ir – иридий и др.). Самородное состояние обычно для Ag и Си. В виде крупных самородков (в основном метеоритов) известно самородное железо и его сплавы с никелем, реже кобальтом. Самородные металлы редко встречаются в чистом виде, чаще это сплавы с ограниченной или даже полной изоморфной смесимостью. Способность металлов выделяться в виде простых веществ определяется величиной нормального электродного потенциала, в зависимости от которого их располагают в ряд напряжений: К, Са, Nа, Аl, Mn, Zn, Cr, Fe, Ni, Sn, Pb, H, Cu, Hg, Ag, Pt, Au.

Наиболее обычны в самородном состоянии металлы, стоящие в этом ряду за водородом - Сu, Hg, Ag, Pt (и платиноиды), Au. Самородное железо и никель встречаются редко и чаще имеют космическое происхождение. Самородные Рb, Sn, Zn чрезвычайно редки и возникают в каких-то особых условиях. Металлы, стоящие в этом ряду левее цинка, за исключением Al, в самородном состоянии неизвестны. Находки самородных Zn и Аl объясняются образованием на поверхности их зерен плотной защитной оксидной пленки.

Из неметаллических элементов наиболее обычны в самородном состоянии сера и углерод. Реже встречаются в самородном состоянии так называемые полуметаллы – мышьяк (As), сурьма (Sb), висмут (Bi).

Для самородных элементов характерен полиморфизм: сера (α-сера, β-сера); углерод (алмаз, графит); металлическое железо (α-Fe, β-Fe). Среди этих минералов обычны твердые растворы типа Au-Ag; Pt-Fe и другие. Их можно рассматривать как сплавы природного происхождения. Огромно количество искусственно получаемых интерметаллических соединений.

Отдельные минералы возникают при метаморфических (графит) и биохимических (сера) процессах.

По происхождению самородные элементы главным образом связаны с эндогенными процессами минералообразования. Минералы группы платины и железа почти всегда связаны с ультраосновными и основными магматическими породами. Золото является типичным гидротермальным минералом.

Золото (Au). Кубическая сингония

Химически чистое золото в природе практически не встречается. Примеси Ag (до 50%), Сu, Fе и др. металлов. В россыпях по мере удаления от коренных месторождений количество примесей снижается. Увеличивается пробность золота. Экзогенное золото беднее примесями, чем эндогенное. Электрум (Au, Ag) - золото, содержащее до 50% и более серебра. Кристаллы встречаются редко. Мелкие зерна, листочки, пластинки, чешуйки, дендриты, проволочки. Самородки до 70 кг. Цвет золотистый, ярко-желтый до светло-желтого. Цвет черты желтый. Блеск металлический. Ковкое, тягучее: из 1 г золота можно растянуть до 5 км проволоки или раскатать пластинку в 27 м2. Твердость - 3. Излом крючковатый.

Диагностика: цвет, малая твердость, химическая стойкость, отсутствие продуктов окисления.

Происхождение: тонкодисперсное золото в непромышленных количествах распространено очень широко в различных магматических, осадочных и метаморфических породах. Наиболее характерно гидротермальное происхождение золота в кварцевых жилах. Ассоциирует с арсенопиритом, пирротином, халькопиритом, галенитом, блеклыми рудами. Благодаря химической стойкости накапливается в россыпях вместе с кварцем, магнетитом, касситеритом, платиной. При метаморфических процессах устойчиво, известны метаморфизованные песчаники с золотом, халькопиритом, пирротином, пиритом, хлоритом.

Значение: широко используется в ювелирном деле, медицине, некоторых приборах и реактивах. Мировая добыча золота составляет около 1000 тонн в год. Содержание золота в промышленных месторождениях должно быть не менее 4-5 г/т для коренных и не менее 0,1 г/т для россыпных. Сведения о запасах и добыче золота весьма приблизительны.

Медь (Сu). Кубическая сингония

Обычно почти не содержит изоморфных примесей. Иногда примеси Ag (от 3-4 до 8%), Au (от 2 до З %), As, Fe. Экзогенная медь отличается особой чистотой. Самородная медь редко образует хорошо ограненные кристаллы кубического и кубооктаэдрического габитуса; характерны мелкие вкрапленники, дендриты, ветвистые формы, тонкозернистые порошковатые выделения. Цвет минерала медно-красный. Черта медно-красная блестящая. Блеск металлический, спайности нет. Твердость 2,5-3. Ковкая. Обладает высокой электропроводностью.

Диагностика: по красному цвету свежей поверхности, ковкости и довольно обычным зеленым (малахит) и голубым (азурит) вторичным продуктам других минералов окисленной меди.

Происхождение: в зоне окисления сульфидных месторождений в ассоциации с малахитом, оксидами меди, халькопиритом, халькозином, борнитом и лимонитом. Известна самородная медь, возникшая в низкотемпературном гидротермальном процессе минералообразования в ассоциации с кварцем, цеолитами, кальцитом.

В поверхностных условиях быстро окисляется, идет образование других медных минералов.

Значение: используется в электротехнике, машиностроении, приборостроении и судостроении. Входит в состав сплавов с оловом (бронза), цинком (латунь) и никелем (мельхиор).

Серебро (Ag). Кубическая сингония

Чистое серебро в природе встречается редко. Обычно содержит примеси Cu, Au, Pt, Pd, Ni, Fe, Zn, Pb, Sn, Sb, As, S, Se, Te. Встречается в виде зерен, чешуек, проволочек, дендритов, кристаллов кубического и кубооктаэдрического габитуса. Цвет серебристо-белый. Черта серебристо-белая. Блеск металлический. Твердость 2,5-3. Ковкое, тягучее. Обладает высокой электропроводностью.

Диагностика: цвет, ковкость, высокая электропроводность, химическая стойкость.

Происхождение: гидротермальное, в ассоциации с кварцем, серой, халькопиритом, пиритом, галенитом, арсенопиритом, платиной, платиноидами. Встречается в россыпях вместе с золотом, платиной, магнетитом, касситеритом, кварцем.

Значение: используется в ювелирном деле, в производстве зеркал, в медицине, в фотографии, в электронике.

Платина (Pt). Гексагональная сингония

Чистая платина в природе встречается редко. Обычно содержит примеси Pd, Rh, Ir, Os, Au, Ag, Cu, Fe, Ni, Co, W, Mo, V, Cr, Ti, Zr, Nb, Ta, Hf, Th, U, Pb, Sn, Sb, As, Se, Te, S, Si, C, N, O, H, He, Ne, Ar, Kr, Xe, Rn, Fr, Ra, Ac, Th, Pa, U, Np, Pu, Am, Cm, Bk, Cf, Es, Fm, Md, No, Lr, Rf, Db, Sg, Bh, Hs, Mt, Ds, Rg, Cn, Nh, Fl, Mc, Lv, Ts, Og. Встречается в виде зерен, чешуек, проволочек, дендритов, кристаллов гексагонального габитуса. Цвет платины серебристо-белый. Черта серебристо-белая. Блеск металлический. Твердость 4-4,5. Ковкое, тягучее. Обладает высокой электропроводностью.

Диагностика: цвет, ковкость, высокая электропроводность, химическая стойкость.

Происхождение: гидротермальное, в ассоциации с кварцем, серой, халькопиритом, пиритом, галенитом, арсенопиритом, платиной, платиноидами. Встречается в россыпях вместе с золотом, медью, магнетитом, касситеритом, кварцем.

Значение: используется в ювелирном деле, в производстве катализаторов, в медицине, в электронике, в химической промышленности.

Сера (S). Ромбическая сингония

Чистая сера в природе встречается редко. Обычно содержит примеси Fe, Cu, Zn, Pb, Ag, Au, Pt, Pd, Rh, Ir, Os, Ru, Re, W, Mo, V, Cr, Mn, Co, Ni, Cu, Zn, Ga, Ge, As, Se, Te, I, Br, Cl, F, O, N, C, Si, Al, Mg, Ca, Na, K, Li, Be, B, H, He, Ne, Ar, Kr, Xe, Rn, Fr, Ra, Ac, Th, Pa, U, Np, Pu, Am, Cm, Bk, Cf, Es, Fm, Md, No, Lr, Rf, Db, Sg, Bh, Hs, Mt, Ds, Rg, Cn, Nh, Fl, Mc, Lv, Ts, Og. Встречается в виде зерен, чешуек, проволочек, дендритов, кристаллов ромбического габитуса. Цвет серы желтый. Черта желтая. Блеск стеклянный. Твердость 1,5-2. Хрупкая. Обладает низкой электропроводностью.

Диагностика: цвет, хрупкость, низкая электропроводность, химическая стойкость.

20.

Алмаз и графит, их сравнительная характеристика.

Алмаз (С). Кубическая сингония.

Название от древнегреческого "адамас" - непобедимый.

Иногда содержит в незначительном количестве примеси азота и бора. Образует хорошо ограненные кристаллы в виде октаэдров, ромбододекаэдров, реже кубов. Кристаллы часто округлые. Иногда вокруг кристаллов возникает оболочка, обычно переполненная включениями, мутная, окрашенная. Разновидности: борт - светлоокрашенные сростки и агрегаты, непригодные для огранки. Карбонадо - пористые сростки черного цвета с большим количеством включений графита и др. минералов, плотный, без видимой спайности. Баллас - шарообразный борт, округлые агрегаты радиально-лучистой структуры. Размеры кристаллов небольшие. Редко крупные до 5-10 карат (1 карат - 0,2 г). Очень редки кристаллы в сотни и даже тысячи карат: алмаз "Куллинан" - 3025; "Орлов" -199.6 карат. Бесцветный или окрашен в зеленый, желтый, дымчатый, черный цвет. Блеск сильный алмазный. Прозрачен. Хрупок. Спайность совершенная. Твердость 10. Излом раковистый.

Диагностика: высокая твердость, сильный блеск, высокое светопреломление.

Происхождение: магматический в связи с ультраосновными щелочными породами (в кимберлитах). Ассоциация с пиропом, ильменитом, оливином, флогопитом, серпентином и магнетитом. Известен в метеоритах, импактитах, гнейсах. В поверхностных условиях устойчив и накапливается в россыпях. Значение: драгоценный камень 1 класса, используется как абразивный и шлифующий материал. Ограненный алмаз - бриллиант.

Графит (С). Гексагональная сингония.

Название от греческого "графа" - пишу. Никогда не бывает очень чистым. Примеси Н, N, СО2, СО, СН4, вода, органические вещества. Структура слоистая с большими расстояниями между слоями, что обусловливает весьма совершенную спайность. Расстояние С—С в пределах слоя - 1,42 Å, между слоями - 3,44 Å. Пластинчатые кристаллы, а также чешуйчатые, пластинчатые агрегаты, округлые выделения, радиально-лучистые и пылевидные частицы. Цвет минерала черный до серебристо-серого. Блеск металлический. Спайность весьма совершенная. Твердость 1. Черта черная: пачкает руки, пишет на бумаге, жирный на ощупь.

Происхождение: метаморфический в кристаллических сланцах и гнейсах, мраморах. Образуется за счет органических остатков осадочных пород и за счет разложения карбонатов. Магматический в изверженных породах; пневматолитовый - в кварцевых и пегматитовых жилах. Акцессорный минерал метеоритов. На поверхности легко истирается, вовлекается в круговорот живого вещества. Значение: для изготовления карандашей; смазочный материал в электротехнической и резиновой промышленности; как замедлитель и отражатель нейтронов в атомной промышленности.

21.Сульфиды и их аналоги, общая характеристика.

Этот класс объединяет минералы, представляющие соединения металлов с S – собственно сульфиды, Se – селениды, Те – теллуриды, As – арсениды, Sb – антимониды, Вi –висмутиды, которые выступают в роли анионов. Сюда же относят минералы, в анионной части которых одновременно находятся элементы пятой и шестой групп периодической системы Д.И. Менделеева. Это сульфоарсениды (кобальтин СоAsS, арсенопирит FеAsS) и сульфосоли.

В простейшем случае анионы этого класса соединений – одиночные анионы S2-, As3-, образующие моносульфиды. В более сложных – комплексные анионные группировки типа [S2]2- - "гантель"; [AsS]3-, образующие дисульфиды, а также анионные радикалы типа [AsS3]3-, образующие сульфосоли.

В качестве катионов в сульфидах наиболее обычны элементы Fе, Со, Ni, Cu, Zn, Pb, Ag, Hg, Mo, As, Sb, причем главенствующее значение имеет железо. Ряд элементов: Cd, In ,Ga, Tl встречаются преимущественно в рассеянном состоянии в виде изоморфных примесей или крайне редко образуют самостоятельные минеральные виды. Для большинства сульфидов характерно широкое развитие изо- и гетеровалентного изоморфизма. Изоморфные замещения характерны как для катионов, так и для анионов. Например, в сфалерите ZnS наблюдается изовалентный изоморфизм Zn2+ = Fe2+,Mn2+, а также гетеровалентный изоморфизм 2Zn2+ = Ag+ + Ga3+; 2Zn2+ = Cu+ + Fe3+. Гетеровалентный изоморфизм в галените РbS осуществляется по схеме 2Pb2+ = Ag+ + Sb3+ (или Bi3+). В галените возможно также изовалентное ограниченное замещение в анионной части S2- = Se2-. Изовалентные замещения характерны также в анионных радикалах блеклых руд: [(As1-nSbn)S3]3-, As3+ = Sb3+. В сульфидах довольно широко проявлено явление полиморфизма. Это полиморфные модификации ZnS: сфалерит (кубическая сингония) и вюртцит (гексагональная сингония); FeS2 пирит (кубическая сингония) и марказит (ромбическая сингония); НgS киноварь (тригональная сингония) и метациннабарит (кубическая сингония); Fe1-xS пирротин (гексагональная сингония моноклинная сингония).

Сульфиды и их аналоги характеризуются ярко выраженным ковалентным типом химической связи с донорно-акцепторным характером ее проявления и существенным вкладом металлической и ван-дер-ваальсовой связей.

Изо- и гетеродесмический характер химической связи определяет разнообразие структурных мотивов в сульфидах. Среди них известны минералы с координационной, островной, цепочечной, слоистой и каркасной структурой.

Кристаллохимические особенности сульфидов, типы химической связи, состав определяют характерные для сульфидов физические свойства.

Для большинства сульфидов с ковалентно-металлическими связями характерны металлический блеск, высокая электропроводность, полупроводниковые свойства. Цвет их серый, желтоватый или бронзово-желтый. Слоистые и цепочечные сульфиды имеют низкую твердость от 1 до 2,5. Координационные моносульфиды имеют умеренную твердость от 2 до 4, а у дисульфидов и их аналогов с возрастанием доли ковалентности твердость достигает 6-6,5 единиц. Существенно ковалентные моносульфиды с координационной (сфалерит), цепочечной (киноварь), молекулярно-слоистой (аурипигмент), молекулярно-островной (реальгар) структурами отличаются алмазным блеском, полупрозрачностью, яркими окрасками, низкой и умеренной твердостью.

Сульфиды обычно образуют сплошные кристаллически-зернистые массы, вкрапленники или встречаются в виде кристаллов. Сульфиды с цепочечной структурой часто представлены агрегатами удлиненно-призматических кристаллов до тонкоигольчатых с совершенной спайностью по удлинению (антимонит). Для слоистых сульфидов характерна уплощенно-таблитчатая форма кристаллов и весьма совершенная спайность в одном направлении (молибденит, аурипигмент).

Сульфиды имеют в основном гидротермальное происхождение. Они образуются также в магматическом процессе, характерны в скарнах. В гипергенных условиях образуются в зоне вторичного сульфидного обогащения и в осадочных породах. Для метаморфических процессов и ассоциаций сульфиды не характерны. Сульфиды обнаружены в метеоритах и образцах лунного грунта.

В поверхностных условиях сульфиды (за исключением киновари) легко окисляются, переходя в сульфаты. За их счет образуются различные вторичные минералы - окислы, карбонаты, сульфаты, силикаты, а также самородные металлы.

Координационные

Островные

Цепочечные

Галенит PbS (кубич.)

Киноварь HgS Пирит FeS2 (кубич.) (тригональная Сфалерит ZnS (кубич.) сингония)

Марказит FeS2 (ромбич.)

Халькопирит CuFeS

Арсенопирит FeAsS (тетрагон.) (ромбич.)

Всего к классу сульфидов относят более 250 минеральных видов, но общее содержание их в земной коре невелико и не превышает 0.15%. Широко распространены и встречаются в больших количествах около 20 из них. Наибольшее распространение имеют пирит и пирротин, на долю которых приходится около 4/5 всех известных нам сульфидов. Подавляющее же число минералов (около 200) являются редкими и наблюдаются в незначительных количествах. Роль сульфидов чрезвычайно велика как сырья для получения цветных, благородных и многих редких металлов. Особый интерес проявляется к электрофизическим и оптическим свойствам сульфидов. Их специально выращивают в виде монокристаллов, находящих применение в качестве полупроводников.

22.

Слоистые сульфиды, свойства, представители.

Аурипигмент (от лат. aurum — золото, золотая краска), — минерал класса сульфидов состава As2S3. Сингония моноклинная. Хорошо образованные кристаллы больших размеров редки. Кристаллы столбчатые, короткопризматические, крупнотаблитчатые, обычно с искривлёнными гранями, реже игольчатые. Как правило встречается в виде листоватых, чешуйчатых или зернисто — слюдоподобных агрегатов.

Цвет от лимонно-жёлтого до золотисто-жёлтого, на свежем сколе яркий. Цвет черты светло-жёлтый. Блеск от алмазного до металлического, на свежих плоскостях спайности — сильный перламутровый.

Спайность весьма совершенная в 1 направлении, листочки гибкие, но не упругие. Излом ступенчатый (раковистый).

Твёрдость 1,5 — 2, мягкий и вязкий, легко режется ножом. Плотность 3,5. Обладает специфическим серным запахом, усиливающимся при нагревании.

На свету с течением времени «выцветает», окисляясь с поверхности, и переходит в арсенолит (As2O3). Аурипигмент имеет низкотемпературное гидротермальное происхождение. Часто встречается вместе с реальгаром, киноварью, антимонитом в глинах, гидротермально изменённых глинистых мергелях и сланцах, а также в рудных жилах. Кроме того, минерал встречается в виде продукта низкотемпературного изменения содержащих мышьяк минералов или фумарольной деятельности.

Молибденит MoS2 — мягкий свинцово-серый минерал с жирным блеском.

Твёрдость 1. Пачкает руки. Чёрная черта с голубым оттенком.

Гибок, но не эластичен. Генетически связан с гранитами, кварцевыми жилами, грейзенами, иногда с пегматитами. Кристаллы таблитчатые, но чаще встречается в виде агрегатов чешуйчатой или листоватой формы, вкраплений в кварце. В результате гидротермальных процессов осаждается из глубинных горячих вод. Наиболее важное сырье для производства молибдена, получаемого в результате обогащения флотацией. Также из него получают рений, селен. Молибденит — полупроводник, применявшийся в радиотехнике для изготовления детекторов. Подобно графиту используется как компонент смазок, особенно для пар трения, работающих в вакууме. Как компонент смазок в больших объемах используется и в автомобилестроении, но его применение здесь ограничивается, преимущественно, герметично закрытыми узлами (например, ШРУСами), так как в негерметичных узлах под воздействием воды и кислорода воздуха, молибденит превращается в абразивный оксид молибдена.

23.

Дисульфиды и их аналоги.

Пирит (серный колчедан) – FеS2. Кубическая сингония.

Название от греческого слова "пир" - огонь, за свойство давать при ударе искры. Возможны изоморфные примеси кобальта, никеля и мышьяка. Кристаллы в виде кубов со взаимно перпендикулярной штриховкой на гранях, реже пентагондодекаэдры и октаэдры (рис. 13). Сплошные плотные массы, друзы, вкрапленники. Цвет соломенно-желтый; блеск металлический, черта черная. Спайности нет. Твердость 6-6,5. Диагностика: от халькопирита и пирротина отличается формой кристаллов и высокой твердостью. От марказита - формой выделения. Происхождение: гидротермальный в колчеданных залежах. Известен магматический, осадочный и метаморфический пирит. В поверхностных условиях легко окисляется с образованием сульфатов и гидроксидов железа. Значение: является основным сырьем для производства серной кислоты. Редко из пирита извлекают никель и кобальт.

Марказит – FеS2. Ромбическая сингония

Изоморфные примеси мышьяка, таллия, сурьмы, никеля, кобальта. Желваки, почковидные, гребенчатые, натечные агрегаты, конкреции, сферолиты, сплошные массы. Цвет латунно-желтый, блеск металлический. Спайности нет. Черта черная. Твердость 5,5-6,0. Диагностика: от пирита отличается только формой выделения. Происхождение: в основном экзогенное, иногда низкотемпературное гидротермальное. Встречается значительно реже пирита. Осадочный, в зонах окисления сульфидных месторождений. Часто в угленосных породах. В поверхностных условиях легко окисляется (значительно легче пирита). Значение: в совместных скоплениях вместе с пиритом используется как сырье для получения серной кислоты. Иногда может представлять интерес как источник таллия.

Арсенопирит (мышьяковый колчедан) – FeAsS. Моноклинная сингония

Название по составу минерала. Изоморфные примеси кобальта, никеля, сурьмы, селена. Псевдоромбические призматические, иногда короткопризматические кристаллы. Плотные мелкозернистые массы, агрегаты с шестоватой, радиально-лучистой структурой. Цвет от оловянно-белого до стально-серого. Блеск металлический. Спайность средняя по призме. Черта черная. Твердость 5,5-6. Диагностика: оловянно-белый цвет, высокая твердость. При истирании издает характерный "чесночный" запах. Происхождение: характерный минерал высокотемпературных гидротермальных жил в ассоциации с кварцем, касситеритом, вольфрамитом. Известен в скарнах. В поверхностных условиях легко окисляется с образованием скородита Fe [AsO4]* 2Н2О и гидроксидов железа, смесей их друг с другом. Значение: основной источник мышьяка. Иногда попутно извлекают кобальт. Здесь же можно упомянуть и кобальтин, так как он относится к дисульфидам.

24.

Оксиды, их общая характеристика.

К оксидам относятся минералы, представляющие собой соединения металлов и металлоидов с кислородом. Оксиды насчитывают около 300 минеральных видов, гидроксиды - более 80. Они составляют 17% массы литосферы.

Среди представителей этого класса такие широко распространенные минералы, как семейство кремнезема (кварц, опал и др.), на долю которого приходится около 12.6% от массы литосферы; оксиды и гидроксиды железа (3.9%), алюминия.

В строении кристаллических структур оксидов из анионов принимает участие O2. Размер ионного радиуса аниона примерно одинаковы (1.36 Å). Известны минералы, которые одновременно содержат О2- и (ОН)-- ионы. В оксидах и особенно гидроксидах установлена также вода – адсорбционная и кристаллизационная.

В качестве катионов главную роль играют такие элементы как Si, Ti, Fe, Al, Mn. Химические элементы, входящие в состав оксидов, это литофильные элементы, («литос» греч. - камень). От халькофильных элементов они отличаются повышенным сродством не к сере, а к кислороду.

Для большинства рассматриваемых минералов характерна ионная связь между катионами и анионами. Оксидов с ковалентной связью гораздо меньше, хотя к ним относятся весьма широко распространенные минералы семейства кремнезема. В минералах сложного состава, содержащих Fe, Ti, Nb, Ta и др., существуют также компоненты ковалентной и металлической связей. В гидроксидах существенно кроме того влияние водородных связей.

В химическом отношении рассматриваемые минералы отчетливо делятся на простые и сложные. Состав их может отклоняться от идеального вследствие изоморфизма, причем изоморфизм более типичен для сложных оксидов, чем для простых. Для простых оксидов характерна чрезвычайная ограниченность изоморфных замещений. Содержание примесей в них обычно не превышает 1% и достигает нескольких процентов только в случае гетеровалентного изоморфизма. Большое ограничение на изовалентный изоморфизм накладывает различие в типе химической связи отдельных минералов. Иллюстрацией этого утверждения является пара минералов: рутил TiO2 (ионная связь) – касситерит SnO2 (ковалентная связь). Здесь полная смесимость достигается только при высокой температуре, тогда как при нормальных условиях она крайне ограничена.

Наряду с изовалентным изоморфизмом типа Fе2+ = Mg2+; Fe2+ = Mn2+; Fe3+ = Cr3+; Fe3+ = Al3+; Nb5+ = Ta5+ и, прежде всего в сложных окислах, широко распространен гетеровалентный изоморфизм типа Ca2+Ti4+ = Ce3+Fe3+; 3Fe2+ = 2Fe3+. Изо- и гетеровалентный изоморфизм проявляются в оксидах и гидроксидах с ионной связью, причем в первых полнее, чем в последних. В то же время оксиды с ковалентной связью (кварц, касситерит) характеризуются высокой чистотой и обычно близки к своим теоретическим формулам.

В структурном отношении для оксидов наиболее характерны координационные структуры. Островные структуры не характерны для них. Гидроксиды часто образуют слоистые структуры с ионной связью в пределах слоя и ван-дер-ваальсовой связью между слоями. В оксидах каркасной структуры группировки тетраэдров [SiO4] (в кварце), октаэдров [ТiО6 или NbO6] (в пирохлоре) соединяются друг с другом общими атомами кислорода.

Особенности кристаллических структур и тип преобладающей в них химической связи определяют особенности физических свойств и морфологии оксидов и гидроксидов.

Минералы координационной и каркасной структур в основном имеют изометрический облик, а цепочечные оксиды, как правило, представлены удлиненно-призматическими кристаллами. Минералы ленточных и слоистых структур образуют уплощенно-таблитчатые кристаллы и листовато-чешуйчатые агрегаты, часто с хорошо выраженной спайностью в одном направлении.

25.

Группа шпинелидов, их представители.

Группа шпинели. В эту группу входят сложные оксиды с общей формулой АВ2О4, где A= Mg2+, Fe2+ иногда Zn2+, Mn2+, Be2+, а B = Fe3+, Al3+, Cr3+, Mn3+ (?).

Минералы группы шпинели имеют некоторые общие свойства. Большинство из них кристаллизуется в кубической сингонии.

Все эти минералы образуют хорошо ограненные кристаллы октаэдрического габитуса. У них наблюдается высокая твердость, отсутствует спайность, они химически и термически устойчивы. Для всех шпинелидов характерны высокотемпературные условия образования.

В поверхностных условиях большинство их устойчиво и сохраняется в россыпях.

Магнетит (магнитный железняк) - FеFе2О4. Кубическая сингония. Часто содержит изоморфные примеси - Mg2+, Mn2+, Ti4+. Мелкозернистые сплошные массы, иногда очень крупные; мелкая вкрапленность, хорошо образованные кристаллы октаэдрического, реже ромбододекаэдрического габитуса. Цвет железо-черный. Блеск металловидный. Спайности нет, иногда отдельность. Твердость 5.5-6.0. Черта черная. Отклоняет магнитную стрелку. Излом неровный. Диагностика: черный цвет, черная черта и сильная намагниченность, а также октаэдрический габитус кристаллов. Происхождение: контактово-метасоматический в скарнах в ассоциации с гранатом, эпидотом, хлоритом, сульфидами, кальцитом. Метаморфический в железистых кварцитах в ассоциации с гематитом. Магматический в основных горных породах (кальцит, флогопит, апатит, карбонатиты). Гидротермальный (при нормальном парциальном давлении кислорода). В поверхностных условиях достаточно устойчив и является обычным минералом россыпей. При окислении переходит в мартит – псевдоморфоза гематита по магнетиту, а затем в различные гидроксиды железа. Значение: ценнейшая руда на железо; попутно извлекаются титан, ванадий, никель и другие элементы.

Шпинель (MgAl2O4). Розово-красный цвет (тёмно-синий цвет в карбонатах). Стеклянный блеск. Твёрдость 8. Происхождение: магнезиальные скарны.

Хромит (FeCrO4). Рябчиковая руда. Чёрный цвет. Коричнево-серая черта. Металловидный блеск. Твёрдость 6. Встречается в ассоциациях с серпентином.

Ильменит (FeTiO3). Чёрный цвет. Чёрная черта. Металлический блеск (иногда смолистый). Спайности нет. Твёрдость 6. Минерал щелочных пегматитов; встречается с кпш.

К этому же классу относятся вольфрамит и пирохлор.

26.

Минералы кремнезема.

Минералы, входящие в это семейство, имеют один и тот же очень простой состав — SiO2. Они представляют собой ряд полиморфных модификаций. Из относящихся сюда полиморфных модификаций SiO2 четыре главные формы имеют самостоятельные названия: кварц, тридимит, кристобалит и коэсит. Особняком стоит наиболее высокобарическая модификация кремнезема — стишовит, образующийся при ударах метеоритов о земную поверхность. В природе существует также гидратированный кремнезем — опал SiO2*nH2O, который мы рассмотрим особо.

Кристаллическая структура кварца, как и других полиморфных модификаций, исключая стишовит с октаэдрической координацией кремния, характеризуется той особенностью, что катион Si4+ всегда находится в четверном окружении ионов О2–, расположенных по вершинам тетраэдра. Каждая вершина такого тетраэдра одновременно служит вершиной другого смежного тетраэдра. Таким образом, кристаллические структуры этих минералов состоят как бы из каркасов сцепленных друг с другом тетраэдров.

α-кварц — SiO2. Эту устойчивую при низких температурах модификацию обычно называют просто кварцем. Кварц является одним из наиболее распространенных в земной коре и лучше всего изученных минералов.

Химический состав. Теоретическому составу, очевидно, отвечают бесцветные прозрачные разновидности. Из числа изоморфных примесей следует назвать Al3+, Fe3+, Ti4+. Разности, окрашенные в молочно-белый или другой цвет, в виде механических примесей в разных количествах могут содержать газообразные, жидкие и твердые вещества: СО2, Н2О, углеводороды, NaCl, CaCO3, в ряде случаев включения мельчайших кристалликов рутила, актинолита и других минералов, видимых на глаз.

Цвет кварца может быть самый различный, но обычно распространены бесцветные, молочно-белые и серые окраски. Прозрачные или полупрозрачные красиво окрашенные разности носят особые названия: 1) горный хрусталь — бесцветные водяно-прозрачные кристаллы; 2) аметист — фиолетовые разности; 3) раухтопаз — дымчатые прозрачные разности, окрашенные в сероватые или буроватые тона; 4) морион — кристаллы кварца, окрашенные в черный цвет; 5) цитрин — золотисто-желтые или лимонно-желтые кристаллы. Розовый кварц, не имеющий специального названия, окрашен, по всей вероятности, примесью Ti.

Блеск кварца стеклянный, на изломе — слегка жирный, халцедона — восковой до матового. Твердость 7. Спайность у большинства индивидов кварца отсутствует или весьма несовершенная по ромбоэдру. У кристаллов с высокой степенью совершенства кристаллического строения (так называемых моноблоков) спайность по ромбоэдру средняя до ясной. Излом раковистый.

Происхождение и месторождения. Кварц, будучи широко распространен в природе, входит в состав самых различных по генезису горных пород и рудных месторождений.

1. Во многих интрузивных и эффузивных кислых изверженных породах он, так же как и полевые шпаты и слюды, является существенной составной частью (в гранитах, гнейсах, кварцевых породах и др.). Порфировые кристаллы кварца в кислых эффузивных породах обладают кристаллически-зональным строением, часто содержат включения вулканического стекла.

2. В крупных кристаллах (раухтопаз, морион, аметист и др.) он встречается в пустотах среди пегматитов также в ассоциации с полевыми шпатами, мусковитом, иногда топазом, бериллом, турмалином и другими минералами. Часто наблюдаются закономерные срастания его с крупными индивидами калиевых полевых шпатов — ортоклаза или микроклина, напоминающие в при полированных штуфах еврейские письмена. Характерно, что все эти включения кварца в каждом данном кристалле полевого шпата оптически ориентированы одинаково.

3. Как постоянный жильный минерал, и притом в значительных массах, кварц распространен в чрезвычайно многочисленных на земном шаре гидротермальных месторождениях в ассоциации с самыми различными минералами: касситеритом, вольфрамитом, золотом, молибденитом, пиритом, халькопиритом, турмалином, кальцитом, хлоритами и др. Почти всегда кварц содержит микроскопические включения газов, жидкостей и твердых минеральных веществ.

4. При экзогенных процессах кварц и халцедон в виде тонкозернистых агрегатов образуются при просачивании и кристаллизации из холодноводных растворов кремнезема. При этом известны случаи образования в пустотах кристаллов кварца, например, в трещинах среди окремненных приповерхностных процессах тех или иных пород (известняков, серпентинитов и др.). Зато гораздо шире в этих условиях образуется халцедон. Наблюдались случаи его отложения после опала в пустотах между колломорфными выделениями последнего. Наиболее широко халцедон распространен в виде кремней в известняках, а также желваков в коре выветривания, напоминающих по внешнему виду миндалины и жеоды однородного халцедона гидротермального происхождения в изверженных эффузивных породах.

5. При метаморфических процессах кварц в значительных массах образуется при обезвоживании опалсодержащих осадочных пород с образованием так называемых яшм и слоистых роговиков (чрезвычайно тонкозернистых кварцевых и кварцевохалцедоновых пород).

27.

Гидроксиды, их общая характеристика.

Наибольшее значение среди относящихся сюда минералов имеют так называемые гидраты, или гидроокислы, т. е. соединения металлов с гидроксильной группой ОН, полностью или частично заменяющей ионы кислорода в окислах. Например, окислу магния (MgO) отвечает Mg(OH)2, окислу алюминия (Аl2О3) соответствует 2АlO(ОН) или 2Аl(ОН)3 и т. д.

Большинство подобных соединений кристаллизуется в слоистых структурах, характеризующихся гексагональной или близкой к ней плотнейшей упаковкой ионов (ОН)–. Этим объясняются многие общие физические свойства этих минералов. Оптимальными катионами для соединений со слоистой структурой являются Mg2+, Fe2+, Mn2+, Al3+, Fe3+ и Сr3+.

• Г руппа брусита

Данная группа представлена гидратами двухвалентных металлов Mg, Fe, Mn, кристаллизующихся в тригональной или гексагональной сингонии.

Брусит — Mg[OH]2. Химический состав: MgO — 69 %, Н2О — 31 %. В виде изоморфных примесей иногда присутствуют Fe (железный брусит) и Mn (марганцовистый брусит). Облик кристаллов: кристаллы обладают толстотаблитчатым обликом. Обычны листоватые талькоподобные агрегаты. Встречаются также образования почковидной и гроздевидной формы; веревочный брусит (немалит). Цвет брусита белый, изредка зеленоватый, голубой или бесцветный. Блеск его в изломе стеклянный, на плоскостях спайности перламутровый. Твердость 2,5. Спайность весьма совершенная. Тонкие отщепляемые листочки гибки. Происхождение: образуется при гидролизе растворенных соединений магния в резкощелочной среде. Часто встречается в виде тонких жилок и примазок по трещинам в серпентинитах — продуктах гидротермального изменения богатых магнезией ультраосновных изверженных пород (дунитов, перидотитов). Ассоциирует с серпентином, гидрокарбонатами магния, арагонитом и др. Наблюдается иногда в доломитизированных известняках с кальцитом, гидромагнезитом. Имеются указания также на находки его в сильнощелочных почвах. В поверхностных условиях в более кислых средах брусит легко карбонатизируется.

• Г руппа гиббсита

Сюда относятся так называемые тригидраты некоторых трехвалентных металлов. Наиболее распространен в природе Аl[ОН]3. Гидрат окисного железа Fe[OH]3, образующийся в первые моменты при гидролизе солей, неустойчив и быстро подвергается обезвоживанию. Ион Fe3+ в небольших количествах иногда входит лишь изоморфно в состав Al[ОН]3. В гидратах алюминия также в виде изоморфной примеси присутствует Ga3+ в значительно повышенных против кларка количествах.

Гиббсит — Аl[ОН]3. Химический состав: Аl2О3— 65,4 %, Н2О — 34,6 %. В виде изоморфной примеси устанавливаются Fe2O3 (до 2 %), а также Ga2O3 (до 0,006 %). Химические анализы часто обнаруживают почти полное совпадение состава с теоретической.

Облик кристаллов шестиугольнотаблитчатый. Чаще наблюдается в лучистолистовых агрегатах, иногда в виде сферолитовых корок или в виде бобовидных или шаровидных конкреций. В главной же своей массе на земной поверхности распространен в тонкочешуйчатых или скрытокристаллических массах. Цвет гиббсита белый или он слабо окрашен в сероватый, зеленоватый и красноватый оттенки. Блеск стеклянный, на плоскостях спайности перламутровый. Твердость 2,5–3,5. Спайность весьма совершенная по базопинакоиду. Происхождение и месторождения: образуется при разложении и гидролизе алюминийсодержащих силикатов отчасти при гидротермальных процессах (при сравнительно низких температурах), но главным образом при экзогенных процессах выветривания, и притом преимущественно в условиях жаркого климата в тропических и субтропических странах. Гиббсит гидротермального происхождения встречается сравнительно редко и в очень небольших количествах. Гиббсит в значительно больших количествах присутствует в так называемых латеритах, т. е. продуктах выветривания, широко распространенных в пределах современных тропических стран в виде покрова на коренных горных породах и состоящих в основном из гидроокислов, содержащих Fe2O3 и в меньшей степени Аl2О3 и SiO2. Он наблюдается и в бокситах, состоящих преимущественно из гидратов Al и образующихся также осадочным путем в водных бассейнах, очевидно, при размыве коры выветривания горных пород. Образование бокситов для ряда месторождений приписывают также процессам разложения известняков и доломитов в экзогенных условиях, допуская, что глинистые остатки от выщелачивания могли в щелочной среде подвергаться дальнейшему разложению с выносом освободившегося кремнезема. При процессах регионального метаморфизма гиббсит, обезвоживаясь, переходит в диаспор (AlOOH), а в более глубинных условиях — в корунд (наждак) или, в присутствии SiO2, — в силикаты алюминия, или алюмосиликаты.

• Г руппа лепидокрокита–гётита

Сюда относятся так называемые моногидраты трехвалентных металлов. Al, Fe, Cr, Ga. В природе наиболее распространен гидрат окисного железа FeOOH. В гидратах алюминия в виде изоморфной примеси присутствует Ga3+ в значительно повышенных против кларка количествах. В гидратах хрома в виде изоморфной примеси присутствует Fe3+.

Лепидокрокит — FeOOH. Химический состав: Fe2O3 — 89,9 %, Н2О — 10,1 %. В виде изоморфной примеси устанавливаются Al2O3 (до 1,5 %), а также Ga2O3 (до 0,006 %). Химические анализы часто обнаруживают почти полное совпадение состава с теоретической.

28.

Коллоидно-дисперсные оксиды и гидроксиды.

См. вопрос про коллоиды. (10)

Здесь говорим об оксидах и гидроксидах железа, марганца и кремния. Пиролюзит (MnO2), манганит (MnOOH), лимонит (Fe2O3*nH2O), опал (SiO2*nH2O), халцедон, гётит и гидрогётит (FeOOH и FeOOH*nH2O соответственно), сидерит (FeCO3).

В результате адсорбции возникают землистые, скрытокристаллические или плотные массы неправильной или натёчной формы.

29.

Фториды и хлориды, их характеристика. Представители.

В подавляющей массе это соединения с типичной ионной или ковалентной полярной связью, обусловливающей совсем другие свойства минералов. Наиболее яркими представителями их являются галоидные соединения металлов. С химической точки зрения, относящиеся сюда минералы, представлены солями кислот: HF, HCl, HBr и HI; соответственно этому среди этих минералов различают фториды, хлориды, бромиды и иодиды.

Так как в галогенидах с типичной ионной связью принимают участие катионы легких металлов с малыми зарядами и большими ионными радиусами (K, Na, Ca, Mg), а в связи с этим с весьма слабой способностью к активной поляризации, то естественно, что эти минералы обладают прозрачностью, бесцветностью (наблюдаемые окраски, как правило, являются аллохроматическими), малыми удельными весами, а также такими свойствами, как необычайно легкая растворимость многих галогенидов в воде, низкие показатели преломления, а, следовательно, и слабый стеклянный блеск минералов.

При магматических процессах не создается условий для концентрации этих элементов в сколько-нибудь значительных количествах. Фтор и хлор лишь в качестве добавочных анионов входят в ряд минералов, преимущественно силикатов и фосфатов (большей частью в пегматитах и в контактово-метасоматических образованиях). Главная масса этих элементов, очевидно в виде летучих соединений с металлами, переходит в гидротермальные растворы. О том, что хлор и фтор действительно являются составной частью летучих магм, свидетельствуют выделения НСl и HF в газообразных продуктах вулканических извержений, иногда в весьма значительных количествах.

Из галогенидов во многих гидротермальных образованиях широко представлен CaF2 (флюорит), однако хлориды металлов не встречаются, если не считать крайне редких находок NaCl (галита) в виде микроскопических кристалликов в капельках растворов, обнаруживаемых в виде включений в некоторых минералах (кварце, галените). Зато в экзогенных условиях хлориды Na, в меньшей степени хлориды К, Mg (галит, сильвин, сильвинит, бишофит, карналлит) и других металлов, образуются, нередко в огромных массах, в усыхающих соленосных бассейнах вместе с сульфатами, иногда боратами и другими растворимыми в воде соединениями.

Флюорит — CaF2. Чаще наблюдается в виде вкраплений и сплошных зернистых, реже землистых масс (ратовкит – фиолетовый флюорит). Цвет: флюорит редко бывает бесцветным и водяно-прозрачным. Большей частью окрашен в различные цвета: желтый, зеленый, голубой, фиолетовый, иногда фиолетово-черный. Любопытно, что окраска исчезает при нагревании и вновь возвращается при облучении рентгеновскими лучами. В бесцветных кристаллах можно вызвать фиолетовую окраску также действием паров металлического кальция и электрическими разрядами. Это наводит на мысль, что в ряде случаев цвет обусловлен появлением в кристаллической структуре дефектных центров окраски, каждый из которых представляет собой вакансию на месте аниона F–, замещенного свободным электроном.

Блеск стеклянный. Твердость 4. Хрупок. При продолжительном одностороннем давлении обнаруживает пластическую деформацию. Спайность совершенная по октаэдру. В главной своей массе образуется при гидротермальных процессах, часто являясь спутником рудных металлических минералов в жилах. Может встречаться в ассоциации с самыми разнообразными минералами гидротермального происхождения. Он наблюдается также в некоторых породах осадочного происхождения, но не образует значительных скоплений с высоким содержанием F. Как трудно растворимое в воде соединение, CaF2 из соленосных растворов выпадает одним из первых, иногда в аморфном виде. Поэтому неудивительно, что редко встречающиеся скопления флюорита приурочены к ранним химическим осадкам, т. е. к отложениям гипса, ангидрита, кальцита, доломита. Изредка в виде новообразований он наблюдается в зоне окисления рудных месторождений, например в виде кристалликов на почковидном гётите.

Наиболее важными являются хлориды Na и Mg, образующиеся в экзогенных условиях вместе с другими растворимыми солями нередко мощные толщи соляных залежей осадочного происхождения.

Галит — NaCl. Самосадочная соль наблюдается в виде рыхлых или плотных кристаллически-зернистых корок или «пластин» на дне бассейнов, а также друз кристаллов, нередко очень крупных. Цвет: чистые массы галита прозрачны и бесцветны или имеют белый цвет. Но часто те или иные красящие пигменты обусловливают окраску в различные цвета: серый (обычно глинистые частицы), желтый (гидроокислы железа), красный (безводная или маловодная окись железа), бурый и черный (органические вещества, исчезающие при нагревании) и др. Для каменной соли иногда наблюдается очень характерная интенсивная синяя окраска в виде пятен или полос, особенно в участках, подвергшихся сильной деформации. Искусственно такая окраска получается при облучении каменной соли рентгеновскими лучами или при пропитывании ее парами металлического натрия, особенно если образец предварительно подвергнуть одностороннему сжатию. При нагревании до 200°С окраска исчезает и соль становится бесцветной. Предполагают, что окраска возникает вследствие того, что ионы Na+ приобретают свободные электроны (β-частицы радиоактивных лучей) и потому становятся электрически нейтральными атомами. Тот факт, что синяя соль встречается в тех участках, где присутствуют калийсодержащие хлориды, позволяет считать вероятным, что K и обычно связанный с ним Rb, способные в какой-то степени излучать β-частицы (электроны), действительно могли обусловить эту синюю окраску. Блеск галита стеклянный, на поверхностях слегка выветренных разностей жирный. Твердость 2,5. Спайность совершенная по кубу.

30.

Анионные радикалы солей кислородных кислот, их форма и

условия конденсации.

Характерной особенностью кристаллохимии кислородных солей является наличие в их кристаллических структурах комплексных анионов: [NO3]–, [СО3]2–, [SO4]2–, [РО4]3– и т. д. Катионы, располагающиеся в центрах этих групп, обладают малыми размерами ионных радиусов, высокими зарядами и ковалентно связаны с ионами кислорода. Очень важно обратить внимание в этих группах на прочность связи ионов кислорода с центральным катионом, определяемую так называемой электростатической валентностью, т. е. величиной заряда, приходящегося от катиона на каждый окружающий его ион кислорода. Так, в комплексном анионе [NO3]–, состоящем из N5+ и трех окружающих ионов О2–, каждый кислород получает эквивалент заряда 5 : 3, в анионе [СО3]2– эта величина составляет 4 : 3, анионе [SO4]2– — 6 : 4, анионе [РО4]3– — 5 : 4 и т. д. Как видим, это отношение всюду превышает 1 (т. е. больше половины валентности кислорода уходит на связь с центральным катионом), и только для [ВО3]3– и [SiO4]4– оно равно 1. Это означает, что ионы кислорода прочнее связаны с малыми катионами внутри комплексов, чем с катионами, расположенными в кристаллических структурах вне комплексных анионов. В этом отношении кислородные соли весьма существенно отличаются от сложных окислов, для которых величины электростатической валентности связи между катионами и окружающими их ионами кислорода всегда меньше 1.

Таким образом, комплексные анионы представляют собой прочно связанные в одно целое компактные группы, участвующие в кристаллических структурах как самостоятельные структурные единицы. Самостоятельность их подчеркивается тем, что эти группы не распадаются и при растворении солей. От простых анионов они существенно отличаются по форме и, естественно, по размерам. Анионы типа XO4 имеют тетраэдрическую координацию и по форме близки к изометрическим телам. Анионы типа ХO3 обладают формой плоских треугольников (СО3, ВО3), реже тупых пирамид (AsO3 и др.), в которых ионы кислорода «сидят» по углам треугольника, а связывающий их катион — над центром этого треугольника. Боратам и силикатам (солям более слабых кислот) соответствуют более сложные радикалы.

• Конденсация (образование сложных комплексных анионных радикалов) характерна для боратов и силикатов. Ортогруппы [BO3]3- конденсируются в диортогруппы [B2O5]4-, кольца [B3O6]3- и цепочки [B2O4]2-.

31.Карбонаты, их общая характеристика.

Карбонаты относятся к широко распространенным минералам земной коры, хотя известно немногим более 80 минералов этого класса. Карбонаты - это соли угольной кислоты, главным образом Сa2+, Mg2+, Ba2+, Mn2+, Fe2+, Zn2+, Na+, Cu2+ и REE. В состав карбонатов часто входят добавочные анионы ОН-, F-, реже Сl-. Изоморфизм в карбонатах ограничивается преимущественно изовалентными замещениями типа Fе2+ = Mg2+; Mn2+ = Fe2+; Ca2+ = Sr2+. В основе структуры карбонатов лежит анионный радикал [CO3]2-, форма которого – равносторонний треугольник. Анионный радикал [СО3]2- не способен к поликонденсации, и все карбонаты по анионному мотиву являются островными минералами. Для карбонатов характерны гетеродесмические структуры: ковалентная связь в анионном радикале [CO3]2- и ионная связь между катионом и анионом. В карбонатах с добавочным анионом OH- развиты также водородные связи.

Большинство карбонатов имеет совершенную спайность. На гранях кристаллов и плоскостях спайности характерный стеклянный блеск. Средняя твердость составляет около 3, колеблясь от 1-1,5 (натрит Na2CO3*10H2O) до 3,5-4 (доломит). Основная масса карбонатов бесцветные или белого цвета минералы. Окраска определяется вхождением в состав минералов того или иного иона-хромофора, (Cu-содержащие карбонаты зеленого или синего цвета, Fе - содержащие - светло-желтые до бурого цвета). Наибольшее разнообразие окрасок связано с механическими включениями в карбонаты других веществ и минералов: черный кальцит – включения битума; зеленый – включения хлорита; красный – включения гематита и т.д.

Карбонаты отличаются высокой растворимостью в соляной кислоте с выделением СО2. Обычно легко при нормальных условиях растворяются кальцит, арагонит, малахит, азурит. Большинство же реагируют с HCl только при нагревании или в порошке.

Карбонаты являются составной частью как магматических (кальцит), так и флюидо-гидротермально-метасоматических карбонатитов (доломит, сидерит). Это обычные жильные минералы гидротермальных жил средних и низких температур (в ассоциации с сульфидами). Часто встречаются в скарновых месторождениях. Образуются в осадочных процессах, как органогенных, так и хемогенных (кальцит).

Карбонаты - это обычные минералы кор выветривания силикатных пород в условиях сухого и жаркого климата (магнезит). Карбонаты Zn, Pb, Сu, - характерны для зон окисления рудных сульфидных месторождений (малахит, азурит). Метаморфические процессы ведут к образованию кальцитовых и доломитовых мраморов. Карбонаты легко выщелачиваются, в результате чего появляются различные формы растворения вплоть до громадных карстовых пещер. Карбонаты Fе2+ и Мn2+ легко окисляются с образованием оксидов и гидроксидов.

32.

Сульфаты, их характеристика. Представители.

К классу сульфатов относят встречающиеся в природе соли серной кислоты. Они насчитывают около 200 минералов. По особенностям состава сульфаты можно разделить на безводные и водные. Ведущими катионами сульфатов являются Са2+, Ba2+, Sr2+, Na+. У большинства сульфатов изоморфные замещения ограничены. Совершенный изоморфизм отмечен только между баритом Ba[SO4] и целестином Sr[SO4]. Структура сульфатов характеризуется присутствием тетраэдрических [SO4]2- групп. Тетраэдры [SO4]2- не способны к конденсации, поэтому все сульфаты являются минералами с островной структурой. Для сульфатов характерен существенно ионный тип связи между катионами и радикалом.

Для многих сульфатов известны хорошо ограненные кристаллы и их друзы, плотные массы разной зернистости, землистые агрегаты, корки, выцветы на почве.

Большинство сульфатов бесцветны, прозрачны, белого цвета. Многие (барит, целестин, ангидрит) имеют голубую окраску, связанную с радиационными дефектами структуры, возникающими после ионизирующего облучения. Некоторые сульфаты окрашены механическими примесями, в том числе битумами. Это мягкие минералы, их твердость, как правило, не выше 3,5 ,причем для водных сульфатов она ниже - около 2. Многие сульфаты легко растворяются в воде.

Основная масса сульфатов имеет осадочное происхождение - это химические морские и озерные осадки, многие являются минералами зоны окисления, известны сульфаты, образовавшиеся в результате вулканической деятельности. Сульфаты образуются также в гидротермальном процессе минералообразования, являясь часто главными жильными минералами (барит, реже целестин, ангидрит). С дегидратацией гипсовых пластов связано образование ангидрита в метаморфических породах.

Представители: ангидрит; гипс; целестин; барит; тенардит; мирабилит.

33.

Общая характеристика фосфатов, арсенатов, ванадатов, примеры минералов.

Этот класс минералов объединяет соли фосфорной, мышьяковой и, в меньшей степени, ванадиевой кислот и насчитывает свыше 300 минералов. Наиболее многочисленны среди них фосфаты. Однако большинство минералов этого класса мало распространены и редко образуют крупные скопления.

Ведущую роль играют здесь катионы Са2+, Fe2+, UO 2+2, Cu2+, Al3+, Fe3+; в качестве дополнительных анионов большую роль играют также ОH- ионы, F-, менее Сl--ион. Значительную роль в составе минералов описываемого класса играет Н2О. Она входит в состав более 50% собственно фосфатов, а также почти во все минералы, содержащие UO 2+2.

Таким образом, по особенностям состава описываемые минералы можно разделить на три подкласса: безводные с добавочными анионами (апатит), водные без добавочных анионов (вивианит), водные фосфаты и их аналоги (бирюза). Р и Аs образуют преимущественно характерные тетраэдрические кислородные группы [РО4]3- и [AsO4]3- , в то же время координация ванадия в ванадатах переходная между 4 и 6, для них обычна пятерная и даже шестерная координация. Это одна из причин отсутствия широкого изоморфизма между V с одной стороны, и Р и As - с другой. Для всех рассматриваемых минералов этого класса характерна ковалентная связь в пределах анионного комплекса и ионная - между анионами и катионами.

В водных фосфатах и их аналогах значительна роль водородной связи. Все они относятся к одному типу структуры - островному. Характерны изоморфные замещения в катионной части типа Сa2+ = Sr2+; Fe2+ = Mn2+; Co2+ = Ni2+. Изоморфизм анионов [РО4]3- и [AsO4]3- ограничен, но нередко радикал [РО4]3- замещается анионами [SiO4]4-, [SO4]2- и даже [CO3]2-, например в апатите.

Большинство фосфатов кристаллизуется в виде удлиненных до игольчатых кристаллов, иногда кристаллы таблитчатые, уплощенные. Почти для всех минералов этого класса характерны землистые, колломорфные агрегаты, налеты, корки, плотные скрытокристаллические скопления. Многие минералы отличаются яркой окраской, связанной с содержанием ионов-хромофоров. Это относится к большому числу минералов, содержащих уран и имеющих канареечно-желтый или изумрудно-зеленый цвет. Минералы, содержащие Cu - зеленые разных оттенков до зеленовато-голубого; Со - розовые до малиново-красного; Fе - бурые, желтые, синие; Mn - розовые. Большинство фосфатов и их аналогов имеют низкую и среднюю твердость. Редко она доходит до 5.

Подавляющая часть минералов этого класса, включая все арсенаты и ванадаты, а также все водные соединения, являются минералами поверхностных процессов. Наиболее часто это зона окисления сульфидных месторождений, находящихся в странах с жарким, тропическим климатом. Значительные количества они образуют также в процессах осадконакопления (фосфориты, апатит, вивианит). Меньшее число минералов возникает в результате магматического или пегматитового

процессов (апатит, монацит). Апатит является минералом, возникающим практически во всех процессах минералообразования.

Апатит — Сa5[РО4]3(F,Cl,ОН). Сингония гексагональная. Постоянно содержит многочисленные изоморфные примеси: Sr2+, TR3+, Y3+, Mn2+. Кристаллы гексагонального дипирамидально-призматического габитуса. Зернистые, иногда сахаровидные и кристаллические выделения в породе. Известны землистые скопления, конкреции, загрязненные глинистыми частицами, песчаниками, кальцитом, гипсом - фосфориты. Фосфориты - это полиминеральная смесь, образующаяся биогенным путем в результате разрушения органических остатков. Цвет минерала зеленый, зеленовато-желтый, голубой, сине-зеленый, иногда бесцветный. Черта белая. Блеск стеклянный до жирного. Спайность несовершенная. Твердость 5. Хрупок. Излом неровный. Происхождение: щелочные магматические породы, карбонатиты. Акцессорный минерал гранитов. Пегматитовые жилы с мусковитом, а также некоторые контактово-метасоматические месторождения с диопсидом, флогопитом, кальцитом. Биогенный, осадочный (фосфориты). В поверхностных условиях устойчив, переходит в россыпи.

Вивианит - Fе3[PO4]2*8H2O. Моноклинная сингония. По составу часто близок формуле. Иногда примеси марганца, магния, кальция. Призматические до игольчатых кристаллы, их радиально-лучистые сростки, звездчатые агрегаты. Землистые разности, конкреции. В свежем сколе бесцветен, на воздухе быстро синеет (окисление железа), становясь голубым, синим, темно-синим. Блеск стеклянный до перламутрового на плоскостях спайности, в землистых агрегатах - тусклый. Твердость 1,5-2. Черта голубоватая, синяя. Происхождение: экзогенный минерал, встречается в торфяниках и железорудных месторождениях озерного или морского происхождения. Редко гидротермальный с пиритом и пирротином. В поверхностных условиях легко окисляется, образуя фосфаты Fе3+.

34.

Вольфраматы.

В этом классе минералов свыше 20 минеральных видов. Большинство из них это соли вольфрамовой или молибденовой кислот, причем молибдаты преобладают над вольфраматами. Из катионов основную роль играют Ca2+, Fe2+, в меньшей степени Pb2+,Mn2+,Cu2+ (UO 2+2). Ионы Fe2+—Mn2+ проявляют широкий изоморфизм, тогда как замещения между другими катионами ограничены. Mo и W также изоморфно замещают друг друга. Кроме того, они могут в небольшой степени замещаться на V, Cr. Часть минералов этого класса содержат конституционную или кристаллизационную воду. Это минералы с ионным характером связи между катионами и анионами и ковалентным в пределах анионных радикалов. В водных минералах велика компонента водородной связи. Молибден и вольфрам находятся в высшей степени окисления и образуют тетраэдрические радикалы [Mo6+O4]2- и [W6+O4]2-. Благодаря одинаковому заряду и размеру эти анионные группы в некоторых минералах замещают друг друга. Ограниченность таких изовалентных изоморфных замещений между ними обусловлена температурными факторами и различиями электронной структуры молибдена и вольфрама, с которыми связана большая степень ковалентности в радикале [MoO4]2-, чем в [WO4]2-. Примером подобного рода замещений является ряд шеелит — повеллит. В соединениях с катионами Fe2+ и Mn2+, имеющими малый радиус иона, тетраэдрический радикал переходит в искаженный октаэдрический - минерал вольфрамит. Таким образом, с кристаллохимических позиций вольфрамит может рассматриваться как сложный оксид. Физические свойства минералов группы вольфрамит также близки таковым сложных оксидов. Минералам класса вольфраматов характерен в основном изометрический облик кристаллов и кристаллических зерен. Твердость 3-4,4. Они имеют сильный, почти алмазный блеск на гранях и спайных сколах, жирный на неровных поверхностях. Окраска минерала связана с присутствием ионов хромофоров. Без примесей бесцветны, но благодаря примесям марганца железа редких земель а также радиационным эффектам имеют различную окраску. Характера люминесценция молибдатов и вольфраматов кальция связана с дефектными анионными центрами типа [W5+O4]3- с примесью элементов активаторов: марганца и редких земель. Вольфраматы являются типичными гипогенными минералами, характерными для контактово-метасоматических (скарновых) образований, грейзенов и высокотемпературных Sn-W гидротермальных жил (шеелит).

35.

Общая характеристика класса силикатов, подразделение на

подклассы по структуре.

Силикаты и алюмосиликаты представляют обширную группу минералов. Общее количество минеральных видов силикатов более 1000. По распространенности на долю силикатов приходится более 75% (А.Е. Ферсман) от всех минералов литосферы; 40% из них широко распространены. Это объясняется тем, что силикаты и алюмосиликаты являются важнейшими породообразующими минералами, из которых сложена основная масса горных пород (полевые шпаты, слюды, оливин, пироксены, амфиболы и другие). Самыми распространенными в природе являются полевые шпаты.

Для силикатов характерен сложный, часто переменный химический состав и широкие проявления изоморфных замещений одних элементов и комплексов элементов другими. Главными химическими элементами, входящими в состав силикатов, являются O, Si, Al, Fe, Mg, Mn, Ca, Na, K, а также Li, B, Be, Ti, Zr, REE. Роль добавочных анионов играют (ОН), F, Cl. Кроме того в состав некоторых минералов класса силикатов входят кристаллизационная, цеолитная, межслоевая и адсорбционная вода. Халькофильные элементы (Cu, Zn, Pb) для силикатов не характерны. Лишь в особых физико-химических условиях типа зоны окисления сульфидных месторождений некоторые из них образуют самостоятельные силикаты. Широкие проявления изовалентных изоморфных замещений можно проиллюстрировать следующими примерами: Mg2+=Fe2+ (оливин); Al3+=Fe3+ (гранат); Са2+=Mn2+ (волластонит); (ОН)-=F- (топаз, слюда).

Структуры силикатов (тезисно): четвертичная координация; кубические тетраэдры SiO4; связь Si—O – ковалентная; связь «радикал-ион» - ионная; могут соединяться в общей структуре минерала через катион; могут полимеризоваться (конденсироваться), образуя различные анионные группировки

В зависимости от того, как сочетаются между собой кремнекислородные тетраэдры, различают следующие структурные типы силикатов и алюмосиликатов:

• Островные силикаты с изолированными тетраэдрами и изолированными группами тетраэдров. Здесь можно выделить:

а) силикаты с изолированными кремнекислородными тетраэдрами [SiO4]4-. Между собой тетраэдры непосредственно не связаны, связь происходит через катионы (гранат, оливин, ортосиликаты);

б) силикаты со сдвоенными тетраэдрами отличаются обособленными парами кремнекислородных тетраэдров [Si2O7]6-. Один атом кислорода у них общий, а остальные связаны только с катионами. Сюда же можно отнести силикаты со структурами "смешанного" типа [SiO4]4- + [Si2O7]6- (эпидот, диортосиликаты);

в) кольцевые силикаты характеризуются обособлением трех, четырех, шести групп кремнекислородных тетраэдров, образующих кроме простых колец, также и более сложные. Радикалы их [Si3O9]6-, [Si4O12]8-, [Si6O18]12-.

• Силикаты с непрерывными цепочками из кремнекислородных тетраэдров. Это цепочечные силикаты, так как кремнекислородные тетраэдры [SiO4]4- сочленяются в виде непрерывных обособленных цепочек. Радикалы их [Si2O6]4-, [Si3O9]6- и другие.

• Силикаты с непрерывными обособленными лентами из кремнекислородных тетраэдров. Они имеют вид сдвоенных цепочек или лент, поэтому их называют ленточными силикатами. Радикал ленточных силикатов - [Si4O11]6- (амфиболиты: роговая обманка);

• Силикаты с непрерывными слоями кремнекислородных тетраэдров или слоистые силикаты (или листовые силикаты). Радикалы такой структуры [Si4O10]4- или [(Al,Si)4О10]4-, в которых тетраэдры cвязаны тремя общими вершинами (!Вершины развернуты в одну сторону). Слои кремнекислородных тетраэдров обособлены друг от друга (слюды, глинистые минералы).

• Алюмосиликаты с непрерывным трехмерным каркасом из алюмокислородных и кремнекислородных тетраэдров или каркасные силикаты. В этом случае все кислороды у тетраэдров являются общими. Естественно, что такой каркас, состоящий только из кремнекислородных тетраэдров, будет нейтрален, то есть все валентности кислорода будут использованы на связь с кремнием. Радикал такого каркаса будет [SiO2]0. Именно такой каркас отвечает структуре кварца. На этом основании кварц можно относить не к оксидам, а к каркасным силикатам (нефелин, полевые шпаты).

Свойства силикатов:

Островные и каркасные характеризуются изометричными зернами и кристаллами кубической/ромбической сингонии.

Кольцевые и ленточные – удлинённые и тонковолокнистые кристаллы.

Островные силикаты, имеющие плотную упаковку, отличаются наибольшей плотностью и высокой твердостью. Ионы K и Na не характерны для островных силикатов. Al не заменяет Si в анионной структуре. Спайность отсутствует.

Каркасные наименее плотные и твёрдые по сравнению с островными силикатами.

Слоистые – уплощённые зерна и кристаллы. Имеют минимальную твёрдость (слюды, тальк, каолинит). Твёрдость уменьшается от слоистых с ионным типом к слоистым с ван-дер-ваальсовой связью (хлориты, тальк). Имеют совершенную спайность.

Цвета: Сами по себе минералы белые или серые. Окраска возникает из-за дефектов структуры или является хромофорной: Fe2+, Cr3+ —зеленый цвет; Fe3+, Ti4+ — бурый; Fe3+, Cr3+ — красный; Fe2+, Fe3+ — синий; Mn2+ — розовый.

36.

Островные силикаты, характеристика. Представители

Островные силикаты, имеющие структуру, близкую к плотнейшей упаковке, отличаются наибольшей плотностью и высокой твердостью. Характернейшей чертой островных кристаллических структур силикатов является наличие в них в качестве структурно обособленных единиц тетраэдрических анионов [SiO4]4-. Они располагаются изолированно, то есть ни один из кислородных ионов, окружающих ион Si не является общим для других, смежных с ним тетраэдров. Среди катионов островных силикатов преобладают Mg2+, Fe2+, Ca2+ а также Al3+, Fe3+, иногда Ве2+, Ti4+, Zr4+. Щелочные элементы Na и К встречаются в исключительных случаях. Алюминий, в отличие от других типов силикатов, практически никогда не входит в структуру минералов в координации 4, т.е. не заменяет Si в его тетраэдрических группах. Физические свойства островных силикатов довольно характерны и обусловлены особенностями кристаллических решеток этих минералов. Изометричные зерна. Это бесцветные или слабо окрашенные минералы. Интенсивная окраска бывает только у минералов, содержащих ионы-хромофоры.

Примеры островных силикатов с изолированными одиночными тетраэдрами без добавочных анионов:

Оливин (Mg,Fe)2[SiO4] ромб.

Гр. гранатов R2+3R3+2[SiO4]3 куб.

• пироп Mg3Al2[SiO4]3

• алмандин Fe3Al2[SiO4]3

• спессартин Mn3Al2[SiO4]3

• андрадит Ca3Fe2[SiO4]3

• гроссуляр Са3Al2[SiO4]3

С изолированными одиночными тетраэдрами и добавочными анионами: титанит (сфен) CaTi[SiO4]O мон.

Кианит (дистен) Al2[SiO4]O трикл.

С изолированными сдвоенными тетраэдрами и добавочными анионами:

Эпидот Са2(Al,Fe)Al2[SiO4][Si2O7]O(OH) мон.

Кольцевые: берилл Be3Al2[Si6O18] гекс.

Турмалин Na(Mg,Fe)3(Al,Fe)6[Si6O18][BO3]3(OH,F)4 триг.

Оливин - (Mg,Fe)2[SiO4] Ромбическая сингония

Непрерывный изоморфный ряд форстерит—оливин—фаялит. Форстерит Mg2[SiO4]. Оливин (Mg,Fe)2[SiO4]. Фаялит Fe2[SiO4]

Минерал образует изометрические зерна, зернистые до сливных сплошные массы, известны короткостолбчатые, уплощенного облика кристаллы. Цвет от желтоватого, сероватого у форстерита до оливково-зеленого у оливина; от темно-зеленого до черного у фаялита. Прозрачный желто-зеленого цвета оливин носит название хризолита. Минерал имеет стеклянный блеск, среднюю спайность. Хрупкий. Излом раковистый до ступенчатого. Твердость 6,5-7. Черта зеленоватая, желтоватая.

Происхождение: типичные гипогенные минералы. Породообразующие минералы ультраосновных и основных пород. Образуются в скарнах и метаморфических процессах. Оливин в ассоциации с пироксенами, серпентином. Форстерит - в ассоциации с диопсидом, шпинелью, флогопитом, карбонатами. Фаялит - с другими железистыми минералами, иногда с кварцем (гранит-рапакиви). Оливин обычный минерал метеоритов, установлен также в лунном грунте и в образцах плотных лунных пород. Оливин изменяется уже в процессе магматической кристаллизации, реагируя с расплавом Mg2[SiO4] + SiO2 (из расплава) = Mg2[Si2O6]. Появляется кайма пироксена. Под действием гидротермальных растворов серпентинизируется, отальковывается. В поверхностных условиях легко выветривается и разрушается.

37.

Группа гранатов.

Гранаты: R 2+ 3+

3

R2 [SiO4]3, где R2+ = Ca2+, Mg2+, Fe2+; R3+ = Fe3+, Al3+. Кубическая сингония.

Делятся на Al-гранаты — пиральспиты (пироп, альмандин – Fe3Al2[SiO4]3, спессартин) и Ca-гранаты — уграндиты (уваровит, гроссуляр – Ca3Al2[SiO4]3, андрадит – Ca3Fe2[SiO4]3). Спайности нет. Твёрдость 6.5-7.5. Блеск стеклянный (иногда жирный, алмазный).

Излом неровный до полураковистого. Происхождение: уграндиты – скарны; пироп – кимберлиты; альмандин – метаморфические кристаллические сланцы и гнейсы.

Образуют непрерывные изоморфные ряды (пироп-альмандин; гроссуляр-андрадит). Часто кристаллы ромбододекаэдрического габитуса.

Изометричные зерна, вкрапленники, зернистные до плотных сливных агрегатов (особенно андрадит). Цвет различный. Пироп - темный кроваво-красный, часто прозрачен. Альмандин - темно- или буро-красный со слабым синеватым или фиолетовым оттенком, иногда полупрозрачен или прозрачен. Андрадит - красно-бурый. Гроссуляр - зеленый, серо-зеленый, зеленовато-бурый.

Диагностика: по изометричным зернам и додекаэдрическим кристаллам, отсутствие спайности, высокая твердость. В поверхностных условиях устойчивы. В россыпях обычны пироп, альмандин. Происхождение: гранаты - гипогенные минералы. Пироп - характерный минерал в кимберлитах. Альмандин - гранат наиболее часто встречающийся в природе – является акцессорным минералом кислых интрузивных и эффузивных пород, обычен в гранитных пегматитах, в метаморфических кристаллических сланцах и гнейсах. Главная масса гранатов андрадит-гроссулярового ряда связана со скарнами в ассоциации с кальцитом, магнетитом, эпидотом, тремолитом, актинолитом, гематитом, диопсидом и другими минералами. (Да, я не долбоеб и написал происхождение 2 раза. См. тот, который нравится больше.)

38.

Цепочечные силикаты, их характеристика. Представители.

Представлены пироксенами и амфиболами. Общее количество по весу в земной коре 16%. Характерные катионы – Fe2+, Mg2+. Анионный радикал [Si2O6]4-. Цепочки и ленты ориентированы параллельно друг другу вдоль вытянутости кристаллов. Анионные радикалы соединены через вершины тетраэдров катионами Fe2+, Mg2+, Ca2+. Пироксеновая цепочка [Si2O6]∞. В структурах амфиболов – двойные цепочки – ленты. [Si4O11]6- с группами OH- в центре каждого кольца этой ленты. Химический состав: Mg2+, Fe2+, Fe3+, Ca2+, Na+, Al3+, Mn2+. Возможны изоморфные замещения: Mg2+ + Si4+ = Al3+ (КЧ=4, Si) + Al3+ (КЧ=6, Mg); 2Ca2+ (Mg2+, Fe2+) = Na+ + Fe3+/Al3+ (КЧ=4)/(КЧ=6).

От железомагнезиальных породообразующих ортосиликатов (минералов группы оливина) пироксены и амфиболы отличаются следующими химическими особенностями:

1) содержат больше SiO2 (при недостатке SiO2 в расплавах образуются оливина);

2) кроме Mg и Fe, в них весьма существенную роль играет Са (в ортосиликатах его роль совершенно ничтожна), в соответствии с чем в них широко представлены двойные соединения (диопсид, тремолит и др.);

3) многие пироксены и амфиболы, особенно те, что представлены двойными соединениями, часто содержат примеси Al2О3, Na2O, иногда Fe2O3 и др. (ортосиликаты характеризуются сравнительной чистотой состава).

Главнейшие особенности минералов этого подкласса сводятся к следующему:

1. Кристаллические индивиды обычно вытянуты в одном направлении (минералы группы оливина обладают изометрическим обликом). Это обусловлено тем обстоятельством, что связь Si—О—Si, вследствие более неполярного характера, прочнее, чем существенно ионная связь кислорода и металлических катионов Са2+ и Mg2+, располагающихся между цепочками и несущих небольшой заряд; именно поэтому расщепление кристалла вдоль оси с происходит несравненно легче, чем разрыв самих цепочек.

2. По сравнению с ортосиликатами здесь резче проявлена спайность, причем характерно, что она устанавливается по призме согласно вытянутости индивидов.

3. Удельные веса пироксенов и амфиболов, благодаря относительно менее плотной упаковке ионов, несколько меньше, чем у соответствующих минералов группы оливина.

Общие свойства пироксенов и амфиболов: столбчатые, сильно вытянутые до игольчатых кристаллы; шестоватые и спутанно-волокнистые агрегаты; твёрдость 5.5-7.0; спайность в двух направлениях.

Различия между пироксенами и амфиболами: угол спайности у пироксенов 87°°, у амфиболов 124*°*; в поперечном разрезе пироксены псевдотетрагональные; амфиболы мягче (5.5-6.0).

39.

Группа пироксенов.

По кристаллографическим признакам среди этой сравнительно большой группы минералов давно различались две подгруппы: моноклинных и ромбических пироксенов.

Моноклинные пироксены: диопсид — CaMg[Si2O6]; геденбергит — CaFe[Si2O6]; авгит — Са(Mg,Fe,Al)[(Si,Al)2O6]; жадеит — NaAl[Si2O6]; эгирин — NaFe[Si2O6]; сподумен — LiAl[Si2O6].

Ромбические пироксены: энстатит — Mg2[Si2O6]; ферросилит —Fe2[Si2O6].

Моноклинные пироксены в главной своей массе представлены двойными и более сложными соединениями, в кристаллических структурах которых в качестве катионов участвуют в одних случаях Mg2+ и Fe2+, замещающие друг друга, а также Ca2+, в других — Na+ (Li+) с Fe3+ и Al3+. Кроме того, известен пироксен, получивший название авгита, в котором, кроме (Mg,Fe) и Са, присутствуют Al, Fe3+, иногда Ti4+, причем часть Al, очевидно, замещает Si в кремнекислородных цепочках (т. е. по существу мы имеем здесь дело уже с алюмосиликатом). Так как при замене части ионов Si4+ ионами Al3+ общий отрицательный заряд цепочек соответственно возрастает, то он, естественно, должен компенсироваться путем вхождения в кристаллическую структуру минерала более высоковалентных катионов.

Ромбические пироксены представляют собой метасиликаты Mg и Fe и так же, как это в группе оливина, образуют непрерывный ряд изоморфных смесей: Mg2[Si2O6]—Fe2[Si2O6]. В природных условиях весьма широко распространены магнезиальные и магнезиально-железистые разности пироксенов этого ряда.

Для пироксенов характерен ультраосновной (перидотиты) и основной (габбро, базальт) составы. Типичны в породах глубокой степени метаморфизма. Для щелочных порог характерен эгирин. Сподумен встречается только в гранитных пегматитах. Моноклинные (диопсид, геденбергит) и пироксеноиды1 (волластонит) – типичные минералы скарнов. (Скарн – контакт гранитной интрузии и карбонатной толщи).

1. Пироксеноды: анионный радикал [SinO3n]. Примеры: волластонит Ca3[Si3O9]; родонит CaMn4[Si5O15].

40.

Группа амфиболов.

Характерной особенностью амфиболов является то, что в их кристаллических структурах принимают участие сдвоенные цепочки (ленты) кремнекислородных тетраэдров состава [Si4O11]6– (вместо Si4O12, как полагалось бы с химической точки зрения для метасиликата). Остающийся ион кислорода входит в состав самостоятельного одновалентного аниона [OH]–. Таким образом, общий отрицательный заряд анионного комплекса равен 7. Отсюда становится понятной химическая формула, например, такого простого по составу амфибола, как антофиллит: Mg7[Si4O11]2[OH]2. Замена двух не связанных с Si ионов кислорода двумя одновалентными ионами [OH]– обусловливает снижение количества катионов: число ионов Mg для антифиллита не восемь, как это принималось раньше, исходя из формулы MgSiO3, а семь.

Точно так же в двойных соединениях группы амфиболов, например для тремолита, мы имеем формулу Ca2Mg5[Si4O11]2[OH]2. Отношение Са : Mg(Fe) = 2 : 5, тогда как в пироксенах соответствующего состава, например в диопсиде, как мы знаем, это отношение равно 1 : 1. В этом также заключается существенное отличие амфиболов от пироксенов. Наконец, в тех двойных соединениях, которые богаты трехвалентными (Al и Fe) и одновалентными (Na и К) металлами устанавливается следующая картина отношений отдельных групп металлов: (Ca, Na) : (Mg, Fe, Al, Fe) = 3 : 5. Объясняется это тем, что в этих случаях существенная часть ионов Al3+ заменяет ионы Si4+ в цепочках кремнекислородных тетраэдров. В кристаллической структуре амфиболов (в отличие от пироксенов) имеются соответствующие места для становления дополнительных ионов щелочных металлов, необходимость введения которых возникает при замене кремния на алюминий по схеме Si4+ > Al3+Na+. Отношение Al : Si в кремнекислородных цепочках, согласно расчетам данных химических анализов, обычно не превышает 1 : 3. Такова общая формула роговой обманки: (Са,Na)2–3(Mg,Fe,Al)5[(Si,Al)Si3O11]2[OH]2.

Моноклинные амфиболы: тремолит — Ca2Mg5[Si4O11]2[ОН]2; актинолит — Са(Mg, Fe)5[Si4O11]2[OH]2; роговая обманка — Ca2Na(Mg,Fe)4(Al,Fe)[(Si,Al)4O11]2[OH]2

Ромбические амфиболы: антофиллит — (Mg,Fe)7[Si4O11]2[OH]2

Некоторые признаки (тезисно!): асбестовые агрегаты; могут образовывать плотные массы (нефрит); продукты магматической кристаллизации; региональный метаморфизм; в скарнах могут образовываться – роговая обманка, тремолит, актинолит; поздними гидротермальными процессами амфиболы изменяются в биотит, хлорит, серпентин; спайность 56*°*; твёрдость 5.0-5.5.

41.Слоистые силикаты и алюмосиликаты, их характеристика.

Представители.

Характерной химической особенностью слюдоподобных минералов является то, что в их составе, так же как и в группе амфиболов, всегда принимает участие гидроксил-ион ОН (2 или 8 штук), нередко вместе с F. Из катионов, которые вместе с гидроксильными группами непосредственно связаны со слоями кремнекислородных тетраэдров, обычно распространены Mg2+ и Al3+ (бруситовый и гиббситовый слои), связанные с тетраэдрическим слоем остаточной связью, а в качестве их заместителей — Fe2+, Ni2+, (Mn2+), Li+, Fe3+. Кроме того, во многие минералы, в структуре которых тетраэдры SiO4 частично заменены AlО4, входят дополнительные крупные катионы: К+, Na+, Са2+, а также молекулы воды, располагающиеся в виде связующих между слоистыми пакетами, составленными кремнекислородными слоями и ионами, непосредственно с ними связанными. Слоистое строение кристаллической структуры обусловливает свойство этих минералов расщепляться на тонкие листочки. Степень упругости этих листочков для разных групп минералов неодинакова, что связано с химическим их составом. Вследствие структуры в виде пакетов наблюдается совершенная спайность минералов данной группы.

Свойства (тезисно!): к этому классу относятся многие породообразующие минералы; слюды входят в состав гранитов и их пегматитов, в состав сланцев, гнейсов, грейзенов; глинистые минералы являются основной составной частью коры выветривания и входят в состав осадочных горных пород.

Четвертые кислороды направлены в одну сторону; активные кислороды соединяются через катионы; обязательно наличие OH-групп; тетраэдрический слой образует нейтральные пакеты совместно с бруситовыми и гиббситовыми слоями (см. выше); связывает пакеты ван-дер-ваальсова связь; для минералов характерна низкая твердость; форма кристаллов слюдоподобная и листоватая; чешуйчатые, таблитчатые, скрытокристаллические агрегаты. Могут служить ионообменниками.

Слои могут содержать разное число элементарных слоев: двуслойные (каолинит, серпентин); трехслойные (тальк, слюды); четырехслойные (хлорит). Итак, про пакет с пакетами.

В двухслойных силикатах пакеты сложены 1 тетраэдрическим и 1 октаэдрическим слоями. Si4+ никогда не заменяется на Al3+.

В трехслойных – 2 тетраэдрических и 1 октаэдрический слой. Происходит замещение Si4+ на Al3+. Появляется K+ между пакетами (КЧ=12). Связь становится ионной (Ван-дер-ваальсова R.I.P). Более сильная связь → более высокая твердость. В глинистых минералах между пакетами располагаются молекулы воды, поэтому они набухают в воде.

Четырехслойные – алюмосиликаты. Главные катионы – Mg, Al, Fe, K. Ca и Na для этих силикатов не характерны. Представляют собой основные соли (характерно для всех представителей этого класса). Включают кристаллизационную и адсорбционную воду.

В гидрослюдах K+ R.I.P, появляется ион оксония (H3O+) или [MgOH]+.

Генезис: магматический; КМС (скарны), метаморфический процессы. Продукты гидролиза островных, цепочечных, каркасных, слоистых алюмосиликатов.

K[AlSi3O8] + H2O = KAl2[AlSi3O10](OH,F)2 + SiO2 (КПШ + вода (гидролиз) = мусковит + кварц).

42.

Особенности структуры и физических свойств глинистых

минералов, области их применения.

Глинистые минералы разделены на группу каолинита (кандиты) и на группу

монтмориллонита (смектиты).

Сейчас будет сложный текст, поэтому стоит упростить его схемой:

Смектиты – это минералы семейства монтмориллонита (монтмориллонит, нонтронит). При более высокой активности К образуются иллиты, затем иллит-смектиты и смектиты, иллит—гидромусковит и другие гидрослюды. В условиях высокой активности Mg2+ возникает вермикулит, который затем замещается смешанно-слоистым вермикулит—смектитом и смектитами. При достаточном водообмене смектиты в свою очередь переходят в кандиты.

Кандиты - это минералы группы каолинита (каолинит, галлуазит). Наряду с конечными продуктами гидролиза может существовать большое число промежуточных соединений. При этом за счет разных исходных минералов возникают сложные тончайшие смеси слоистых силикатов и слоистых алюмосиликатов. В таких смесях обычно содержатся минералы кремнезема, гидроксиды Al, Fe, Mn, оксиды Fe, Mn, иногда карбонаты Mg, Fe, Ca и другие вторичные и остаточные минералы. Подобные образования характеризуются тонкодисперсностью, способностью давать с водой пластичные массы и получили название «глинистые минералы». Они объединяют минералы группы монтмориллонита и группы каолинита. Глины часто содержат также хлорит, серпентин, гидрослюды, которые являются типичными слоистыми алюмосиликатами.

Каолинит – Al4[Si4O10](OH)8. Белый цвет. Весьма совершенная спайность. Тонкодисперсные плотные агрегаты. Твердость 1. 2х-слойный пакет. Гигроскопичен. Выветривание полевых шпатов и слюд. Месторождения: первичные (Al-Si разрушаются и глина остается на месте); вторичные – более чистые, нет Fe и других примесей (каолин). Отмучивание – перенос водным потоком и отложение в пониженных частях рельефа.

Группа монтмориллонита: гидраргиллитовый слой Al(OH)3 между двумя тетраэдрическими слоями Si-O. Монтмориллонит сильно набухает – величина кристаллической решетки может колебаться от 9,6Å до 28,4Å. Вода раздвигает пакеты в 3 раза. В сухом состоянии применяется для очистки нефтяного газа.

Глины из монтмориллонита на 100 г вещества содержат 60-100 мг-экв обменных катионов (Ca2+, K+, Na+); в каолинитах всего 3-15 мг-экв катионов. Обменные ионы не участвуют в строении кристаллической структуры, а лишь компенсируют отрицательный заряд решетки.

43.

Группа слюд, общая характеристика. Представители.

Это алюмосиликаты с ведущей ролью в них K+, Mg2+, Fe2+, Al3+ при подчиненном значении Сa2+, Na+, Li+. Все минералы содержат (ОН)-, иногда замещающийся частично на F-. В основе структуры слюд находятся трехслойные пакеты. Эти пакеты из-за замещения Si4+ => Al3+ в тетраэдрическом слое заряжены отрицательно. Именно благодаря этому между пакетами появляются дополнительные катионы К+. Для слюд характерна политипия. Это листоватые, чешуйчатые агрегаты. Цвет слюд различный: от бесцветного, зеленоватого, бурого до черного. Спайность слюд весьма совершенная. Листочки гибкие, упругие. Твердость 2.5. Слюды широко распространены в природе. Они составляют З,7% всех минералов земной коры и встречаются в магматических породах, пегматитах, скарнах и метаморфических породах.

К слюдам относятся: мусковит (KAl2[AlSi3O10](OH)2), биотит (K(Mg,Fе)3[AlSi3O10](OH,F,Cl)2), флогопит (КMg3[AlSi3O10](OH,F)2), лепидолит. (K(Li1,5Al1,5)[AlSi3O10](OH,F)2).

44.

Каркасные

алюмосиликаты,

их

характеристика.

Представители.

В основе структуры – непрерывный каркас из связанных между собой кремнекислородных тетраэдров.

Отношение (Al + Si) : O = 1:2 — [Si4O8].

Ведущая роль крупных катионов за Ca2+, K+, Na+.

Отсутствие Al с КЧ=6.

Распределение Al и Si может быть беспорядочным и упорядоченным.

Кристаллизационная вода характерна для цеолитов.

В данном классе силикатов выделяют: полевые шпаты (Na-Ca: альбит, олигоклаз, лабрадор, анортит; K: ортоклаз, микроклин); фельдшпатиды (нефелин); цеолиты (натролит, стильбит).

Благодаря тому, что каркас имеет крупные пустоты, плотность каркасных алюмосиликатов является низкой. Из-за наличия таких пустот в структуре во многих минералах этого подкласса широко проявляются вариации состава, не затрагивающие каркаса. Здесь наблюдаются замещения типа Са2+ = 2Na+ и даже Ca2+ = 2Cs+, невозможные в минералах, в которых катионы фиксированы в структуре жестко. Большинство каркасных алюмосиликатов являются породообразующими минералами магматических и метаморфических пород, пегматитов. Иногда характерны они для гидротермальных жил. В поверхностных условиях каркасные алюмосиликаты легко гидратируются с образованием слюд, а затем различных глинистых минералов, в конечном счете монтмориллонита и каолинита.

45.

Группа плагиоклазов, их состав, разновидности.

Na-Ca полевые шпаты. Ряд от альбита до анортита. По содержанию анортита выделяют кислые (0-30% An), средние (30-50% An) и основные (50-100% An) плагиоклазы. Наиболее распространены кислые плагиоклазы.

Цвет минералов белый, серовато-белый; стеклянный блеск; совершенная спайность под 85°; твердость 6; распространены полисинтетические двойники; иризация (олигоклаз – голубая, лабрадор – синяя). Эндогенные минералы – магматическое и метаморфическое происхождение, пегматиты, скарны, грейзены. В поверхностных условиях неустойчивы и при выветривании переходят в смектиты либо кандиты.

Альбит – Na[AlSi3O8]

Олигоклаз – (Na,Ca)[(Al,Si)4O8]

Лабрадор – (Ca,Na)[(Al,Si)4O8]

Анортит – Ca[Al2Si2O8]

46.

Калиевые полевые шпаты, представители.

Являются существенно калиевыми представителями изоморфной серии K-Na полевых шпатов. Часто содержат изоморфные примеси Ca2+, Cs+, Rb+, а также Fe3+. Непрерывный ряд альбит—ортоклаз проявляется только при высоких температурах из-за большой разницы в размерах ионов К+ (ri = 1,33 A) и Nа+ (ri = 0,98 A). При низких температурах в нем происходит разрыв смесимости. При снижении температуры происходит также частичное (ортоклаз) или полное (микроклин) упорядочение размещения Al3+ и Si4+ по неэквивалентным позициям и распад твердого раствора с образованием пертитов – включений альбита в калиевом полевом шпате.

Ортоклаз - К[AlSi3O8] Моноклинная сингония.

Название минерала в переводе с греческого означает "прямоколющийся", так как он имеет совершенную спайность в двух направлениях, идущих под прямым углом. Кристаллы хорошо образованы, часто двойники, а также сплошные кристаллические массы. Характерна белая, сероватая и желтоватая окраска. Излом ступенчато-неровный. Стеклянный блеск. Твердость 6-6,5. Черта белая. Диагностика: по внешнему виду неотличим от микроклина. Точная диагностика возможна оптически (под микроскопом микроклин легко отличается по наличию характерной "микроклиновой решетки") и рентгенографически. Происхождение: породообразующий минерал кислых и щелочных горных пород и их пегматитов. Наиболее крупные скопления ортоклаза и микроклина связаны с гранитными пегматитами.

47.

Группа нефелина.

Фельдшпатиды

Это каркасные алюмосиликаты Na+ и K+, которые по составу близки к полевым шпатам, но отличаются от последних низким содержанием кремнезема и высоким содержанием щелочей. Некоторые фельдшпатиды содержат добавочные анионы (содалит, канкринит). Структура этих минералов – это структура внедрения. Добавочные анионы находят себе место в крупных пустотах структуры и влекут за собой появление дополнительных катионов Na+ и Ca2+ связанных о ними непосредственно. Добавочными анионами в этих минералах являются Cl-, CO 2-2-3 , SO4 , S2- и другие. Кроме того в некоторых фельдшпатидах значительна роль кристаллизационной воды. Химическими особенностями фельдшпатидов определяется специфика условий их образования. Они возникают вместо полевых шпатов при недостатке в магме кремнезема и избытке щелочей. Кроме того, они образуются при метасоматических изменениях, а также при региональном метаморфизме. Под действием постмагматических растворов большинство фельдшпатидов переходит в цеолиты, слюды, глинистые минералы, гиббсит. В поверхностных условиях они переходят в каолинит, гиббсит.

Нефелин - KNa3[AlSiO4]4 Гексагональная сингония.

Содержит примеси Rb, Ga и другие. Кристаллы мелкие призматические. Вкрапленники в породах, сплошные, иногда очень крупнокристаллические массы. Цвет серый, грязно-зеленый, мясокрасный до бурого. Редко бесцветный. Блеск жирный. Спайности нет. Излом неровный, твердость 5-6. Диагностика: жирный блеск в сплошных массах, отсутствие спайности. Никогда не встречается с кварцем!!! В HCl легко растворяется с образованием студневидного кремнезема. В гипергенных условиях легко разрушается. В результате выветривания на поверхности нефелина образуется рыхлая белая корка, состоящая из цеолитов и гидроксидов алюминия. Происхождение: нефелин - магматический в щелочных породах и их пегматитах. Характерна ассоциация с микроклином, эгирином, а также с апатитом, биотитом, цирконом, сфеном, ильменитом.

Na[AlSiO4] + 2SiO2 = Na[AlSi3O8]. Расшифровка: если вдруг ваш нефелин повстречает кварц (кремнезем) в расплаве, то ему придёт пиздец и он станет альбитом.

48.

Цеолиты.

Цеолиты – каркасные алюмосиликаты, обладающие объемными и сообщающимися между собой полостями, занятыми крупными ионами Ca2+, Na+, К+, Sr2+, Ba2+ и молекулами воды, имеющими значительную свободу перемещения и способность к дегидратации и регидратации без разрушения структуры. Всего к семейству цеолитов относят около 40 минеральных видов, 1/3 которых широко распространена. В цеолитах часто проявляется гетеровалентный изоморфизм типа Ca2+Al3+ = Na+Si4+, реже изовалентный Ca2+ = Sr2+. Дегидратированные обезвоженные цеолиты (вода при этом выделяется постепенно с повышением температуры) могут адсорбировать молекулы других веществ NH3, NO2, H2S, углеводородов, спиртов, металлоорганических и других соединений. Обычно цеолиты бесцветные или белого цвета. Блеск стеклянный, иногда перламутровый. Твердость колеблется в интервале 3,5-5,5. Многие цеолиты известны в виде превосходных кристаллов, форма которых определяется особенностями структуры. Известны также сплошные агрегаты разной степени зернистости вплоть до микрокристаллических. На земной поверхности цеолиты неустойчивы и переходят в хлорит и монтмориллонит, иногда наблюдается каолинитизация. Происхождение цеолитов гидротермальное в ассоциации с кальцитом, доломитом, гидрослюдами и кварцем. При образовании цеолитов наблюдается некоторая последовательность, которая заключается в том, что сначала выделяются цеолиты бедные водой и богатые кремнеземом, а затем цеолиты, обогащенные водой и бедные кремнеземом. Цеолиты образуются также в миндалевидных пустотах базальта.

Представители: натролит – (Na2,Ca)[Al2Si7O18]*7H2O

Стибит – Na2[Al2Si3O10]*2H2O

49.

Кристаллохимические характеристики и особенности

силикатов и боратов, отличие их от других солей кислородных кислот.

Электростатическая валентность – величина заряда центрального атома, приходящаяся на каждый окружающий атом кислорода. Для солей кислородных кислот это отношение больше 1, что указывает на более прочную связь внутри аниона (между центральным атомом и кислородом), чем связь «катион-анион». Лишь только для боратов [BO3]3- и силикатов [SiO4]4- электростатическая валентность равна 1. Вследствие этого, анионные группировки могут конденсироваться – образовывать сложные комплексные радикалы.

Из минералов, принадлежащих классу боратов, изучаем:

Людвигит – (Mg,Fe)2Fe[BO3]O2. Призматические кристаллы; черный цвет; спайности нет; твёрдость 5; блеск стеклянный. Магнезиальные скарны.

Гидроборацит – CaMg[B3O4(OH)3]2*3H2O. Радиально-лучистые сростки; прозрачный, желтый, розовый; спайность в двух направлениях; твёрдость 2-3. Осадочный минерал боросодержащих озер.

Улексит – NaCa[B5O7(OH)4]*5H2O. Плотные массы; белый цвет; спайности не видно; твёрдость 3.0-3.5. Осадочный минерал боросодержащих озер.

РАЗДЕЛ III

50.

Понятие генезиса и типоморфизма минералов.

«Генезис» - происхождение (предположительно, минералов).

«Парагенезис» - совместное образование и нахождение минералов.

Парагенетическая ассоциация – совокупность минералов совместно образующивающихся при близких физико-химических условиях.

В.И. Вернадский – основоположник генетики в минералогии.

Каждую парагенетическую ассоциацию можно рассмотреть как систему, возникшую при определенных условиях температуры, давления, концентрации вещества.

Типоморфизм – зависимость особенностей минералов (состав, свойства, морфология) и их парагенезисов от условий образования минералов.

Типоморфные признаки: состав; свойства; окраска минерала.

Состав: пирротин, содержащий никель (FeNiS) принадлежит магматическому процессу, если никеля нет, то процесс гидротермальный; апатит, содержащий REE, принадлежит магматическим щелочным породам. Сфалерит (ZnS) – низкотемпературный гидротермальный минерал; марматит ((Zn,Fe)S) – высокотемпературный гидротермальный минерал.

Свойства: пирротин, содержащий магнетит (по свойствам магнитен и отклоняет магнитную стрелку) имеет гидротермальное происхождение.

Окраска минерала: кварц белый, серый, непрозрачный – гидротермальный процесс минералообразования; розовый – гранитные пегматиты; аметист (фиолетовый) – низкотемпературные гидротермы.

Трудности, мешающие определить способы возникновения:

Недоступность процессов минералообразования к непосредственному наблюдению.

Непрерывность процессов минералообразования. Наложенность одних процессов на другие.

Явления растворения, переноса, переотложения, перекристаллизации минералов.

Главные генетические типы:

Эндогенные (гипогенные): глубинный источник вещества; 800-1200*℃*; давление 5000-8000 атмосфер; энергия радиоактивного распада в недрах Земли.

Экзогенные (гипергенные): процессы на поверхности или вблизи поверхности Земли; участие атмосферы и гидросферы; низкие климатические температуры (-50*℃* — +50*℃*); нормальное атмосферное давление; солнечная энергия.

Метаморфические: изменение экзо- и эндогенных генезисов минерала при изменении физико-химических свойств; энергия радиоактивного распада в недрах Земли.

51.Источники энергии и основные подразделения процессов минералообразования.

Все процессы минералообразования разделяются на три большие группы: эндогенные, экзогенные и метаморфические.

Эндогенные (или гипогенные, глубинные) процессы протекают в недрах Земли и связаны с внутренней энергией Земли, главным образом энергией радиоактивного распада. К этим процессам относятся: 1. Собственно магматический процесс (образование минералов из силикатного расплава – магмы при понижении температуры, то есть при ее остывании); 2. Пегматитовый процесс (образование магмой парогазовых флюидов и обогащенных летучими компонентами остаточных растворов); 3. Гидротермальный процесс (отложения минералов из горячих водных растворов, возникших при стяжении флюидов); 4. КМС процессы (образование скарнов и грейзенов – контакт гранитной интрузии и вмещающей толщи) – контакт магмы с вмещающими интрузию породами; воздействие на породы летучих соединений и гидротермальных растворов.

Экзогенные (или гипергенные, поверхностные) процессы протекают на поверхности Земли, а также в атмосфере и гидросфере при климатической температуре, атмосферном давлении и связаны с энергией Солнца. Главнейшими здесь являются: 1. Процессы выветривания (в результате которых образуются коры выветривания, в том числе зоны окисления сульфидных месторождений); 2. Процессы осадконакопления (в результате которых образуются химические и механические осадки, в том числе биогенные осадки).

Метаморфические процессы - процессы сложного преобразования и изменения минералов эндогенного и экзогенного происхождения при изменении термодинамических условий в недрах Земли.

Различие этих процессов заключается в различии геологических условий минералообразования, параметров температуры и давления, источников энергии и вещества, химического состава среды.

52.

Эволюция магматического расплава при понижении

температуры.

Магматический процесс – кристаллизация минералов из магмы при понижении температуры.

Температура — 1200-800*℃*; давление — 5-8 тысяч атмосфер; состав магмы — оксиды кремния, алюминия, кальция, магния, железа, натрия/калия; сероводород; ионы хлора, фтора; гидроксид-ионы; бор; пары воды.

Породы делятся на интрузивные (температура снижается постепенно; возникают полнокристаллические зернистые породы; кристаллизация происходит на глубине) и эффузивные (быстрое поднятие магмы на поверхность; резкое падение температуры и давления, потеря летучих компонентов; скрытокристаллические стекловатые породы).

В ходе глубинных магматических процессов состав магматических расплавов непрерывно изменяется. Это связано с тем, что магмы могут разделяться и смешиваться, взаимодействовать с окружающими их твёрдыми горными породами, терять какие-либо компоненты в результате незавершившейся кристаллизации. Основными процессами, изменяющими состав магм, являются дифференциация, ассимиляция и гибридизация.

Дифференциацией магмы называется разделение первичного магматического расплава на различные составляющие. Существует два механизма дифференциации:

1. Ликвация – разделение расплава на две несмесимые жидкости, одна из которых, имеющая меньшую плотность, будет скапливаться в верхней части магматической камеры, а другая – в нижней. Наглядным примером ликвации в быту может служить неизбежное разделение воды и масла после любой попытки их смешения. В магматических процессах благодаря ликвационной дифференциации обособляются расплавы несиликатного состава (сульфидные, карбонатные и др.).

2. Кристаллизационная дифференциация обусловлена неодновременностью перехода различных компонентов магмы в твёрдую фазу при её охлаждении. Если компоненты, закристаллизовавшиеся ранее, оседают на дно магматической камеры и там концентрируются, то в верхней части камеры будет скапливаться расплав, по составу отличающийся от исходного (более близкий к эвтектике). Такая разновидность кристаллизационной дифференциации называется гравитационной (так как разделение компонентов происходит под действием силы тяжести). Тот же результат будет обеспечен и в том случае, если часть магмы, не успевшая закристаллизоваться, отжимается из магматической камеры при тектонических подвижках. В результате действия кристаллизационной дифференциации более поздние порции магмы, поступающие из одного и того же магматического очага, всегда имеют всё более кислый и более щелочной состав.

Здесь же стоит отметить о существовании кристаллизационного ряда Боуэна — согласно этой теории минералы подразделяются на 2 класса: фемические (темноцветные; Fe-Mg силикаты), которые кристаллизуются в следующем порядке: оливин*→ромбические пироксены→моноклиновые пироксены→амфиболы→биотит. И сиалические (светлые Ca-Si силикаты): Ca-плагиоклаз→*основные плагиоклазы (лабрадор) *→*средние плагиоклазы (альбит) *→кислые плагиоклазы. Далее раздельная кристаллизация двух групп превращается в общую, где минералы кристаллизуются в порядке КПШ→мусковит→*кварц. (Для простоты понимания вставлю фото)

Ассимиляция – это растворение или расплавление магмой захваченных ею обломков окружающих горных пород. Обломки попадают в магматический расплав из стенок и кровли магматической камеры. Само явление захвата обломков называется контаминацией (загрязнением) магмы. Если тепловой энергии магмы оказывается недостаточно для ассимиляции обломков, они формируют в образующейся магматической породе чужеродные включения угловатой формы – ксенолиты. Если обломки ассимилируются, это изменяет набор компонентов в магматическом расплаве. Проявления процессов контаминации и ассимиляции наиболее характерны для краевых частей магматических камер.

Гибридизацией называется смешение магматических расплавов, проникших в одну магматическую камеру из различных очагов. В результате этого формируется расплав, состав которого будет промежуточным между составами двух исходных.

Главные породообразующие минералы: богатые Si, Al – сиалические — полевые шпаты, кварц, мусковит и др.; богатые Mg, Fe – фемические — пироксены, амфиболы, биотит, оливин.

Ультраосновные (<45% SiO2); основные (45-52% кремнезема); средние (52-65%); кислые (65-75%); щелочные (до 20% щелочей).

53.

Понятие о процессах метасоматоза и метаморфизма

Метасоматоз – всякое замещение горной породы при воздействии флюидов разного генезиса с изменением минерального и химического состава, при котором растворение старых минералов и образование новых происходит почти одновременно. Порода всегда сохраняет твердое состояние. (Д.С. Коржинский)

Выделяют 3 вида метасоматоза: инфильтрационный (перенос вещества осуществляется инфильтрующимися растворами – карбонатами); диффузионный (диффузия компонентов через неподвижные поровые растворы в сторону падения их концентрации (за 10`000 лет откладывается несколько мм вещества)); биметасоматоз (результат проникновения компонентов в обе стороны от контакта путем реакционного взаимодействия; ≤ 30% скарнов). Системы открытые, так как обмениваются веществом с внешней средой.

Дифференциальная подвижность компонентов – фундаментальное понятие в учении о соматозе. Почти всегда инертны оксиды алюминия, титана, фосфора. Ряд убывающей подвижности: вода, углекислый газ, сера, оксид калия, оксид натрия, кислород, оксид магния, оксид железа, оксид кальция, оксид кремния.

Минералы, возникающие в результате экзогенных и эндогенных процессов минералообразования, могут подвергаться существенным изменениям, если они попадают в область высоких температур и давлений, например, при прогибании земной коры. Совокупность процессов, приводящих к изменению горных пород, называется метаморфизмом. Главными факторами метаморфизма являются температура и давление. Метаморфические процессы выражаются, в основном, в обезвоживании и перекристаллизации пород. Выделяются различные виды метаморфизма, из которых в настоящей работе мы рассмотрим два: контактовый и региональный. Контактово-метасоматические рассмотрены в разделе "эндогенные процессы минералообразования".

Региональный метаморфизм происходит на больших глубинах и захватывает огромные площади. Верхним пределом метаморфизма является температура, при которой еще не происходит плавление, т.е. 800 - 850оС на значительных глубинах и 1000-1100оС ближе к поверхности. Давление может быть очень высоким и достигать нескольких десятков тысяч атмосфер. Особо велика роль одностороннего бокового давления - стресса. Его величина сегодня не может быть точно определена, но несомненно она значительно выше величины литостатического давления нагрузки вышележащих пород. Именно стресс вызывает появление характерной сланцеватости (полосчатости) многих метаморфических образований.

Процесс регионального метаморфизма можно разделить на ступени, отвечающие определенным парагенетическим ассоциациям минералов, устойчивым в известных пределах температур и давлений. Такие ступени носят название фаций регионального метаморфизма (будут рассмотрены несколькими вопросами позднее!).

54.

Ассоциации минералов в магматическом процессе

См. вопрос 52.

55.

Минералы главных типов магматических минеральных

месторождений.

См. вопрос 52.

В результате охлаждения магмы происходит кристаллизация минералов из магматического расплава, при этом каждый выделившийся из расплава минерал стремится прийти в равновесие с жидкой фазой. Для того чтобы сохранить это равновесие при падении температуры, ранее выделившиеся минералы вступают в реакцию с жидкой магмой, меняя при этом свой состав. Последовательность выделения минералов при кристаллизации магмы отвечает двум реакционным рядам, которые были установлены американским петрографом Н Боуэном в виде следующей схемы: (См. вопрос 52)

К магматическому процессу минералообразования также относят карбонатиты и кимберлиты.

Карбонатиты - редкие магматические образования, пространственно и генетически тесно связанные с ультраосновными щелочными породами и состоящие в основном из кальцита и доломита. Обычно более 80% приходится на долю карбонатов в составе этих пород. Эти щелочные комплексы магматических горных пород приурочены к платформенным областям и к зонам региональных разломов (Кольский полуостров, Тува, Алдан). Ассоциация минералов в карбонатитах необычна. Для нее характерно большое количество акцессорных минералов, не встречающихся в других процессах минералообразования и содержащих редкоземельные элементы, Nb, Ta ,U, Zr, Sr, Ti, F, P.

Главные минералы

Второстепенные

и

акцессорные минералы

Кальцит, доломит, сидерит, диопсид, форстерит, Титаномагнетит, флагопит, апатит, магнетит, эгирин, барит, пирохлор, монацит

флюорит, пш

Кимберлиты - своеобразные брекчиевидные породы, состоящие из обломков ультраосновных пород, а также обломков, вмещающих осадочных пород, образовавшихся в результате взрыва ультраосновной магмы в мантии и прорыва вышележащих пород. Обломки сцементированы вторичными минералами, образовавшимися по оливину основной массы. Магматическое происхождение имеют многие практически важные минералы: хромит, платина, алмаз, пирротин, пентландит, магнетит и другие.

Главные минералы

Второстепенные и акцессорные минералы

Оливин, диопсид, флогопит, Алмаз, ильменит, магнетит, хромит, шпинель, пироп

циркон

56.

Важнейшие минералы пегматитов.

Пегматиты - крупно- и гигантозернистые жильные тела, близкие по составу интрузиям, с которыми они пространственно связаны. Пегматиты отличаются формой, строением и, иногда, наличием редкометальных и редкоземельных минералов. Форма пегматитов преимущественно жильная.Тесная пространственная связь пегматитов с интрузиями доказывает их генетическое родство. Пегматиты обычно удалены от интрузивных пород не более чем на 1-2 км. Подавляющее число пегматитов связано с гранитными интрузиями (гранитные пегматиты), реже встречаются пегматиты, связанные со щелочными магматическими породами (щелочные пегматиты), и редко отмечаются габбро-пегматиты. Минеральный состав пегматитов тот же, что и в материнской интрузии.Согласно представлениям А.Е. Ферсмана, при кристаллизации гранитной магмы образуется остаточный силикатный расплав, богатый соединениями редких и редкоземельных элементов и летучими веществами-минерализаторами (соединения хлора, фтора, бора). Этот расплав, кристаллизуясь, образует пегматиты. При совместной кристаллизации кварца и полевого шпата возникают характерные образования, которые носят название письменного гранита, или еврейского камня, так как закономерные вростки кварца в полевом шпате напоминают восточные письмена, иероглифы.В результате реакций пегматитового расплава с вмещающими породами возможны случаи, когда одни компоненты выносятся из расплава, а другие поглощаются им. Так возникают пегматиты "линии скрещения" в отличие от пегматитов "чистой линии", когда ассимиляция вещества из вмещающих пород не происходит. К пегматитам "линии скрещения" относятся пегматиты Урала, когда происходит взаимодействие гранитного пегматитового расплава с основными и ультраосновными вмещающими породами.Среди гранитных пегматитов выделяют керамические (крупные блоки микроклина и кварца), слюдоносные (мусковит), редкометальные (литий, бериллий, тантал-ниобий, цезий) и хрусталеносные (горный хрусталь, топаз, берилл). Последние обычно залегают среди гранитов и гранито-гнейсов и образуют полости - камеры, поэтому их также называют камерными пегматитами. В этих полостях (занорышах) вырастают крупные кристаллы горного хрусталя, дымчатого кварца, мориона, топаза, берилла и других минералов. Пегматиты часто имеют зональное строение.Пегматиты - источник редкоземельных: Sc, Y, Ce, La; редких: Ве, Li, Ta, Nb, Sr и других элементов. Это источник пьезокварца, слюды, а также полевых шпатов, крупные скопления которых являются керамическим сырьем.

Типы пегматитов

Главные минералы

Второстепенные минералы

Гранитные пегматиты Плагиоклаз, Гранат, берилл, монацит, (керамические и микроклин, кварц, циркон, апатитмусковитовые)

мусковит, биотит

Гранитные пегматиты Клевеландит, кварц, Мусковит, берилл, (редкометальные)микроклин, сподумен, турмалин касситерит

лепидолит

Гранитные пегматиты Кварц, горный Мусковит, биотит, (хрусталеносные)хрустальдымчатый кварц,морион, альбит, берилл

Гранитные пегматиты Флогопит, биотит, Роговая обманка, берилл "линии скрещения"тальк, хлорит, (изумруд), кварц, актинолит, плагиоклаз мусковит, ильменит, плагиоклаз, гранат, берилл, монацит, (керамические и микроклин, кварц, циркон, апатитмусковитовые)

мусковит, биотит

Щелочные пегматиты Флогопит, хлорит, роговая обманка, ильменит, плагиоклаз, гранат, берилл, монацит, (керамические и микроклин, кварц, циркон, апатитмусковитовые)

мусковит, биотит

Щелочные пегматиты Флогопит, хлорит, роговая обманка, ильменит, плагиоклаз, гранат, берилл, монацит, (керамические и микроклин, кварц, циркон, апатитмусковитовые)

мусковит, биотит

Щелочные пегматиты Флогопит, хлорит, роговая обманка, ильменит, плагиоклаз, гранат, берилл, монацит, (керамические и микроклин, кварц, циркон, апатитмусковитовые)

мусковит, биотит

Щелочные пегматиты Флогопит, <a href="http://geo.web.ru/db/msg.html?mid=116%0A%3Cimg%20src=" data-index-93_1.jpg"="">

57.

Грейзены, особенности их минерального состава.

Грейзены (выход летучих: F, Cl, B, H2O) – КМС порода, образовавшаяся в результате переработки постмагматическими газовыми и водными растворами, главным образом гранитов.

Кварц-мусковитовая порода, иногда с топазом. Фтор содержащие флюиды. Грейзен – кварц-слюдяной агрегат, образовавшийся на месте гранита за счет химических реакций.

Главные минералы: кварц, мусковит, топаз, флюорит.

Второстепенные минералы: касситерит, турмалин, вольфрамит, берилл, шеелит, арсенопирит, халькопирит.

Глубина грейзенизации ~ 1-5 км. T = 300-500*℃*.

На последней стадии переходит в типичный гидротермальный процесс, характеризующийся образованием Sn-Q, W-Q, Sn-W-Q, Mo-Q жил.

Источники Sn, W, Bi, Mo, Be, Li и REE.

58.

Минералы скарнов и сопровождающие их рудные минералы.

Скарны

– КМС породы, сложенные известково-железистыми и магнезиальными силикатами, образующиеся в результате реакций взаимодействия карбонатных и алюмосиликатных пород при участии постмагматических флюидных растворов.

Магнезиальные скарны развиваются по доломиту; известковые – по известняку.

КМС процессы неразрывно связаны с магматическим и метаморфическим процессами.

Важнейшие типы контактовых процессов – процессы образования скарнов и грейзенов.

Образованию скарнов предшествует контактовый термометаморфизм пород при внедрении в них магматического расплава.

Глинистые породы (*↑*Al) превращаются в роговики. Песчаники в кварциты; известняки в мраморы.

Тип скарнов

Главные минералы

Второстепенные

минералы

Магнезиальные (Mg, Ca) Форстерит, диопсид, Титанит, актинолит, кальцит, флогопит, шпинель, людвигит, магнетит.

апатит, тремолит.

Известковые (Ca)

Гроссуляр-андрадит, Тремолит, шеелит, диопсид-геденбергит, молибденит, кобальтин, эпидот, магнетит.

флюорит, галенит, пирит, сфалерит.

Характер флюидов близок к нейтральному.

Скарновые минеральные ассоциации образуются только из хлор содержащих флюидов (возможно умеренное фтор содержание).

Скарны отличаются от грейзенов наличием гранатов.

Магнезиальные скарны являются более высокотемпературными по сравнению с известковыми – 850-650*℃* против 800-400*℃. Лучше процесс идет при 600℃*.

Основные факторы процесса – парциальные давления CO2 и H2O.

Скарны - очень важный генетический тип месторождений металлических полезных ископаемых и слюды - флогопита. Оруденение, как правило, бывает наложенным по отношению к минералам скарнов. Из них идет добыча слюды - флогопита, около 50% вольфрама, около 30% свинца и цинка, значительное количество Mо, Fе, Сu, и других металлов.

59.

Важнейшие минералы гидротермальных рудных жил.

Гидротермы – горячие водные растворы, отделяющиеся от магм и образующиеся в результате сжижения газов.

Формирование гидротерм (тезисно!):

Завершает цикл эндогенных процессов гидротермальный процесс образования минералов.

Гидротермы обычно движутся по трещинам, тектоническим нарушениям, зонам контактов.

Форма большинства гидротермальных минеральных тел – жильная.

Главнейшим жильным минералом является кварц.

Широко распространены карбонаты.

Гидротермальные растворы выносят из магматического очага целый ряд соединений металлов. Кроме того, гидротермы могут заимствовать различные вещества из боковых пород, по которым они движутся.

Гидротермы: высокотемпературные (450-300*℃) – ближе к интрузии; среднетемпературные (300-200℃); низкотемпературные (<200℃*) – удалены от интрузии.

Источники воды:

— Застывающие магматические очаги. При кристаллизации магмы от неё постепенно отделяются летучие вещества. Мигрируя во вмещающие породы, они конденсируются с образованием жидких минерализованных водных растворов.

— H2O и CO2 выделяются в глубинных зонах земной коры за счет дегидратации осадочных пород при процессах регионального метаморфизма.

— Дегазация мантии. Идёт с выделением теплоты, сопровождается разогревом флюидов и мощным прогревом окружающих горных пород.

— Поверхностные или метеоритные воды. Мигрируют вниз до глубин 500 м, постепенно теряя кислород, разогреваясь и минерализуясь.

Отличать ювенильные и метеорные воды можно только по изотопному составу водорода и отношению в них протия к дейтерию (В.И. Смирнов).

Гидротермальные ассоциации:

— Плутоногенные. Связаны с интрузиями. Глубина образования — 0,5-5 км от земной поверхности. Непосредственной связи с поверхностью нет. Метеорные воды в этих процессах не участвуют. Наиболее высокотемпературные образования в кровле интрузии или на небольшом расстоянии от неё.

— Вулканогенные. Имеют тесную связь с вулканическими процессами. 1-2 км. Метеорные воды доходят. Роль особенно велика для крупнейших месторождений меди (45% от мировой добычи).

— Телетермальные. Не имеют связи с магматизмом. Приурочены к определенным вмещающим породам. Один-три главных рудных минерала.

Ассоциация

Жильные минералы

Рудные минералы

Высокотемпературная ассоциация: Кварц, берилл, топаз, Касситерит, флюорит, вольфрамит, арсенопирит, пирит, молибденит, пирротин

Среднетемпературная ассоциация: Кварц, сидерит, барит, Золото, пирит, флюорит, серицит, халькопирит, галенит, сфалерит, блеклые руды

Низкотемпературная ассоциация: Кварц, кальцит, барит, Киноварь, антимонит, халцедон, флюорит, реальгар, аурипигмент, золото

Гидротермальные руды:

— руды известных металлов: медь, свинец, цинк.

— руды редких металлов: вольфрам, молибден, олово, висмут, сурьма, мышьяк, ртуть, никель, кобальт.

— руды радиоактивных элементов: уран, радий, торий.

— золото, серебро.

— неметаллические полезные ископаемые.

60.

Минералы коры выветривания ультраосновных и кислых

пород.

Главные факторы выветривания – избыток O2, CO2, H2O.

Механическое разрушение пород в результате физического выветривания.

Замерзание проникающих по трещинам и порам поверхностных вод.

Параллельно идет химическое выветривание, то есть химическое изменение

минералов эндогенного генезиса.

Наиболее интенсивно процессы идут в странах жаркого и влажного климата.

Суточные колебания температур (значительные), обилие влаги, интенсивная

жизнедеятельность микроорганизмов и растений.

Разрушение силикатов, сульфидов и образование за их счет оксидов,

гидроксидов, солей оксокислот.

При выветривании происходят: смена валентности элементов; вынос

легкорастворимых солей калия, натрия, кальция, магния; накопление

труднорастворимых продуктов (оксид алюминия, оксид железа III,

кремнезем).

Устойчивость главных породообразующих минералов к выветриванию

различна. Наиболее устойчив кварц, наименее – оливин. Основные

плагиоклазы гораздо легче выветриваются, чем кислые. Ультраосновные и

основные породы в большей степени подвержены выветриванию, чем

граниты. В процессе выветривания наименее устойчивы сульфиды.

Химическая активность природных вод зависит от содержания O 2-

-

2 , CO2, NO3 ,

SO 2-

+

4 , гуминовых кислот, NH4 , галогенидов.

Гидратация – взаимодействие минералов с водой

— Молекулы воды не разрушаются, а входят в состав кристаллогидратов

(кристаллизационная вода). Ангидрит-гипс. Тенардит-мирабилит. T = 100-300

℃. Обратимы. Перестройка структуры.

— Разложение воды и образование гидроксидов (конституционная вода). OH-,

H+, H3O+ занимают в структурах минералов определенные позиции. Гематит-

гидрогематит-гётит. T = 300-1000*℃*. Полное разрушение структуры.

— Цеолитная вода. Свободно и постепенно проникает в полости каркаса

цеолитов и покидает ее без разрушения структуры.

Гидролиз – реакция медленного разложения между водой и минералом.

Сильно подвержены силикаты и алюмосиликаты.

В процессах выветривания устойчивые и частично разрушенные минералы

накапливаются в континентальной области, образуя:

— Элювиальные месторождения. Скопление минералов на месте

разрушения.

—

Аллювиальные месторождения. Минералы перенесены и

сконцентрированы реками и другими водными потоками. Песчаные

отложения, которые в дальнейшем цементируются в песчаники и

конгломерата.

— Труднорастворимые продукты выветривания остаются на месте

разрушенных пород и руд. Так возникают коры выветривания.

61.Минеральный состав главных типов осадочных горных пород.

Осадкообразование: формирование россыпей; осадки бассейнов нормальной солености; осадки бассейнов повышенной солености.

Россыпь – промышленное скопление ценных минералов в песках в экономически значимых количествах (золото, платина, алмазы, титан, вольфрам, никель, торий, корунд, гранат, горный хрусталь).

Осадочные горные породы можно разделить на 3 группы: обломочные; химические; органогенные.

Обломочные породы возникают из механических обломков пород: несцементированных (глины, пески, гальки, щебни); сцементированных (аргиллиты, алевролиты, песчаники, брекчии, конгломераты).

Новые минералы в результате этого процесса не образуются.

Обломочные породы являются наиболее распространенными среди осадочных пород. Классификация обломочных пород основана на величине обломков. Выделяют следующие виды обломочных пород: крупнообломочные породы или псефиты - размер обломков более 1 мм. Это валуны, галька, гравий и другие. Среднеобломочные породы или псаммиты - размер зерен от 0,1 до 1,0 мм. Это пески и песчаники. Мелкообломочные породы или алевриты и алевролиты - размер зерен от 0,01 до 0,1 мм. Это лесс, лессовидные суглинки. Тонкодисперсные глинистые породы или пелиты - размер зерен менее 0,01 мм. Это различные глины.

Химические осадки образуются из химических истинных и коллоидных растворов. К химическим породам относятся соли, некоторые известняки, доломиты, бокситы, кремнистые породы.

Карбонатные породы наиболее распространены среди осадочных пород химического и биохимического происхождения. Oни представлены известняками, доломитами, мергелями.

Известняк - широко распространенная осадочная горная порода, состоящая из кальцита.

Доломит - осадочная горная порода, состоящая из доломита. В доломитах часто содержится примесь кальцита и глинистого материала, иногда отмечаются гипс, целестин, флюорит, опал. Между доломитами и известняками имеются промежуточные разности – доломитизированные известняки.

Мергель представляет собой известково-глинистую породу с содержанием глинистого материала около 30 - 50%. В зависимости от содержания глинистого материала различают известковистую глину, мергель и глинистый известняк. По происхождению они являются морскими или озерными осадками.

Процесс отложения солей из истинного насыщенного водного раствора в строго определенном порядке называется галогенезом. Этот порядок зависит от физико-химических условий минералообразования: растворимости солей, их концентрации в растворе, температуры раствора и времени кристаллизации, присутствия других солей. В этом процессе мы имеем дело с насыщенными сложными водными растворами. Осаждение солей может происходить в результате сезонного высыхания водоема, изменения уровня воды, что в свою очередь приводит к повышению концентрации вещества в растворе.

Континентальные

Мирабилит, галит, гипс

осадки

Морские осадки

Сильвин, галит, гипс, ангидрит

Органогенные породы образуются в результате жизнедеятельности организмов. Это известняк, диатомит, мел, каустобиолиты (уголь, нефть).

Большое практическое значение среди пород биогенного происхождения имеют железистые и марганцевые осадочные руды.

Минералы железных и марганцевых пород и руд

Главные

Гидрогетит, гетит, глауконит, сидерит, апатит, гематит, халцедон

Второстепенн

Пирит, вивианит, пиролюзит, барит, марказит, манганит, ые

опал

Осаждение железистых пород происходит из коллоидных растворов. При этом большое значение имеет кислородный режим среды. В зависимости от наличия свободного кислорода выпадают окисные (гидрогетит, гематит), карбонатные (сидерит) или силикатные (железистые хлориты) руды. Наиболее распространены различные лимониты, представляющие собой полиминеральную смесь гидроксидов железа с глинистым и, частично, песчанистым веществом. 30% мировой добычи железных руд приходится на долю осадочных месторождений железа. В промышленном отношении также чрезвычайно важны марганцевые осадочные месторождения. Марганец, также как железо, переносится и отлагается из коллоидных растворов, но осаждается на больших глубинах, чем железо. К биохимическим осадкам принадлежат также и фосфориты, в составе которых обычно преобладает фосфат - апатит. Биохимическим, путем образуются осадочные месторождения урана, некоторых сульфидов молибдена, свинца и цинка. Месторождения приурочены обычно к углистым породам и углистым прослоям в породе, углистым сланцам и битуминозным породам. Это связано с высокой адсорбционной способностью органического вещества.

Порядок выпадения осадков: карбонаты Ca и Mg (кальцит, доломит); сульфаты (гипс, ангидрит); галит, сильвин, карналлит, бишофит; все бораты (кроме людвигита, так как он образуется в скарнах).

62.

Факторы метаморфизма. Понятие о метаморфической фации.

Метаморфизм – совокупность процессов, приводящих к изменению минералов, возникших в результате эндогенных процессов.

Региональный метаморфизм – минералы попадают в области высоких температур и давления (800-850*℃* – глубоко; 1000-1100*℃* – на поверхности).

Главными способами образования минералов при региональном метаморфизме являются перекристаллизация и метасоматоз.

1-я стадия – медленная перекристаллизация мелкозернистых агрегатов в крупнозернистые (без изменения химического состава).

2-я стадия – перекристаллизация сопровождается метасоматозом и возникают новые минералы, в результате чего изменяется и химический состав пород (обязательно участвуют гидротермальные растворы).

Обезвоживание и перекристаллизация. Геотермический градиент (3*℃* на 100 м). Теплота радиоактивного распада от 450-500*℃* (каолинит) до 900-950*℃* (пироксен, гранат).

Одностороннее боковое давление – стресс.

Высокое давление характерно для образования плотных минералов. Стресс образует полосчатость (сланцеватость) минералов.

Региональный метаморфизм по ступеням делится на: РМ низшей ступени: 200-300*℃, давление боковое. Хлоритовые и серицитовые сланцы. РМ средней ступени: 400-500℃, давление боковое и литостатическое. Амфиболиты, двуслюдяные гнейсы, биотитовые роговики. РМ высшей ступени: 500-600℃*, литостатическое давление. Двупироксеновые и гранат-кордиеритовые гнейсы.

Фация метаморфизма – ассоциация метаморфических пород, претерпевших метаморфизм в одинаковых физико-химических условиях.

Фации различают по нахождению "критических минералов", возможных только в одной фации и запрещенных для других фаций.

Фация зеленых сланцев – хлорит, мусковит, актинолит, тремолит, тальк. (Минералы фации зеленых сланцев образуются при геотермическом градиенте 15-35*°* / км). Для минералов биотитовой субфации характерен кианит, альмандин.

Эпидот-амфиболитовая фация – эпидот, роговая обманка, биотит, мусковит, гранат (альмандин). ХЛОРИТ ЗАПРЕЩЁН!

Амфиболитовая фация – роговая обманка, биотит, гранат-альмандин, кианит, ильменит, сфен. ЭПИДОТ ЗАПРЕЩЕН! (Минералы амфиболитовой фации образуются при геотермическом градиенте 15-35*°* / км). Углеродистое вещество представлено графитом.

Гранулитовая фация – «сухая» фация (здесь нет минералов, содержащих OH- группу) ромбические и моноклинные пироксены (гиперстен, диопсид), форстерит. (Минералы гранулитовой фации образуются при геотермическом градиенте 20-35*°* / км). Стабилен высокотемпературный β-кварц. Широко развит пироп-альмандин, который содержит 25-55% пиропового минала (Минал – конечный член изоморфного ряда минералов).

63.

Зоны окисления сульфидных месторождений.

• Зона просачивания (зона аэрации). Свободная быстрая циркуляция воды, в составе которой много свободного O2 и CO2.

• Зона истечения. Небольшое движение воды. Незначительное содержание кислорода.

• Зона застойных вод. Нет движения воды и нет свободного кислорода.

Реакции окисления, гидратации, карбонатизации. Выщелачивание растворимых соединений приводит к образованию полостей, пор, каверн. Так развивается гипс в карбонатных толщах.

CuFeS2 → CuSO4; FeS2 → FeSO4. В верхней части зоны окисления скапливается нерастворимые соединения Fe3+ (железная шляпа). FeS2 + nO2 → FeSO4 → Fe2(SO4)3 → FeOOH.

В нижней части зоны окисления сульфидные растворы реагируют с первичными карбонатами. 2CuSO4 + 2CaCO3 + 5H2O → Cu2CO3(OH)2 + 2CaSO4*2H2O + CO2.

Зона «железной шляпы» имеет большую роль в поисках, так как свидетельствует о наличии на глубине железистого или медного оруденения. ZnSO4 легко растворим и может быть вынесен из зоны окисления. Минералы свинца, наоборот, сохраняются на месте разрушения. Идёт процесс накопления свинца и вынос цинка.

Зоны вторичного обогащения.

CuSO4 + FeS2 + H2O → Cu2S + CuS + FeSO4 + H2SO4

Cu2S – халькозин; CuS – ковеллин.

Зоны вторичного сульфидного обогащения – богатые медные руды: борнит Cu5FeS4 (64% Cu); ковеллин (66.5% Cu); халькозин (80% Cu).

Наиболее мощные и практически значимые зоны окисления характерны для медных сульфидных месторождений.

(Обязательно обратить внимание на 4 зоны! Верхняя, нижняя части зоны окисления; зона вторичного обогащения; массивные сульфиды. И на минералы, образующиеся в данных зонах!)