Агрегаты минералов



жүктеу 159.86 Kb.
Дата18.04.2016
өлшемі159.86 Kb.
: bin files
bin files -> Учебно-методическое пособие для студентов геологического факультета Казань 2004 Печатается по решению
bin files -> Программа курса «Физиология сенсорных систем»
bin files -> Учебно-методическое пособие для практических занятий по курсу «Геология четвертичных отложений»
bin files -> Учебно-методическое пособие для студентов заочного отделения, обучающихся по специальности «История». Казань, 2008. 79 с
bin files -> А. М. Бутлеров отличался большой физической силой. Он легко подбрасывал тяжелые гири. В юности как-то, придя к товарищу, он не застал его дома. Окинув взором комнату, он заметил кочергу, быстро согнул ее в виде буквы
bin files -> Акт (дата) (номер) Об отсутствии работника на рабочем месте
bin files -> Программа третьей Всероссийской научно-практической конференции
bin files -> Семантические и словообразовательные особенности межъязыковых субстантивных паронимов в русском и немецком языках 10. 02. 20 сравнительно-историческое, типологическое и сопоставительное языкознание
bin files -> Программа дисциплины биогеография цикл опд. Ф
АГРЕГАТЫ МИНЕРАЛОВ
В природе минералы чаще всего встречаются в виде различного вида агрегатов: горных пород, руд и др. Любые агрегаты представляют собой сростки моно- или полиминерального состава. Последние подразделяются на закономерные и незакономерные.

Закономерными называются такие сростки, в которых отдельные индивиды – кристаллы – могут быть преобразованы друг в друга операциями симметрии (отражениями, поворотами, трансляциями), а также такие, срастание или нарастание которых происходило по определенным кристаллографическим плоскостям (граням). Закономерные сростки в свою очередь подразделяют на двойники и параллельные сростки.

Незакономерными сростками называются агрегаты, в которых отдельные индивиды расположены без закономерной ориентировки. Этот тип сростков встречается наиболее часто: скопления рудных или нерудных агрегатов моно- или полиминерального состава, а также почти все горные породы.

Минералы и их агрегаты образуются в обстановках свободных пространств, например, в различного рода трещинах и полостях горных пород, на стенках кратеров вулканов и т.д., или в обстановках закрытых пространств – в массе рыхлых осадков, горных пород.

В обстановках открытых пространств чаще всего образуются т.н. секреционные формы. Их особенностью является то, что рост индивидов имеет направленность от периферии к центру пространств. Образующиеся на стенках пустот кристаллы часто формируют друзы, корки, натеки в виде почек, гроздьев. Секреции часто бывают выполнены кварцем, халцедоном, кальцитом, гетитом FeOOH, гидрогетитом FeOOH Н2О и т.д.

В закрытых обстановках образуются агрегаты конкреционных форм. Конкреции растут от центра к периферии. В центре конкреционных агрегатов часто обнаруживается минеральное вещество, отличающееся от вещества агрегата. Нередко в центре находятся обломки раковин и т.д. Внешняя форма конкреций обычно линзовидная, округлая, желваковая и т.д. Внутреннее строение может быть радиально-лучистым, концентрически-зональным (скорлуповатым) или сплошь зернистым. В зависимости от размеров концентрически-зональные агрегаты делятся на оолиты (доли мм до 2 мм) пизолиты 2-10мм и собственно конкреции (> 10 мм). Конкреции радиально-лучистого и сплошного зернистого строения малых размеров называют сферолитами. Конкреционную форму агрегатов часто образуют кальцит, малахит, пирит и др.



Друзами называют совокупность кристаллов, состоящую из одного или нескольких минералов, имеющих общее основание – субстрат. Кристаллы имеют разную ориентировку. Щетки – то же самое, но кристаллы на субстрате ориентированы параллельно друг другу.

Другие агрегаты – зернистые, плотные, землистые массы, дендриты и др. не требуют пояснений.


Физические свойства минералов
Физические свойства минералов зависят от их химического состава и структуры.

Главное внимание мы обратим на свойства, которые используются для индетификации минералов.



Плотность минералов – это масса вещества содержащаяся в объеме 1 см3:

Ρ= m/v (г/см3)

По величинам плотности минералы подразделяются на 5 групп:


  1. Очень низкая. (< 1) – лед Н2О (0.92).

  2. Низкая (1-4). Сильвин – KCl (2.0); галит – NaCl (2.1); гипс –CaSO4 ۠ 2H2O (2.3); флюорит - CaF2 (3.2).

  3. Средняя (4-7). Халькопирит – CuFeS2 (4.2); барит BaSO4 (4.5).

  4. Высокая (7-10). Галенит – PbS (7.5); вольфрамит – (Fe, Mn) [WO4] – (7.4).

  5. Очень высокая (>10). Золото – Au (15.6-18.3),платина – Pt (~ 19).

Плотность минералов определяется экспериментально различными способами: пикнометрическим методом, в тяжелых жидкостях, рентгеновским методом.

Спайность. Спайностью называется способность минералов раскалываться при ударе по определенным кристаллографическим направлениям с образованием разной совершенности плоскостей раскола. Плоскости спайности проходят перпендикулярно к направлению наиболее слабых сил связи в структуре минерала.

В зависимости от совершенства плоскостей раскола различают следующие степени совершенства спайности. Величины эти относительные и пока не имеют количественных характеристик.

Таблица 2

Шкала спайности минералов



Шкала спайности

Характер поверхности раскола

Минералогические примеры

Весьма совершенная

Зеркальная

Тальк, гипс, слюды, графит

Совершенная

Ровная, гладкая

Флюорит, кальцит, галенит, галит

Средняя

Ровная или неровная

Полевые шпаты, пироксены, роговые обманки

Несовершенная

Неровная

Кварц, пирит, арагонит

Спайность может проявляться в нескольких направлениях.

В тех случаях, когда минералы характеризуются несовершенной спайностью, диагностическим признаком является поверхность излома, т.е. внешний вид поверхности, образующийся при раскалывании минерала.

Различают следующие виды излома:

неровный – пирит, шеелит и др.;

раковистый – кварц, пирит, арагонит и др.;

занозистый – андалузит, жадеит;

крючковатый – медь, серебро.

У ряда минералов в одном или нескольких направлениях проявляется спайность, а в других – излом различного типа.



Твердость. Под твердостью минералов понимается способность оказывать сопротивление при механическом воздействии (царапании, вдавливании и др.), проникновению в него другого тела, не получающего остаточной деформации.

Твердость – важное диагностическое свойство минералов, отражающее прочность связей между атомами в структуре минералов.

Твердость определяется различными способами: царапанием, вдавливанием, шлифованием и др. Существуют две шкалы твердости – относительная (по Моосу) и абсолютная.

Относительная твердость определяется царапанием одного минерала другим. Таким образом находят интервал твердости между минералами. Если, например, испытуемый минерал царапается кварцем и не царапается ортоклазом, то твердость испытуемого минерала 6,5.

«Подручными» при определении твердости минералов могут служить напильник (твердость ~ 7 ), лезвие ножа (~ 6), оконное стекло (~5), ноготь человека (~2,5) и т.д.

Абсолютная твердость определяется при помощи твердометров (склерометров) путем вдавливания под нагрузкой Р (в кг) алмазной пирамидки квадратного сечения на ровную горизонтальную поверхность испытуемого минерала. С помощью вмонтированного в твердометр микроскопа определяют площадь d (в мм2) отпечатка от вдавливания пирамидки. Расчет твердости производится по формуле:

H=2∙sin α/2∙ρ/d2 кг/мм2

Здесь α=1360 соответствует углу между гранями пирамиды.

Таблица 3

Эталонные шкалы твердости минералов



Относительн. Твердость (по Моосу)

Минералы- эталоны твердости



Абсолютная твердость н кг/мм2 ( по М.М.Хрущеву)

1

Тальк Mg3 [Si4O10] (OH)

2.4

2

Гипс Ca [SO4] ∙2H2O

36

3

Кальцит Ca [СO3]

109

4

Флюорит CaF2

189

5

Апатит Ca5 [PO4]3∙(F,Cl)

536

6

Ортоклаз K [AlSi3O8]

795

7

Кварц SiO2

1120

8

Топаз Al2 [SiO4]∙(F,OH)2

1427

9

Корунд Al2O3

2060

10

Алмаз С

10060

Сравнивая величины относительной твердости, например алмаза и гипса, можно сделать вывод, что алмаз всего в 5 раз тверже гипса, но это не так. Из шкалы абсолютной твердости тех же минералов следует, что алмаз тверже гипса в 280 раз.

Цвет. Это первое, что бросается в глаза при рассмотрении минералов. Для одних минералов окраска более или менее постоянная, она часто является диагностическим признаком. Такими, например, являются красная окраска коновари HgS, зеленая у малахита Cu2[CO3]∙(OH)2. Чаще окраска одного и того же минерала бывает разная: коруд может быть бесцветным или окрашен в красный, синий и др. цвета. Окраска минералов наряду с блеском и люминисценцией относится к оптическим свойствам и является внешним проявлением сложных процессов взаимодействия фотонов (квантов света) с электронами внешних электронных оболочек атомов химических элементов слагающих минералы. Эти взаимодействия сопровождаются поглощением, пропусканием или излучением кванта света.

Цвет черты. Под этим термином понимают цвет тонкого порошка минерала. Этот порошок легко получить, если проводить испытуемым минералом черту на матовой поверхности фарфоровой пластинки. Порошок получается в виде следа на пластинке, окрашенного в характерный для данного минерала цвет. Этот признак в сравнении с окраской минерала является более постоянным, т.е. боле надежным диагностическим признаком.

Цвет черты в ряде случаев совпадают с цветом самого минерала. Например, окраска и цвет черты красные у киновари, у магнита – черные, у лазурита – синие. Для других минералов наблюдается резкое различие между цветом минерала и цветом черты. Например, у гематита: цвет минерала стально-серый или черный, черта красная; у пирита – цвет минерала латунно-желтый, черта черная и т.д.

В природе нередко один и тот же минерал может встречаться то в плотных, то в порошковатых разностях. Цвета их могут сильно отличаться друг от друга. Например, лимонит (гидроокись железа) в плотных массах черный, а в порошковатых – желто-бурый и т.д. В других случаях цвет минерала в плотных массах и в диспергированном состоянии одинаков: у малахита он в том и другом состоянии зеленый.

Блеск. Падающий на минерал световой поток частично отражается его поверхностью, частично поглощается. Этот отраженный свет и создает впечатление блеска минерала, причем чем больше доля отраженного светового потока (в %), тем интенсивнее блеск.

Чисто практическим путем установлены градации интенсивностей блеска.



  1. Стеклянный блеск. Минералы с показателями преломления N=1.3-1.9. Это флюорит, кварц и др.

  2. Алмазный блеск. N=1.9-2.6. Сфалерит, циркон, рутил, алмаз.

  3. Полуметаллический блеск. N=2.6-3.0. Киноварь, гематит.

  4. Металлический блеск. N>3. Галенит, пирит и др.

Среди минералов стеклянным блеском обладают более 70%.

Рассмотренные блески характерны для минералов, имеющих гладкие поверхности (грани, плоскости, спайности). Если же определять блеск на поверхностях излома, то стеклянный и алмазный блески приобретают тусклый оттенок за счет некоторого рассеяния отраженного света. Блеск становится жирным (самородная сера в изломе, кварц на раковистом изломе).

Поверхности с грубой неровностью обладают восковым блеском.

Тонкодисперсные массы обладающие тонкой пористостью, полностью рассеивают свет и такие поверхности считаются матовыми. Пример: мел, каолин и др.

Для некоторых минералов, обладающих ориентировкой некоторых элементов строения (волокнистость) характерен отлив. В минералах с параллельноволокнистым строением (асбест, селенит) наблюдается шелковистый отлив. Прозрачные минералы, обладающие слоистой текстурой и, следовательно, совершенной спайностью, имеют перламутровый отлив.
ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ
Под генезисом минералов понимают способы их образования, происходящие в различных условиях, определенных геологическими процессами.

Основными типами геологических процессов минералообразования являются эндогенные (глубинные) и экзогенные (поверхностные).

К эндогенным относятся процессы, обусловленные энергией (температурой, давлением) и поступлением вещества из глубин Земли. Эти процессы вызывают возникновение магмы м ее кристаллизацию.

Магматические процессы образования минералов, происходящие на больших глубинах (40-60 км), при больших давлениях (20-30 тыс. атм.), высоких температурах (1500-8000С) и низким содержанием кислорода, носят название интрузивных.

Магма представляет собой гитерогенный (неоднородный) расплав, состоящий из тугоплавких и легколетучих компонентов, главными из которых являются SiO2, Al2O3, MgO, FeO, CaO, Na2O, K2O, Fe2O3 и H2O (~98%).

При интрузивных процессах на разных стадиях развития магматического очага в ходе понижения его температуры и давления, судьба тугоплавких и легколетучих компонентов оказывается различной. Сначала в магме кристаллизуются (переходят в твердое состояние, т.е. минералы) тугоплавкие. В результате этой кристаллизации относительное количество легколетучих в оставшемся расплаве увеличивается. При благоприятных тектонических условиях (появление трещин, пустот и др.) этот оставшийся расплав может быть перемещен и отделен от уже раскристаллизовавшейся его части. В результате на месте первоначальной кристаллизации формируется более тугоплавкий (основной) комплекс минералов (в составе горных пород), а в новом месте кристаллизуется более легкоплавкий (кислый, обогащенный SiO2) комплекс минералов.

Интрузивный процесс подразделяют на 3 этапа: раннемагматический, главный и позднемагматический.

Каждый из них характеризуется своими ассоциациями минералов: в ранний образуются магнетит, гранаты, шпинели, оливин, анортит и др.

В главный этап кристаллизуются пироксены, роговые обманки и некоторые плагиоклазы. В поздний – слюды, ортоклаз, кварц, альбит и др.

На последней стадии кристаллизации магмы остаточные порции застывающего расплава представляют собой своеобразный расплав – раствор (газированный флюид по А.Е.Ферсману). Он обладает большой подвижностью, обогащен легколетучими (H2O, HF, HCl, B2O3, CO2 и др.) и др. компонентами (Li,Be,Ta,Nb,Cs и др.)

Кристаллизация его начинается при 900-8000С, а основная масса минералов образуется при температурах 800-6000С. Этот процесс называется пегматитовым. Глубина образования пегматитов оценивается в 6-8-15 км. Они имеют жилообразные или камерообразные тела. Минералогический состав пегматитов близок к составу вмещающих их пород. Наиболее распространенными являются гранитные пегматиты. Главными минералами гранитных пегматитов являются кварц, микроклин, плагиоклазы, слюды. В полостях внутри пегматитовых тел иногда встречаются драгоценные камни (турмалин, топаз, циркон, берилл и др.), а также рудные минералы редких элементов (цезия, тантала, ниобия).

Когда магматический раплав внедряется в карбонатные породы (известняки, доломиты), имеет место т.н. контактово-метасоматические процессы образования минералов. Эти процессы происходят на сравнительно небольших глубинах – 1-3 км. Метсоматические процессы заключаются в изменении химического (и минералогического) состава вмещающих и внедрившихся пород под влиянием горячих газово-жидких растворов, поднимающихся из глубинных частей магматического очага и циркулирующих в зоне контакта. Различных контактово-метасоматических процессов образования минералов много. Наиболее важным из них является формирование минералов в скарнах.



Скарны – метасоматические породы, возникающие при воздействии высокотемпературных флюидов или растворов в зоне взаимодействия алюмосиликатных магм с карбонатными породами.

Скарны сложены реакционными минералами, в которых участвуют компоненты замещаемых пород и растворов. Это силикаты Ca, Mg, Fe и Mn.

В зависимости от типа скарнов для них характерны пироксены ряда диопсид – геденбергит, гранаты ряда гроссуляр-андрадит, волластонит, эпидотовые минералы, а также форстерит, шпинель, флогопит, везувиан и др.

Размеры зерен минералов скарна от долей мм до 1-2 см, иногда отдельные кристаллы, особенно пироксенов, достигают 10-15 и даже 30-50 см. Характерно неравномернозернистое сложение. Из текстур наиболее характерны: массивная, пятнистая, полосчатая и друзовая.

Из структур – гранобластовая, порфиробластовая, пойкилобластовая, волокнистая и реликтовая.

Большинство скарновых тел имеет метасоматическую зональность. Скарны имеют большое промышленное значение: в них образуются руды железа (магнетит), олова, свинца, меди, цинка и ряд нерудных минералов – пироксены, гранаты, шпинели и др.

Заключительным этапом эндогенного процесса является образование минералов из природных горячих водных минерализованных растворов – гидротерм. Происхождение гидротермальных растворов различное.


  1. Они образуются за счет конденсации паров воды, выделяющихся из магматических очагов в условиях больших давлений при температуре около 4000С.

  2. При метаморфизме горных пород.

  3. За счет метеорных (дождевых) вод, которые просачиваются в глубинные части земной коры, где нагреваются и минерализуются.

Рассчитано, что из 1 км3 магматического (интрузивного) очага высвобождается ~ 0,2 км3, при метаморфизме – 0,12 км3 воды.

Источником рудного вещества в гидротермальных растворах служат эманации, отделяющиеся от мантийного вещества Земли; из магм; а также за счет фильтрационного растворения горных пород, по которым они просачиваются. Основными компонентами гидротерм, кроме воды, являются углекислота, кремнекислота, сульфат-ионы, различные флюиды, хлориды щелочей и соединения металлов (меди, цинка, свинца, железа и др.). Особое значение при образовании минералов из гидротерм имеют концентрации (режим) кислорода, серы и карбонатного углерода, которые определяют последовательность отложения минералов: сначала силикаты и окислы, затем сульфиды и карбонаты. Максимальные глубины формирования гидротермальных месторождений около 5 км, а минимальные – до поверхности земли. Форма залежей чаще всего имеет вид жил (заполнение трещин в породах). Температура кристаллизации от 500 до50-200С.

Минералы гидротермальных месторождений подразделяются на нерудные (жильные),слагающие тело жилы и рудные.

В качестве жильных минералов характерны кварц, кальцит, доломит, флюорит; в качестве рудных – касситерит, вольфрамит, сфалерит, галенит, пирит, золото, антимонит, киноварь и др.

Гидротермальные месторождения подразделяют на высокотемпературные (300-1500С) и низкотемпературные (150-500С).

К магматическим относятся и процессы минералообразования, обязанные вулканической деятельности, в т.ч. и происходящие на земной поверхности – при излиянии лав (эффузивы), образовании корок и налетов минералов в жерлах вулканов, фумарол и т.п. Эти последние называют эксгаляционными.

В случае излияния лав на земную поверхность (или поступления ее на небольшую глубину), происходит резкое понижение температуры расплава и давления среды. Это приводит к образованию аморфных стекол – переохлажденного силикатного расплава): обсидиан, пемза и др. здесь же могут образовываться и мелкие зерна кристаллических минералов, которые вкраплены в стекловатую массу или обазуют мелко- или скрытокристаллические агрегаты, представляющие горные породы (базальты, андезиты и др.).

Резкий перепад давления и температуры при непосредственном контакте излившейся магмы с поверхностными условиями способствует отделению легколетучих веществ – воды, фторидов и хлоридов различных металлов H2S, CO2, SO2 и др. Эти вещества взаимодействуют друг с другом и с кислородом воздуха, и образуют на стенках трещин, в жерлах кратеров вулканов кристаллические налеты, корки, натеки, гроздья и др. агрегаты. Наиболее характерными минералами – эксгалянтами являются нашатырь (NH4Cl), галит (NaCl), сассолин (H3BO3), сера, антимонит (Sb2S3), киноварь (H2S) и др.

Все процессы образования минералов, происходящие на поверхности Земли или в приповерхностных горизонтах называются экзогенными. Энергия, регулирующая эти процессы – солнечная. Эндогенные образования, попавшие в поверхностные условия в результате горообразовательных или других явлений, в новых условиях оказываются неустойчивыми и подвергаются изменению и разрушению – выветриванию.

В результате процессов выветривания на поверхности образуется кора выветривания, представляющая собой продукты изменения эндогенных горных пород и минералов, и которые в новых условиях устойчивы.

В корах выветривания за счет изменения полевошпатовых пород (гранитов) образуются латеритные остаточные месторождения, существенно состоящие из оксидов и гидрооксидов алюминия и железа – бокситов. Труднорастворимые минералы могут оставаться на месте или перемещаться с продуктами физического выветривания. Таким путем формируются различные россыпи, типичными минералами которых являются кварц, золото, касситерит, рутил, гранаты и др.

При выветривании растворенные химические соединения поверхностными водами могут выносится в глубокие горизонты кор выветривания и образовывать там инфильтрационные месторождения. Так возникают промышленные месторождения сидерита, урановых руд, фосфатов, сульфидов меди и др. Если растворенные химические соединения уносятся реками в водоемы, то они дают начало химическим осадочным месторождениям известняков, доломитов, сидерита и др. Месторождения, возникшие за счет испарения в условиях сухого климата из бассейнов повышенной солености, часто представлены гипсом, галитом, сильвином и др. К экзогенным месторождениям минералов относятся и биогенные месторождения. Они образуются в морях, озерах и реках за счет окаменения органических остатков продуктов жизнедеятельности организмов. Биогенными минералами являются органогенные известняки, мел, диатомиты и опоки, сложенные кремнистыми скелетами микроорганизмов, фосфориты, сера и др.

В ходе развития горообразовательных преобразований, захватывающих крупные регионы земной коры, горные породы и минеральные ассоциации, ранее образовавшиеся в результате эндогенных и экзогенных процессов, опускаются на большие глубины в области высоких температур и давлений. В этих новых для них условиях минералы и горные породы становятся неустойчивыми и подвергаются изменениям – метаморфизму. Про- цессы регионального метаморфизма протекают на больших глубинах (до 20 км) и при высоких температурах (500-9000С). Давление вышележащих пород может достигать 10000 атм. Метаморфизующие глубинные флюиды представлены, в основном, водой и углекислотой. Основными способами образования минералов при региональном метаморфизме являются процессы дегидрации, перекристаллизации и метасоматического преобразования.

Повышение температуры способствует обезвоживанию ранее существовавших минералов, например: лимонит (Fe2O3∙ nH2O)→ гематит (Fe2O3); опал (SiO2∙ nH2O)→ кварц (SiO2) и др.; перекристаллизация приводит к преобразованию кальцита в мрамор, угля в графит, фосфорита в апатит и др. Метасоматические преобразования заключаются в превращении минералов малой плотности в минералы с большой плотностью: альбит (NaAlSi3O8) ρ=2.7 → жадеит (NaAlSi2O6) ρ=3.3; доломит (Ca, Mg) {CO3} ρ=2.8 → тремолит ρ=3.0 Ca2Mg5[Si8O22] (OH)2.

Главными полезными ископаемыми регионально-метаморфического происхождения являются железные и марганцевые руды, абразивы (гранаты, наждаки), графит, мрамор, яшмы и др.

КЛАССИФИКАЦИЯ МИНЕРАЛЬНЫХ ВИДОВ
В настоящее время известно около 4000 минеральных видов, и их количество ежегодно увеличивается.

Все разнообразие минералов необходимо систематизировать, объединяя их в подразделения по каким-то общим для них признакам или свойствам.

Существует ряд классификаций, основанных на различных признаках: рудные и нерудные, по генетическим признакам и т.д.

К 30-м годам ХХ в. была разработана кристаллохимическая классификация, основу которой составляет химический состав и структурные (кристаллохимические) особенности минералов. Все минералы делятся на типы, классы, подклассы и группы.

Таблица 4

Схематическая классификация минералов



Тип

Класс

I. Гомоатомные

1. Простые вещества - самородные элементы

II.Халькогениды

2. Сульфиды и их аналоги (арсениды и др.)

III.Галогениды

3. Галогениды (хлориды, бромиды и др.)

IV.Кислородные соединения

4. Оксиды и гидроксиды

5. Силикаты, алюмосиликаты (и их аналоги)

6. Бораты

7. Карбонаты

8. Нитраты

9. Фосфаты и их аналоги (арсенаты, ванадаты)

10. Сульфаты и их аналоги (теллураты, селенаты)

11. Молибдаты и вольфраматы



12. Хроматы




©netref.ru 2017
әкімшілігінің қараңыз

    Басты бет