Реферат: Алмаз: легенды и действительность - текст реферата. Скачать бесплатно.
Банк рефератов, курсовых и дипломных работ. Много и бесплатно. # | Правила оформления работ | Добавить в избранное
 
 
   
Меню Меню Меню Меню Меню
   
Napishem.com Napishem.com Napishem.com

Реферат

Алмаз: легенды и действительность

Банк рефератов / Геология и геодезия

Рубрики  Рубрики реферат банка

закрыть
Категория: Реферат
Язык реферата: Русский
Дата добавления:   
 
Скачать
Архив Zip, 45 kb, скачать бесплатно
Заказать
Узнать стоимость написания уникального реферата

Узнайте стоимость написания уникальной работы

Минералогия Кристаллическое вещество и его строение. Кристаллы - твердые тела, имеющие многогранную форму, а слагающие их част ицы (атомы, молекулы, ионы) расположены закономерно. Поверхность кристал лов ограничена плоскостями, которые носят название граней. Места соедин ения граней называются рёбрами, точки пересечения которых называются в ершинами или углами. Грани, рёбра и вершины кристаллов связаны зависимос тью: число граней + число вершин = число рёбер + 2. В большинстве случаев крис таллические вещества не имеют ясно огранённой формы, хотя и обладают зак ономерным внутренним кристаллическим строением. Установлено, что крис таллы построены из материальных частиц - ионов, атомов или молекул, геоме трически правильно расположенных в пространстве. Свойства кристаллических веществ. Основные свойства следующие: 1. Анизотропность (т.е. неравносвойственность) . Анизотропными называются такие вещества, которые имеют одинаковые свойства в параллельных напра влениях и неодинаковые - в непараллельных. Различные физические свойств а кристаллов, такие, как теплопроводность, твердость, упругость, распрос транение света и др., изменяются с изменением направления. В противополо жность анизотропным, изотропные тела имеют одинаковые свойства во всех направлениях. 2. Способность самоограняться. Этой специфической особенностью обладаю т только кристаллические вещества. При свободном росте кристаллы огран ичиваются плоскими гранями и прямыми рёбрами, принимая многогранную фо рму. 3. Симметрия. Симметрией называется закономерная повторяемость в распол ожении предметов или их частей на плоскости или в пространстве. Все крис таллы являются телами симметричными Строение кристаллической решётки . Материальные частицы (атомы, ионы, молекулы) в кристаллическом веществе размещаются не хаотично, а в определённом строгом порядке. Они расположе ны параллельными рядами, причём расстояния между материальными частиц ами этих рядов одинаковы. Эта закономерность в строении кристаллов выра жается геометрически в виде пространственной решётки, являющейся как б ы скелетом вещества. Представить пространственную решётку можно как бесконечно большое чис ло одинаковых по форме и размеру параллелепипедов, сдвинутых относител ьно другого и сложенных так, что они выполняют пространство без промежут ков. Вершины параллелепипедов, в которых находятся атомы, ионы или молек улы, называются узлами пространственной решётки, а прямые линии, проведё нные через них, - рядами. Любая плоскость, которая проходит через три узла пространственной решётки (не лежащих на одной прямой) , называется плоск ой сеткой. Элементарный параллелепипед, в вершинах которого находятся у злы решётки, носит название ячейки данной пространственной решётки. Таким образом, кристаллическое вещество имеет строго закономерное (рет икулярное) строение. Физические свойства минералов, как отражение их внутреннего строения. Все важнейшие свойства кристаллических веществ являются следствием их внутреннего закономерного строения. Так, например, анизотропность крис таллов можно легко уяснить, если вести измерение каких-либо свойств в ра зличных направлениях. Особенно чётко анизотропия выявляется в оптичес ких свойствах кристаллов, на чём основан один из важнейших методов их из учения, применяемый в минералогии и петрографии. Способность кристаллов самоограняться также является естественным сл едствием их внутреннего строения. Грани кристаллов соответствуют плос ким сеткам, рёбра - рядам, а вершины углов - узлам пространственной решётки . Пространственная решётка имеет бесконечное множество плоских сеток, р ядов и узлов. Но реальным граням могут соответствовать лишь те плоские с етки решётки, которые имеют наибольшую ретикулярную плотность, т.е. на ко торых на единицу площади будет приходиться наибольшее число составляю щих её частиц (атомов, ионов) . Таких плоских сеток сравнительно немного, о тсюда и кристаллы имеют вполне определённое число граней. Структура кристалла, т.е. расположение в нём отдельных частиц, является с имметричной. Следовательно и сам кристалл будет обладать плоскостями и осями симметрии. Образование и рост кристаллов. Кристаллы возникают при переходе вещества из любого агрегатного состо яния в твёрдое. При этом частицы могут оказаться относительно друг друга в беспорядочном положении или может возникнуть закономерность их расп оложения. В первом случае мы будем иметь аморфное вещество, а во втором кр исталлическое. Кристаллы могут образовываться при переходах вещества из газообразног о состояния в твёрдое, из жидкого в твёрдое и из твёрдого в твёрдое. Образование кристаллов серы, нашатыря, борной кислоты и др. происходит п ри охлаждении газов в кратерах вулканов и фумаролах. Наиболее обычным пр имером является образование снега. Особенно широко распространено в природе и технике образование криста ллов при переходе вещества из жидкого состояния в твёрдое. Здесь надо ра зличать два случая образования кристаллов: из расплава и из раствора. Пр имером первого случая является кристаллизация магмы. Магма огненно - жид кий силикатный расплав, содержащий различные химические соединения, в т ом числе и газы. При медленном остывании магмы образуется множество цент ров кристаллизации, кристаллы растут, мешая друг другу, и в результате об разуется кристаллическая зернистая порода. Примерами образования кристаллов из растворов могут служить образован ие льда и выпадение различных солей. При переходе из твёрдого состояния в твёрдое следует отметить два случа я. При одних процессах кристаллическое вещество может образовываться и з аморфного. Так, с течение времени закристаллизовываются стёкла и содер жащие стёкла вулканические породы. Другой процесс перекристаллизация: структура одних веществ разрушается и образуются новые кристаллы с ино й структурой. Все метаморфические породы являются в той или иной степени перекристаллизованными. Под влиянием температуры, давления и других фа кторов известняк переходит в мрамор. Явление перекристаллизации широк о распространено в природе. Рост кристаллов. Маленькие кристаллики обычно имеют большое число граней, но в процессе р оста некоторые грани зарастают. Нормали к граням есть направления их рос та, т.е. в процессе роста грани перемещаются параллельно самим себе. Не все грани растут с одинаковой скоростью. Те из них, которые растут быстрее, ум еньшаются в размерах и могут исчезнуть, поэтому форма кристалла в процес се его роста изменяется. Иногда встречаются так называемые зональные кристаллы. Зональность их может быть обусловлена перерывами в кристаллизации или какими-либо при месями и окрашивающими веществами, которые присутствовали в определён ные моменты кристаллизации. Виды симметрии. Классификация кристаллов по виду симметрии. Симметрия есть закономерн ая повторяемость в расположении предметов или их частей на плоскости ил и в пространстве. В природе симметрия проявляется в большом разнообрази и и особенно характерна для кристаллов. Она является их важнейшим и спец ифическим свойством, отражающим закономерность внутреннего строения. Рассмотрим элементы симметрии. 1. Плоскость симметрии. Это воображаемая плоскость, которая делит фигуру на две равные части так, что одна из частей является зеркальным отражени ем другой. Плоскость симметрии обозначается буквой Р. Если плоскостей си мметрии в данном кристалле несколько, то перед обозначением плоскости с тавится их число, например - 3Р, три плоскости симметрии. В кристаллах могу т быть одна, две, три, четыре, пять, шесть, семь и девять плоскостей симметри и. Многие кристаллы вообще не имеют ни одной плоскости симметрии. 2. Центр симметрии. Центром симметрии называется такая точка внутри фигу ры, при проведении через которую любая прямая встретит на равном от ней р асстоянии одинаковые и обратно расположенные части фигуры. Центр симме трии обозначается буквой С (или i) . Если каждая грань кристалла имеет себе равную, хотя и обратно расположенную грань, то данный кристалл обладает центром симметрии. Некоторые кристаллы могут не иметь центра симметрии. 3. Оси симметрии. Осью симметрии называется воображаемая прямая, при пово роте вокруг которой всегда на один и тот же угол происходит совмещение р авных частей фигуры. При повороте на 360° совмещение граней в разных криста ллах возможно два, три, четыре или шесть раз (т.е. при каждом повороте на 180,120,90 и 60°) . Ось симметрии обозначается буквой L, порядок оси показывает, сколько раз при повороте на 360° произойдёт совмещение каждой из граней. Так в крис таллах возможны оси второго L 2 , третьего L 3 , четвёртого L 4 и шестого L 6 порядков. Оси симметрии L 3 , L 4 , L 6 называются осями симметрии высшего порядка. О си симметрии питого и выше шестого порядка в силу закономерности внутре ннего строения кристаллов невозможны. Ось симметрии первого порядка L 1 показывает, что для совмещения фигуры с е ё начальным положением нужно сделать поворот на 360°; это соответствует по лному отсутствию симметрии, ибо любой предмет при повороте на 360° вокруг л юбого реального направления совместится с самим собой. 4. Инверсионные оси симметрии. Инверсионной осью симметрии (L i ) называется воображаемая прямая, при повороте во круг которой на некоторый определённый угол и отражении в центральной т очке фигуры (как в центре симметрии) фигура совмещается сама с собой, т.е. и нверсионная ось представляет совместное действие оси симметрии и цент ра симметрии. При этом нужно отметить, что на кристаллах центр симметрии может не проявляться в виде самостоятельного элемента симметрии. В кристаллах возможны только 32 сочетания элементов симметрии (32 вида симм етрии) . Виды симметрии объединяются в сингонии (от греческого "син" - сходн о и "гония" - угол) или системы. Всего различают семь сингоний. Триклинная, моноклинная и ромбическая сингонии называются низшими, пот ому что они не имеют осей симметрии выше второго порядка (L 2 ) . Тригональная, тетрагональная и гексагональная сингонии называются сре дними; они имеют одну ось симметрии высшего порядка (L 3 , L 4 или L i4 ) , L 6 (или L i6 ) . Кубическая сингония имеет несколько осей симметрии высшего порядка (L 3 , L 4 или L i4 ) ; она называется высшей сингонией. Простые формы и их комбинации. Обзор простых форм по сингониям. Совокупность граней, которая может быть получена из исходной грани при д ействии всех элементов симметрии данного кристалла, называется просто й формой. Следовательно, это такая фигура в кристалле, все грани которой п ри равномерном развитии по размеру и форме одинаковы. В кристалле могут присутствовать одна, две или несколько простых форм. Сочетание двух или нескольких простых форм называется комбинацией. Простые формы могут замыкать и не замыкать пространства; они соответств енно называются открытыми и закрытыми. Так, например, кристалл циркона представляет собой комбинацию двух прос тых форм: тетрагональной призмы и тетрагональной дипирамиды. Призма явл яется открытой формой, поскольку она не замыкает пространства, дипирами да же - закрытая форма, так как она полностью замыкает пространство, пусть даже на продолжении своих граней. Чтобы различать на кристаллах простые формы, нужно, прежде всего, знать п равило: сколько на равномерно развитом кристалле разных граней, столько будет простых форм. Рассмотрим простые формы, встречающиеся в различных сингониях. В низших сингониях возможны следующие простые формы. Моноэдр - простая форма, представленная одной гранью. Пинакоид - две равные параллельные грани, которые могут быть обратно рас положенными. Диэдр - две равные пересекающиеся грани (могут пересекаться на своём про должении) . Ромбическая призма - четыре равных попарно параллельных грани; в сечении образуют ромб. Ромбическая пирамида четыре равные пересекающиеся грани; в сечении так же образуют ромб. Перечисленные простые формы относятся к открытым, так как они не замыкаю т пространства. Присутствие в кристалле открытых простых форм, например , ромбической призмы обязательно вызывает присутствие других простых ф орм, например, пинакоида или ромбической дипирамиды, необходимых для тог о, чтобы получилась замкнутая форма. Из закрытых простых форм низших сингоний отметим следующие. Ромбическая дипирамида две ромбические пирамиды, сложенные основаниям и; форма имеет восемь разных граней, дающих в поперечном сечении ромб; Ром бический тетраэдр четыре грани, замыкающие пространство и имеющие форм у косоугольных треугольников. В средних сингониях из перечисленных выше простых форм могут присутств овать только моноэдр и пинакоид. Открытыми простыми формами средних син гоний будут призмы и пирамиды. В соответствующих сингониях могут быть тригональные, тетрагональные и гексагональные призмы. Могут быть призмы с удвоенным числом граней: дитр игональная, дитетрагональная и дигексагональная. В последнем случае вс е грани равны, но одинаковые углы между ними чередуются через один. К закрытым формам относятся дипирамиды, скаленоэдры, трапецоэдры, ромбо эдр и тетрагональный тетраэдр. Дипирамиды могут быть тригональные, тетрагональные и гексагональные и ли при удвоении числа граней - дитригональные, дитетрагональные и дигекс агональные. Дипирамиды представляют собой две пирамиды сложенные осно ваниями. 1. Скаленоэдр - простая форма, состоящая из равных разносторонних треугол ьников. Скаленоэдры встречаются только в тригональной и тетрагонально й сингониях. 2. Трапецоэдр - напоминает дипирамиду. Грани этой простой формы имеют вид ч етырёхугольников, а боковые рёбра не лежат в одной плоскости. Трапецоэдр ы возможны лишь в трёх видах симметрии, где отсутствуют плоскости симмет рии. 3. Ромбоэдр состоит из шести граней в виде ромбов, напоминает вытянутый ил и сплющенный по диагонали куб. Он возможен только в тригональной и гекса гональной сингониях. 4. Тетрагональный тетраэдр представляет собой четыре равные грани в виде равнобедренных треугольников. В кубической сингонии имеется 15 простых форм, все они закрытые. Простые фо рмы низших и средних сингоний в кубической сингонии не встречаются. Куб (гексаэдр) представляет собой шесть попарно параллельных квадратны х граней. Если каждую грань куба заменить четырьмя треугольными гранями , то получиться простая форма, которая называется тетрагексаэдр. Октаэдр представляет собой совокупность восьми попарно параллельных г раней. Если каждая грань октаэдра замещена тремя гранями (триоктаэдр) , то по количеству сторон этих граней различают тригонтриоктаэдр, тетрагон триоктаэдр и пентагонтриоктаэдр. При замещении грани октаэдра шестью г ранями получим гексаоктаэдр, состоящий из 48 граней. Тетраэдр кубической сингонии состоит из четырёх равносторонних треуго льников, замыкающих пространство. Если каждую грань тетраэдра заменить тремя гранями, то по аналогии с окт аэдром получим тригонтритетраэдр и пентагонтритетраэдр. Ромбододекаэдр представляет собой простую форму, состоящую из 12 граней в виде ромбов. Пентагондодекаэдр также состоит из 12 граней, но имеющих форму неправиль ных пятиугольников. Дидодекаэдр - "удвоенный" додекаэдр, каждая грань которого заменена двум я гранями; состоит из 24 граней. Определение содержания науки минералогии и связь минералогии с другим и науками о земле. Минералогия занимается изучением свойств и состава ми нералов, выявлением геологических условий и физико-химической обстано вки образования минералов, исследованием минералов, как формы концентр ации одних и рассеивания других химических элементов, вскрытием механи змов зарождения, роста и разрушения минералов, разработкой минералогич еских критериев поиска рудного и нерудного сырья. Являясь наукой о природных химических соединениях кристаллической стр уктуры, минералогия тесно связана с кристаллографией, физикой и химией. Понятия: минерал, руда, минеральный вид. Минералами называются однородные по составу и строению кристаллически е вещества, образовавшиеся в результате физико-химических процессов и я вляющиеся составными частями горных пород и руд. С химической точки зрен ия минерал - более или менее однородное тело, отвечающее определённому с оставу. Физически каждый минерал также характеризуется более или менее определёнными, присущему ему качествами: твёрдостью, плотностью, магнит ностью, оптическими свойствами и др. К определению понятия "минерал" нужно сделать следующие замечания. 1. К минералам мы условно будем относить не только явно кристаллические в ещества, но также некоторые скрытокристаллические и аморфные природны е вещества (халцедон, агат, опал и некоторые другие) , которые исстари отно сятся к царству минералов. Они также твердые вещества, продукты природны х процессов, составные части горных пород и руд. 2. К минералам следует относить природные химически и структурно однород ные образования, являющиеся составными частями других космических тел - Луны, планет, метеоритов. Так, можно говорить о минеральном составе лунны х горных пород, минеральном составе каменных метеоритов и т.д. При этом ин тересно отметить, что некоторые минералы, известные в метеоритах, не изв естны на Земле (например, сульфид кальция - ольдгамит CaS или фосфид железа, н икеля и кобальта - шрейберзит (Fe, Ni, Co) 3 P) . 3. Различные синтетические продукты, близкие по свойствам, составу и стру ктуре к минералам, называются искуственными минералами. Таковы, наприме р, полученные в лабораторных условиях искуственные кварц, корунд, слюда и др. Распространение минералов в природе чрезвычайно широко. Вся земная кор а, все горные породы и месторождения полезных ископаемых состоят из мине ралов. Размеры минеральных индивидов могут быть от больших, масса которых неск олько тонн (полевой шпат, кварц) , до мельчайших зёрнышек, видимых только в микроскоп. Большинство минералов встречаются именно в виде мелких и мел ьчайших зёрнышек, образуя зернистую структуру магматических, осадочны х и метаморфических пород. Известно около 2200 минералов, а число их названий с разновидностями более 4000. Последнее объясняется тем, что многие минералы имеют несколько назва ний (синонимы) . Кроме того, разновидности минералов получают самостояте льные названия благодаря отклонениям от химического состава, цвета и др угих свойств. Широко распространенных в природе минералов насчитывает ся около 450 видов, остальные встречаются редко. Названия минералов даются по характерным физическим свойствам, по хими ческому составу или по месту, где они были впервые обнаружены. Многие мин ералы названы в честь учёных открывших или описавших их. Минералы как полезные ископаемые. Нет данных. Использование минералогии в геологоразведке. Минералогия позволяет: 1. Определить минералы и минеральные разновидности; 2. Определить химический состав минералов, включая и элементы примеси, на ходящиеся нередко в ничтожных колличествах; 3. Установить кристаллическую структуру минералов; 4. Изучить условия образования минералов; 5. Изучить возможности практического использования минералов и руд. Технологическая минералогия. Поисковая минералогия. Гемология. Эколог ическая (мидицинская) минералогия. Нет данных. Координационные числа. Координационным числом данного атома в структуре минерала называется число ближайших от него соседних атомов. Так, в галите координационное ч исло натрия - 6 ((вокруг него расположено по шесть атомов хлора) , координаци онное число хлора также - 6 (каждый атом хлора соседствует с шестью атомами натрия) . В идеальных плотнейших упаковках координационное число зависит от соо тношения размеров ее атомов: если один вид атомов слагает упаковку, то от размера других атомов зависит то, в какую пустоту (тетраэдрическую или о ктаэдрическую) они могут поместиться. Размеры пустот зависят от размеро в атомов("шаров") , формирующих плотнейшую упаковку, а оптимальное соотнош ение радиусов этих атомов и радиуса атома в пустоте всегда одно и то же. Дл я октаэдрической координации оно равно 0.41, для тетраэдрической - 0.22. Также п лотно можно разместить атом между тремя, восемью, двенадцатью соседними . Для таких структур возможны координационные числа 3,4,6,8,12. Идеальные плотнейшие упаковки атомов возможны только в структурах мин ералов с ненаправленными, т.е. полностью ионными или металлическими хими ческими связями между атомами. В минералах с ковалентными связями соеди нение атомов в кристаллическую постройку осуществляется за счет обобщ ествления электронов на орбиталях p, d, f. В самородной сере атомы S объедине ны в молекулу S 8 , при этом электроны внешни х орбиталей p (у серы их шесть) объединяются так, что у каждого атома оказыв ается устойчивая восьмиэлектронная внешняя оболочка. Также за счет обо бществления электронов внешней орбитали p соединяются атомы углерода в структуре алмаза, благодаря этому каждый атом достраивает свою внешнюю оболочку до 8-электронной, т.е. наиболее устойчивой. Существенно, что форма орбиталей p не шаровая, а более сложная и со строго определенной ориентац ией в пространстве направлений, по которому могут связаться соседние ат омы. Поэтому в минералах с ковалентной связью координационное число зав исит от двух факторов: а) соотношения размеров атомов; б) характера распол ожения в пространстве валентных орбиталей p, d, f- электронов. Максимально в озможное число соседствующих атомов определяется соотношением их разм еров, а реальное число может оказаться иным в зависимости от числа и поло жения валентных орбиталей. Допустимы разные координационные числа - 2,3,4,5,6,7,8,9. Атомные и ионные радиусы. Истинные размеры атомов и ионов измерить невозможно. Для минералогии ва жны радиусы ионов в их реальных кристаллических постройках, но эксперим ентально (рентгеновскими и другими методами) определяются только межуз ельные расстояния пространственных решеток. Расстояние между центрами ближайших атомов кремния и кислорода в окиси кремния - кварце равно 0.161 нм. Что же касается радиусов ионов и атомов в кристаллах, то этот вопрос в раз ное время и разными исследователями решался по-разному, в результате чег о сформировались различные системы, которые можно разбить на две группы : в первой радиусы ионов главнейших в земной коре химических элементов (Si, Fe, Ca, Mg, Na и др.) меньше радиуса иона кислорода; во второй эти соотношения обра тны. Первая система радиусов заложена работами А. Ланде. В 1920 г. он рассчитал рад иусы Mg 2+ , S 2 - , Se 2 - на основе измерения следующих межъяд ерных расстояний (в нм) в некоторых селенидах и сульфидах: Mg-Se (0.273) , Mg-S (0.260) , Mn-S (0.259) . Пр иняв идею о плотнейшей упаковке атомов в кристаллах ("шары" анионов и кати онов касаются друг друга и сжаты плотнейшим образом) , он на основе просте йших расчетов дал такие значения радиусов (в нм) : для S 2 - 0.183, для Se 2 - 0.193, для Mg 2+ 0.076. В 1923 г. Вазашерна, исходя из показателей преломления некоторых фторидов и оксидов и используя теоретическую зависимость радиусов молекул и ионо в, с одной стороны, и показателями преломления веществ, с другой, вычислил для радиуса аниона фтора значение 0.133 нм, а для кислорода - 0.132 нм. Эти значения были положены в основу дальнейших расчетов В. М. Гольдшмидтом. Приняв иде ю плотнейшей упаковки ионов и катионов и последовательно расширяя круг веществ с межузельными расстояниями, В. М. Гольдшмидт создал на основе пр инципа аддитивности (простое суммирование радиусов) систему радиусов д ля ионов всех химических элементов. В ней ионы наиболее распространенны х химических элементов имеют следующие радиусы (в нм ) : Si - 0.039, Al - 0.057, Fe (II) - 0.082, Fe (III) - 0.067, Ca - 0.106, Na - 0.098, Mg - 0.078, Ti (IV) - 0.064, они меньше ионов кислорода и только кал ий и кислород имеют одинаковые размеры. Вторая, совсем иная, система радиусов заложена рентгенометрическими ра ботами В. Брэгга. В 1920 г. на основе экспериментального определения межъяде рного расстояния S-S в пирите (0.205 нм) он принял для радиуса S 2 - значение 0.103 нм. По измеренным расстояниям Zn-S (0.235 нм в сфалерит е и Zn-O (0.197 нм) в цинките В. Брэгг получил для радиусов Zn 2+ 0.132 нм и для О 2 - 0.065 нм. Радиусы катиона оказались больше радиуса кислорода. В отличие от систем ы В. М. Гольдшмидта радиус кислорода здесь был определен на основе просте йших измерений, а не косвенных расчетов Вазашерны. Измерения и расчеты, начатые В. Брэггом продолжены не были, а всеобщую изв естность получила хорошо разработанная и полная система радиусов В. М. Г ольдшмидта. Лишь значительно позднее были разработаны полные системы р адиусов ионов, в которых выдерживается брэгговское соотношение R k >R o . Они предложе ны в разных модификациях А. Слейтером, А. С. Щукаревым, В. И. Лебедевым. По В. И. Лебедеву, например, радиус О 2 - составляет 0.045 нм, радиус Mg 2+ - 0.160 нм. При этом предполагае тся, что в большинстве кристаллических веществ плотнейшую упаковку обр азуют катионы, а в пустотах между ними располагаются ионы кислорода и др угие анионы. Сейчас идет активная переоценка разных представлений о размерах ионов в кристаллических постройках минералов. Например, А. С. Поваренных счита л, что в разных по своей природе химических соединениях атомы одного и то го же элемента должны иметь различные радиусы. Размер иона Fe 3+ в сульфидах составляет 0.111 нм, во фторидах 0.086 нм, в ок сидах - 0.094. Эти представления подтверждаются многими работами по электро нно- и рентгенографии минералов. Так для Na, к примеру, установлены колебан ия радиуса от 0.109 до 0.131 нм. Представления о неодинаковых размеров ионов в ра зных веществах, очевидно, наиболее прогрессивны, но они еще не нашли долж ного развития, поэтому далее будут использоваться значения радиусов по В. М. Гольдшмидту. Принцип плотнейшей упаковки атомов и ионов. Для объяснения природы кристаллических структур веществ в кристаллогр афии используется принцип плотнейшей упаковки атомов и ионов в кристал лах, согласно которого принимается, что во-первых, форма всех атомов и ион ов сферическая и, во-вторых, весь объем кристалла или отдельных его струк турных блоков заполнен плотно соприкасающимися атомами и ионами. На осн ове этого принципа удалось просто и геометрически образно охарактериз овать многие особенности кристаллического строения минералов. Рассмотрим для начала возможные способы плотнейшей укладки шаров равн ого диаметра. Положим друг на друга два слоя плотно соприкасающихся шаро в, обозначив нижний слой буквой А, верхний - В. Третий слой можно положить н а слой В по-разному. В одном случае точно так же, как слой А, в другом - шары тр етьего слоя займут неповторяемую позицию С, их затем можно перекрыть чет вертым слоем шаров, который повторит положение слоя А. Упаковка первого типа характеризуется повторяемостью АВ АВ АВ... Её назы вают двуслойной (а по характеру симметрии - гексагональной) . Для упаковок второго типа характерна повторяемость АВС АВС АВС... Ее называют трехсло йной *(кубической) . Имеется много других порядков повторяемости слоев в п лотнейшей укладке шаров, но все они будут являться комбинациями первых д вух упаковок. Плотно уложенные шары занимают лишь 74% заполняемого ими объема, а 26% приход ится на пустоты между шарами. Их два типа. Одни пустоты, меньшие по размеру , располагаются между четырьмя шарами. Их называют тетраэдрическими. Дру гие, большие по размеру пустоты ограничены шестью шарами - октаэдрически е. В бесконечной кристаллической постройке на n шаров приходится 2n тетраэ дрических и n октаэдрических пустот. Примером построения кристаллической структуры вещества почти точно по принципу плотнейшей упаковки может являться корунд Al 2 O 3 . В нем крупные ионы кислор ода (радиус 0.132 нм по В. Гольдшмидту) образуют двуслойную плотнейшую упаков ку, 2/3 октаэдрических пустот занято ионами Al (радиус 0.057 нм, по В. Гольдшмидту) , тетраэдрические позиции свободны. Если считать кристаллические вещества построенными по принципу идеаль ной плотнейшей упаковки, все многообразие структур минералов должно оп ределяться тремя факторами: 1) типом плотнейшей упаковки, размером и валентностью атомов, образующих эту упаковку; 2) набором атомов, заполняющих плотнейшей упаковки; 3) узором заселения пустот. Многообразие сочетаний этих факторов очевидно. Однако число минералов с идеальной плотнейшей упаковкой атомов относительно невелико. Это объ ясняется в первую очередь тем, что такие кристаллические постройки возм ожны для минералов с направленными химическими связями - металлической или ионной. Действительно, к примеру, самородные металлы (Au, Cu, Ag) имеют струк туры с трехслойной (кубической) плотнейшей упаковкой, самородные иридий и цинк - с двухслойной (гексагональной) упаковкой. Напротив, кристалличес кая структура самородной серы далека от плотнейшей упаковки. В сере проя влены направленные - ковалентные химические связи, при этом образуются в осьмиатомные сложные по конфигурации молекулы с нулевым суммарным зар ядом S80, они соединяются остаточными (вандерваальсовыми) связями в разноо риентированные колонки. Из распространенных в природе веществ плотнейшая упаковка характерна для немногих минералов - например для корунда Al 2 O 3 и шпинели MgAl 2 O 4 . Показательно, что при малых мо лекулярных количествах этих веществ они обладают относительно повышен ной плотностью. Довольно близки к плотнейшей упаковке структуры некото рых ортосиликатов - оливинов, гранатов и др. Большинство же минералов имеет сложные кристаллические постройки, в ни х лишь строение отдельных блоков отвечает принципу плотнейшей упаковк и атомов. Этот принцип - лишь модель, помогающая интерпретировать реальн ость. Изоморфизм. Типы изоморфизма. Изоморфизм - свойство атомов (или ионов) одних веществ заменять в структу ре атомы (или ионы) других. Явления изоморфизма очень широко распростран ены в минералах. Так, химический состав минерала вольфрамита отображает ся формулой (Fe, Mn) [WO 4 ]. Он представляет собой и зоморфную смесь, где атомы марганца замещают в структуре атомы железа, и наоборот, формально это может быть выражено формулой nFe[WO 4 ] X (100-n) X Mn[WO 4 ]. Крайние члены этог о ряда носят название ферберита Fe[WO 4 ] и гюбн ерита Mn[WO 4 ]. Минерал оливин (Mg, Fe) 2 [SiO 4 ] также представ ляет собой изоморфную смесь, где атомы магния в структуре замещаются ато мами железа. Формально это может быть выражено формулой nMg 2 [SiO 4 ]X(100-n) Fe 2 [SiO 4 ]. Конечные члены этого непрерывного ряда носят названия форстерита и фаялита. Наряду с простыми случаями может происходить сложное изоморфное замещ ение целых комплексов в кристаллических структурах. Классическим прим ером такого сложного замещения являются минералы из группы полевых шпа тов - плагиоклазы. Плагиоклазы представляют собой непрерывный ряд минер алов, где пара Ca 2+ и Al 3+ замещаются на пару Na + и Si 4+ (CaAl«NaSi) . Крайние члены этого ряда называются ано ртитом Ca[Al 2 Si 2 O 8 ] и альбитом Na[AlSi 3 O 8 ]. В соответствии с изменен ием состава изменяются и физические свойства плагиоклазов, например оп тические свойства, плотность и др. Таким образом, различаются два главных вида изоморфизма: более простой, когда взаимозамещаются ионы, имеющие одинаковую валентность, - он называ ется изовалентным изоморфизмом, и сложный, когда происходит замещение и онов разных валентностей, гетеровалентный изоморфизм. По степени совершенства изоморфных замещений можно выделить два случа я. В первом случае замещение одного элемента другим может быть в предела х до 100% это совершенный, или полный, изоморфизм. Во втором случае замещение может быть частичным от сотых долей, до нескольких процентов это несовер шенный, или ограниченный, изоморфизм. Многие изоморфные примеси не отражаются формулой минерала, ибо количес тво их невелико. Так, в цинковых обманках ZnS обычно присутствует в виде изо морфной примеси Fe, а иногда Cd и In. Если происходит изоморфное замещение одних элементов (или комплексов) д ругими, то они берутся в скобки и отделяются друг от друга запятой, причём порядок написания зависит от количества этих элементов (или компоненто в) . В чём же причина изоморфизма? В. М. Гольдшмит указал, что элементы могут за мещать друг друга в структурах в том случае, когда радиусы ионов (или атом ов) являются близкими и разница их не превышает 15%. Однако, если величины ра диусов ионов близки, это ещё не предопределяет их изоморфного замещения . Понятие о ионных шарах, как несжимаемых шарах, верно лишь в первом прибли жении. Напряжение электрического поля, заряд и типы ионов приводят к так ому взаимодействию между ними, когда правильная шарообразная форма ион а искажается, происходит поляризация (деформация) электронной оболочки иона. Поэтому, кроме близости ионных радиусов, поляризационные свойства ионов тоже должны быть близкими. Если степень поляризации ионов различн а, то даже при очень близких радиусах изоморфизма между ионами не будет (н апример, нет изоморфизма между Na + и Cu + ) . Полиморфизм. В переводе с греческого слово "полиморфизм" означает многоформность. Это явление до известной степени противоположно изоморфизму и заключаетс я в том, что одинаковые по химическому составу вещества образуют различн ые структуры. Полиморфными могут быть элементы и сложные соединения. Происхождение р азличных полиморфных модификаций (разновидностей) связано с различием в условиях их образования. Каждая из модификаций имеет свою структуру, а отсюда и свои специфические свойства. Хорошим примером полиморфизма углерода являются минералы алмаз и граф ит. Свойства их совершенно различны: алмаз самый твёрдый из минералов, гр афит имеет твёрдость 1. Плотность алмаза 3.5, графита 2.2. Алмаз кристаллизует ся в кубической сингонии, графит в гексагональной. Причина в столь разли чных свойств указанных минералов объясняется их структурой, т.е. располо жением атомов углерода. Связь атомов углерода в графите менее прочная, ч ем в алмазе, структура графита листовая, в виде плоских гексагональных с еток. Значительные расстояния между этими сетками и определяют его свой ства: лёгкую расщепляемость, меньшую плотность и др. Несколько полиморфных модификаций имеет и сера; в природных условиях ус тойчивой является лишь сера ромбической сингонии. Различают два вида полиморфизма. Первый вид энантиотропия - характеризу ется обратимостью (переходом) полиморфных модификаций из одной в другую при определённых температурах и давлениях. Примером энантиотропии мог ут служить переходы кварца в высокотемпературную разновидность Sio 2 - тридимит, а также переходы алмаза в графит. Вт орой вид - монотропия - одна полиморфная модификация (нестабильная) может переходить в другую (стабильную) , но обратный переход невозможен. Пример ом монотропии является переход марказита в пирит. Химический состав и формулы минералов. Для выяснения химического состава минерала производят его химический анализ. В результате пересчёта данных анализа определяют химическую фо рмулу минерала. Формулы могут быть эмпирическими, показывающими только химический состав, и структурными, дающими представление о пространств енном расположении атомов в минерале и их связь между собой. Для некоторых минералов структурные формулы ещё не установлены. Но благ одаря рентгеновским методам исследования во многих случаях удалось оп ределить взаимоотношения атомов в кристаллических структурах минерал ов. Этими вопросами связи химизма со строением вещества и его свойствами занимается кристаллохимия. В минералах важно выявить катионы и анионные комплексы, характеризующи е типы кристаллических структур. При написании формул минералов анионн ые комплексы отделяют от катионов квадратными скобками, например, сидер ит Fe[CO 3 ]. Следует иметь в виду, что эмпирические формулы минералов не отображают о собенностей их внутреннего строения и в минералогии они в настоящее вре мя заменены структурными формулами. Так, эмпирическая формула минерала мусковита H 2 KAl 3 Si 3 O 12 , а структурная KAl 2 [AlSi 3 O 10 ](OH, F) 2 . Последняя показывает, что в структуре мусковита имеется сложный анионный комплекс и что вода в мусковите находится не в виде H 2 O, а в виде гидроксила (OH) - , причём этот гидроксил может быть в свою очередь замещён F - . В минералогии нередко различают безводные и водные минералы (сульфаты, ф осфаты, карбонаты и др.) . К водным относятся те минералы, которые имеют в св оём составе электрически нейтральные молекулы воды. Вода в составе мине ралов может быть связанной и свободной. Связанная, или кристаллизационн ая, вода входит в кристаллическую решётку минералов, занимая в ней опред елённые места. Примерами могут быть некоторые карбонаты и сульфаты, напр имер гипс. Свободная вода не участвует в строении кристаллической решёт ки минералов, количество её может быть различным в зависимости, например , от температуры. Примерами свободной воды является вода цеолитов. И, коне чно, вся гигроскопическая вода, удерживающаяся в микроскопических трещ инах минералов и пород силами поверхностного натяжения, также является свободной и удаляется при нагревании до 110°С. Гидроксилсодержащие минералы в строгом смысле не могут быть названы во дными. Между электрически нейтральной молекулой воды H 2 O и отрицательно заряженным ионом гидроксила (HO) - существует принципиальная разница. Гидроксил (HO) - может замещать в минералах такие ионы ка к Cl - и Fe - , он прочно удерживается в кристаллических решётках, этими свойствами моле кулы воды не обладают. Морфология минералов и агрегатов. Двойниковые сростки кристаллов. Для некоторых минералов характерно образование не только одиночных кр исталлов, но и их двойниковых сростков - двойников. Это полевые шпаты, рути л, касситерит, арагонит, киноварь и многие другие минералы. В настоящих, не случайных, сростках, индивиды срастаются по одинаковым п лоским сеткам их пространственных решеток. Геометрически индивиды в дв ойнике можно мысленно совместить друг с другом либо отражением в плоско сти симметрии либо поворотом вокруг оси L2. Двойники могут состоять из пар ы кристаллов (простые) или из многократно повторяющихся индивидов. Харак терной особенностью огранки двойников являются входящие углы между гр анями; на одиночных идеально развитых кристаллах таких углов не бывает. Следует различать двойники срастания и двойники прорастания. В первых и ндивиды разграничены по плоскости, они как бы соприкасаются друг с друго м. Во вторых кристаллы как бы обрастают друг друга либо насквозь проника ют один в другой, соприкасаясь по сложной извилистой (ступенчатой) повер хности. Двойники образуются по разным причинам. В растворе, когда кристаллы нахо дятся еще в зародышевом состоянии и под действием тех или иных сил разво рачиваются относительно друг друга. При переходе одной полиморфной мод ификации в другую. При механических воздействиях на растущие кристаллы. Ложные кристаллы - псевдоморфозы. Псевдоморфоза - это кристалл или зерно минерала, замещенного без изменен ия его формы другим минералом или смесью минералов, отсюда и название фа льшивая (псевдо) форма (морфа) . У этих образований сохраняются часто даже мельчайшие детали поверхности первоначальных кристаллов и зерен. По псевдоморфозам можно судить о химических реакциях минералообразова ния, так как виден одновременно и исходный минерал (зерно) и конечный прод укт преобразования. Кристаллы пирита в поверхностных условиях замещаю тся лимонитом - плотной коричневой порошковатой массой, смесью различны х гидроксидов Fe 3+ . Кристаллы калиевого по левого шпата замещаются порошковатым агрегатом каолина. Еще один спосо б образования псевдоморфоз - полиморфные превращения веществ при измен ении температуры и давления, они называются параморфозы. Например, параморфозы альфа-кварца по бета-кварцу (t превращения 575 С при 10*5 П а, или 100 кПа) . Процесс псевдоморфного замещения минералов может происходить как цепь последовательных химических реакций. Лимонит (смесь гидроксидов Fe 3+ ) по кальциту (карбонат кальция) : промежуточно й стадией было, видимо, замещение кальцита сидеритом или доломитом (желе зосодержащие карбонаты) по "цепи" CaCO 3 - >FeCO 3 - >гидроксиды Fe. Бывают также пустотелые псевдоморфозы отпечатки в горной массе криста ллов растворившихся минералов, место которых осталось незанятым. Некоторые агрегаты кристаллов. Зернистые агрегаты - сплошные массы прои звольно сросшихся зерен одного или нескольких минералов. Каждое зерно - неогранившийся кристалл, выросший в стесненных условиях. Друзы (щетки) - группы кристаллов, наросших перпендикулярно или почти пер пендикулярно к поверхности трещин, стенки жилы или полости в горной поро де. Важнейшее явление геометрический отбор. Сначала нарастают одиночны е разноориентированные кристаллы, разрастаясь, они соприкасаются друг с другом, упираются друг в друга, сами себе мешают расти. Продолжают расти только те кристаллы, вектор роста которых ориентирован в сторону свобод ного пространства, т.е. по нормали к поверхности трещины. Секреции образу ются, когда какая-либо полость в горной породе заполняется минеральным в еществом. Часто в центре секреций располагаются друзы. Чаще всегосекрец ии халцедона с друзами кварца внутри, приуроченные к миндалинам в базаль те. Конкреции - шаровидные, иногда сплюснутые, неправильно округленные агре гаты радиально-лучистого строения. В их центре нередко находится зерно, которое служило затравкой при росте конкреции. Чаще всего они образуютс я в пористых осадочных породах - песках и глинах. (Конкреции кальцита, пири та и фосфоритов) . Размеры от миллиметра до десятков сантиметров. Параллельно-шестоватые и волокнистые агрегаты обычно образуются в тре щинах. Это - жилки шелковистого гипса, серпентин-асбеста, шестоватого кал ьцита. В одних случаях эти агрегаты кристаллизуются в открытых трещинах : сначала на стенках по принципу геометрического отбора нарастают друзы ; разрастаясь навстречу друг другу они смыкаются и образуют параллельно- шестоватые или волокнистые агрегаты. В других - такие агрегаты формируют ся в постепенно приоткрывающихся трещинах, когда скорость приоткрыван ия меньше или равна скорости роста индивидов. Сначала трещина заполняет ся зернистым агрегатом минерала в виде сплошной тонкой жилки. Затем, по м ере открывания зерна, упираясь друг в друга, могут расти только вслед за р аздвигающимися стенками трещины. Они постепенно вытягиваются нормальн о стенкам, формируя параллельно-шестоватый или волокнистый агрегат. В ин ых случаях (параллельно-шестоватые (чаще волокнистые) агрегаты образуют ся при разрастании их от волосных трещин в обе стороны, рост идет по по при нципу образования агрегатов первого и второго рода. Оолиты (бобовины или горошины) образуются в тех случаях, когда минерал кр исталлизуется из раствора на каком-нибудь зернышке, как бы прикрывая его скорлупками, налегающими друг на друга. Они имеют концентрически-скорлу поватое строение, обязанное ритмичной смене минералообразования. Наиб олее часто оолиты формируются в горячих источниках, в придонных озерных и морских илах. Они характерны для некоторых разновидностей бокситов, марганцевых и же лезных руд. Размеры оолитов - от миллиметров до нескольких сантиметров. Сферолиты и почковидные агрегаты названы так по своей морфологии. Сферо литы очень часто имеют почти идеально-шаровидную форму и размер от долей до 1-2 см и более. Они как шарики нарастают на другие минералы и и на стенки р азных пустот в рудах и горных породах. Сферолиты образуются либо как рез ультат расщепленного роста кристаллов, либо в них, как в конкреции, есть я дрышко-зерно (или зернистая масса) , на которое нарастает минерал. Вследст вие геометрического отбора или стесненных условий кристаллы могут раз растаться, только расходясь лучами от центра сферолита. Почковидные агрегаты состоят из множества соприкасающихся "почек", кажд ая из которых имеет, подобно сферолиту, радиально-лучистое строение, пра вда оно не всегда заметно невооруженным глазом. Особенно типичное строе ние имеют почковидные агрегаты гётита HFeO 2 Х H 2 O и малахита Cu 2 (CO 3 ) (OH) 2 . Их образование происходило на неровной поверхности за счет груп пового роста и геометрического отбора сферолитов; оставались и разраст ались только те сферолиты, которые находились на выпуклостях субстрата. В некоторых почковидных агрегатах заметно не только радиально-лучисто е, но и концентрически-зональное строение, как отражение смены условий п ри росте агрегата. Наиболее часто почковидные агрегаты образуются в раз личных пустотах в приповерхностных зонах разрушения и выветривания ру д и горных пород. Физические свойства минералов. Физические свойства минералов имеют большое практическое значение (ра диоактивность, люминисценция, магнитность, твёрдость, оптические свойс тва и др.) и очень важны для их диагностики. Они зависят от химического сос тава и типа кристаллической структуры. Например, радиоактивные свойств а минералов зависят от химического состава - наличие радиоактивных элем ентов, спайность минералов зависит от особенностей их кристаллической структуры, плотность - от химического состава и от типа кристаллической структуры. Физические свойства могут представлять скалярную величину ( независимы от направления) , например плотность, или быть векторными (зав исящими от направления) , например твёрдость, спайность, оптические свой ства. Плотность. Плотности минералов (в г/см 3 ) колеблются о т величин, примерно равных единицы, до 23.0 (платинистый иридий) . Подавляющая масса минералов имеет плотность от 2.5 до 3.5, что обуславливает плотность зе мной коры, равную примерно 2.7-2.8. Минералы по плотности условно можно разделить на три группы: лёгкие (пло тность до 3.0) , средние (плотность от 3.0 до 4) и тяжёлые (плотность более 4) . Некоторые минералы легко узнаются по большой плотности (барит 4.6, церусси т 6.5) . Как правило, минералы, содержащие тяжёлые металлы, имеют большую плот ность. Наибольшую плотность имеют самородные элементы - золото, серебро, минералы группы платины. В кристаллах одного и того же состава плотность определяется характером упаковки атомов в единичной структурной ячей ке. Для минералов, представляющих изоморфные ряды, увеличение (или уменьшен ие) плотности пропорционально изменению химического состава. Механические свойства минералов обнаруживают при механическом действ ии на них: при сжатии, растяжении и ударе. Так же, как и оптические свойства, они различны в разных направлениях и связаны с анизотропией кристаллов. К числу важнейших механических свойств относят спайность и твёрдость. Спайность - способность кристаллов раскалываться по определённым крис таллографическим плоскостям с образованием блестящих поверхностей. Сп айность может проявляться в одном, двух, трёх, четырёх и шести кристаллог рафических направлениях. Почему в одних направлениях кристаллы раскалываются по спайности, а в др угих нет? Причина спайности заключается в силе сцепления между частицам и кристалла, а последняя зависит от расстояния между частицами и от вели чины ионных зарядов, взаимодействующих между собой. Плоскости спайност и должны быть параллельны плоским сеткам пространственной решётки с на ибольшими межплоскостными расстояниями. Для оценки спайности существует следующая шкала: 1. Спайность весьма совершенная - кристалл колется на тончайшие пластинк и с зеркальной поверхностью (слюда, гипс) . 2. Спайность совершенная кристалл в любом месте колется по определённым направлениям, образуя ровные поверхности; неправильный излом получает ся крайне редко (кальцит, галит, галенит) . 3. Спайность средняя - при расколе образуются как ровные спайные поверхно сти, так и неровные поверхности излома (полевые шпаты, роговая обманка) . 4. Спайность несовершенная ровные спайные поверхности редки, при изломе большей частью образуется неправильный излом (берил, апатит) . 5. Спайность весьма несовершенная - практически нет спайности, кристаллы имеют неровные поверхности излома при расколе (кварц, касситерит) . В различных направлениях спайность кристалла может быть одинаковой ил и разной по степени совершенства. Твёрдость. Под твёрдостью кристалла понимается его сопротивление механическому в оздействию более прочного тела. Существует несколько методов определения твёрдости. В минералогическо й практике принята шкала Мооса. Необходимо отметить относительность шк алы: если тальк имеет твёрдость 1, а гипс твёрдость 2, то это не означает, что гипс в 2 раза твёрже талька. Тоже самое можно сказать и относительно други х минералах-эталонах. Твёрдость их условна, и при определении другими ме тодами получены другие значения. Так же, как и спайность, твёрдость кристаллов обнаруживает анизотропию. Кристаллы алмаза имеют наибольшую спайность на гранях октаэдра, меньшу ю на гранях ромбододекаэдра, ещё меньшую на гранях куба. Оптические свойства. В естественном свете колебания электрического и магнитного векторов с овершаются в каждый момент в различных направлениях, всегда перпендику лярных к направлению распространения световой волны (т.е. перпендикуляр но к световому лучу) . Такой свет носит название неполяризованного, или пр остого. При прохождении через оптически анизотропную среду свет становится по ляризованным. Колебания поляризованного света проходят лишь в одной пл оскости, проходящей через направление движения световой волны. Поляризация света происходит при прохождении через все кристаллы, за ис ключением кристаллов кубической сингонии; последние в оптическом отно шении изотропны. Естественный свет, поступающий в кристалл, распадается на две световые волны, распространяющиеся с различными скоростями. Обе в олны становятся поляризованными, причём плоскости их колебаний взаимн о перпендикулярны. Это явление называется двупреломлением, или двойным светопреломлением. Двупреломление было открыто Бартолином в 1669 г. и в дал ьнейшем было изучено Х. Гюйгенсом. В кристаллах тригональной, тетрагональной и гексагональной сингоний и меется только одно направление, по которому не происходит двойного свет опреломления. Это направление называется оптической осью, оно совпадае т с осью симметрии высшего порядка. Поэтому кристаллы средних сингоний н азываются оптически одноосными. В кристаллах триклинной, моноклинной и ромбической сингоний имеются два направления, по которым не происходит двойного светопреломления; они в оптическом отношении двуосны. В кристаллах средних сингоний скорость распространения световых волн различна. Световая волна, распространяющаяся с одинаковой скоростью во всех направлениях, называется обыкновенной, а распространяющаяся в раз личных направлениях с различной скоростью необыкновенной. Поверхность ю первой световой волны является шар, а второй эллипсоид вращения. Цвет. Минералы могут иметь самые различные цвета и оттенки. Цвет минерал ов зависит от их внутренней структуры, от механических примесей и главны м образом от присутствия элементов-хромофоров, т.е. носителей окраски. Из вестны многие элементы-хромофоры, таковы Cr, V, Ti, Mn, Fe, Ni, Co, Cu, U, Mo и некоторые другие. Э ти элементы могут быть в минерале главными, или могут быть в виде примесе й. Побежалость - пёстрая или радужная окраска приповерхностного слоя. Она о бъясняется появлением тонких поверхностных плёнок за счёт изменения, н апример окисления, минералов. Цвет черты. Минералы, твёрдость которых невелика, оставляют черту на неглазурованн ой фарфоровой пластинке. Цвет черты, или цвет минерала в порошке может от личаться от цвета самого минерала. Блеск. Различают минералы с металлическим и неметаллическим блеском. Металли ческий блеск имеют те минералы (не зависимо от их окраски) , которые дают ч ёрную черту. Неметаллический блеск характерен для минералов, дающих цве тную или белую черту. Исключением являются только самородные элементы. Магнитность. Это свойство характерно для немногих минералов. Наиболее сильными магн итными свойствами обладает магнетит. Минералы обладающие сильным поля рным магнетизмом, называются ферромагнитными. Существуют ещё: люминесценция, пироэлектричество, радиоактивность и др. Эндогенные процессы минералообразования. Эндогенные процессы всегда так или иначе связаны с деятельностью магмы. Среди них выделяют: Магматические процессы. К собственно магматическим процессам минералообразования относятся те, при которых минералы обра зуются непосредственно при кристаллизации магмы. Именно так возникли в се минералы, слагающие магматические горные породы. Как известно из курса общей геологии, магматические горные породы делят ся на две большие группы: интрузивные, закристаллизовавшиеся на глубине , и эффузивные, образовавшиеся вблизи или на поверхности земли. Магматич еские процессы минералообразования могут быть связаны и с интрузиями и с эффузиями Пегматитовый процесс. При кристаллизации гранитной магмы, о бразуется остаточный силикатный расплав, богатый соединениями редких и редкоземельных элементов и летучими веществами минерализаторами. Эт от силикатный расплав внедряется во вмещающие породы, заполняет в них тр ещины и полости и, кристаллизуясь, образует жильные крупнокристалличес кие тела пегматиты. Пегматиты богаты различными минералами. Кроме главных породообразующи х минералов - микроклина, плагиоклазов и биотита - часто встречаются турм алины, для некоторых пегматитов характерны берилл, сподумен и многие дру гие. Пегматитовые жилы могут достигать нескольких километров в длину и неск ольких десятков метров мощности. Минералы пегматитов также достигают б ольших размеров. Пегматиты часто имеют зональное строение, причём разные минералы приур очены к разным зонам. Пневматолитовый процесс. Пневматолиз - процесс образования минералов из газовой фазы. На некоторы х этапах кристаллизации магмы возможно отделение газов. По мере движени я вверх по трещинам эти газы охлаждаются, реагируют друг с другом и с вмещ ающими породами, в результате чего образуются минералы. Пневматолиты (пр одукты пневматолиза) делятся на вулканические и глубинные. Вулканические пневматолиты образуются в вулканических областях за счё т газов, отделяющихся от магмы вблизи или на поверхности земли. Вулканич еские газы в огромных количествах уходят в атмосферу через жерла вулкан ов, фумаролы и трещины. В процессе возгона газа в трещинах лавовых покровов и кратерах вулканов происходит образование минералов. Преимущественно это хлориды и сульф аты минералы, легко растворимые и поэтому не наблюдаемые в больших колич ествах. Обычно все минералы, образующиеся при вулканической деятельнос ти, имеют вид налётов, мелкокристаллических корочек или землистых агрег атов. К вулканическим возгонам, связанным с базальтовой магмой, можно отнести скопления сульфидов на дне Восточно-Тихоокеанского поднятия (на глубин е около 2.5 км) . В зоне спрединга обнаружены активно действующие вулканиче ские жерла, извергающие твёрдые частицы и флюиды с температурой 350-400°С. На " жерловых площадях" образуются сульфидные холмы высотой до 10 м. Скопления сульфидов по всей вероятности образованны благодаря редукци и сульфата океанской воды во время её циркуляции, а также благодаря моби лизации вещества из базальтов. Глубинные пневматолиты образуются в том случае, когда газы отделяются о т магматического очага в недрах земной коры. Они просачиваются сквозь го рные породы, реагируют с ними, преобразуя их химический и минеральный со став. Степень химических преобразований пород под действием газов зави сит от их химической активности, состава пород, тектонического строения и длительности процесса. Гидротермальный процесс. Гидротермы - горячие водные растворы, отделяющиеся от магмы или образующ иеся в результате сжижения газов. Причина движения гидротерм - разность давлений. Когда внутренне давлени е растворов больше внешнего, растворы движутся в сторону наименьшего да вления, обычно вверх, к поверхности земли. При своём движении они использ уют различные тектонические нарушения, трещины, зоны контактов. По мере удаления растворов от магматического очага температура их падает. В рез ультате падения температуры и реакций с вмещающими породами гидротерм ы отлагают свой груз в виде минералов. Выделение минералов из водных рас творов и представляет собой сущность гидротермального процесса. Поскольку гидротермы обычно движутся по трещинам, форма большинства ги дротермальных минеральных тел жильная. Главнейшим жильным минералом я вляется кварц. Экзогенные процессы минералообразования. В поверхностной зоне земной коры происходит мощный процесс разрушения минералов и горных пород. Совокупность явлений химического и физическо го разрушения носит общее название выветривания. Процессы выветривания. Процессы выветривания приводят к механическому разрушению и химическо му разложению пород и минералов. Агентами выветривания являются вода и ветер, колебания температуры вбл изи поверхности, кислород и углекислота воздуха, жизнедеятельность орг анизмов. Интенсивность выветривания также зависит от климата, рельефа м естности, химического состава пород и минералов. В результате физического выветривания происходит механическое разруш ение пород и минералов - их дезинтеграция. Обломочный материал либо оста ётся на месте, либо переносится водными потоками. Новых минералов при эт ом не образуется, но в результате механического разрушения, переноса и о тложения образуются россыпи - важный источник многих ценных минералов. При химическом выветривании происходит химическое разложение минерал ов, и образуются новые минералы, устойчивые в поверхностных условиях. Большое значение имеют процессы выветривания в рудных месторождениях. Во вскрытых эрозией рудных жилах первичные рудные минералы, в особеннос ти сульфиды, легко разрушаются и переходят во вторичные, окисленные мине ралы сульфаты, окислы, карбонаты и другие соединения. В результате образуются зоны окисления сульфидных месторождений, или з оны "железной шляпы". Главным минералом зоны окисления является лимонит. Ниже уровня грунтовых вод следует зона цементации, или вторичного сульф идного обогащения, за которой находятся первичные не окисленные руды. В зоне цементации воды содержат сероводород и серную кислоту; в них отсутс твует свободный кислород. Сульфаты металлов реагируют с первичными руд ами, в результате чего образуются вторичные руды. Осадочный процесс. Разрушенные в результате выветривания огромные массы горных пород и ми нералов перемещаются текучими водами. При этом происходит сортировка м атериала и его отложение. Так образуются механические остатки, имеющие о чень широкое распространение. Химическое осаждение минералов может происходить как из истинных, так и из коллоидных растворов. Из пересыщенных растворов вещества выпадали в осадок. Таково происхождение различных солей: гипса, галита, карналлита и др. Это - химические остатки. Большую роль в разрушении минералов и горных пород и в их новообразовани и играют живые организмы, главным образом различные бактерии. Поэтому мо жно выделить биогенный или точнее биохимический процесс. Установлено у частие организмов в образовании фосфоритов, самородной серы, руд железа и марганца. Минералы, образовавшиеся при участии организмов предложили называть биолитами. К биолитам можно отнести и породы, например, карбона тные (известняки, мел) , которые образовались в результате скопления орга низмов с известковым скелетом, а также каменный уголь, торф и др. Метаморфические горные породы. Осадочные горные породы благодаря движениям земной коры могут попасть в более глубокие зоны литосферы, где существуют иные термодинамические условия, чем на поверхности. При этом они будут испытывать изменения - мет аморфизм, главными факторами которого являются температура и давление. Механизм метаморфических процессов заключается в обезвоживании, перек ристаллизации и метасоматических явлениях. Так, известняк, подвергаясь метаморфизму, переходит в кристаллическую зернистую породу - мрамор, пес чаник - в кварцит. Метаморфизму могут подвергаться не только осадочные, н о и магматические породы. Выделяют контактовый, дислокационный и региональный метаморфизм. Контактовый метаморфизм проявляется на контакте двух пород, обычно маг матической и осадочной. Если магматический расплав, имеющий температур у около 1000° и богатый различными газами, под большим давлением внедряется в вышележащие породы, то, естественно, последние должны с ним реагироват ь, особенно, если это химически активные породы, такие, например, как извес тняки. Дислокационный метаморфизм обычно выражается в дроблении и перетирани и горных пород и в образовании тектонических брекчий. Региональный метаморфизм протекает на больших глубинах и захватывает огромные площади. При региональном метаморфизме, например в результате перекристаллизации при одностороннем давлении, могут образовываться м инералы, которые в других условиях не возникают. С региональным метаморфизмом связывают также образование так называем ых сухих трещин. Эти жильные тела, развитые в метаморфических породах, об разуются благодаря тектоническим напряжениям в местах разрыва. Типоморфные признаки, генерации и парагенезис минералов. Признаки, по ко торым с известным приближением можно установить состав, температуру об разования или происхождение минералов, носят названия типоморфных. Минералы образуются в природе при определённых физико-химических усло виях среды. Изменение этих условий, например состава среды, приводит до и звестной степени к изменению состава минералов, что отражается на их цве те. Минералы, обладающие типоморфными признаками, называются типоморфными минералами. Каждый минерал образуется в определённом температурном интервале. Ино гда этот интервал составляет сотни градусов, в других случаях температу ра образования более или менее определена. Это позволяет условно градуи ровать процессы минералообразования. Так, например, низкотемпературны й кварц образуется при температуре ниже 575°С. Следовательно, и другие мине ралы, образовавшиеся одновременно с ним или после него, также имеют темп ературу образования ниже 575°С. По взаимоотношениям минералов между собой, т.е. по пересечению одних мин ералов другими, в ряде случаев удаётся установить порядок их выделения. Нередко один и тот же минерал выделяется несколько раз в процессе минера лообразования, т.е. имеет несколько генераций. Минералы различных генераций нередко отличаются друг от друга по химич ескому составу и внешним признакам - цвету, величине зерна, огранке и т.д. Т ак, кварц более ранних генераций часто имеет серый цвет, а более поздних - белый. Парагенезис - совместное образование минералов в природных процессах. П арагенетические ассоциации минералов - это группы минералов, образовав шиеся благодаря одному и тому же процессу. Классификация минералов. Классифицировать минералы можно по ряду признаков. Можно выделять мине ралы по ведущему или характерному элементу, рассматривая, например, мине ралы, содержащие медь, свинец и т.д. Существуют генетические классификац ии, в которых выделяют минералы по их происхождению, например, минералы м агматические, пегматитовые, скарновые и т.д. Все эти классификации не удо влетворительны по ряду причин, но могут быть использованы как дополните льный справочный материал. Наиболее распространённой является химическая классификация минерал ов. В основу выделения групп в этой классификации положен химический при нцип. Классифицировать минералы нужно по химическому принципу (по типам химических соединений, по характеру химической связи) с обязательным уч ётом структурных особенностей минералов. Прежде всего, в царстве минералов можно различать элементарные веществ а и соединения. Среди элементарных веществ мы рассмотрим один класс мине ралов, встречающихся в виде свободных элементов, - самородные элементы. Среди соединений по химическому признаку (ведущим анионам) выделяются с ледующие типы. I тип. Сернистые соединения или сульфиды. Это соединения металлов с серой или аналогами серы - мышьяком, сурьмой, теллуром, селеном. II тип. Галоидные соединения или галогениды. Относящиеся сюда минералы пр едставляют собой соединения с галогенами - фтором, хлором и гораздо реже бромом и йодом. III тип. Кислородные соединения, среди которых можно выделить оксиды - соед инения металлов с кислородом и кислородные соли (оксосоли) - соединения м еталлов с комплексными кислородными анионами. Последние чрезвычайно ш ироко распространены в природе, они являются главнейшими минералами, сл агающими земную кору. Самородные элементы. В самородном состоянии в природе известны около 40 химических элементов, но большинство из них встречается очень редко. Нахождение элементов в самородном виде связано со строением их атомов, и меющих устойчивые электронные оболочки. Химически инертные в природны х условиях элементы называются благородными; самородное состояние для них является наиболее характерным. К ним относятся золото Au, серебро Ag, пла тина Pt и элементы группы платины. Очень часто в самородном состоянии встр ечаются углерод С, сера S и медь Cu. Реже встречаются так называемые полуметаллы: мышьяк As, сурьма Sb, висмут Bi. Т акие минералы как железо Fe, свинец Pb, олово Sn, ртуть Hg, встречаются как саморо дные крайне редко и нахождение их представляет лишь научный интерес. Нек оторые элементы (хром, алюминий) вообще не встречаются в самородном виде. Сульфиды. Сернистых и аналогичных им минералов насчитывают более 200 видов, но общее содержание их в земной коре невелико и не превышает 0.15%. С химической точки зрения они являются в основном производными серовод орода H 2 S. В некоторых редких минералах мес то серы занимают Se и Te. По аналогии с сульфидами также выделяют арсениды и а нтимониды. Во всех этих соединениях широко развиты изоморфные замещени я одних элементов другими. Наибольшее распространение имеют дисульфиды и сульфиды железа, на долю которых приходится около 4/5 всех сульфидов. Обычными сульфидами являютс я сульфиды меди, свинца, цинка, серебра, сурьмы и т.д. В виде изоморфных прим есей в состав сульфидов входит целый ряд редких и рассеянных элементов, не образующих самостоятельных минералов. Сульфиды за небольшим исключениями имеют металлический блеск, большую плотность и невысокую твёрдость. Встречаются они в виде кристаллов, друз , чаще - в виде сплошных зернистых масс и вкрапленников. Происхождение сульфидов главным образом гидротермальное, а также магм атическое, скарновое и для некоторых экзогенных осадочное. При окислении сульфиды разлагаются и легко переходят в различные втори чные минералы: карбонаты, сульфаты, окислы и силикаты, устойчивые в повер хностных условиях. Сульфиды имеют большое практическое значение - это важнейшие руды свинц а, цинка, меди, серебра, никеля и других металлов. По структурному принципу среди сульфидов можно выделить сульфиды коор динационной, цепочечной, слоистой и других структур. Так, например, сульф иды можно классифицировать, выделяя структурные мотивы: координационн ый, островной, цепочечный, слоистый. Окислы - соединения элементов с кислородом, в гидроокислах присутствует также вода. В земной коре на долю окислов и гидроокислов приходится окол о 17%, из них на долю кремнезёма (SiO 2 ) около 12.5%. Наиболее распространёнными минералами этой группы являются окислы кре мния, алюминия, железа, марганца и титана. В кристаллических структурах минералов класса окислов катионы металло в находятся в окружении анионов кислорода (в окислах) или гидроксила (в ги дроокислах) . Среди окислов можно выделить простые окислы, в которых отно шения между катионами и анионами изменяются в пределах от 2: 1 до 1: 2 (R 2 O, R 2 O 3 , RO 2 ) и сложные окисл ы, для которых характерны двойные соединения типа RO*R 2 O 3 . Происхождение минералов класса окислов различное магматическое, пегма титовое, гидротермальное, но большинство окислов образовалось в резуль тате экзогенных процессов в верхних слоях литосферы. Многие эндогенные минералы при выветривании разрушаются и переходят в окислы и гидроокис лы. Физические свойства окислов различны: для большинства из них характерн а высокая твёрдость. Минералы класса окислов имеют большое практическо е значение. Карбонаты и сульфаты. Карбонаты - многочисленная группа минералов, которые имеют широкое расп ространение. В структурном отношении все карбонаты относятся к одному о сновному типу - анионы [CO 3 ] 2- представляют собой изолированные радикалы в форме плос ких треугольников. Большинство карбонатов безводные простые соединения, главным образом Ca, Mg и Fe с комплексным анионом [CO 3 ] 2- . Менее распространены сложные карбонаты, содерж ащие добавочные анионы (OH) - , F - и Cl - . Среди наибол ее распространённых безводных карбонатов различают карбонаты тригона льной и ромбической сингоний. Карбонаты обычно имеют светлую окраску: белую, розовую, серую и т.д., исклю чение представляют карбонаты меди, имеющие зелёную или синюю окраску. Тв ёрдость карбонатов около 3-4.5; плотность невелика, за исключением карбонат ов Zn, Pb и Ba. Важным диагностическим признаком является действие на карбонаты кисло т (HCl и HNO 3 ) , от которых они в той или иной степе ни вскипают с выделением углекислого газа. По происхождению карбонаты осадочные (биохимические или химические ос адки) или осадочно-метаморфические минералы; выделяются также поверхно стные, характерные для зоны окисления и иногда низкотемпературные гидр отермальные карбонаты. Сульфаты - соли серной кислоты. Они имеют светлую окраску, небольшую твёр дость, многие из них растворимы в воде. Основная масса сульфатов имеет осадочное происхождение - это химически е морские и озёрные осадки. Многие сульфаты являются минералами зоны оки сления, известны сульфаты и как продукты вулканической деятельности. Различают сульфаты безводные, водные и сложные, содержащие кроме общего для всех анионного комплекса [SO 4 ] 2- также добавочные анионы (ОН) - .
1Архитектура и строительство
2Астрономия, авиация, космонавтика
 
3Безопасность жизнедеятельности
4Биология
 
5Военная кафедра, гражданская оборона
 
6География, экономическая география
7Геология и геодезия
8Государственное регулирование и налоги
 
9Естествознание
 
10Журналистика
 
11Законодательство и право
12Адвокатура
13Административное право
14Арбитражное процессуальное право
15Банковское право
16Государство и право
17Гражданское право и процесс
18Жилищное право
19Законодательство зарубежных стран
20Земельное право
21Конституционное право
22Конституционное право зарубежных стран
23Международное право
24Муниципальное право
25Налоговое право
26Римское право
27Семейное право
28Таможенное право
29Трудовое право
30Уголовное право и процесс
31Финансовое право
32Хозяйственное право
33Экологическое право
34Юриспруденция
 
35Иностранные языки
36Информатика, информационные технологии
37Базы данных
38Компьютерные сети
39Программирование
40Искусство и культура
41Краеведение
42Культурология
43Музыка
44История
45Биографии
46Историческая личность
47Литература
 
48Маркетинг и реклама
49Математика
50Медицина и здоровье
51Менеджмент
52Антикризисное управление
53Делопроизводство и документооборот
54Логистика
 
55Педагогика
56Политология
57Правоохранительные органы
58Криминалистика и криминология
59Прочее
60Психология
61Юридическая психология
 
62Радиоэлектроника
63Религия
 
64Сельское хозяйство и землепользование
65Социология
66Страхование
 
67Технологии
68Материаловедение
69Машиностроение
70Металлургия
71Транспорт
72Туризм
 
73Физика
74Физкультура и спорт
75Философия
 
76Химия
 
77Экология, охрана природы
78Экономика и финансы
79Анализ хозяйственной деятельности
80Банковское дело и кредитование
81Биржевое дело
82Бухгалтерский учет и аудит
83История экономических учений
84Международные отношения
85Предпринимательство, бизнес, микроэкономика
86Финансы
87Ценные бумаги и фондовый рынок
88Экономика предприятия
89Экономико-математическое моделирование
90Экономическая теория

 Анекдоты - это почти как рефераты, только короткие и смешные Следующий
Интервью в одном из городов Украины…
— Очень боимся вторжения русских оккупантов…
— И что в таком случае предпримите?
— Придётся бежать отсюда…
— И куда?
— Ну, я так думаю в Москву…
Anekdot.ru

Узнайте стоимость курсовой, диплома, реферата на заказ.

Обратите внимание, реферат по геологии и геодезии "Алмаз: легенды и действительность", также как и все другие рефераты, курсовые, дипломные и другие работы вы можете скачать бесплатно.

Смотрите также:


Банк рефератов - РефератБанк.ру
© РефератБанк, 2002 - 2016
Рейтинг@Mail.ru