ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 28.09.2020
Просмотров: 3969
Скачиваний: 5
3. Галогениды. Класс представлен более чем 100 минералами – солями галогеноводородных кислот – HF, HCl, HBr, HI. Шире всего распространены хлориды Na, K и Mg: галит NaCl; сильвин KCl; карналлит MgCl2∙KCl∙6H2O; фториды Сa, Na и Al, например, флюорит CaF2.
4. Оксиды и гидроксиды. Минералы этого класса очень широко распространены в природе и насчитывают около 200 минералов оксидов и гидроксидов металлов и реже полуметаллов, составляющих по массе 5% литосферы. Особенно развит свободный кремнезем SiO2 – кварц и его многочисленные разновидности, опал SiO2⋅nН2О и другие, всегда тесно связанные с силикатами. В глубоких частях земной коры образуются оксиды Fe, Ti, Ta, Nb, Al, Cr, Sn, U и другие.
В класс оксидов попадают важные рудные минералы: гематит Fe2O3, магнетит Fe2+Fe23+O4, пиролюзит MnO2, касситерит SnO2, рутил TiO2, хромит FeCr2O4, ильменит FeTiO3, уранинит UO2, а из гидрооксидов – брусит Mg (OH)2, гётит HFеO2, гидрогётит HFeO2 ∙nH2O, гиббсит Al(OH)3.
5. Карбонаты. Содержание минералов класса карбонатов составляет в земной коре 1,5% по массе. Карбонаты представляют собой соли угольной кислоты, имеющие в структуре анионные группы [CO3]2-, изолированные друг от друга катионами металлов. К карбонатам относятся: кальцит CaCO3, доломит CaMg(CO3)2, сидерит FeCO3, магнезит MgCO3, малахит Cu2(CO3)(OH)2, и др. Ионы-хромофоры (красители) окрашивают карбонаты Cu в зеленые и синие цвета, U – в желтые, Fe – в коричневые, а другие карбонаты бесцветны. Некоторые карбонаты имею органогенное происхождение, другие связаны с гидротермальными растворами, третьи – с минеральными источникам.
6. Сульфаты, хроматы, молибдаты, вольфраматы
Сульфаты – это соли серной кислоты (H2SO4), входящие в состав 300 минералов и составляющие 0,1% по весу в земной коре. Главную роль в структуре сульфатов играет крупный катион [SO4]2-. Среди сульфатов наиболее распространены гипс CaSO4∙2 H2O, ангидрит CaSO4, барит BaSO4, мирабилит Na2SO4∙10H2O, целестин SrSO4, алунит (K, Na)AL3[SO4]2(OH)6.
Хроматы представляют собой соли ортохромовой кислоты (H2CrO4) и встречаются очень редко, например, крокоит PbCrO4.
Молибдаты – это соли молибденовой кислоты (H2MoO4), образующиеся на поверхности, в зонах окисления рудных месторождений – вульфенит PbMoO4.
Вольфраматы – соли вольфрамовой кислоты (H2WO4) и к промышленно важным минералам относятся вольфрамит (F, Mn)WO4 и шеелит CaWO4.
7. Фосфаты, арсенаты и ванадаты. Все эти минералы принадлежат солям соответственно ортофосфорной (H3PO4), мышьяковой (H3AsO3) и ванадиевой (H3VO3) кислот. Хотя их распространенность в литосфере невелика – 0,7% по массе – всего этих минеральных видов насчитывается более 450. Наиболее характерным и устойчивым минералом фосфатов является апатит Са[РО4]3(Fe, Cl, OH), а также монацит Сe[PO4]. К ванадатам относятся урановые слюдки, например тюямунит Ca(UO2)2[VO4]2∙8 H2O, а к арсенатам – редкий минерал миметезит Pb5[AsO4]Cl. В большинстве случаев все эти минералы образуются в близповерхностных условиях, вследствие разложения органических остатков (фосфаты), окисления мышьяковых соединений (арсенаты) и рассеянного в осадочных породах ванадия (ванадаты). Только апатит связан с магматическими и метаморфическими породами.
8. Силикаты. Класс силикатов содержит наиболее распространенные породообразующие минералы, которые слагают 90% литосферы. Элементарным структурным элементом силикатов является ой кислородный тетарэдр [SiO4]4-, в котором четырехвалентный кремний находится в окружении четырех атомов кислорода, расположенных в вершинах тетраэдра (от греч. «тетра» - четыре, «гедра» - грань.
Кремнекислородный тетраэдр (КТ) имеет 4 свободные валентные связи. Именно за их счет происходит присоединение ионов Al, Fe, Mg, Ca, K, Na и других. КТ способны группироваться друг с другом, образуя сложные кремнекислородные кластеры (рис. 2.15, 2.16), (табл. 2.8.)
|
|
|
|
Рис. 2.15 Строение кремнекислородного тетраэдра: а – единичный; б – соединенные в цепочку |
Рис. 2.16 Структуры кремнекислородных тетраэдров |
Таблица 2.8 Минералы класса силикаты
|
Структура силикатов |
Группировка |
Минерал |
Примеры |
|
Островная |
(SiO4)4- |
Оливин |
Форстерит Mg2SiO4 |
|
Цепочечная (одна цепь) |
(SiO3)2- |
Пироксен |
Авгит Ca(Mg,Fe,Al)∙(Si,Al)2O6 |
|
Ленточная (двойная цепь) |
(Si4O11)6- |
Амфибол |
Роговая обманка (Ca,Na)2(Mg,Fe2+)4(Al,Fe3+)∙ ∙(OH)2∙[(Al,Si)4O11]2 |
|
Листовая (слоевая) |
(Si2O5)2- |
Слюда |
Мусковит KAl2(OH)2∙[AlSi3O10] |
|
Каркасная |
(SiO) |
Кварц Полевой шпат |
Кварц SiO2 Ортоклаз KAlSi3O8 |
Островные силикаты содержат в себе изолированные КТ [SiO4]4- с присоединенными к ним различными ионами. Типичными силикатами являются оливины (Mg,Fe)2[SiO4], гранаты (Mg,Fe,Ca,Mn)3(Al,Fe,Cr)2[SiO4]3.
В цепочечных силикатах КТ соединяются в непрерывные цепочки. Наиболее типичными минералами этой группы являются пироксены, как ромбические – гиперстен (Mg,Fe)2[Si2O6], так и моноклинные – авгит (Ca,Na)(Mg,Fe2+,Al,Fe3+)[(Si,Al)2O6], диопсид (Ca,Mg)[Si2O6].
Если цепочки соединяются друг с другом, то образуются ленточные силикаты, представителем которых является широко распространенная роговая обманка (Ca,Na)2(Mg,Fe2+)4(Al,Fe3+)∙(OH)2∙[(Al,Si)4O11]2.
Слоистые или листовые силикаты характеризуются структурой, в которой КТ соединены друг с другом в виде сплошного, непрерывного листа. К листовым силикатам принадлежат слюды: мусковит KAl2(OH)2∙[AlSi3O11], биотит K(Mg,Fe)3(OH,F)2∙[AlSi3O10], лепидолит K2(Li,Al)5-6[Si6-7Al2-1O20](OH,F)4. Слюды очень широко распространены в горных породах всех типов.
К листовым силикатам также относятся тальк Mg3(OH)2[Si4O10], серпентин Mg6(OH)8[Si4O10] и хлорит. Эти минералы образуются в результате метаморфических процессов.
Важную группу листовых силикатов представляют широко распространенные глинистые минералы, образующиеся при выветривании различных горных пород, но особенно магматических и метаморфических. Одними из главных минералов в корах выветривания являются каолинит Al4(OH)8[Si4O10]и монтмориллонит (Mg,Al2)[Si4O10]∙(OH)2∙nH2O. К листовым силикатам относятся также гидрослюды, т.е. слюды с присоединенными к ним Н2О, ОН и глауконит, представляющий собой водный алюмосиликат Fe,K,Al.
Каркасные силикаты представляют собой одну из важнейших групп породообразующих минералов – полевых шпатов. Они составляют более 50% в земной коре. Полевые шпаты подразделяются на две группы: кальциево-натриевые или плагиоклазы и калиево-натриевые щелочные полевые шпаты.
Плагиоклазы представляют собой непрерывный твердый раствор анортита (Ca[Al2Si2O8]) и альбита (Na[AlSi3O8]) с полным гетеровалентным изоморфизмом. Плагиоклазы подразделяются на кислые, средние и основные по содержанию в них анортита (An), при этом количество анортита (в %) определяет номер плагиоклаза.
-
Кислые:
Альбит 0-10% An; олигоклаз 10-30% An
Средние:
Андезин 30-50% An
Основные:
Лабрадор 50-70% An; битовит 70-90% An; анортит 90-100% An
Плагиоклазы очень широко распространены в магматических и метаморфических породах.
Среди калиевых полевых шпатов различают: существенно калиевые – санидин, ортоклаз, микроклин; натриево-калиевые – анортоклаз.
К группе каркасных силикатов относятся фельдшпатоиды – минералы, образующиеся в щелочных магматических породах при недостатке SiO2. Эо прежде всего нефелин (Na3K[AlSiO4]) и лейцит (K[AlSi2O6]).
Генезис и парагенезис минералов
Под генезисом минералов понимается образование минералов различными способами и в разных условиях в результате каких-либо геологических процессов.
Непосредственно образование минералов включает в себя физические процессы их возникновения, роста и изменения, совершающиеся при всяком способе минералообразования, в ходе любого геологического процесса.
В зависимости от генезиса минералы и их ассоциации характеризуются определенными генетическими признаками. Генетические признаки минералов и их ассоциаций – это такие особенности минеральных тел, агрегатов и индивидов, которые обусловлены условиями и способами их образования, и поэтому могут в совокупности указывать на генезис.
Некоторые признаки минералов не определяются полностью конституцией минерала, а зависят от условий минералообразования – это и есть генетические признаки. Эти признаки могут сильно отличаться для различных индивидов одного минерального вида. Такова форма, размер, внутреннее строение реальных кристаллов, структуры их агрегатов, пространственное расположение минералов, их совместное нахождение и т.п. Познание причин, определивших появление генетических признаков минералов и минеральных ассоциаций, требует специального исследования для каждого конкретного случая. Чем больше число генетических признаков минералов познано, тем более жесткие и четкие ограничения получают генетические модели минералообразования.
Изучение генетических признаков начинается с наблюдений геологических условий нахождения минеральных тел в горных породах или месторождениях полезных ископаемых для установления типа геологического процесса.
Сонахождение минеральных тел и агрегатов во вмещающих породах свидетельствует о том, что они образовались при одном геологическом процессе.
Некоторые минералы способны фиксировать условия, способы и время образования и поэтому своим присутствием могут указывать на генезис, они называются типоморфными минералами.
К типоморфным признакам минералов относят их морфологические особенности, химический состав, физические свойства, структурные признаки.
Геологические процессы образования минералов. В условиях земной коры образование минералов может происходить несколькими способами, различающимися характером среды минералообразования:
Путем кристаллизации природных силикатных расплавов, магм, при понижении их температуры ниже точки плавления. Именно таким способом образуется большинство минералов магматических горных пород.
Путем отложения минерального вещества из водных растворов. Природными растворами могут быть воды морей и океанов, озер и болот, подземные воды. Такие растворы могут быть горячими или холодноводными. Так образуются очень многие рудные минералы. Отложение минералов из растворов происходит вследствие изменения физико-химических условий — температуры, давления, концентрации растворов, кислотности — щелочности и окислительно-восстановительного потенциала среды.
Вследствие различных превращений, протекающих в твердом состоянии и имеющих диффузионный характер. Происходит глубокое преобразование ранее сформировавшихся минералов и пород вследствие изменения физико-химических условий (температуры, давления, концентрации химически активных компонентов). При этом почти все преобразования происходят в твердом состоянии, и в результате старые минералы замещаются новыми, устойчивыми в создавшейся термодинамической обстановке.
Парагенезис минералов. Основоположником современного учения о парагенезисе минералов является В.И. Вернадский, который в 1925 г. в книге « История минералов земной коры» парагенетической ассоциацией минералов называл совокупность минералов, образовавшихся при более или менее определенных и сходных для них физико-химических условиях.
Парагенезис минералов в агрегате – это явление закономерного сонахождения минералов, обусловленное их совместным образованием на одной стадии минералообразующего процесса в одинаковых физико-химических условиях.
Генерации минерала – это его разновозрастные индивиды, выделившиеся на разных стадиях (или подстадиях) минералообразования и отличающиеся своими типоморфными особенностями (составом элементов – примесей, цветом, обликом и т.д.).
Т.е. генерации – это разные поколения одного минерального вида.
По происхождению минералы делятся на типы, которые объединяются в две группы: эндогенные – возникают в глуби земной коры благодаря процессам магматизма и метаморфизма, а также экзогенные – образующиеся в верхней части земной коры в результате выветривания и осаждения из водных растворов. Последовательность формирования минералов от эндогенных до экзогенных можно представить следующим образом.
1. Магматический тип минералообразования имеет место в пределах магматического очага, возникающего в глуби земной коры. По мере остывания и гравитационного разделения магмы, из нее последовательно кристаллизуются вначале тугоплавкие, а затем все более легкоплавкие минералы. Соответственно, первыми возникают тяжелые зелено-черные минералы: оливин, авгит, лабрадор; затем более легкие: роговая обманка, слюды, ортоклазы, а в завершение – самый легкий низкотемпературный кварц. Такая последовательность получила название реакционного ряда Боуэна (по имени канадского ученого).
Рис. 2.17 Последовательность выделения пород и минералов из магматического расплава
(по Н.Л. Боуэну)
2. Пегматитовый тип проявляется на последних стадиях остывания магмы, при температурах 500 – 700° С, когда в расплавленном виде остаются лишь самые легкие фракции, обогащенные кислотами и щелочами и насыщенные газами. В этих условиях формируются своеобразные породы – пегматиты, сложенные крупными и гигантскими кристаллами кварца, ортоклаза, слюд. На данной стадии возникают многие драгоценные камни, рудные и радиоактивные минералы.
3. Пневматолитовый тип заключается в кристаллизации перенасыщенного газами вещества магмы, поднимающегося по трещинам земной коры. Из летучих соединений формируются руды висмута, вольфрама, молибдена, мышьяка и др. Когда температура понижается до 500° С, пневматолитовый тип начинает сопровождаться гидротермальными процессами, ведущими к накоплению рудообразующих минералов: галенита, сфалерита, киновари, халькопирита, пирита, золота, а также кальцита и др.
4. Гидротермальный тип начинается при охлаждении газов и растворов до 375° С, что обуславливает образование как самородных минералов, так и хлоридных, сульфатных и других соединений: серы, галита, сильвина и др.
5. Гипергенный тип минералообразования проявляется на земной поверхности в воздушной или водной среде, или на небольших глубинах в земной коре. Здесь неустойчивые ко внешним воздействиям минералы разрушаются и переходят в устойчивые соединения. Основополагающее значение принадлежит процессам выветривания, осаждения веществ из водных растворов, деятельности подземных вод. Характерными минералами являются каолин, монтмориллонит, галит, сильвин, малахит, лимонит, боксит и др.
6. Метаморфический тип обусловлен воздействием на горные породы высоких температур, давления, а также магматических газов и растворов. При этом возникает обширный перечень минералов, как хлорит, тальк, графит, магнетит и др.
Процессы минералообразования могут сопровождаться метасоматозом – замещением одних минералов другими при изменении физико-химических условий. Например, переходом пирита (FeS2) в лимонит (Fe2O3 x nH 2O) в результате окисления. Кроме того, возможно образование одного и того же минерала в разных условиях. Наконец, каждому типу минералообразования характерны свои, строго закономерные сочетания минералов, что ведет к образованию минералов-спутников. Такое явление получило название парагенезиса. Практическое значение парагенезиса заключается в том, что на основании обнаружения одного минерала, можно предполагать наличие другого. Так, наличие пегматитового кварца свидетельствует о возможности обнаружения золота.