Реферат: Химическая классификация минералов. Геология минералы реферат

Реферат - Химическая классификация минералов

Содержание

Введение

1. Самородные элементы

2. Сульфиды

3. Окислы

4. Карбонаты и сульфаты

5. Силикаты и их аналоги

5.1 Островные силикаты

5.2 Кольцевые силикаты

5.3 Цепочечные и ленточные силикаты

6. Слоистые (листовые) силикаты

7. Каркасные алюмосиликаты

8. Изоморфизм

9. Полиморфизм

Заключение

Литература

минерал кристаллохимический изоморфизм полиморфизм

Введение

Классифицировать минералы можно по ряду признаков. Можно выделять минералы по ведущему или характерному элементу, рассматривая, например, минералы, содержащие медь, свинец и т.д. Существуют генетические классификации, в которых выделяют минералы по их происхождению, например, минералы магматические, пегматитовые, скарновые и т.д. Все эти классификации не удовлетворительны по ряду причин, но могут быть использованы как дополнительный справочный материал.

Наиболее распространённой является химическая классификация минералов. В основу выделения групп в этой классификации положен химический принцип. Классифицировать минералы нужно по химическому принципу (по типам химических соединений, по характеру химической связи) с обязательным учётом структурных особенностей минералов. Ниже изложены краткие химические, кристаллохимические и морфологические особенности основных групп минералов.

1. Самородные элементы

В самородном состоянии в природе известны около 40 химических элементов, но большинство из них встречается очень редко табл. 1.

Таблица 1. Минералы — простые вещества и твердые растворы металлов

Нахождение элементов в самородном виде связано со строением их атомов, имеющих устойчивые электронные оболочки. Химически инертные в природных условиях элементы называются благородными; самородное состояние для них является наиболее характерным. К ним относятся золото Au, серебро Ag, платина Pt и элементы группы платины. Очень часто в самородном состоянии встречаются углерод С, сера S и медь Cu.

Реже встречаются так называемые полуметаллы: мышьяк As, сурьма Sb, висмут Bi, иридий Ir. Такие минералы как железо Fe, свинец Pb, олово Sn, ртуть Hg, встречаются как самородные крайне редко и нахождение их представляет лишь научный интерес. Некоторые элементы (хром, алюминий) вообще не встречаются в самородном виде.

2. 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 сероводорода h3 S. В некоторых редких минералах место серы занимают Se и Te. По аналогии с сульфидами также выделяют арсениды и антимониды. Во всех этих соединениях широко развиты изоморфные замещения одних элементов другими.

Наибольшее распространение имеют дисульфиды и сульфиды железа, на долю которых приходится около 4/5 всех сульфидов табл. 2. Обычными сульфидами являются сульфиды меди, свинца, цинка, серебра, сурьмы и т.д. В виде изоморфных примесей в состав сульфидов входит целый ряд редких и рассеянных элементов, не образующих самостоятельных минералов.

Таблица 2. Главнейшие минералы – сернистые соединенияи их аналоги

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 магматическое, скарновое и для некоторых экзогенных — осадочное.

При окислении сульфиды разлагаются и легко переходят в различные вторичные минералы: карбонаты, сульфаты, окислы и силикаты, устойчивые в поверхностных условиях.

Сульфиды имеют большое практическое значение — это важнейшие руды свинца, цинка, меди, серебра, никеля и других металлов.

По структурному принципу среди сульфидов можно выделить сульфиды координационной, цепочечной, слоистой и других структур. Так, например, сульфиды можно классифицировать, выделяя структурные мотивы: координационный, островной, цепочечный, слоистый.

3. Окислы

Окислы — соединения элементов с кислородом, в гидроокислах присутствует также вода. В земной коре на долю окислов и гидроокислов приходится около 17%, из них на долю кремнезёма (SiO2 ) около 12.5%.

Наиболее распространёнными минералами этой группы являются окислы кремния, алюминия, железа, марганца и титана табл. 3.

Таблица 3. Главные минералы – оксиды

В кристаллических структурах минералов класса окислов катионы металлов находятся в окружении анионов кислорода (в окислах) или гидроксила (в гидроокислах). Среди окислов можно выделить простые окислы, в которых отношения между катионами и анионами изменяются в пределах от 2:1 до 1:2 (R2 O, R2 O3, RO2 ) и сложные окислы, для которых характерны двойные соединения типа RO*R2 O3 .

Происхождение минералов класса окислов различное — магматическое, пегматитовое, гидротермальное, но большинство окислов образовалось в результате экзогенных процессов в верхних слоях литосферы. Многие эндогенные минералы при выветривании разрушаются и переходят в окислы и гидроокислы.

Физические свойства окислов различны: для большинства из них характерна высокая твёрдость. Минералы класса окислов имеют большое практическое значение.

4. Карбонаты и сульфаты

Карбонаты — многочисленная группа минералов, которые имеют широкое распространение. В структурном отношении все карбонаты относятся к одному основному типу — анионы [CO3 ]2- представляют собой изолированные радикалы в форме плоских треугольников.

Большинство карбонатов безводные простые соединения, главным образом Ca, Mg и Fe с комплексным анионом [CO3 ]2-. Менее распространены сложные карбонаты, содержащие добавочные анионы (OH)-, F- и Cl-. Среди наиболее распространённых безводных карбонатов различают карбонаты тригональной и ромбической сингоний.Карбонаты обычно имеют светлую окраску: белую, розовую, серую и т.д., исключение представляют карбонаты меди, имеющие зелёную или синюю окраску. Твёрдость карбонатов около 3-4.5; плотность невелика, за исключением карбонатов Zn, Pb и Ba.

Важным диагностическим признаком является действие на карбонаты кислот (HCl и HNO3 ), от которых они в той или иной степени вскипают с выделением углекислого газа.По происхождению карбонаты осадочные (биохимические или химические осадки) или осадочно-метаморфические минералы; выделяются также поверхностные, характерные для зоны окисления и иногда низкотемпературные гидротермальные карбонаты.

Сульфаты — соли серной кислоты. Они имеют светлую окраску, небольшую твёрдость, многие из них растворимы в воде.

Основная масса сульфатов имеет осадочное происхождение — это химические морские и озёрные осадки. Многие сульфаты являются минералами зоны окисления, известны сульфаты и как продукты вулканической деятельности.Различают сульфаты безводные, водные и сложные, содержащие кроме общего для всех анионного комплекса [SO4 ]2- также добавочные анионы (ОН)- .

5. Силикаты и их аналоги

Класс силикатов и их аналогов является самым большим по числу минеральных видов – к нему относится 30% от их общего числа. В целом силикаты и алюмосиликаты слагают около 75 об.% земной коры, при этом наиболее распространены полевые шпаты – на их долю приходится около 40-45 об.% литосферы. За ними по распространенности следуют слюды, пироксены, амфибиолы и гранаты. В соответствии с распространенностью химических элементов главными катионами в силикатах и их аналогах являются K, Na, Ca, Mg, Fe. Значительна также роль алюминия, который, как показали рентгеноструктурные исследования, может выступать как в качестве катиона, так и входить в анионный радикал минералов.

Выявлены следующие черты строения силикатов и их аналогов.

1. Во всех силикатах атомы кремния имеют по отношению к кислороду четверную координацию, они образуют вместе с кислородом, как в кварце, кремнекислородные тетраэдры (SiO4 )4- (cм. рис. 1). Связи кремния с кислородом смешанные ионно-ковалентные, с разной степенью ионности в минералах разной структуры и с разными катионами.

2. Кремнекислородные тетраэдры могут быть одиночными, и тогда они соединяются в общей структуре минерала через катионы, но могут и полимеризоваться, образуя различные анионные группировки.

3. Алюминий в силикатах может быть катионом, занимая позиции в октаэдрических пустотах между кислородом, и может входить в тетраэдры (AlO4 )5-, занимая в структуре минералов позиции, адекватные с кремнием. Например, в каолините Al2(Si2O5)(OH)4 алюминий является катионом и имеет координационное число шесть, а в микроклине K(AlSi3O8) он входит в анионный радикал минерала. Есть минералы, в которых алюминий представлен и как катион и входит в анионный радикал, например в слюде мусковите KAl2(AlSi3O10)(OH)2.Размер тетраэдров (AlO4 )5- и его конфигурация иные, чем у групп (SiO4 )4-, характер химических связей также отличен. Поэтому имеется предел замещения Si4+ Al3+

Установлено, что в силикатах может замещаться алюминием не более половины кремния в тетраэдрах. Значит, предельны по составу алюмосиликаты типа анортита Ca(Al2Si2O8), нефелина Na(AlSiO4) и т. п.

4. Помимо кремнекислородных анионных радикалов во многих силикатах и алюмосиликатах есть дополнительные анионы — OH-, (CO3 )2- ,(SO4 )2- ,(S2 )2-, (BO3 )3-, (P2 O7 )4- и др.

Рис. 1. Тетраэдр (SiO4 ) в двух изображениях.

Классификация силикатов и их аналогов производится по их структурам. Так выделяют шесть подклассов: островные, кольцевые, цепочечные, ленточные, слоистые, каркасные.

5.1 Островные силикаты

Среди силикатов это наиболее многочисленный подкласс минералов. Его характерными представителями являются оливин (Mg, Fe)2(SiO4 ), альмандин Fe3 Al2 (SiO4 )3, гроссуляр Ca3 Al2 (SiO4 )3, топаз Al2 (SiO4 )F2, эпидот Ca2 (Al,Fe)(SiO4 )(Si2 O7 )O(OH). Силикаты это подкласса имеют разнообразный состав – это минералы магния, железа, кальция, марганца, титана, алюминия, редких земель, тория, циркония, ниобия и др., ни в одном другом подклассе нет такого разнообразия катионов. К этому подклассу относятся также совсем особые по составу и структуре минералы, очень редкие в природе – это силикофосфаты, в них имеются дополнительные радикалы (P2 O7 )4- и (PO4 )3- (например, ломоносовит с приблизительной формулой Na5 Ti2 (Si2 O7 )(PO4 )O2 и силикокарбонаты (сперрит Ca5 (SiO4 )2 (CO3 ) и др.)).

Кристаллохимическое своеобразие минералов подкласса островных силикатов определяется сочетанием двух факторов: а) присутствием в них орто- и диортогрупп — (SiO4 )4- и (Si2 O7 )6-, б) большой ролью в их составе катионов октаэдрической координации с радиусом от 0,060 до 0,080 нм (Ti4+ -0,064; Fe3+ -0,067; Nb5+ -0,069; Mg2+ -0,078; Fe2+ -0,082 нм, по В. Гольдшмидту), главными из них являются магний и железо. Благодаря такому сочетанию типичных для плотнейшей упаковки её тетраэдрических и октоэдрических полиэдров, структуры островных силикатов наиболее компактны и прочны среди силикатов других подклассов. Кроме перечисленных катионов большую роль, но не во всех, а в некоторых островных силикатах играют относительно крупные катионы восьмерной (и более) координации – Ca2+ (0,016 нм), Na+ (0,098 нм), Ce3+ (0,018 нм). Их координационные полиэдры несоразмерны с октаэдрами и тетраэдрами. Структура таких минералов, за малым исключением (гроссуляр), менее компактна.

Характерная особенность алюминия в островных силикатах заключается в том, что он всегда занимает октаэдрические позиции и является в этих силикатах катионом. Разнообразие катионов, их разные радиусы и свойства приводят к усложнению кристаллических структур островных силикатов и часто к вхождению в них дополнительных анионов F- и (OH)-. Особенно характерны такие анионы для силикатов, содержащих одновременно группы (SiO4 )4- и (Si2 O7 )6- и резко различающиеся по металлическим свойствам катионы: Ca2+ и Ti4+ (титанит), Ca2+ и Al3+ (эпидот), K+, Na+ и Ti4+ (лампрофиллит). Дополнительные анионы характерны также для силикатов, в состав которых входят только группы (SiO4 ) и алюминий в качестве катиона, — топаз Al2 (SiO4 )F2, кианита Al2 (SiO4 )Oи др.

Перечень главнейших островных силикатов приведен в табл. 4.

Таблица 4. Главные минералы – островные силикаты

Островные силикаты образуются даже в стесненных условиях роста в виде хороших кристаллов. Это объясняется их большой силой кристаллизации, что обусловлено относительной компактностью и простотой структур этих силикатов, многозарядностью анионных комплексов и значительной силой связей катионов, входящих в их состав. Островные силикаты обладают высокой степенью идиоморфизма (совершенства) кристаллов.

Окраска островных силикатов обычно обусловлена присутствием в их составе в качестве главных и примесных компонентов элементов-хромофоров (Fe, Mn, Ti и Cr). Атомы двух- и трёхвалентного железа вызывают при разных своих соотношениях зелёные (гроссуляр, эпидот), коричневые (андрадит, ставролит, титанит) цвета. Лишь в редких случаях встречаются бесцветные, белые островные силикаты – это химически чистые гроссуляр, форстерит, топаз каламин.

Компактность структуры и наличие в минералах небольших, но высокозарядных катионов проявляются в высокой плотности и твёрдости (от 6 до 8) этих минералов. Из-за большой твердости эти минералы черты не дают (они процарапывают бисквитную пластинку), даже у густо окрашенных минералов она чуть заметна.

5.2 Кольцевые силикат

Подкласс островных силикатов объединяет сравнительно небольшое число редких в природе минералов. Среди них только два минерала – турмалин и берилл – играют в некоторых случаях роль второстепенных, а иногда и даже главных минералов ряда минеральных месторождений.

Главными структурными элементами кольцевых силикатов являются одно- или двухъярусные тройные, четверные, шестерные, девятерные кольца тетраэдров. Турмалин и берилл характеризуются шестерными одноярусными кольцами, но разной конфигурации. В турмалине все тетраэдры в кольце лежат своими основаниями в одной плоскости, вершины обращены в одну сторону, сечение кольца не просто шестиугольное, а дитригональное. В структуре минерала кольца ориентированы одинаково – вершинами тетраэдров вверх, структура получается резко асимметричной по строению и свойствам, а кристалл турмалина имеет дитригональное сечение и не одинаковые концы. Они растут с неодинаковой скоростью, по-разному адсорбируют вещества, в том числе пигментирующие изоморфные примеси, и потому разные концы кристалла нередко различны по цвету; из-за асимметрии структуры в турмалине хорошо проявлен пироэлектрический эффект. В бериллах кольцо гексагональное с горизонтальной плоскостью симметрии, оба конца кристаллов берилла одинаковые по огранке и своим свойствам.

В целом структуры кольцевых силикатов сложные и не плотные. Сингония минералов определяется геометрией их колец. Преобладают тригональные и гексагональные минералы.

Таблица 5. Главные минералы – кольцевые силикаты.

5.3 Цепочечные и ленточные силикаты

К подклассам цепочечных и ленточных силикатов относятся в первую очередь главные породообразующие минералы – пироксены (диопсид, геденбергит, эгирин и др.) и амфибиолы (актинолит, роговая обманка и др.), а также ряд менее распространенных минералов. Имеется много черт подобия пироксенов и амфибиолов по структуре и составу, по морфологии их кристаллов и физическим свойствам, но есть и существенные различия, опять же вытекающие из особенностей структуры и состава.

Пироксены и амфибиолы имеют сходный, довольно простой химический состав. Чаще всего силикаты магния либо двойные соли магния и кальция, во многих минералах кроме них обязательно присутствует натрий. Итак, в основном три элемента – магний, кальций и натрий – в разных сочетаниях. В качестве постоянной изоморфной примеси в позициях магния размещается железо, иногда полностью вытесняя магний. В некоторых случаях, обычно в ассоциации с натрием, в пироксены и амфибиолы входит алюминий, занимая или позиции магния, или внедряясь в радикал в позиции кремния. Наконец, есть редкие литиевые пироксены и амфибиолы.

Главным различием состава пироксенов и амфибиолов является обязательное вхождение в последние конституционной воды в форме дополнительных анионов (OH)- .

В структуре пироксенов имеются одинарные цепочки (Si2 O6 )4-, в амфибиолах — ленты (Si4 O11 )6- с группами (OH)- в центре каждого кольца этой ленты.

Наиболее простые химические формулы следующих минералов:

Зная эти формулы наизусть можно вывести из них все гипотетические и реальные составы пироксенов и амфибиолов. Так используя простую схему изовалентного изоморфизма Mg2+ Fe2+, получаем формулы:

Главнейшие пироксены и их формулы приведены в табл. 6. Однако в природе нет химически чистых пироксенов и амфибиолов, состав которых точно отвечал бы приведенным в этой таблице формулам. Он всегда более сложен за счет явлений изоморфизма.

Таблица 6. Главные пироксены и амфибиолы

Слоистые (листовые) силикаты. К подклассу слоистых (листовых) силикатов и алюмосиликатов относятся известные всем вещества – тальк, слюды, глинистые минералы и др. Многие из них являются породообразующими минералами или используются в промышленности.

Различают листовые силикаты (алюмосиликаты) с простыми и сложными сетками тетраэдров. Последние являются менее распространенными минералами.

Остовом структуры слоистых силикатов являются сетки кремнекислородных тетраэдров. Они располагаются параллельно друг другу и чередуются с плоскими сетками другого состава, образуя пакеты слоёв. Все слоистые силикаты и алюмосиликаты имеют свои структурные разновидности за счет разного смещения (сдвига) и разворота пакетов друг относительно друга, что легко осуществляется в природе из-за малых сил связей между пакетами. В итоге получаются минералы разных сингоний – моноклинной (чаще всего), гексагональной, ромбической, тригональной, триклинной. Такие структурные разновидности слоистых силикатов называют политипами. Некоторые из них устойчивые только при определённых давлениях и температурах и образуются только в определённой химической обстановке. Политипия, как видно, является частным случаем полиморфизма.

Главные группы слоистых силикатов и алюмосиликатов представлены в табл. 7.

Таблица 7. Главные минералы – слоистые силикаты и алюмосиликаты.

Требует пояснения монтмориллонит: некоторые минераллы группы монтмориллонита являются силикатами, другие – алюмосиликатами.

Каркасные алюмосиликаты. Многие из силикатов этого подкласса относятся к числу породообразующих и наиболее распространенных в природе минералов. В первую очередь это полевые шпаты – главные составные части гранитов, габбро, гнейсов и других горных пород. К этому же подклассу минералов относятся нефилин (основной минерал некоторых щелочных горных пород), лейцит (обычная минеральная фаза в базальтоидах). Среди них есть и ценное нерудное сырье (микроклин, цеолиты), и минералы-руды некоторых минералов – нефелин (руда на алюминий), поллуцит (руда на цезий).

В состав каркасных алюмосиликатов большей частью входят катионы калия, натрия, кальция. «Рыхлость» каркасной структуры допускает частое вхождение в них дополнительных анионов (Cl — ,CO32- ,SO42- и т. д. ) и конституционной воды в виде молекул h3 O.

Структуры каркасных алюмосиликатов сложные и многообразные: имеется много разных вариантов сочленения тетраэдров в трехмерном пространстве. В полевом шпате тетраэдры группируются по восемь и четыре – эти группы, соединяясь, образуют каркас с тремя типами «полостей» диаметром 0,15-0,28 нм, в некоторых из них располагаются катионы. В нефелине все полости одиноковые и совсем другой конфигурации, они тоже заняты катионами. Каркасные алюмосиликаты с большими «полостями» (цеолиты, скаполиты, канкринит и др.) нередко содержат в себе целые группы и комплексы ионов и молекул, иногда свободно обменивающихся с окружающий кристалл средой.

Состав каркаса разный, с соотношением Al: Si, равным то 1: 1(как в нефелине и др.), то 1: 3 (как в канкрините и др.). Есть минералы, например полевые шпаты ряда альбит – анортит (см. рис. 2), минералы ряда скаполита с меняющимся соотношением количеств алюминия и кремния. Главнейшие каркасные алюмосиликаты приведены в табл. 8.

Рис. 2. Ряды плагиоклазов при разных температурах

Таблица 8. Главные минералы — каркасные алюмосиликаты

8.Изоморфизм

Уже давно исследователи обратили внимание на то, что многие подобные по составу и внешней форме вещества могут образовывать кристаллы переменного состава. Эти наблюдения были обобщены в 1819 г. немецким химиком Э. Митчерлихом. Исследуя соли фосфорной и мышьяковой кислоты – Na2[HAsO4] * 12h3O и Na2[HPO4] * 12h3O, он установил, что они обладают почти тождественной кристаллической формулой, образуя смешанные кристаллы. Это явление было названо им изоморфизмом (от греч. исос – одинаковый и морфэ – форма). Позже, по аналогии с жидкими системами, их стали называть твердыми растворами. В минералогии они получили название смешанных кристаллов или изоморфных смесей. Кроме этого, было установлено, что многие минералы часто содержат незначительные примеси различных химических элементов, которые обусловлены закономерным вхождением их в кристаллическую решетку минерала– хозяина. Такие примеси получили название изоморфных.

Наблюдения и эксперименты позволили дать современное определение изоморфизму, под которым следует понимать явление взаимного замещения атомов и ионов в узлах кристаллической решетки без нарушения ее строения. Результатом изоморфизма являются изоморфные смиеси и изоморфные смеси химических элементов в минералах.

Одной из общих причин вхождения в минералы незначительных изоморфных примесей является, вероятно низкая концентрация элементов в минералообразующей среде. Значительная недосыщенность среды такими элементами, их рассеяние не позволяет им образовывать кристаллические сетки своих собственных минералов и они вынуждены при соответствующих термодинамических условиях входить в кристаллические решетки этих минералов.

Минералы в виде изоморфных смесей весьма распрстранены в природе. Часто они образуют непрерывные изоморфные ряды от одного состава к другому. Такой изоморфизм называется совершенным, или неограниченным.

Примером совершенного изоморфизма является очень важная группа полевых шпатов, получившая название плагиоклазов. Плагиоклазы представляют собой непрерывный изоморфный ряд, крайними членами которого являются альбит (Na[AlSi3 O8 ]) и анортит (Ca[Al2Si2O8]). В табл. 9 приведены чаще всего встречающиеся смеси альбита (Ab) и анортита (An). Получившие специальные названия.

Таблица 9. Изоморфный ряд плагиоклазов.

Приведенные в табл. 10 главнейшие свойства этих минералов показывают, что каждое из них представляет среднее из величин, отвечающих крайним членам ряда, и что физические свойства изменяются пропорционально изменению состава.

Таблица 10. Изменение свойств в изоморфном ряду плагиоклазов.

Ограниченные изоморфные смеси при изменении термодинамических условий (особенно при понижении температуры) могут распадаться на составные компоненты. Это явление получило название распада твердых растворов. Так, например, щелочные полевые шпаты K(AlSi3 O8 ) и Na(AlSi3 O8 ) при высоких температурах образуют непрерывный изоморфный ряд, а при охлаждении распадаются на две фазы: одну с преобладающим содержанием калия и другую с преобладающим содержанием натрия. В пределах каждой фазы возникают взаимные прорастания, известные под названием пертитов и антипертитов.

В настоящее время в минералах, которые являются ионными соединениями, выделяют изовалентный и гетеровалентный (от греч. гетерос – другой, различный) изоморфизм. При изовалентном изоморфизме замещение происходит как бы «ион за ион» (например, K+ — Rb+ ; Ca2+ — Sr2+ ; Al3+ — Ga3+ и т. д.). При гетеровалентном изоморфизме замещения совершаются с компенсацией зарядов взаимозамещающихся ионов по таким схемам:

1. Без изменения количества структурных единиц (пара за пару):

Ca2+ + Al3+ — Na+ + Si4+; 2Mg2+ — Al3+ + Li+ .

2. С изменением количества структурных единиц:

2Al2+ — 3Mg2+ ; Si4+ — Na+; 2Na+ — Ca2+

При гетеровалентном изоморфизме взаимозамещаемость, как правило, совершается только тогда, когда разница зарядов между ионами не более единицы. Если разница зарядов превышает единицу, границы изоморфизма весьма суживаются, вплоть до практически полного отсутствия изоморфных замещений.

В типичных ионных структурах с незначительным участием ковалентной связи важное значение принадлежит величине ионных радиусов. Последнее нашло свое выражение в законе Гримма – Гольдшмидта, гласящим что «изоморфная смесимость (при температурах, лежащих не очень близко к температурам плавления) в значительной степени проявляется в том случае, если радиусы соответствующих структурных единиц отличаются один от другого приблизительно не более чем на 15 % ( в процентах от меньшего радиуса)».

Иногда в природе мы встречаемся с явлениями, когда один атом или ион лучше замещает другой атом или ион в его соединениях, чем наоборот.

А. Е. Ферсман назвал такой вид изоморфизма направленным или полярным. Он установил такой ряд характерных пар элементов:

В этом ряду каждый элемент, стоящий выше, замещается тем, который находится под ним, но не наоборот. Явление полярного изоморфизма А. Е. Ферсман объясняет энергетикой ионов табл. 11.

Таблица 11. Энергетические константы (эк) некоторых элементов

Изоморфизм имеет большое научное и практическое значение, так как в значительной мере определяет химические и структурные особенности минералов. Кроме того, знание законов изоморфизма позволяет шире использовать редкие и рассеянные примеси, носителями и концентраторами которых являются минералы.

Если изоморфное замещение будет совершаться атомами и ионами разного размера в аналогичных по составу структурах, в них может произойти резкое изменение структуры вплоть до перехода катионов в новую координацию. Такое явление получило название морфотропии, а ряды минералов, связанных морфотропными переходами, называют изодиморфными рядами. В табл. 12 приведен изодиморфный ряд карбонатов группы кальцита – арагонита. В этом ряду минералов предел морфотропного преобразования проходит через Ca[CO3 ]: все карбонаты двухвалентных катионов, ионный радиус которых меньше радиуса Ca2+ ,

Кристаллизуются в структуре кальцита, а карбонаты с большими, чем у Ca2+, катионами – в структуре арагонита.

Таблица 12. Изодиморфный ряд карбонатов.

Морфотропные преобразования сужают пределы изоморфного замещения и ведут к образованию разрыва в рядах изоморфных смесей. В двух соединениях с разной структурой явление совершенного изоморфизма совершаться не может.

Таим образом, взаимозамещаемость атомов и ионов наблюдается чаще всего в тех случаях, когда они строят сходные по размерам и структурным мотивам кристаллические решетки. Однако в минералогии часто встречаются явления, когда атомы и ионы образуют близкие кристаллические решетки, но не образуют изоморфных замещений. Например, такие ряды, как галит (NaCl) — галенит (PbS), — периклаз (MgO) и кальцит (Ca[CO3 ]) – натриева селитра (Na[NO3 ]), имеют одинаковые структуры в пределах каждого ряда, но их ионы не образуют взаимозамещений. Такое явление называется изоструктурностью, или изотипией, а минералы, принадлежащие к одинаковыми структурным типам-изоструктурными или изотипными.

Внешним проявлением изоструктурности видов при различном их хими-ческом составе является так называемый изогонизм (от греч. гониа – угол), сущ-ность которого заключается в одинаковой симметрии изоструктурных минералов, а также в близких геометрических константах и формах.

Изогонизм можно продемонстрировать на примере кристаллов кальцита (Ca[CO3 ]) и натриевой селитры (Na[NO3 ]), которые обладают большим геометрическим сходством. Оба эти вещества кристаллизуются в ромбоэдрах с углами между ребрами, пересекающимися на тройной оси: 101о 55’- для кальцита и 102о 41,05’ – для селитры. Если в раствор одного из таких веществ поместить ромбоэдр другого, то он начнет как бы дорастать, но из смешанного раствора оба минерала будут кристаллизоваться раздельно в виде зернистого агрегата.

9. Полиморфизм

Явление автоморфотропии, т. е. существование химического соединения в двух или нескольких модификациях, различающихся между собой кристалическими структурами, а следовательно, и физическими свойствами, это не что иное, как открытый в 1821 г. немецким ученым Э. Митчерлихом полиморфизм.

Полиморфизм – одно из основных свойств кристаллического вещества – заключается в приспособлении структуры к меняющимся внешним условиям среды, т. е. это реакция кристаллического вещества на изменение физико-химических условий. И поскольку полиморфные превращения можно считать фазовыми превращениями, аналогичными переходу из одного агрегатного состояния в другое, то они подчиняются всем законам физической химии.

Полиморфизм простых веществ – элементов (S, C, P) часто называют аллотропией. Для различных полиморфных модификаций одного и того же вещества приняты буквенные обозначения α, β, γ и пр. Так, для железа известны модификации: α-Fe, β-Fe, γ-Fe, δ-Fe, отличающиеся как структурой так и физическими свойствами.

Полиморфные превращения, которые происходят при изменении температуры, но при постоянном давлении, делятся на две большие группы: энантиотропные (обратимые) и монотропные (необратимые) (от греч. энантиос – противоположный, тропос – изменение).

При энантиотропном превращении точка перехода из одной модификации в другую лежит ниже температуры плавления вещества, т. е. существует температура, (при определенном давлении), при которой обе модификации находятся как бы в равновесии. Это превращение обратимо (двустороннее): ниже температуры перехода устойчива одна модификация, выше – другая.

Например, известны две модификации серы: ромбическая и моноклинная. Точка перехода одной модификации в другую соответствует T = 95, 6 о C, т. е. охлаждение приводит к ромбической структуре, нагревание – к моноклинной.

Для кварца SiO2 также известны две модификации: низкотемпературная

(α-кварц) и высокотемпературная (β-кварц). Переход одной модификации в другую происходит легко при Т=573о C с изменением симметрии. Известны и более многочисленные системы полиморфов. Так, например, существует три модификации TiO2 — рутил, брукит, анатаз. В трех полиморфных модификациях находится в природе вещество состава Al2 O3 * SiO2 – это кианит, андалузит, силлиманит.

Минералы с четко выраженной точкой полиморфного перехода могут служить температурными индикаторами – геологическими термометрами.

При монотропном превращении точка перехода из одной модификации в другую лежит выше температуры плавления данного вещества. Эти переходы не обратимы, точнее, обратный переход может осуществиться лишь через разрушение структуры – через жидкое или газообразное состояние. Например, одна из модификаций Ca[CO3 ] – арагонит – при нагревании до температуры выше 400о C при нормальном давлении переходит в кальцит. Однако охлаждение последнего к образованию арагонита не приводит. Также, из двух известных модификаций углерода – графита и алмаза, связанных монотропным переходом, не устойчив алмаз, который при повышенных температурах переходит в графит. Однако подобны превращения практически настолько замедленны, что при обычных P, T – условиях существуют обе модификации.

По структурному признаку выделяют несколько типов полиморфных превращений. Наблюдаются превращения, в которых не затронута первая координационная сфера. Например, при переходе от ромбической модификации серы к моноклинной.

Другой тип полиморфизма предполагает изменение первой координационной сферы. К этому типу относятся такие переходы, как графит – алмаз.

Существуют полиморфные переходы, связанные с вращением отдельных групп атомов или молекул. Например, в производной от NaCl структуре NaCN атомы натрия расположены так же, как в структуре NaCl, а центры группы (гантели) CN совпадают с позициями ионов Cl. При повышении температуры гантели CN начинают свободно вращаться, имитируя сферическую симметрию, что повышает симметрию всей структуры кристалла NaCN до кубической (структурный тип NaCl).

Заключение

Распространение минералов в природе чрезвычайно широко. Вся земная кора, все горные породы и месторождения полезных ископаемых состоят из минералов.

Размеры минеральных индивидов могут быть от больших, масса которых несколько тонн (полевой шпат, кварц), до мельчайших зёрнышек, видимых только в микроскоп. Большинство минералов встречаются именно в виде мелких и мельчайших зёрнышек, образуя зернистую структуру магматических, осадочных и метаморфических пород.

Известно около 2200 минералов, а число их названий с разновидностями более 4000. Последнее объясняется тем, что многие минералы имеют несколько названий (синонимы). Кроме того, разновидности минералов получают самостоятельные названия благодаря отклонениям от химического состава, цвета и других свойств.

Литература

1. Булах А.Г. Общая минералогия: Учебник. – 3-е изд. – СПб.: Изд-во С.-Петерб. Ун-та, 2002.

2. Загальская Ю. Г. «Кристаллография»: Учебник / под ред. Проф. В. С. Урусова. – М.: Изд-во МГУ, 1992г.

3. Лазаренко Е. К. Курс минералогии. Учебник для университетов. М.: «Высшая школа», 1971.

4. Миловский А. В. «Минералогия и петрография»: Учебник для техникумов. 5-е изд., перераб. и доп. – М.: Недра, 1985.

www.ronl.ru

Читать реферат по геологии: "Классификация минералов и условия их образования главнейшие породообразующие минералы экзогенно"

(Назад) (Cкачать работу)

Функция "чтения" служит для ознакомления с работой. Разметка, таблицы и картинки документа могут отображаться неверно или не в полном объёме!

План.

Вариант №6.

1. Классификация минералов и условия их образования: главнейшие породообразующие минералы экзогенного и эндогенного происхождения.

2. Ледники, их геологическая роль, распределение. Породы, образование в результате работы ледников эпохи оледенения.

3. Инженерно-геологические исследования для промышленного и гражданского строительства.

4. Лабораторные методы определения деформационных и прочностных свойств грунтов.

5. Структура, текстура, вещественный состав химических и биохимических осадочных пород.

6. Приток напорных вод в совершенный колодец.

Введение.

Геология – комплекс наук о составе, строении. Истории развития Земли, движениях земной коры и размещении в недрах Земли полезных ископаемых. Основным объектом изучения, исходя из практических задач человека, является земная кора.

В последние десятилетия особое развитие получила инженерная геология – наука, изучающая свойства горных пород (грунтов), природные геологические и техногенно-геологические (инженерно-геологические) процессы в верхних горизонтах земной коры в связи со строительной деятельностью человека.

Главная цель инженерной геологии – изучение природной геологической обстановки местности до начала строительства, а также прогноз тех изменений, которые произойдут в геологической среде, и в первую очередь в породах, в процессе строительства и при эксплуатации сооружений. В современных условиях ни одно здание или сооружение не может быть спроектировано, построено и надежно эксплуатироваться без достоверных и полных инженерно-геологических материалов.

1. Классификация минералов и условия их образования: главнейшие породообразующие минералы экзогенного и эндогенного происхождения.

Минерал – природное тело с определенным химическим составом и кристаллической структурой, образующееся в результате природных физико-химических процессов и являющееся составной частью земной коры, горных пород, руд, метеоритов. Изучением минералов занимается наука минералогия.

В земной коре содержится более 7000 минералов и их разновидностей. Большинство из них встречаются редко и лишь немногим более 100 минералов встречаются часто и в достаточно больших количествах, входят в состав тех или иных горных пород. Такие минералы называют породообразующими.

Происхождение минералов. Условия, в которых образуются минералы в природе, отличаются большим разнообразием и сложностью. Различают три основных процесса минералообразования: эндогенный, экзогенный и метаморфический.

Эндогенный процесс связан с внутренними силами Земли и проявляется в ее недрах. Минералы формируются из магмы – силикатного огненно-жидкого расплава. Таким путем образуются, например, кварц и различные силикаты. Эндогенные минералы обычно плотные ,с большой твердостью, стойкие к воде, кислотам, щелочам.

Экзогенный процесс свойственен поверхности земной коры. При этом процессе минералы формируются на суше и в море. В первом случае их создание связано с процессом выветривания, т.е. разрушительным воздействием воды, кислорода, колебаний температуры на эндогенные минералы. Таким образом образуются глинистые минералы (гидрослюда, каолинит и др.), различные железистые соединения (сульфиды, оксиды химический осадков из водных растворов (галит, сильвин и др.). в экзогенном процессе ряд минералов образуется также за счет жизнедеятельности различных организмов (опал и др.).

Экзогенные минералы разнообразны по свойствам. В большинстве случаев они имеют низкую твердость, активно взаимодействуют с водой или растворяются в ней.

Метаморфический процесс. Под воздействием высоких температур и давлений, а также магматических газов и воды на некоторой глубине в земной коре происходит преобразование минералов, ранее образовавшихся в экзогенных процессах. Минералы изменяют свое первоначальное состояние, перекристаллизовываются, приобретают плотность, прочность. Так образуются многие минералы-силикаты (роговая обманка, актинолит и др.).

Классификация минералов. Существует много вариантов классификаций минералов. Наиболее широко используется классификация по химическому составу и кристаллической структуре. Вещества одного химического типа часто имеют близкую структуру, поэтому минералы сначала делятся на классы по химическому составу, а затем на подклассы по структурным признакам.

Все минералы разделяют на 10 классов.

Силикаты – наиболее многочисленный класс, включающий до 800 минералов, являющихся основной частью большинства магматических и метаморфических пород. Среди силикатов выделяют группы минералов, характеризующиеся некоторой общностью состава и строения – полевые шпаты, пироксены, амфиболы, слюды, а также оливин, тальк, хлориты и глинистые минералы. Все они по своему составу алюмосиликаты.

Карбонаты. К ним относится более 80 минералов. Наиболее распространены кальцит, магнетизм, доломит. Происхождение в основном экзогенное и связано с водными растворами. В контакте с водой они немного снижают свою механическую прочность, хотя и слабо, но растворяются в воде, разрушаются в кислотах.

Оксиды и гидроксиды. Эти два класса объединяют около 200 минералов, на их долю приходится до 17% всей массы земной коры. Наибольшее распространение имеют кварц, опал и лимонит.

Сульфиды насчитывают до 200 минералов. Типичный представитель пирит. Сульфиды в зоне выветривания разрушаются, поэтому их примесь снижает качество строительных материалов.

Сульфаты. Этот класс объединяет до 260 минералов, происхождение которых связано с водными растворами. Характеризуются небольшой твердостью, светлой окраской. Сравнительно хорошо растворяются в воде. Наибольшее распространение имеют гипс и ангидрит. При соприкосновении с водой ангидрит переходит в гипс, увеличиваясь в объеме до 33%.

Галоиды содержат около 100 минералов. Происхождение связано в основном с водными растворами. Наибольшее распространение имеет галит. Может быть составной частью осадочных пород, легко растворяется в воде.

Минералы классов фосфатов, вольфраматов и самородных элементов встречаются гораздо реже, чем другие.

2. Ледники, их геологическая роль, распределение. Породы, образование в результате работы ледников эпохи оледенения.

Геологические данные говорят о том, что в древние времена оледенение Земли было значительным. На протяжении последних 500-600 тыс. лет на территории Европы насчитывают несколько больших оледенений. Ледники надвигались из района Скандинавии.

В настоящее время льды занимают 10% поверхности суши, 98,5% ледниковой поверхности приходится на полярные области и лишь 1,5% - на высокие горы. Различают три типа ледников: горные, плоскогорий и материковые.

Горные ледники образуются высоко в горах и располагаются либо на вершинах, либо в ущельях, впадинах, различных углублениях. Такие ледники имеются на Кавказе, Урале и т.д.

Лед образуется за счет перекристаллизации снега. Он обладает способностью к пластическому течению, образуя потоки в форме языков. Движение ледников вниз по склонам ограничивается высотой, где солнечного тепла оказывается достаточно для полного таяния льда. Для Кавказа, например, эта высота составляет на западе 2700 м, на востоке – 3600 м. Скорость движения горные ледников различна. На Кавказе, например, она составляет 0,03-0,35 м/сут, на Памире – 1-4 м/сут.

Ледники плоскогорий образуются в горах с плоскими вершинами. Лед залегает нераздельной сплошной массой. От него по ущельям спускаются ледники в виде языков. Такого типа ледник, в частности, располагается сейчас на Скандинавском полуострове.

Материковые ледники распространены в Гренландии, Шпицбергене, Антарктиде и других местах, где сейчас протекает современная эпоха оледенений.

referat.co

Реферат - Химическая классификация минералов

Содержание

Введение

1. Самородныеэлементы

2. Сульфиды

3. Окислы

4. Карбонаты исульфаты

5. Силикаты и иханалоги

5.1 Островныесиликаты

5.2 Кольцевыесиликаты

5.3 Цепочечные иленточные силикаты

6. Слоистые(листовые) силикаты

7. Каркасныеалюмосиликаты

8. Изоморфизм

9. Полиморфизм

Заключение

Литература

минералкристаллохимический изоморфизм полиморфизм

Введение

Классифицироватьминералы можно по ряду признаков. Можно выделять минералы по ведущему илихарактерному элементу, рассматривая, например, минералы, содержащие медь,свинец и т.д. Существуют генетические классификации, в которых выделяютминералы по их происхождению, например, минералы магматические, пегматитовые,скарновые и т.д. Все эти классификации не удовлетворительны по ряду причин, номогут быть использованы как дополнительный справочный материал.

Наиболеераспространённой является химическая классификация минералов. В основувыделения групп в этой классификации положен химический принцип.Классифицировать минералы нужно по химическому принципу (по типам химическихсоединений, по характеру химической связи) с обязательным учётом структурныхособенностей минералов. Ниже изложены краткие химические, кристаллохимические иморфологические особенности основных групп минералов.

1. Самородныеэлементы

Всамородном состоянии в природе известны около 40 химических элементов, нобольшинство из них встречается очень редко табл. 1.

Таблица 1. Минералы — простые вещества и твердые растворы металлов

Медь Cu

Золото (Au, Ag, Cu)

Серебро (Ag, Au)

Куб.

----

----

3

2, 5

3

Феррит α-Fe

Тэнит γ-Fe

Куб.

----

-

5

Платина Pt

Осмий Os

Иридий Ir

Осмирид (Ir, Os)

Родий Rh

Палладий Pd

Куб.

Гекс.

Куб.

----

----

----

4

-

-

-

-

4, 5

Цинка

Свинца

Висмута

Мышьяка

Алюминий Al

Цинк Zn

Свинец Pb

Висмут Bi

Мышьяк As

Куб.

Гекс.

Куб.

Триг.

----

-

-

1, 5

2

3, 5

Графит С

Алмаз С

Лонсдейлит С

Чаоит С

Гекс.

Куб.

Гекс.

----

1, 5

10

 -

 -

Нахождениеэлементов в самородном виде связано со строением их атомов, имеющих устойчивыеэлектронные оболочки. Химически инертные в природных условиях элементыназываются благородными; самородное состояние для них является наиболеехарактерным. К ним относятся золото Au, серебро Ag, платина Pt и элементы группы платины. Оченьчасто в самородном состоянии встречаются углерод С, сера S и медь Cu.

Режевстречаются так называемые полуметаллы: мышьяк As, сурьма Sb,висмут Bi, иридий Ir. Такие минералы как железо Fe, свинец Pb,олово Sn, ртуть Hg, встречаются как самородные крайне редко и нахождение ихпредставляет лишь научный интерес. Некоторые элементы (хром, алюминий) вообщене встречаются в самородном виде.

2. Сульфиды

Сернистыхи аналогичных им минералов насчитывают более 200 видов, но общее содержание ихв земной коре невелико и не превышает 0.15%.

Схимической точки зрения они являются в основном производными сероводорода h3S. В некоторых редких минералах место серы занимают Se и Te. По аналогии с сульфидами также выделяют арсениды и антимониды.Во всех этих соединениях широко развиты изоморфные замещения одних элементовдругими.

Наибольшеераспространение имеют дисульфиды и сульфиды железа, на долю которых приходитсяоколо 4/5 всех сульфидов табл. 2. Обычными сульфидами являются сульфиды меди,свинца, цинка, серебра, сурьмы и т.д. В виде изоморфных примесей в составсульфидов входит целый ряд редких и рассеянных элементов, не образующихсамостоятельных минералов.

Таблица 2. Главнейшие минералы – сернистые соединенияи их аналоги

Аргентит

Халькозин

Галенит

Алабандин

Сфалерит

Троилит

Пирротин

Никелин

Ag2S

Cu2S

PbS

MnS

(Zn, Fe)S

FeS

FeS

NiAs

Ромб.

----

Куб.

----

----

Гекс.

Мон.

Гекс.

2-2, 5

2-3

2-3

3, 5-4

3-4

3-4

4

5

Киноварь

Стибнит

Висмутин

HgS

Sb2S3

Bi2S3

Триг.

Ромб.

----

2-2, 5

2-2, 5

2-2, 5

Реальгар

Аурипигмент

Молибденит

AsS

As2S3

MoS2

Мон.

Ромб.

Гекс.

1, 5-2

1-2

1

Координационная

Слоистая

Пентландит

Халькопирит

Станнин

Кёстерит

Борнит

Ковеллин

Fe5Ni4S8

CuFeS2

Cu2FeSnS4

Cu4Zn2Sn2S8

Cu5FeS4

CuS = Cu2CuS(S2)

3-4

3-4

3-4

4

3

1, 5-2

Сульфидыза небольшим исключениями имеют металлический блеск, большую плотность иневысокую твёрдость. Встречаются они в виде кристаллов, друз, чаще — в видесплошных зернистых масс и вкрапленников.

Происхождениесульфидов главным образом гидротермальное, а также магматическое, скарновое идля некоторых экзогенных — осадочное.

Приокислении сульфиды разлагаются и легко переходят в различные вторичныеминералы: карбонаты, сульфаты, окислы и силикаты, устойчивые в поверхностныхусловиях.

Сульфидыимеют большое практическое значение — это важнейшие руды свинца, цинка, меди,серебра, никеля и других металлов.

Поструктурному принципу среди сульфидов можно выделить сульфиды координационной,цепочечной, слоистой и других структур. Так, например, сульфиды можноклассифицировать, выделяя структурные мотивы: координационный, островной,цепочечный, слоистый.

3. Окислы

Окислы- соединения элементов с кислородом, в гидроокислах присутствует также вода. Вземной коре на долю окислов и гидроокислов приходится около 17%, из них на долюкремнезёма (SiO2) около 12.5%.

Наиболеераспространёнными минералами этой группы являются окислы кремния, алюминия,железа, марганца и титана табл. 3.

Таблица 3. Главные минералы – оксиды

Куприт

Тенорит

Корунд

Гематит

Уранинит

Торианит

Кварц

Тридимит

Кристобалит

Стишовит

Анатаз

Кассситерит

Пиролюзит

Cu2O

CuO

Al2O3

Fe2O3

UO2

ThO2

SiO2

SiO2

TiO2

TiO2

SnO2

MnO2

Куб.

Мон.

Триг.

----

Куб.

----

Триг., гекс.

Ромб., гекс.

Тетр., куб.

Тетр.

----

----

----

----

3, 5 –4

 3, 5

 9

 5, 5-6

 5-6

 6, 5

 7

 6-7

 6, 5-7

 -

 6

 5-6

 6-7

 5-6

Шпинель

Магнетит

Хромит

FeTiO3

MgAl2O4

FeFe2O4

FeCr2O4

Триг.

Куб.

----

----

 5-6

 8

 5, 5-6

 5, 5-7, 5

Вкристаллических структурах минералов класса окислов катионы металлов находятсяв окружении анионов кислорода (в окислах) или гидроксила (в гидроокислах).Среди окислов можно выделить простые окислы, в которых отношения междукатионами и анионами изменяются в пределах от 2:1 до 1:2 (R2O, R2O3, RO2) и сложные окислы, для которыххарактерны двойные соединения типа RO*R2O3.

Происхождениеминералов класса окислов различное — магматическое, пегматитовое,гидротермальное, но большинство окислов образовалось в результате экзогенныхпроцессов в верхних слоях литосферы. Многие эндогенные минералы привыветривании разрушаются и переходят в окислы и гидроокислы.

Физическиесвойства окислов различны: для большинства из них характерна высокая твёрдость.Минералы класса окислов имеют большое практическое значение.

4. Карбонаты и сульфаты

Карбонаты- многочисленная группа минералов, которые имеют широкое распространение. Вструктурном отношении все карбонаты относятся к одному основному типу — анионы[CO3]2- представляют собой изолированныерадикалы в форме плоских треугольников.

Большинствокарбонатов безводные простые соединения, главным образом Ca, Mg и Fe скомплексным анионом [CO3]2-. Менее распространенысложные карбонаты, содержащие добавочные анионы (OH)-, F- и Cl-. Среди наиболее распространённых безводных карбонатовразличают карбонаты тригональной и ромбической сингоний. Карбонаты обычно имеют светлую окраску: белую, розовую, серуюи т.д., исключение представляют карбонаты меди, имеющие зелёную или синююокраску. Твёрдость карбонатов около 3-4.5; плотность невелика, за исключениемкарбонатов Zn, Pb и Ba.

Важнымдиагностическим признаком является действие на карбонаты кислот (HCl и HNO3), от которых они в той или иной степени вскипают свыделением углекислого газа. По происхождениюкарбонаты осадочные (биохимические или химические осадки) илиосадочно-метаморфические минералы; выделяются также поверхностные, характерныедля зоны окисления и иногда низкотемпературные гидротермальные карбонаты.

Сульфаты- соли серной кислоты. Они имеют светлую окраску, небольшую твёрдость, многиеиз них растворимы в воде.

Основнаямасса сульфатов имеет осадочное происхождение — это химические морские иозёрные осадки. Многие сульфаты являются минералами зоны окисления, известнысульфаты и как продукты вулканической деятельности. Различают сульфаты безводные, водные и сложные, содержащиекроме общего для всех анионного комплекса [SO4]2- также добавочные анионы (ОН)-.

5. Силикатыи их аналоги

Класссиликатов и их аналогов является самым большим по числу минеральных видов – кнему относится 30% от их общего числа. В целом силикаты и алюмосиликаты слагаютоколо 75 об.% земной коры, при этом наиболее распространены полевые шпаты – наих долю приходится около 40-45 об.% литосферы. За ними по распространенностиследуют слюды, пироксены, амфибиолы и гранаты. В соответствии сраспространенностью химических элементов главными катионами в силикатах и иханалогах являются K, Na, Ca, Mg, Fe. Значительна также роль алюминия,который, как показали рентгеноструктурные исследования, может выступать как вкачестве катиона, так и входить в анионный радикал минералов.

Выявленыследующие черты строения силикатов и их аналогов.

1. Вовсех силикатах атомы кремния имеют по отношению к кислороду четвернуюкоординацию, они образуют вместе с кислородом, как в кварце, кремнекислородныететраэдры (SiO4)4- (cм. рис. 1). Связикремния с кислородом смешанные ионно-ковалентные, с разной степенью ионности вминералах разной структуры и с разными катионами.

2.Кремнекислородные тетраэдры могут быть одиночными, и тогда они соединяются вобщей структуре минерала через катионы, но могут и полимеризоваться, образуяразличные анионные группировки.

3.Алюминий в силикатах может быть катионом, занимая позиции в октаэдрическихпустотах между кислородом, и может входить в тетраэдры (AlO4)5-, занимая в структуре минералов позиции, адекватные скремнием. Например, в каолините Al2(Si2O5)(OH)4алюминий является катионом и имеет координационное число шесть, а в микроклине K(AlSi3O8) онвходит в анионный радикал минерала. Есть минералы, в которых алюминийпредставлен и как катион и входит в анионный радикал, например в слюдемусковите KAl2(AlSi3O10)(OH)2.Размер тетраэдров (AlO4)5- и его конфигурация иные, чем у групп (SiO4)4-, характер химических связей также отличен. Поэтому имеетсяпредел замещения Si4+ Al3+

Установлено,что в силикатах может замещаться алюминием не более половины кремния втетраэдрах. Значит, предельны по составу алюмосиликаты типа анортита Ca(Al2Si2O8), нефелина Na(AlSiO4) и т. п.

4.Помимо кремнекислородных анионных радикалов во многих силикатах иалюмосиликатах есть дополнительные анионы — OH-, (CO3)2-,(SO4)2-,(S2)2-, (BO3)3-, (P2O7)4- и др.

/>

Рис.1. Тетраэдр (SiO4) в двух изображениях.

Классификациясиликатов и их аналогов производится по их структурам. Так выделяют шестьподклассов: островные, кольцевые, цепочечные, ленточные, слоистые, каркасные.

5.1 Островные силикаты

Средисиликатов это наиболее многочисленный подкласс минералов. Его характернымипредставителями являются оливин (Mg, Fe)2(SiO4), альмандин Fe3Al2(SiO4)3, гроссулярCa3Al2(SiO4)3, топаз Al2(SiO4)F2, эпидот Ca2(Al,Fe)(SiO4)(Si2O7)O(OH). Силикаты это подкласса имеютразнообразный состав – это минералы магния, железа, кальция, марганца, титана,алюминия, редких земель, тория, циркония, ниобия и др., ни в одном другом подклассенет такого разнообразия катионов. К этому подклассу относятся также совсемособые по составу и структуре минералы, очень редкие в природе – этосиликофосфаты, в них имеются дополнительные радикалы (P2O7)4- и (PO4)3- (например, ломоносовит с приблизительной формулой Na5Ti2(Si2O7)(PO4)O2 и силикокарбонаты (сперрит Ca5(SiO4)2 (CO3) и др.)).

Кристаллохимическоесвоеобразие минералов подкласса островных силикатов определяется сочетаниемдвух факторов: а) присутствием в них орто- и диортогрупп — (SiO4)4- и (Si2O7)6-, б) большой ролью в их составе катионов октаэдрическойкоординации с радиусом от 0,060 до 0,080 нм (Ti4+-0,064; Fe3+-0,067; Nb5+-0,069; Mg2+-0,078; Fe2+-0,082 нм, по В. Гольдшмидту), главными из них являютсямагний и железо. Благодаря такому сочетанию типичных для плотнейшей упаковки еётетраэдрических и октоэдрических полиэдров, структуры островных силикатовнаиболее компактны и прочны среди силикатов других подклассов. Кромеперечисленных катионов большую роль, но не во всех, а в некоторых островныхсиликатах играют относительно крупные катионы восьмерной (и более) координации– Ca2+ (0,016 нм), Na+ (0,098 нм), Ce3+(0,018 нм). Ихкоординационные полиэдры несоразмерны с октаэдрами и тетраэдрами. Структуратаких минералов, за малым исключением (гроссуляр), менее компактна.

Характернаяособенность алюминия в островных силикатах заключается в том, что он всегдазанимает октаэдрические позиции и является в этих силикатах катионом.Разнообразие катионов, их разные радиусы и свойства приводят к усложнениюкристаллических структур островных силикатов и часто к вхождению в нихдополнительных анионов F- и (OH)-. Особенно характерны такие анионыдля силикатов, содержащих одновременно группы (SiO4)4- и (Si2O7)6- и резко различающиеся по металлическим свойствам катионы: Ca2+ и Ti4+ (титанит), Ca2+ и Al3+ (эпидот), K+, Na+ и Ti4+ (лампрофиллит). Дополнительныеанионы характерны также для силикатов, в состав которых входят только группы (SiO4) и алюминий в качестве катиона, — топаз Al2(SiO4)F2, кианита Al2(SiO4)O<sub/>идр.

Переченьглавнейших островных силикатов приведен в табл. 4.

/>

Шерл

Рубеллит

NaFe3Al6(Si8O18)(BO3)3(OH)4

Na(Li1,5Al1,5)Al6(Si6O18)(BO3)3(OH)4

Триг.

----

7-7,5

7-7,5

Берилла

Эвдиалита

Кордиерита

Берилл

Эвдиалит

Кордиерит

Be3Al2(Si6O18)

Na12Ca6(Fe, Mn)3Zr3(Si3O9)2(Si9O24(Oh4))2

(Mg, Fe)2Al3(AlSi5O18)*nh3O

Гекс.

Триг.

Ромб.

7,5-8

5-5,5

7-7,5

5.3 Цепочечные и ленточные силикаты

К подклассам цепочечных иленточных силикатов относятся в первую очередь главные породообразующиеминералы – пироксены (диопсид, геденбергит, эгирин и др.) и амфибиолы(актинолит, роговая обманка и др.), а также ряд менее распространенныхминералов. Имеется много черт подобия пироксенов и амфибиолов по структуре исоставу, по морфологии их кристаллов и физическим свойствам, но есть исущественные различия, опять же вытекающие из особенностей структуры и состава.

Пироксены и амфибиолы имеют сходный, довольно простой химический состав.Чаще всего силикаты магния либо двойные соли магния и кальция, во многихминералах кроме них обязательно присутствует натрий. Итак, в основном триэлемента – магний, кальций и натрий – в разных сочетаниях. В качествепостоянной изоморфной примеси в позициях магния размещается железо, иногдаполностью вытесняя магний. В некоторых случаях, обычно в ассоциации с натрием,в пироксены и амфибиолы входит алюминий, занимая или позиции магния, иливнедряясь в радикал в позиции кремния. Наконец, есть редкие литиевые пироксеныи амфибиолы.

Главным различием состава пироксенов и амфибиолов является обязательноевхождение в последние конституционной воды в форме дополнительных анионов (OH)-.

В структуре пироксенов имеются одинарные цепочки (Si2O6)4-, в амфибиолах — ленты (Si4O11)6-с группами (OH)- в центре каждого кольца этой ленты.

Наиболее простые химические формулы следующих минералов:

/>

Зная эти формулы наизустьможно вывести из них все гипотетические и реальные составы пироксенов иамфибиолов. Так используя простую схему изовалентного изоморфизма Mg2+ Fe2+, получаем формулы:

/>

Главнейшие пироксены и ихформулы приведены в табл. 6. Однако в природе нет химически чистых пироксенов иамфибиолов, состав которых точно отвечал бы приведенным в этой таблицеформулам. Он всегда более сложен за счет явлений изоморфизма.

Силикаты:

магниевые

Mg(Si2O6)

Клиноэнстатит

Mg(Si2O6)

Антофиллит

Mg(Si8O22)(OH)2

Куммингтонит

Mg(Si8O22)(OH)2

Сподумен

LiAl(Si2O6)

Холмквистит

LiMg(Si8O22)

(OH)2

Клинохолмквистит

LiMgAL(Si8O22)(OH)2

Диопсид

CaMg(Si2O6)

Геденбергит

CaFe(Si2O6)

----

----

Тремолит

Ca2Mg5(Si8O22)(OH)2

Ферроактинолит

Ca2Fe5(Si8O22)(OH)2

----

----

Жадеит

NaAl(Si2O6)

Эгирин

NaFe(Si2O6)

----

----

Глаукофан

Na2Mg3Al3(Si8O22)(Oh3

Рибекит

Na2Fe3Fe2 (Si8O22)(OH)2

----

----

----

Авгиты

----

----

Жедрит

Mg6(Al, Fe)(AlSi7O22) (OH)2

Обыкновенные роговые обманки

Слоистые (листовые)силикаты. К подклассу слоистых (листовых)силикатов и алюмосиликатов относятся известные всем вещества – тальк, слюды,глинистые минералы и др. Многие из них являются породообразующими минераламиили используются в промышленности.

Различают листовыесиликаты (алюмосиликаты) с простыми и сложными сетками тетраэдров. Последниеявляются менее распространенными минералами.

Остовом структурыслоистых силикатов являются сетки кремнекислородных тетраэдров. Онирасполагаются параллельно друг другу и чередуются с плоскими сетками другогосостава, образуя пакеты слоёв. Все слоистые силикаты и алюмосиликаты имеют своиструктурные разновидности за счет разного смещения (сдвига) и разворота пакетовдруг относительно друга, что легко осуществляется в природе из-за малых силсвязей между пакетами. В итоге получаются минералы разных сингоний –моноклинной (чаще всего), гексагональной, ромбической, тригональной,триклинной. Такие структурные разновидности слоистых силикатов называют политипами.Некоторые из них устойчивые только при определённых давлениях и температурах иобразуются только в определённой химической обстановке. Политипия, как видно,является частным случаем полиморфизма.

Главные группы слоистыхсиликатов и алюмосиликатов представлены в табл. 7.

Таблица 7. Главныеминералы – слоистые силикаты и алюмосиликаты.

Внутрипакетный

(октаэдрический) катион

Mg2+

Al3+

Нет

----

Серпентин

Тальк

Каолинит

Пирофиллит

(Комплекс)n+

K+

K+

Ca2+

(Комплекс)n+

(Комплекс)n+

Монтмориллонит

 ФлогопитМусковит

Хрупкие слюды

Гидрослюды

Хлориты

Требует пояснения монтмориллонит: некоторые минераллы группымонтмориллонита являются силикатами, другие – алюмосиликатами.

Каркасные алюмосиликаты. Многие из силикатов этого подкласса относятся кчислу породообразующих и наиболее распространенных в природе минералов. Впервую очередь это полевые шпаты – главные составные части гранитов, габбро,гнейсов и других горных пород. К этому же подклассу минералов относятся нефилин(основной минерал некоторых щелочных горных пород), лейцит (обычная минеральнаяфаза в базальтоидах). Среди них есть и ценное нерудное сырье (микроклин,цеолиты), и минералы-руды некоторых минералов – нефелин (руда на алюминий),поллуцит (руда на цезий).

В состав каркасных алюмосиликатов большей частью входят катионы калия,натрия, кальция. «Рыхлость» каркасной структуры допускает частоевхождение в них дополнительных анионов (Cl-,CO32- ,SO42- и т. д.) и конституционной воды в виде молекул h3O.

Структуры каркасных алюмосиликатов сложные и многообразные: имеется многоразных вариантов сочленения тетраэдров в трехмерном пространстве. В полевомшпате тетраэдры группируются по восемь и четыре – эти группы, соединяясь,образуют каркас с тремя типами «полостей» диаметром 0,15-0,28 нм, внекоторых из них располагаются катионы. В нефелине все полости одиноковые исовсем другой конфигурации, они тоже заняты катионами. Каркасные алюмосиликатыс большими «полостями» (цеолиты, скаполиты, канкринит и др.) нередкосодержат в себе целые группы и комплексы ионов и молекул, иногда свободнообменивающихся с окружающий кристалл средой.

Состав каркаса разный, с соотношением Al: Si, равным то 1: 1(как в нефелине и др.), то 1: 3 (как вканкрините и др.). Есть минералы, например полевые шпаты ряда альбит – анортит(см. рис. 2), минералы ряда скаполита с меняющимся соотношением количествалюминия и кремния. Главнейшие каркасные алюмосиликаты приведены в табл. 8.

/>

Рис. 2. Ряды плагиоклазов при разных температурах

Таблица 8. Главные минералы — каркасные алюмосиликаты

подгруппа

калиевых

полевых

шпатов

Микроклин

Ортоклаз

Санидин

K(AlSi3O8)

(KAlSi3O8)

(K, Na)(AlSi3O8)

Трикл.

Мон.

-----

6

6

6

подгруппа

кальциево-натриевых полевых шпатов

Анортит

Na(AlSi3O8)

Ca(Al2Si2O8)

Трикл.

-----

6-6,5

6-6,5

Данбурита

Лейцита

Данбурит

Лейцит

(CaB2Si2O8)

K(AlSi2O8)

Cs(AlSi2O8)

Ромб.

Тетр.

Куб.

7-7,5

5-6

6

Нефелин

Кальсилит

Na3K(AlSIO4)4

K(AlSiO4)

Гекс.

----

5-6

5-6

Мариалит

Мейонит

Na4(AlSi3O8)3Cl

Ca4(Al2Si2O8)(SO4, CO3)

Тетр.

----

5-5,5

5,5-6

Канкринита

Содалита

Канкринит

Содалит

Лазурит

Na3Ca(AlSiO4)3(CO3,SO4)*1,5h3O

Na4(AlSiO4)3Cl

Na3Ca(AlSiO4)3(SO4, S2)

Гекс.

Куб.

----

5-5,5

5,5-6

5,5

Стильбит

Гейландит

Анальцим

Шабазит

Натролит

Клиноптилолит

Филлипсит

Ca0, 5Na(Al2Si7O18) * 7h3O

Ca(Al2Si7O18) * 6h3O

Na(AlSi2O6) * h3O

Ca0, 5(AlSi2O6) * 3h3O

Na2(Al2Si3O10) * nh3O

Na(AlSi8O18) * 6h3O

CaNa4(Al6Si10O32) * 12h3O

Мон.

----

Куб.

Триг.

Ромб.

Мон.

----

3,5-4

4

5-5,5

4-5

5-5,5

3,5

4-4,5

8.Изоморфизм

Уже давно исследователи обратили внимание на то, что многие подобные посоставу и внешней форме вещества могут образовывать кристаллы переменногосостава. Эти наблюдения были обобщены в 1819 г. немецким химиком Э.Митчерлихом. Исследуя соли фосфорной и мышьяковой кислоты – Na2[HAsO4] * 12h3Oи Na2[HPO4] * 12h3O, он установил, что они обладаютпочти тождественной кристаллической формулой, образуя смешанные кристаллы. Этоявление было названо им изоморфизмом (от греч. исос – одинаковый и морфэ –форма). Позже, по аналогии с жидкими системами, их стали называть твердымирастворами. В минералогии они получили название смешанных кристаллов или изоморфныхсмесей. Кроме этого, было установлено, что многие минералы часто содержатнезначительные примеси различных химических элементов, которые обусловленызакономерным вхождением их в кристаллическую решетку минерала– хозяина. Такиепримеси получили название изоморфных.

Наблюдения и эксперименты позволили дать современное определениеизоморфизму, под которым следует понимать явление взаимного замещения атомов иионов в узлах кристаллической решетки без нарушения ее строения. Результатомизоморфизма являются изоморфные смиеси и изоморфные смеси химических элементовв минералах.

Одной из общих причин вхождения в минералы незначительных изоморфныхпримесей является, вероятно низкая концентрация элементов в минералообразующейсреде. Значительная недосыщенность среды такими элементами, их рассеяние непозволяет им образовывать кристаллические сетки своих собственных минералов и онивынуждены при соответствующих термодинамических условиях входить вкристаллические решетки этих минералов.

Минералы в виде изоморфных смесей весьма распрстранены в природе. Частоони образуют непрерывные изоморфные ряды от одного состава к другому. Такойизоморфизм называется совершенным, или неограниченным.

Примером совершенного изоморфизма является очень важная группа полевыхшпатов, получившая название плагиоклазов. Плагиоклазы представляют собойнепрерывный изоморфный ряд, крайними членами которого являются альбит (Na[AlSi3O8]) и анортит (Ca[Al2Si2O8]). В табл. 9 приведены чащевсего встречающиеся смеси альбита (Ab) и анортита (An). Получившие специальные названия.

Таблица 9. Изоморфный ряд плагиоклазов.

Альбит

Олигоклаз

Андезин

Ab100

Ab90An10

Ab70An30

Ab90An10

Ab70An30

Ab50An50

Лабрадор

Битовнит

Анортит

Ab50An50

Ab30An70

Ab10An90

Ab30An70

Ab10An90

 An100

Приведенные в табл. 10 главнейшие свойства этих минералов показывают, чтокаждое из них представляет среднее из величин, отвечающих крайним членам ряда,и что физические свойства изменяются пропорционально изменению состава.

Таблица 10. Изменение свойств в изоморфном ряду плагиоклазов.

Альбит

Олигоклаз

Андезин

Лаборадор

Битовнит

Анортит

1, 5282

1, 5388

1, 549

1, 5588

1, 564

1, 5756

1, 3524

1, 5428

1, 553

1, 5583

1, 569

1, 5838

1, 5387

1, 5463

1, 557

1, 5632

1, 573

1, 5884

2, 61

2, 64

2, 67

2, 69

2, 72

2, 75

Ограниченные изоморфные смеси при изменении термодинамических условий(особенно при понижении температуры) могут распадаться на составные компоненты.Это явление получило название распада твердых растворов. Так, например,щелочные полевые шпаты K(AlSi3O8) и Na(AlSi3O8) привысоких температурах образуют непрерывный изоморфный ряд, а при охлаждениираспадаются на две фазы: одну с преобладающим содержанием калия и другую спреобладающим содержанием натрия. В пределах каждой фазы возникают взаимныепрорастания, известные под названием пертитов и антипертитов.

В настоящее время в минералах, которые являются ионными соединениями,выделяют изовалентный и гетеровалентный (от греч. гетерос – другой, различный) изоморфизм.При изовалентном изоморфизме замещение происходит как бы «ион за ион»(например, K+ — Rb+;Ca2+ — Sr2+;Al3+ — Ga3+ и т.д.). При гетеровалентном изоморфизме замещения совершаются с компенсациейзарядов взаимозамещающихся ионов по таким схемам:

1. Без изменения количества структурных единиц (пара за пару):

Ca2++ Al3+ — Na+ + Si4+; 2Mg2+ — Al3+ + Li+.

2. С изменением количества структурных единиц:

2Al2+ — 3Mg2+; Si4+ — Na+; 2Na+ — Ca2+

При гетеровалентномизоморфизме взаимозамещаемость, как правило, совершается только тогда, когдаразница зарядов между ионами не более единицы. Если разница зарядов превышаетединицу, границы изоморфизма весьма суживаются, вплоть до практически полногоотсутствия изоморфных замещений.

В типичных ионныхструктурах с незначительным участием ковалентной связи важное значениепринадлежит величине ионных радиусов. Последнее нашло свое выражение в законе Гримма– Гольдшмидта, гласящим что «изоморфная смесимость (при температурах,лежащих не очень близко к температурам плавления) в значительной степени проявляетсяв том случае, если радиусы соответствующих структурных единиц отличаются одинот другого приблизительно не более чем на 15 % ( в процентах от меньшегорадиуса)».

Иногда в природе мы встречаемся с явлениями, когда один атом или ионлучше замещает другой атом или ион в его соединениях, чем наоборот.

А. Е. Ферсман назвалтакой вид изоморфизма направленным или полярным. Он установил такой рядхарактерных пар элементов:

/>

В этом ряду каждый элемент, стоящий выше, замещается тем, которыйнаходится под ним, но не наоборот. Явление полярного изоморфизма А. Е. Ферсманобъясняет энергетикой ионов табл. 11.

R1 (А)

R2(А)

Ca2+

Mg2+

Fe2+

Sc3+

Ti4+

K+

Na+

1, 04

0, 74

0, 80

0, 83

0, 64

1, 33

0, 98

1, 75

2, 10

2, 12

4, 65

8, 40

0, 36

0, 45

Y+

Sc3+

Sc3+

Zr4+ (Hf 4+)<sup/>

Nb5+(Ta5+)

Pb2+

Ca2+

0, 97

0, 83

0, 83

0, 82

0, 66

1, 26

1, 04

3, 95

4, 65

4, 55

7, 85

13, 60

1, 65

1, 75

2, 20

2, 55

2, 53

3, 20

5, 20

1, 29

1,30

Изоморфизм имеет большоенаучное и практическое значение, так как в значительной мере определяетхимические и структурные особенности минералов. Кроме того, знание законовизоморфизма позволяет шире использовать редкие и рассеянные примеси, носителямии концентраторами которых являются минералы.

Если изоморфное замещениебудет совершаться атомами и ионами разного размера в аналогичных по составуструктурах, в них может произойти резкое изменение структуры вплоть до переходакатионов в новую координацию. Такое явление получило название морфотропии, аряды минералов, связанных морфотропными переходами, называют изодиморфнымирядами. В табл. 12 приведен изодиморфный ряд карбонатов группы кальцита –арагонита. В этом ряду минералов предел морфотропного преобразования проходитчерез Ca[CO3]: все карбонаты двухвалентных катионов, ионный радиускоторых меньше радиуса Ca2+,

Кристаллизуются вструктуре кальцита, а карбонаты с большими, чем у Ca2+, катионами – в структуре арагонита.

Таблица 12. Изодиморфныйряд карбонатов.

Магнезит

Сферокобальтит

Сидерит

Смитсонит

Отавит

Кальцит

Mg[CO3]

Co[CO3]

Fe[CO3]

Zn[CO3]

Mn[CO3]

Cd[CO3]

Ca[CO3]

0, 74

0, 78

0, 80

0, 83

0, 91

0, 99

1, 04

Арагонит

Церрусит

Витерит

Ca[CO3]

Sr[CO3]

Pb[CO3]

Ba[CO3]

1, 04

1, 20

1, 26

1, 38

Морфотропныепреобразования сужают пределы изоморфного замещения и ведут к образованиюразрыва в рядах изоморфных смесей. В двух соединениях с разной структуройявление совершенного изоморфизма совершаться не может.

Таим образом,взаимозамещаемость атомов и ионов наблюдается чаще всего в тех случаях, когдаони строят сходные по размерам и структурным мотивам кристаллические решетки.Однако в минералогии часто встречаются явления, когда атомы и ионы образуютблизкие кристаллические решетки, но не образуют изоморфных замещений. Например,такие ряды, как галит (NaCl)- галенит (PbS), — периклаз (MgO) и кальцит (Ca[CO3]) – натриева селитра (Na[NO3]), имеют одинаковые структуры в пределах каждого ряда, но ихионы не образуют взаимозамещений. Такое явление называется изоструктурностью,или изотипией, а минералы, принадлежащие к одинаковыми структурным типам-изоструктурнымиили изотипными.

Внешним проявлениемизоструктурности видов при различном их хими-ческом составе является такназываемый изогонизм (от греч. гониа – угол), сущ-ность которого заключается водинаковой симметрии изоструктурных минералов, а также в близких геометрическихконстантах и формах.

Изогонизм можнопродемонстрировать на примере кристаллов кальцита (Ca[CO3]) и натриевой селитры (Na[NO3]), которые обладают большим геометрическим сходством. Обаэти вещества кристаллизуются в ромбоэдрах с углами между ребрами,пересекающимися на тройной оси: 101о55’- для кальцита и 102о 41,05’ –для селитры. Если в раствор одного из таких веществ поместить ромбоэдр другого,то он начнет как бы дорастать, но из смешанного раствора оба минерала будуткристаллизоваться раздельно в виде зернистого агрегата.

9. Полиморфизм

Явление автоморфотропии, т. е. существование химического соединения вдвух или нескольких модификациях, различающихся между собой кристалическимиструктурами, а следовательно, и физическими свойствами, это не что иное, какоткрытый в 1821 г. немецким ученым Э. Митчерлихом полиморфизм.

Полиморфизм – одно из основныхсвойств кристаллического вещества – заключается в приспособлении структуры кменяющимся внешним условиям среды, т. е. это реакция кристаллического веществана изменение физико-химических условий. И поскольку полиморфные превращенияможно считать фазовыми превращениями, аналогичными переходу из одногоагрегатного состояния в другое, то они подчиняются всем законам физическойхимии.

Полиморфизм простыхвеществ – элементов (S, C, P) часто называют аллотропией. Для различныхполиморфных модификаций одного и того же вещества приняты буквенные обозначенияα, β, γ и пр. Так, для железа известны модификации: α-Fe, β-Fe, γ-Fe,δ-Fe, отличающиеся как структурой так ифизическими свойствами.

Полиморфные превращения,которые происходят при изменении температуры, но при постоянном давлении,делятся на две большие группы: энантиотропные (обратимые) и монотропные(необратимые) (от греч. энантиос – противоположный, тропос – изменение).

При энантиотропномпревращении точка перехода из одной модификации в другую лежит ниже температурыплавления вещества, т. е. существует температура, (при определенном давлении),при которой обе модификации находятся как бы в равновесии. Это превращениеобратимо (двустороннее): ниже температуры перехода устойчива одна модификация,выше – другая.

Например, известны двемодификации серы: ромбическая и моноклинная. Точка перехода одной модификации вдругую соответствует T =95, 6 оC, т. е. охлаждение приводит кромбической структуре, нагревание – к моноклинной.

Для кварца SiO2 также известны две модификации:низкотемпературная

(α-кварц) ивысокотемпературная (β-кварц). Переход одной модификации в другуюпроисходит легко при Т=573оC с изменением симметрии. Известны иболее многочисленные системы полиморфов. Так, например, существует тримодификации TiO2 — рутил, брукит, анатаз. В трехполиморфных модификациях находится в природе вещество состава Al2O3 * SiO2 – это кианит, андалузит, силлиманит.

 Минералы с четковыраженной точкой полиморфного перехода могут служить температурнымииндикаторами – геологическими термометрами.

При монотропномпревращении точка перехода из одной модификации в другую лежит выше температурыплавления данного вещества. Эти переходы не обратимы, точнее, обратный переходможет осуществиться лишь через разрушение структуры – через жидкое илигазообразное состояние. Например, одна из модификаций Ca[CO3] – арагонит – при нагревании дотемпературы выше 400оC при нормальном давлении переходит вкальцит. Однако охлаждение последнего к образованию арагонита не приводит.Также, из двух известных модификаций углерода – графита и алмаза, связанных монотропнымпереходом, не устойчив алмаз, который при повышенных температурах переходит вграфит. Однако подобны превращения практически настолько замедленны, что при обычныхP, T – условиях существуют обе модификации.

По структурному признаку выделяютнесколько типов полиморфных превращений. Наблюдаются превращения, в которых незатронута первая координационная сфера. Например, при переходе от ромбическоймодификации серы к моноклинной.

Другой тип полиморфизмапредполагает изменение первой координационной сферы. К этому типу относятсятакие переходы, как графит – алмаз.

Существуют полиморфныепереходы, связанные с вращением отдельных групп атомов или молекул. Например, впроизводной от NaCl структуре NaCN атомы натрия расположены так же, какв структуре NaCl, а центры группы (гантели) CN совпадают с позициями ионов Cl. При повышении температуры гантели CN начинают свободно вращаться,имитируя сферическую симметрию, что повышает симметрию всей структуры кристаллаNaCN до кубической (структурный тип NaCl).

Заключение

Распространение минералов в природечрезвычайно широко. Вся земная кора, все горные породы и месторождения полезныхископаемых состоят из минералов.

Размерыминеральных индивидов могут быть от больших, масса которых несколько тонн(полевой шпат, кварц), до мельчайших зёрнышек, видимых только в микроскоп.Большинство минералов встречаются именно в виде мелких и мельчайших зёрнышек,образуя зернистую структуру магматических, осадочных и метаморфических пород.

Известно около 2200минералов, а число их названий с разновидностями более 4000. Последнееобъясняется тем, что многие минералы имеют несколько названий (синонимы). Крометого, разновидности минералов получают самостоятельные названия благодаряотклонениям от химического состава, цвета и других свойств.

Литература

1. Булах А.Г. Общая минералогия:Учебник. – 3-е изд. – СПб.: Изд-во С.-Петерб. Ун-та, 2002.

2. Загальская Ю. Г. «Кристаллография»:Учебник / под ред. Проф. В. С. Урусова. – М.: Изд-во МГУ, 1992г.

3. Лазаренко Е. К. Курс минералогии.Учебник для университетов. М.: «Высшая школа», 1971.

4. Миловский А. В. «Минералогияи петрография»: Учебник для техникумов. 5-е изд., перераб. и доп. – М.:Недра, 1985.

www.ronl.ru

Смотрите также

• 
  Витамин b12 реферат
• 
  Василий кандинский реферат
• 
  Анималистический жанр реферат
• 
  Реферат альфред вегенер
• 
  Республика парламентская реферат
• 
  Реферат карнеги дейл
• 
  Экономика бельгии реферат
• 
  Чистая монополия реферат
• 
  Холодные супы реферат
• 
  Сувенирная продукция реферат
• 
  Реферат теорема виета