Современная кристаллография и минералогия

Проекция вертикальной оси совпадает с центром круга проекций.

Если плоскость симметрии занимает вертикальное положение, то её стереографическая проекция изображается прямой линией, отвечающей одному из диаметров круга проекций (рис. 3.4).

Рис. 3.4 Стереографические проекции плоскостей симметрии: а - Р перпендикулярна плоскости проекции; б - Р располагается горизонтально; в Р наклонена под косым углом к плоскости

Горизонтальная плоскость симметрии, совпадающая с плоскостью проекций, представляется кругом проекций, а проекция косо расположенная в плоскости симметрии отвечает круговой дуге (рис. 3.4).

Проекции плоскостей симметрии на чертежах принято изображать двойными линиями.

Перейдем далее к проектированию граней кристаллов.

Пусть нам задан некоторый кристаллический многогранник в виде прямой призмы. На рис. 3.5 основания этой призмы расположены перпендикулярно горизонтальной плоскости проекций Q, проходящей через центральную точку призмы О, из которой описана вокруг многогранника сферическая поверхность.

Чтобы спроектировать грань А, опускаем на неё перпендикуляр из центра проекций и продолжаем его до пересечения с поверхностью сферы. Точку а1 этого пересечения соединяем лучом с нижним полюсом шара проекций. В результате пересечения луча зрения с плоскостью проекций получим точку а, которая является гномостереографической проекцией грани А.

Таким образом, проекцию грани кристалла получают как стереографическую проекцию нормали к ней и изображают точкой.

Описанным выше способом проектируем и остальные грани призмы. При этом перпендикуляры к вертикальным граням В и Е оказываются лежащими в плоскости проекций Q и поэтому они проектируются на сам круг проекций (точки b и e). Нормали к горизонтальным граням C и F совпадают с осью проекций NS, вследствие чего они проектируются в центре круга проекций (точки f и c).

Нормаль к нижней наклонной грани D пересекает шар проекций в нижней полусфере. При использовании нижней точки зрения проекция этой нормали выходит за пределы круга проекций. Неудобство такого построения вынуждает в подобных случаях переносить точку зрения в верхний полюс шара проекций N. Благодаря этому проекция нормали к грани D тоже попадает внутрь круга проекций (точка ).

Чтобы отличить на чертеже проекции нормалей к верхним и нижним граням, первые обозначают чистыми кружками, а вторые - крестиками.

Таким образом, из вышеприведённых построений следует, что горизонтальные грани проектируются всегда в центре круга проекций, вертикальные грани, на самом круге проекций, а косые грани внутри круга проекций.

Рис. 3.5. Проектирование граней кристалла методом стереографических проекций (а); изображение проекций граней кристалла на плоскости проекции (б)

При этом, чем круче наклонена грань, тем ближе к кругу проекций располагается проектирующая её точка.

Если кристалл имеет центр инверсии, то около центра круга проекций ставится буква С.

Кристаллы кубической сингонии при проектировании принято ставить в положение при котором одна из этих осей совпадает с осью проекций. Две другие оси должны лежать в горизонтальной плоскости.

Кристаллы средней сингонии ориентируют так, чтобы главная ось симметрии располагалась вертикально.

Ромбические кристаллы ориентируют так, чтобы одна из осей второго порядка шла вертикально вверх, вторая на наблюдателя, третья слева направо.

Моноклинные и триклинные кристаллы ориентируют так, чтобы возможно большее количество их граней заняло вертикальное положение.

В качестве примеров на рис. 3.6 приведены проекции элементов симметрии граней трёх многогранников различных категорий.

Размещено на http://www.allbest.ru/

Рис. 3.6. Стереографические проекции элементов симметрии и граней:

а - многогранника, имеющего форму прямоугольника, б - правильной шестиугольной пирамиды, в - куба

4. УЧЕНИЕ О КРИСТАЛЛОГРАФИЧЕСКИХ СИМВОЛАХ

4.1 Закон рациональности двойных отношений (закон Аюи)

Закон рациональности двойных отношений является важнейшим законом кристаллографии, из которого вытекает всё учение о кристаллографических символах, применяемых для определения относительного расположения граней и рёбер кристаллов. Закон этот был впервые сформулирован французским кристаллографом Аюи (1723-1826) и поэтому его часто называют “законом Аюи”. Сущность закона Аюи состоит в следующем.

Выберем в кристалле три непараллельных ребра, пересекающихся в одной точке (рис. 4.1). Пусть две непараллельные грани пересекают все три ребра первая грань в точках А1,В1,С1, а вторая в точках А2,В2,С2.

Таким образом грань А1В1С1 отсекает на ребрах О1,О2,О3 отрезки ОА1, ОВ1 и ОС1, а грань А2В2С2 - отрезки ОА2, ОВ2 и ОС2.

Разделим отрезки отсекаемые на рёбрах одной гранью, на соответственные отрезки другой грани, а затем возьмём отношение трёх полученных дробей. В результате получим двойные отношения отрезков, которые можно заменить отношениями:

ОА2/ ОА1: ОB2/ ОB1: ОC2/ ОC1=m:n:p

где m,n,p- целые взаимно простые числа.

Это математическое выражение закона рациональности: “Двойные отношения отрезков, отсекаемых двумя любыми гранями кристалла на трёх пересекающихся рёбрах его, равны отношениям целых и сравнительно небольших взаимно простых чисел”.

Закон Аюи объясняется решётчатым строением кристаллов. Грани на рис. 4.1 соответствуют плоским сеткам, а рёбра рядам решётки.

Если а0 - промежуток ряда О1, b0-промежуток ряда О2, с0-промежуток ряда О3 (рис. 4.2), то отрезки сетки A1B1C1 равны:

ОА1=rа0, ОB1=sb0, ОC1=t c0,

где r,s,t- целые числа.

Отрезки сетки A2B2C2 равны:

ОА2=uа0, ОB2=vb0, ОC2=wc0,

где u,v,w- целые числа.

Если плоские сетки проходят через узлы, которые располагаются вне рядов, то в этом случае отрезки, отсекаемые плоскими сетками, состоят из дробного, но обязательно рационального числа промежутков.

Рис. 4.1 Грани А1В1С1 и А2В2С2 отсекают на ребрах О1, О2, О3 отрезки, отношения которых равны отношениям простых чисел

Рис. 4.2 Ребра О1, О2, О3 - ряды решетки. Грани А1В1С1 и А2В2С2 - плоские сетки



Размещено на http://www.allbest.ru/

Рис. 4.3 Для действительных граней кристалла двойные отношения отрезков равны отношениям небольших целых чисел

В формулировке закона Аюи указывается, что двойные отношения отрезков равны отношениям сравнительно небольших целых чисел. Этот момент объясняется законом Бравэ.

Предположим, что два непараллельных ребра пересекаются различными гранями. Пусть все они отсекают на ребре отрезок, равный одному промежутку ряда. Прямые А1В1, А1В2 и т. д. отвечают следам всех этих граней на плоскости (рис. 4.3).

Пользуясь законом Аюи, можно теоретически вывести все возможные грани кристалла.

4.2 Символы граней

Положение граней кристаллов определяется относительно некоторой системы координат, выбираемой так, чтобы координатные оси были параллельны рядам пространственной решётки.

Направления в кристалле, параллельные рядам его пространственной решётки принятые за оси координат, называют кристаллографическими осями.

Отрезки, отсекаемые гранью кристалла на кристаллографических осях, называют параметрами этой грани.

Грань, линейные размеры которой по всем кристаллографическим осям приняты за единицы измерения параметров остальных граней кристаллов, называется единичной гранью.

В общем случае каждая грань имеет свой масштаб.

На рис. 4.4 грань А0В0С0 принята в качестве единичной грани. Найдём число единичных отрезков

ОАx/ ОА0=р; ОBx/ ОB0=q; ОCx/ ОC0=r,

где числа p,q,r - числовые параметры грани.

Рис.4.4 Символ грани АхВхСх определяется из двойных отношений

Если взять обратное отношение имеем:

ОА0/ ОАx : ОB0/ ОBx : C0/ОCx= = h:k:l

где h,k,l-целые взаимно простые числа.

Эти числа называются индексами грани и служат характеристикой её положения в кристаллографической системе координат.

Индексами грани кристалла называются целые взаимно простые числа, обратно пропорциональные числовым параметрам этой грани.

Совокупность индексов данной грани, взятых в круглые скобки образует символ грани.

Как всякие координатные оси кристаллографические оси имеют положительные и отрицательные концы. В общем случае положительный конец направляется в сторону наблюдателя, вторая ось располагается горизонтально и её положительный конец направляют слева направо, а третью ось ориентируют вертикально вверх.

Частные случаи символов граней (рис. 4.4)

Рис. 4.4 Частные случаи символов граней

1. Символ (111) всегда отвечает единичной грани.

Символ единичной грани - (111) ,хотя, как уже указывалось выше, единичные отрезки на кристаллографических осях могут быть не равны друг другу.

2. В символе грани, параллельной какой-либо кристаллографической оси, индекс, соответствующий этой оси равен нулю.

3. Грань, пересекающая одну кристаллографическую ось и параллельная двум другим, имеет символ, один индекс которого равен единице, а два других - нулю.

4.3 Установка кристаллов

Выбор кристаллографических осей и единичной грани называется установкой кристалла.

От установки кристалла целиком зависят символы всех его граней. Поэтому выбор координатных осей и единичной грани должен быть подчинён определённым правилам с тем, чтобы установка кристалла была однозначной для каждого вещества.

Элементарной ячейкой называется наименьший параллелепипед повторяемости, обладающий сингонией данной решётки при максимальном числе равных углов между его рёбрами.

Каждая сингония характеризуется своей формой элементарной ячейки.

Элементарные ячейки разных веществ, кристаллизующихся в одной сингонии, отличаются линейными размерами своих рёбер.

Кристаллографические оси должны обязательно совпадать с направлениями рёбер элементарной ячейки, а единичная грань должна отсекать отрезки, пропорциональные длинам соответственных рёбер ячейки.

Таким образом, если установка кристалла сделана правильно, то углы между кристаллографическими осями будут равны углам между рёбрами.

4.4 Индексы плоских сеток

Положение плоских сеток относительно избранной системы координат численно характеризуют, как и положение граней кристалла, с помощью индексов. Индексы плоских сеток могут быть и целыми и дробными.

Три параметра (р, q и r) данной плоской сетки, измеренные промежутками координатных рядов, вполне определяют положение сетки в кристалле. Числа обратные числовым параметрам p,q,r плоской сетки, называются её индексами.

Совокупность индексов данной плоской сетки, взятая в круглые скобки, называется символом этой сетки.

Отношение индексов плоских сеток одной и той же серии постоянно и, как отношение рациональных чисел, всегда может быть представлено в виде отношения взаимно простых целых чисел. Эти числа называются индексами серии. Совокупность индексов серии, взятых без каких-либо знаков между ними в круглые скобки, называется символом серии или сериальным символом.

Так как индексы плоской сетки обратны её параметрам, то чем больше численные значения индексов символа сетки данной серии, тем ближе к началу координат расположена эта сетка. Плоская сетка, символ которой тождественен с сериальным символом, является среди всех плоских сеток данной серии или ближайшей к началу координат, или второй от него.

5. СИМЕТРИЯ ПРОСТРАНСТВЕННЫХ РЕШЁТОК

В кристаллах возможны только такие элементы симметрии, которые не противоречат свойствам пространственной решётки. Однако симметрия кристалла не тождественна симметрии его решётки, т.к. кристаллический многогранник конечная фигура, а пространственная решётка геометрический образ бесконечного протяжения.

Осью трансляции называется такое направление в бесконечной фигуре, при трансляции вдоль которого на некоторое определённое растояние фигура совмещается сама с собой.

Наименьшее растояние при перемещении на которое вдоль оси трансляции фигура самосовмещается, называется периодом трансляции.

Элементарными трансляциями в пространственной решётке являются промежутки рядов решётки.

Благодаря трансляции в пространственной решётке появляются новые элементы симметрии плоскость скользящего отражения и винтовые оси.

Плоскостью скользящего отражения называется плоскость, при отражении в которой и последующей трансляции вдоль неё на определённое расстояние фигура совмещается сама с собой.

Винтовой осью симметрии называется прямая линия, при повороте вокруг которой и последующей трансляции вдоль неё фигура совмещается со своим исходным положением в пространстве. Винтовые оси бывают 1-го, 2-го, 3-го, 4-го и 6-го порядка.

Отметим следующие особенности симметрии пространственных решёток.

1. Ряд решётки, параллельный оси симметрии, является осью симметрии.

2. Плоская сетка решётки, параллельная плоскости симметрии есть плоскость симметрии той же решётки.

3. Пространственная решётка всегда имеет бесконечно большое число центров инверсии, совпадающих с центрами элементарных ячеек.

4. В пространственных решётках всегда есть трансляции, параллельные и перпендикулярные осям и плоскостям симметрии.

5. Если в решётке есть ось симметрии n-го порядка, то в той же решётке имеются и n осей второго порядка, перпендикулярных к оси Ln.

Трансляционные решётки

Решётки, в которых промежуток любого ряда может рассматриваться как элементарная трансляция, называются трансляционными.

Различают четыре типа трансляционных решёток.

1. Решётки, элементарная ячейка которых является примитивным параллелепипедом и имеет узлы только в своих вершинах, называются примитивными.

2. Решётки, элементарная ячейка которых кроме узлов в вершинах имеет ещё один узел в центре объёма, называются объёмно-центрированными.

Рис. 5.1. Двумя трансляциями можно вывести все узлы плоской сетки

3. Решётки, элементарная ячейка которых имеет узлы в вершинах и центрах всех граней, называются гранецентрированными.

4. Решётки, элементарная ячейка которых имеет узлы не только в вершинах, но и в центрах двух параллельных граней называются базоцентрированными.

Распределение трансляционных решеток по сингониям показано в таблице 2 на рис. 5.1. Всего во всех семи сингониях получаем 14 различных трансляционных решеток. Впервые все виды трансляционных решеток были выведены Бравэ, поэтому их часто называют также решетками Бравэ.

Е. С. Федоров, разрабатывая свою теорию кристаллического строения, пришел к выводу, что любая из решеток Бравэ может быть получена с помощью однородных деформаций (растяжения, сжатия или сдвига) из четырех идеальных решеток, из которых три являются решетками кубической сингонии. В зависимости от того, из какой исходной предельной решетки путем минимальных деформаций получена решетка Бравэ, она относится к кубическому или к гексагональному типу. Таким образом, по Федорову весь мир кристаллов подразделяется на два типа - кубический и гексагональный. В этом заключается сущность одного из основных законов кристаллографии - закона кристаллографических пределов Федорова. В соответствии с этим законом кристаллы кубической и гексагональной сингонии являются ”идеальными” или “предельными”, а кристаллы остальных сингоний есть производные от идеальных.

Поскольку на кристаллических кристаллах преобладают грани, отвечающие плоским сеткам с наибольшей ретикулярной плотностью, четырем основным типам решеток должны быть свойственны различные преобладающие грани. Так, например, самые плотные плоские сетки в простой решетке имеют символ (100), в объемноцентрированной - (110), а в гранецентрированной - (111). На кристаллах с этими типами решеток указанными символами обладают, как правило, и наиболее часто встречающиеся грани.

Отсюда вытекает возможность по внешним признакам и форме кристалла определять их тип решетки. Зная тип решетки и углы между гранями можно определить состав вещества. Такой метод определения вещества, разработанный Федоровым и известный под названием кристаллохимического анализа, имеет следующие преимущества:

1). Ничтожность количества вещества при диагнозе,

2). Неуничтожаемость вещества при диагнозе, чего нельзя избежать при химическом анализе,

3). Сравнительная быстрота определения.

Кристаллохимический анализ Федорова оказал большое влияние на развитие нового отдела кристаллографии - кристаллохимии.

Как указывалось выше, на элементарную ячейку примитивной решетки всегда приходится только один узел, т. к. каждый узел примитивной решетки принадлежит восьми соседним параллелепипедам повторяемости. На долю объемноцентрированной решетки приходится уже два узла, ибо узел, находящийся в центре решетки (ячейки), целиком принадлежит ей. Элементарной ячейке базоцентрированной решетки принадлежат также два узла (по 1/8 узла от каждой вершины и по 1/2 узла от двух граней ячейки). Наконец, в гранецентрированной решетке каждой ячейке принадлежат 4 узла (один узел - от всех вершин ячейки и три узла - от всех шести её граней).

Объемно-, гране- и базоцентрированные решетки можно рассматривать как совокупность нескольких простых решеток с одинаковыми элементарными ячейками, выдвинутых одна в другую. Число этих простых решеток равно количеству узлов, приходящихся на ячейку непримитивной решетки. Например, гранецентрированную решетку можно представить себе состоящей из четырех одинаковых параллельно расположенных примитивных решеток.

Не примитивную, т. е. сложную, элементарную ячейку характеризуют координатами принадлежащих ей узлов. Совокупность координат узлов, входящих в элементарную ячейку, называют базисом ячейки.

Координаты узла, измеренные промежутками рядов, принятых за кристаллографические оси, называют индексами узла. Совокупность индексов узла, взятая в двойные квадратные скобки, образует символ узла.

Если x, y и z - координаты некоторого узла, то индексами узла будут

u=x/a0, v=y/b0 и w=z/c0

где a0, b0 и c0 - промежутки координатных рядов. Символ данного узла, следовательно, [[uvw]].

Таким образом, базис решетки должен состоять из символов тех узлов, которые принадлежат элементарной ячейке. В соответствии с этим, например, в базис объемноцентрированной ячейки должны войти символы двух узлов, а в базис гранецентрированной ячейки - символы четырех узлов.

На рис. 5.2 приведены элементарные ячейки всех четырех типов трансляционных решеток и базисы этих ячеек. Узлы, символы которых входят в базис ячейки, обозначены на чертеже более крупными точками.

Рис. 5.2 Базисы элементарных ячеек четырех типов трансляционных решеток

Таблица 5.1 - Ячейки трансляционных решёток

Сингония	Трансляционная решётка
	Примитивная	Базецентрированная	Объёмноцентрированная	Гранецентрированная
Триклинная
Моноклинная
Ромбическая
Тригональная
Тетрагональная
Гексагональная
Кубическая

ЧАСТЬ ВТОРАЯ МИНЕРАЛОГИЯ

1. Предмет и задачи современной минералогии, как науки

Минералогия принадлежит к числу наук, изучающих земную кору. Название науки происходит от латинского термина "минера" (рудный штуф, образец руды) и греческого "логос" (слово), т.е. в точном переводе означает - "описание образцов руды".

Минералом называется фазовая составляющая земной коры с фиксированным или варьирующимся в определенных пределах химическим составом. Отметим, прежде всего, что к минералам принято относить только природные образования. В силу этого многочисленные искусственные химические соединения, полученные в лабораториях или на заводах относятся к области химии и не входят в номенклатуру минералов.

До недавнего времени минералогия ограничивалась лишь изучением фазового состава земной коры. Однако в 1969 г., когда автоматическими устройствами и космонавтами на землю были доставлены первые пробы лунного грунта, в этой науке открылось новое направление исследований - минералогия Луны. Вероятно, в будущем в сферу минералогии постепенно войдет и информация о фазовом составе всех планет солнечной системы и их спутников.

Совершенно чистые от примесей минералы встречаются в природе крайне редко. В приведенном выше определении понятия минерала это обстоятельство учтено. Примеси могут несколько менять свойства минерала при сохранении его характерной кристаллической решетки, что расширяет гамму многочисленных разновидностей минералов. Так, прозрачный бесцветный корунд (А12О3) окрашивается Сr в красный цвет (рубин), а примеси Ti и Fe дают интенсивную синюю окраску (сапфир). Небольшая примесь Мn окрашивает прозрачный бесцветный кварц в фиолетовый цвет (аметист) и т.д.

При одинаковом химическом составе разновидности минерала могут отличаться также типом кристаллической решетки, обликом кристаллов, цветом и многими другими свойствами, что соответствует разнообразным условиям существования минералов в земной коре, т.е. температуре, давлению, составу химических реагентов, взаимодействие которых приводит к образованию минерала. Значительное разнообразие условий образования минералов приводит к появлению многочисленных разновидностей минералов, общее число которых приближается в наше время к 3500. Ежегодно открывают от 50 до 100 новых еще не известных науке минералов, но это уже самые редкие фазы земной коры, распространенность которых относительно невелика.

Земная кора сложена из разнообразных минеральных тел. К числу минеральных тел можно отнести все то, что является составной частью земной коры, независимо от физического состояния и способов происхождения. Минеральные тела в самом широком понимании могут быть твердыми, жидкими и газообразными. С этой точки зрения, например, такие вещества, как вода, нефть, являются минеральными телами. Точно так же и многие вещества, находящиеся в газообразном состоянии, представляют тела минеральные. К числу таких газов относятся, например, кислород, наблюдаемый иногда среди твердых минералов, угольный ангидрид, азот и др.

Конечно, нельзя не отметить, что в соответствии с термодинамическими условиями Земли и ее поверхности подавляющие большинство минеральных тел находится в твердом состоянии. Весь минеральный мир, везде и всюду нас окружающий, почти нацело представлен твердыми веществами.

В представлении о минеральных телах необходимо также более, широко подходить к вопросу их образования в земной коре. Минеральные тела могут быть неорганогенного и органогенного происхождения. В первом случае образование минерального вещества связано только с процессами геохимического порядка, во втором -- имели место процессы биохимические. В первом случае минеральное вещество образовалось из материалов, непосредственно связанных с земной корой (расплавленные массы, водные растворы, пары и газы и пр.). Во втором случае это вещество явилось следствием процессов, обусловленных жизнедеятельностью организмов (растительных и животных).

Сам организм или какая-либо его часть еще не могут быть названы минеральными телами, но остатки организмов, сложенные в земной коре и претерпевшие те или иные видоизменения, уже могут повести к образованию минеральных тел.

Так, например, кусочек древесины или целый ствол дерева мы не можем причислить к разряду минеральных тел, тогда как образовавшийся из древесины каменный уголь уже представляет собой тело минеральное, имеющее связь с земной корой в своем залегании и участвующее в строении некоторых ее частей.

Точно так же, скелетные остатки различных животных организмов -- раковины беспозвоночных, скелетные части кораллов, кости и пр. -- могут обусловить образование ряда минеральных тел.

Минеральные тела органогенного происхождения обычно именуются биолитами (от “биос” -- жизнь и “литос” -- камень).

Необходимо также отметить, что к минеральным телам относятся еще тела космогенного происхождения, т. е. космические, или метеорные, вещества (так называемые метеориты). Эти вещества по своей природе чужды Земле и вступили в сферу притяжения Земли из неведомых далеких глубин межпланетного пространства.

В понятии о минеральных веществах обычно различают две группы тел: минералы и горные породы.

Принципиальное и основное отличие минерала от горной породы заключается в том, что минерал как в отношении химического состава, так и по своим физическим свойствам есть тело относительно однородное, тогда как горные породы представляют агрегаты минералов, состоящие из ряда минеральных компонентов.

Минерал на основании соответствующей однородности можно сопоставить с тем или иным химическим соединением; химический состав большинства минералов можно выразить химической формулой, горные же породы скорее рассматриваются как физические смеси, состоящие из тех или иных минералов.

Таким образом, под минералом мы можем понимать некоторый продукт, образующийся в земной коре и являющийся более или менее однородным химически и физически, тогда как горная порода есть закономерный агрегат минералов, образующая какое-либо геологическое тело.

Если в составе горной породы принимает участие какой-нибудь один минеральный вид, то такую породу обычно называют мономинеральной. Примером в этом случае может служить мрамор, состоящий из большого числа кристаллических зерен кальцита СаСОз, Если же порода составлена из нескольких видов минералов, ее называют полиминеральной, как, например, гранит, который в основном сложен из кварца, полевого шпата и слюды.

При характеристике минералов и горных пород в некоторых случаях еще принимают во внимание элементы распространенности их в земной коре. Обычно горные породы занимают большие пространства, нежели отдельные минералы. Минералы в своем залегании подчинены горным породам и находятся среди них, входя в состав самих пород или образуя в них отдельные самостоятельные скопления.

В настоящее время огромное большинство минеральных тел представляет собой полезные ископаемые. Полезные ископаемые распределяются по различным группам в зависимости от их практического использования. Среди многообразных полезных ископаемых обычно в особую группу выделяют руды. В горном деле рудами принято называть все те минеральные вещества, из которых в экономически выгодном количестве и состоянии можно извлечь металлы или их соединения.

В настоящее время с понятием “руда” связывают более широкое представление о полезных ископаемых. Рудой можно считать не только вещества, представляющие источники добычи металлов, но и те, из которых извлекают и неметаллические продукты. Такими “неметаллическими рудами” будут, например, руды серные, квасцовые, селитренные, фосфатовые и пр.

Руда может состоять из одного минерала или из целого агрегата минеральных тел.

При оценке руд большое и решающее значение имеют количественные и качественные соотношения того элемента (металла или металлоида), который входит в данное минеральное вещество, особенно в связи с ценностью самого элемента. Так, например, железный блеск -- гематит Fe2O3, содержащий около 70% железа, представляет собой железную руду, тогда как минерал оливин (Mg, Fe)2 SiO4 в котором железа только 7--10%, не может считаться железной рудой. Точно так же минерал данаит (Fe,Co) AsS, содержащий от 7 до 9% кобальта, есть кобальтовая руда, но не железная, ибо для такого дорогого и редкостного элемента, как кобальт, предел процентности гораздо ниже, чем для железа.

Кроме того, ценность и хозяйственно-экономическое значение руд определяются еще состоянием техники в каждый данный момент. Каждый новый поступательный шаг в деле усовершенствования технической переработки руд ослабляет прежние условия требований по отношению к полезному ископаемому и переводит в разряд руд новые и новые залежи минеральных тел.

2. Процессы образования минералов в природе

Генезис (происхождение) минералов тесно связан с историей планеты, т.е. с условиями, господствовавшими на Земле в различные эпохи. В связи с этим целесообразно рассмотреть здесь в краткой форме современные представления, относящиеся к строению земного шара и к геохронологии, т.е. к геологической истории Земли.

Около 4,5 млрд. лет тому назад земной шар был вращающимся сгустком расплава. Возраст первого материка оценивается в 4 млрд. лет. Первый материк в дальнейшем по меньше мере дважды раскалывался на части, дрейф которых продолжается и в наши дни. Так, измеренная с помощью лазерных устройств скорость движения Северной Америки на запад и Австралии на восток составляют соответственно 15 и 70 мм/год. Согласно современным представлениям, материки движутся по веществу, в котором масса жидкой фазы вероятно не превышает 1 %, но которое характеризуется тем не менее определенной пластичностью.

При постепенном охлаждении сформировалась сплошная твердая земная кора. Среднегодовая температура поверхности земного шара во время зарождения жизни (~ 2,3 млрд. лет назад) составляла 72 °С; в эпоху господства пресмыкающихся (~ 200 млн. лет назад) она была близка к 20 °С, а сегодня равна 14,8 °С. Температура в центральных зонах земного шара не превышает в наше время 2500 °С, температура вытекающей из действующих вулканов магмы составляет 1200 -1400°С.

Кроме постепенного медленного охлаждения земной шар при движении вместе с солнечной системой в космосе подвержен еще относительно кратковременным резким охлаждениям поверхности. Так, только за последние 500000 лет земной шар испытал 4 периода оледенения. Последний раз ледник ушел 16000 лет назад, и остатки его мы видим в Гренландии, Антарктиде.

При бурении нефтяных скважин, строительстве шахт погружению в недра земли на каждые 100 м соответствует повышение температуры на 3°С (геометрический градиент), но эта величина выдерживается лишь в наружных зонах земной коры - глубже рост температуры замедляется.

Например, на рабочем конце самой глубокой в мире 12000м разведочной скважины на Кольском полуострове температура составляет лишь 230 °С, а не 300 °С, как это можно было предполагать по величине геотермического градиента.

Экваториальный радиус земного шара составляет 6378,245 км, а полярный - 6356,863 км. Таким образом, Земля сплюснута у полюсов. Давление в центральных зонах земного шара достигает 350 млн кПа.

О внутреннем строении земного шара мы судим по ряду объективных данных, имеющихся в распоряжении ученых. Так, средняя плотность земного шара, вычисленная по траектории его движения вокруг Солнца, равна 5,517 г/см3, в то время как плотность земной коры не превышает 2,4 - 2,9 г/см3. Сравнение этих величин дает основания предполагать, что к центральным зонам земного шара приурочены расплавленные или твердые массы очень высокой плотности.

Информацию о внутреннем строении земного шара дает глубинное бурение скважин, а также тщательное изучение падающих на поверхность Земли метеоритов, которые, по предположению, являются обломками одной из планет солнечной системы. Как известно, метеориты бывают железо-никелевые и железо-каменные, они содержат сульфиды. Очевидно, что эти составляющие входят и в состав различных зон земного шара.

Наконец, огромную информацию дают методы сейсмической разведки, с помощью которых оказывается возможным определение толщины и плотности зон, слагающих земной шар.

Внешняя сфера земного шара - земная кора - это силикатная оболочка земли толщиной до 70 - 80 км со средней плотностью 2,74 г/см3. Верхняя зона коры состоит из осадочных пород, образующихся при разрушении и переотложении продуктов разрушения нижележащих слоев, а также при отложении осадков на дно водоемов, морей и океанов. Этот слой относительно тонок, а местами отсутствует совсем. Под ним располагаются слой гранита - продукта кристаллизации кислой магмы, содержащей 65 - 75 % SiO2, и базальтовый слой, образующийся при кристаллизации более основной магмы (40 - 55 % SiO2). Под океанами земная кора тонка (4-8 км); на континентах она в 3 - 10 раз толще. В районе самых высоких гор (Памир, Гималаи) толщина земной коры достигает 70 - 80 км.

Большая часть земной коры находится в твердом состоянии. Нижняя граница этой геосферы называется поверхностью Мохоровичича, в честь открывшего ее в 1909 г. известного югославского ученого С. Мохоровичича. Ниже этой поверхности располагается мантия земли, суммарная толщина которой достигает 2830 - 2999 км.

Моря, океаны, реки и озера покрывают в наше время 71 % поверхности земли. Уровень океана в истории планеты неоднократно менялся. Установлено, что 400 - 500 млн. лет назад уровень океана был на 300 - 350 м выше современного. Около 200 млн. лет назад в триасовом периоде мезозойской эры этот уровень снизился. В настоящее время за счет таяния льдов Антарктиды и Гренландии уровень мирового океана ежегодно повышается на 2 мм.

Осадочные породы

Рис. 2.1 Структура земной коры под материками и океанами. Вертикальные и наклонные линии - разломы и трещины (рифты) в земной коре

В земной коре вода заполняет поры и трещины, пустоты, фильтруется в определенных направлениях на огромных участках коры. Кроме того, вода входит в состав гидратов в виде так называемой кристаллизационной воды. Наконец, водяные пары в большом количестве растворены в расплавленной магме.

Магмой называется природный, преимущественно силикатный расплав, находящийся в глубинах земного шара. Химический состав магмы меняется в широких пределах. Кроме SiO2, А12О3, СаО, МgО, Na2O, К2O, FeO и Fe2O3 магма содержит в своем составе много газов (в том числе и водяных паров), растворимость которых в силикатных расплавах при огромных давлениях, характерных для недр земного шара, велика. Кроме того, в общем случае в магме присутствуют и сульфиды. Процессы формирования магмы, происходящие на больших глубинах, недоступны прямому исследованию или наблюдению. Однако мы можем судить о ее свойствах и составе по продуктам кристаллизации магмы и по составу изливающейся из вулкана лавы, температура которой составляет обычно 1100 - 1300 °С.

Генезис минералов в основном можно свести к следующим процессам:

Минералообразование, связанное с процессами остывания магмы. К этой группе относятся:

1. Процессы интрузивные, происходящие в глубине земной коры. Застывание магмы происходит при условиях высокого давления и высокой температуры. Минеральные вещества - минералы и горные породы, образующиеся при этих процессах, обычно именуются также интрузивными, или глубинными. Вследствие медленности охлаждения минералы горных пород этого типа обладают кристаллическим строением и имеют в большинстве случаев равномерно-зернистый вид.

2. Процессы эффузивные связаны с излиянием магматических масс в поверхностные части земной коры, где процессы застывания идут при относительно низкой температуре и обыкновенном атмосферном давлении. Минералы и горные породы этих процессов именуются эффузивными, или излившимися. Вследствие того, что эти процессы часто сопровождаются вулканическими извержениями, эффузивные породы нередко называют еще вулканическими. Характер структуры минеральных веществ при этом весьма разнообразен, большей частью эффузивные породы обладают или тонкокристаллическим сложением, или имеют вид аморфной массы.

Остывание магмы происходит при наличии весьма сложных физико-химических процессов, изучение которых связано со специальными курсами петрографии и геохимии. Вся совокупность относящихся сюда процессов объединяется общим выражением процессов дифференциации магмы, когда идет распад, или расщепление, ее на различные части. Дифференциацию магмы можно представить в виде отдельных фаз, которые протекают в форме сложнейших физико-химических превращений по мере понижения температуры магмы и изменения давления внутри магматических масс.

При остывании магматических масс наступает процесс кристаллизации расплава -- фаза кристаллизационной дифференциации. В зависимости от общего состава магмы, а также в связи с характером самого бассейна кристаллизация сопровождается рядом разнообразных химических превращений, в результате чего возникает комплекс тех или иных минеральных тел, в дальнейшем обусловливающий тот или иной тип минеральных месторождений.

Не вдаваясь в рассмотрение различных соотношений кристаллизационного процесса (подчас весьма сложного и запутанного), отметим, что выделение отдельных минералов из магматического расплава связано с известной последовательностью. Последовательность кристаллизации минералов, прежде всего обусловливается наличием в магматической системе так называемой эвтектики, т. е. такой физической смеси, где выделение минеральных компонентов определяется не температурами плавления их, а избыточным содержанием против своего эвтектического состояния.

Так, например, эвтектическая смесь для кварца и ортоклаза определяется следующими соотношениями: кварца 26% и ортоклаза 74%.

Если в силикатовой магме кварца находится 40%, а полевошпатовая часть представлена 60%, то первым будет выделяться кварц до своего эвтектического состояния с ортоклазом, т. е. до 26%. После этого, вследствие понижения температуры до эвтектической точки, наступает одновременный процесс кристаллизации, и магма затвердевает в одно целое образование (случай образования так называемой пегматитовой структуры). Эвтектические смеси всегда, являются наиболее легкоплавкими, а эвтектическая точка представляет наиболее низкую точку плавления (а следовательно, и кристаллизации) смеси, которая всегда ниже точек плавления отдельных компонентов. Вследствие того, что в этой точке расплав является насыщенным обоими компонентами, они и кристаллизуются одновременно, образуя своеобразную эвтектическую структуру породы.

Эвтектические смеси в магмах чрезвычайно разнообразны, в процессах минералообразования эти смеси играют весьма существенную роль.

Одновременно происходит процесс дифференциации магмы по плотности, а также возникновение пегматито-пневматалитовых процессов.

Под пневматолизом, или пневматолитовым процессом, мы понимаем всю совокупность реакций, связанных с взаимодействием летучих газообразных продуктов, находящихся в магме и обусловливающих образование новых веществ -- пневматолитов. В пневматолитических процессах большое участие принимает парообразная вода, под влиянием которой происходит образование многих кислородных соединений тяжелых металлов, например оловянного камня (касситерита) Sn02:

SnF4 + 2Н2О = 4НF + Sn02

Само выражение пневматолиз происходит от греческого “пневма”, что, значит “дух”, или “газ”.

Температурные условия образования пневматолитов чрезвычайно разнообразны, вследствие чего и минералогический состав их связав с различными образованиями.

Наряду с процессами пневматолиза идет пегматитообразование (оба процесса протекают совместно). Пегматитообразование носит чисто жильный характер и связано преимущественно с гранитами.

Пегматитовые жилы образуются при проникновении легкоплавкой магмы по трещинам в земной коре. Обычно пегматитовые жилы встречаются не одиночно, а целыми сериями, распространяющимися на большие территории, образуя так называемые пегматитовые поля.

Пегматитовые образования, или пегматиты, отличаются чрезвычайной крупностью зерна и наличием особой структуры - пегматитовой структуры.

Эта структура характеризуется особой ориентировкой одной составной части по отношению к другой.

Выделение из магмы паров воды вызывает так называемые гидротермальные процессы.

Процессы, относящиеся к этой фазе, связаны с горячими водными растворами, циркулирующими в глубинных областях земной коры и образующимися в результате конечных проявлений магматической дифференциации.

Вследствие того, что эти воды имеют совершенно особый характер и представляют собой воды магматического происхождения, известный геолог Зюсс чрезвычайно удачно и образно назвал их ювенильными, от латинского слова “juvenis”, что значит девственность.

Ювенильные воды в значительной своей части являются ионизированными, насыщенными некоторыми газами, например СО2, вследствие чего оказываются растворителями различных минеральных веществ, которые потом, при соответствующих новых условиях, могут отложиться в твердом виде.

Ввиду этого гидротермальные жилы в большинстве случаев являются носительницами различных полезных ископаемых, преимущественно рудного характера.

Минералогический состав гидротермальных жил по преимуществу определяется наличием сульфидов -- сернистых соединений различных металлов. Основным телом гидротермальных жил по большей части является кварц, обычно плотный и мелкокристаллический. Наряду с кварцем наблюдаются и другие минералы, как, например, кальцит, доломит, барит, флюорит и пр.

В зависимости от тех условий, при которых идет образование гидротермальных жил (температура, давление), а также от места самого образования их, устанавливают распределение их на глубинные жилы, жилы средней глубины и поверхностные жилы, глубина залегания которых приблизительно исчисляется от 100 до 400 м от поверхности.

Каждая из этих категорий характеризуется своим минеральным составом и обусловливает строго определенный тип минеральных месторождений.

Метаморфические процессы вызывают возникновение новых минералов и пород из ранее образовавшихся при изменении внешних условий (температура, давление).

В зависимости от характера распространения различают метаморфизм региональный, или общий, охватывающий большие площади пространства, и метаморфизм контактный или местный, распространяющийся лишь на отдельные участки в земной коре. Региональный метаморфизм обычно вызван общим повсеместным давлением со стороны вышележащих пород, или движениями земной коры, в результате чего происходит образование так называемых кристаллических сланцев, например гнейсов и ряда других пород.

Контактный метаморфизм, или просто контактометаморфизм, в принципе представляет явление, связанное с изменениями тех или иных горных пород, вызванных вторжением магматических масс. В промежуточной области между двумя этими группами пород, в силу происходящих при этом физико-химических процессов, возникает новое третье вещество, которое и рассматривается как продукт коктактометаморфических процессов.

При контактном метаморфизме поверхность изменения двух соприкасающихся пород может определяться часто целыми широкими зонами по обе стороны в отношении первоначального материала, вследствие чего в результате - этих процессов могут - возникать отдельные крупные минеральные месторождения, имеющие то или иное промышленное значение.

Перейдем теперь к экзогенным процессам формирования минералов, горных пород, месторождений полезных ископаемых. На поверхности земного шара и в непосредственной близости от нее происходит разрушение эндогенных пород под действием их циклического нагрева и охлаждения днем и ночью, летом и зимой, а также за счет разрушительной работы льда, воды, микроорганизмов, окислительного действия кислорода и углекислого газа воздуха. Этот сложный физико-химический процесс, называемый общим термином "выветривание", приводит к механическому разрушению эндогенных пород и к растворению части элементов, соединений в воде. Кроме того, в поверхностной зоне активно идут процессы гидратации, карбонизации и окисления. При этом образуются новые минералы, устойчивые в специфических условиях поверхности земной коры, т.е. в так называемой зоне окисления.

При размыве продуктов выветривания водой происходит перенос частиц и переотложение их в соответствии с плотностями в речных долинах и на морском побережье. Так образуются "россыпи" золота, платины, алмазов и др. минералов, имеющих промышленное значение.

Физическое, или механическое, разрушение, связано с раздроблением материнской породы и представляет явление дезинтеграции. При химическом разрушении происходит распад, или разложение первоначального минерального вещества, вследствие чего образуются продукты, отличающиеся от минералогического состава материнской породы. Обычно оба этих процесса в природе идут совместно.

В процессах разрушения минеральных веществ весьма большую роль играют организмы -- растительные и животные. Вследствие той большой роли, какую выполняют организмы в этих процессах, их нередко выделяют в особый вид, так называемое органогенное выветривание.

В явлениях дезинтеграции, т. е. физического выветривания, большую роль играет инсоляция, т. е. фактор, связанный с колебанием температуры, в силу чего минералы, имеющие неодинаковые коэффициенты расширения, подвергаются постепенному распаду. Точно так же огромную роль в серии этих процессов играют: механическая деятельность воды (во всех своих состояниях, включительно до ледников), механическая деятельность атмосферы и механическая деятельность организмов, как растительных, так и животных.

Раздробление растирание первоначального минерального материала приводят к разнообразным вторичным образованиям, скапливающимся в огромнейших количествах в поверхностных горизонтах земли: валуны, галька, гравий, песок, алеврит, пыль, глина (табл. 2.1).

Таблица 2.1 - Продукты разрушения горных пород

Порядок	Подразделения	Передел размеров обломков, в мм
1	Валуны	Больше 200
2	Булыжники	Между 200 - 50
3	Галька	“ 50 - 10
4	Гравий	“10 - 2
5	Очень грубозернистый песок	“2 - 1
6	Грубозернистый песок	“1 - 0,50
7	Среднезернистый песок	“0,50 - 0,25
8	Мелкозернистый песок	“0,25 - 0,10
9	Мелкозем (алеврит)	“0,10 - 0,01
10	Пыль, грязь, глина	Меньше 0,01

Обломки же горных пород, представленные плоскими и вообще неправильными формами, идут под общим названием щебень.

При химических процессах выветривания происходит химическое изменение первоначального материала, вследствие чего образуются новые минеральные вещества с другим химическим составом против первоначального и другими физическими свойствами.

Основными факторами, или агентами, химических процессов выветривания являются:

- Кислород О, везде и всюду сопровождающий процессы;

- Вода Н2О, представляющая сложную систему растворов солей и различных газов, -- воспроизводит процессы гидратации;

- Углекислота СО2, находящаяся в некотором количестве в воде и в атмосфере. Под её влиянием протекают процессы карбонатизации.

- Химическая деятельность организмов, преимущественно растительных, которые, как было отмечено, играют весьма существенную роль в деле разрушения минеральных веществ.

К числу наиболее резко выраженных процессов химического выветривания можно отнести процессы, связанные с разрушением силикатов.

Очень показательным примером в этом отношении является процесс каолинизации, весьма широко распространенный в природе. Этот процесс связан с химическим разрушением различных алюмосиликатов, преимущественно полевых шпатов, которые в поверхностных частях земли под влиянием воды и углекислоты переходят в каолин Н4Аl2Si2О9 -- в глинистую массу.

Схему этого процесса можно выразить следующим химическим уравнением:

K2Al2Si6O16 (ортоклаз)+СО2 + 2Н2О= К2СО3 (растворимая соль)+ Н4Al2,Si2O9(каолин) + 4SiO2 (свободный кремнезем)

Массы образующегося каолина на поверхности земли переходят в глину, т. е. в сложную коллоидную систему, связанную с разнообразными веществами.

Фильтрующиеся через горные породы подземные воды совершают также сложные процессы химического выветривания, в ходе которых силикаты подвергаются гидролизу, распадаются на относительно более простые комплексы (SiO2, А12О3, Fe2O3), выделяющиеся в виде солей. В условиях жаркого тропического климата золи оксидов алюминия и железа гидратируются, коагулируют и остаются на месте разрушения первичных пород, в то время как кремнезем выносится водными растворами за пределы месторождения. Так формируются месторождения бурых железняков с глинистой пустой породой, так называемых латеритовых руд, и месторождений гидрооксидов алюминия - бокситов.

В других условиях, когда первичное рудное вещество состоит в основном из оксидов железа и их гидратов с кварцевой (SiO2) или опаловой (SiO2nН2O) пустой породой, имеет место постепенное вымывание SiO2 из первичного железорудного месторождения с уменьшением содержания пустой породы в руде, т.е. с ее естественным обогащением.

Наконец, геологами установлены случаи выноса водой за пределы первичного железорудного месторождения больших масс оксидов железа, которые затем осаждаются из водных растворов, образуя новые месторождения рядом с первичным (инфильтрационные месторождения) или под первичным (катагенетические месторождения).

К экзогенным процессам формирования месторождений полезных ископаемых относятся также процессы осаждения на дно водоемов.

Непрерывный процесс отмирания морских животных приводит к наполнению на дне водоемов их скелетов, раковин моллюсков. Так образуются огромные скопления известняка и мела, используемые черной металлургией в качестве флюса для доменных и сталеплавильных плавок. Процесс накопления карбонатных пород на дне морей и океанов особенно активизировался в меловом периоде мезозойской эры. Эти процессы в больших масштабах протекают и в наше время.

Скопления останков древних деревьев, кустарников, древовидных папоротников и продуктов их разрушения дают промышленные залежи бурого и каменного углей, которые, таким образом, также имеют чисто осадочное экзогенное происхождение.

Реки, впадающие в озера, моря и океаны, несут в составе водных растворов и в виде гелей многие химические элементы и соединения. Происходит постепенное насыщение водных бассейнов этими веществами вплоть до предела растворимости, при превышении которого начинается выпадение химических осадков на дно. Процессам осаждения способствуют также изменения предела растворения при понижении температуры воды, ее солености, а также выпаривание воды в мелководных лагунах. Так образуются, например, месторождения гипса (CaS04 2 Н2О) и каменной соли (NaCl).

Осадочные месторождения железных и марганцевых руд образуются при коагуляции и выпадении на дно сгустков гидрооксидов этих элементов. Эти сгустки, имеющие первоначально форму шариков, в дальнейшем скрепляются вторичными силикатными минералами и под влиянием давления могут несколько деформироваться. Мелкие рудные шарики называют оолитами (от долей мм до 10 мм). Более крупные образования называются бобовой рудой. К характерным особенностям оолитов следует отнести присутствие в их центрах кусочков чужеродных материалов, играющих роль затравок, вокруг которых начиналось отложение и кристаллизация коагулянтов. Другая особенность - их концентрически-зональное строение: концентрические слои отличаются друг от друга толщиной, составом, цветом. Многочисленные месторождения оолитовых бурых железняков, возраст которых не превышает обычно 150 - 200 млн. лет, имеются в Украине (крупнейшее - Керченское) и в Казахстане - Лисаковское и Аятское.

Особое положение среди осадочных железорудных месторождений занимают древние докембрийские осадочные метаморфизованные руды. Осаждение первичного рудного вещества, состоявшего, вероятно, из гидрооксидов железа (Fe2О3 nH2O), опала (SiO2 nH2O) и силикатов, происходило еще до кембрийского периода, т.е. более 0,6 млрд. лет назад. Абсолютный возраст многих из этих месторождений исчисляется миллиардами лет.

В то время существовали условия, способствовавшие осаждению огромных масс оксидов железа на дно морей и океанов. Эти условия никогда более не повторялись в истории планеты. Сотни миллиардов тонн осадочных докембрийских руд составляют сегодня основу сырьевой базы черной металлургии во всем мире. Их запасы составляют почти 60 % всех запасов руд земного шара; из этих руд выплавляется до 90 % всего чугуна и производится 100 % губчатого железа.

За долгую историю рудные тела докембрийских месторождений были перекрыты толстыми слоями других осадочных пород, в первую очередь известняком, мелом, мергелем (мел с глиной). Высота этой кровли достигает часто 200 - 500 м, что создает сильное горное давление на рудное вещество, которое уплотняется, становится плитчатым (перпендикулярно направлению горного давления) и перекристаллизовывается. К действию горного давления присоединялся рост температуры, влияние паров и газов, горячих водных растворов и подземных вод. Все это приводило к полному перерождению первоначальной структуры руды, к ее метаморфизации ("метаморфоза" греч. - превращение). Отсюда и название этих месторождений - осадочные "метаморфизованные", т.е. потерявшие первоначальную структуру, которая была характерна для них миллиарды лет назад.