Характеристика минералов

1.Характеристика минералов классов: фосфаты, вольфраматы, галоиды

ВОЛЬФРАМАТЫ — класс минералов, соли вольфрамовой кислоты Н2WO4. Для большинства вольфраматов природных характерен комплексный тетраэдрический радикал [WO4]2-, устойчивый в соединениях с крупными катионами Ca2+ и Pb2+. Таковыми являются шеелит CaWO4 и штольцит PbWO4. Эта группа вольфраматов природных кристаллизуется в тетрагональной сингонии, структуры островные, кристаллы изометричные или таблитчатые с квадратными сечениями, со спайностью по (101). Другие группы вольфраматов природных характеризуются наличием в составе сравнительно мелких катионов (Fe2+, Mn2+, Zn2+). Тетраэдр WO42- переходит в искажённую октаэдрическую группировку WO6, сингония снижается до моноклинной, структуры становятся цепочечными, приближающимися к структурам сложных окислов. Кристаллы этой группы вольфраматов природных обычно плоскоудлинённые с продольной спайностью по (010), окраска бурая, тёмно-коричневая. Представители моноклинных вольфраматов природных — вольфрамит (Fe, Mn)WO4 и санмартинит (Zn, Fe)WO4. В природе известны всего два водных вольфрамата природных — ферритунгстит (Ca, Fe3+, Fe2+)2 WO4(OH)4•4Н2О и антуанит AIWO4 (OH)•Н2О; оба имеют слабо изученную субслоистую структуру. Для химического состава вольфраматов природных характерны изоморфные замещения WO42- на MoO42- (в шеелите может содержаться до 20% MoO3), приводящие к уменьшению плотности молибденсодержащих фаз и к перемене цвета люминесценции с голубоватого (у шеелита) на жёлтый (у молибдошеелита). Характерны также изоморфные замещения Fe2+-Mn2+-Zn2+, свойственные вольфрамиту и санмартиниту, влияющие на физические свойства минералов (плотность, прозрачность, окраску, цвет черты).

Вольфраматы природные образуются преимущественно в гидротермальном и скарновом процессах (вольфрамит, шеелит), реже являются гипергенными, связанными с выветриванием эндогенных вольфраматов природных (ферритунгстит, антуанит). Шеелит и вольфрамит — основные минералы вольфрамовых руд.

ГАЛОИДЫ — группа минералов, соединения галогенов (фтора, хлора, брома, йода) с другими химическими элементами.

Галогениды природные — соли галоидоводородных кислот (HF, HCl, HBr, Hl); принадлежат к четырём классам — фторидам, хлоридам, бромидам и йодидам. Выделяют простые галогениды природные типа NaCl, сложные, содержащие два и более катиона, добавочные анионы (SO42- NO-3, О2-, OH-) и воду, а также смешанные соединения, в составе которых присутствуют различные галогены (например, PbFCl). В природе наиболее распространены хлориды (около 70 минералов) и фториды (около 30). Иодиды очень редки (всего 5-6 минералов), а среди природных бромидов известен практически один минерал — бромаргирит AgBr. Ведущими в составе галогенидов природных являются литофильные элементы — Na, К, Ca, Mg, Al (у фторидов Ca и Al). Соединения с халькофильными катионами (Си, Ag, Pb, Bi) более редки. Хлориды чаще чем фториды содержат добавочные анионы — кислород (оксигалогениды) и гидроксил (гидроксилгалогениды), а также воду. Многие фториды и часть хлоридов являются комплексными соединениями, содержащими анионы типа [SiF6]2-, [BF4]-, [AlF6]2-, [FeCl6]4-, [PbCl4]2-, [MgAlF7]4-. Преобладающий тип связей в структурах галогенидов природных — ионный. У бромидов и йодидов, а также у соединений халькофильных элементов в структурах возрастает роль ковалентных связей, обеспечивающих такие свойства минералов, как увеличение оптических констант, появление алмазного блеска, ковкости, непрозрачности, нерастворимости в воде.

Наиболее характерна для галогенидов природных координационная структура, сменяющаяся у окси- и гидроксилгалогенидов на субцепочечную или субслоистую. Комплексным галогенидам природным более свойственны островная, каркасная или цепочечная структуры. Окраска большинства соединений, особенно содержащих литофильные катионы, обычно бесцветная. Яркую окраску имеют соединения Cu (синяя, зелёная), Bi (жёлтая), Fe (коричневая, жёлтая), Ag (жёлтая, зеленоватая, чёрная). Хлориды литофильных элементов хорошо растворимы в воде. Наиболее типичные минералы класса фторидов — виллиомит NaF, флюорит CaF2, криолит Na3AlF6, криолитионит Na3Al2[SiF4]3, геарксутит CaAlF4(OH)•Н2О, кридит Ca3Al2F8 (OH)2[SO4]•2Н2О; класса хлоридов — галит NaCl, сильвин KCl, карналлит KMgCl3•6Н2О, бишофит MgCl2•6Н2О, кераргирит AgCl, атакамит Cu2Cl(OH)3, котунит PbCl2. Основная масса фторидов — эндогенные минералы, известные в виде акцессорных в щелочных горных породах (виллиомит), а также образующиеся в пегматитах (флюорит, криолит), грейзенах (флюорит) и гидротермальных жилах.

При процессах выветривания фтор связывается во флюорит, геарксутит и другие минералы. Хлориды литофильных элементов типичны для химических осадков, ассоциируются с сульфатами (гипс, ангидрит), боратами и карбонатами, а также являются продуктами вулканических процессов (галит, нашатырь). Хлориды халькофильных элементов, бромиды и йодиды, а также их окси- и гидроксиланалоги генетически связаны с зонами гипергенеза рудных месторождений. Промышленные концентрации галогенидов природных в основном представлены осадочными месторождениями (галит-сильвин-карналлитовые залежи). Галогениды природные используются как сырьё в пищевой промышленности (галит), производстве удобрений (сильвин, карналлит, бишофит) и галогеноводородных кислот (например, соляной). Галогениды природные применяют также в качестве флюсов, в электрометаллургии (получение рафинированных Al и Mg), в качестве растворителей при выращивании кристаллов, в химической и энергетической промышленности.

ФОСФАТЫ — класс минералов, солей ортофосфорной кислоты H3PO4. В природе известно свыше 230 фосфатов природных, среди которых выделяют: простые (с одним) и сложные (с двумя и более видообразующими катионами), кислые (типа CaHPO4-монетит), средние и основные (с OH-группой), а также с другими дополнительными анионами (F-, Cl, O2-, [AsO4]3-, [SiO4]3- и др.), безводные и водные. Ведущие литофильные катионы: Ca2+, Al3+, Fe2+, Mn3+, Mg2+, Na+, реже встречаются уранил-фосфаты, а также фосфаты TR, Be и халькофилов Cu2+, Zn, Pb, Bi.

Наиболее распространены в природе простые нормальные и водные фосфаты крупных катионов Ca2+ и TR3+ (апатит, монацит, ксенотим, рабдофанит, чёрчит) Между катионами Al3+ и Fe3+, Fe2+ и Mn2+благодаря близости размеров ионов широко развит изоморфизм.

Из-за относительной сложности состава фосфатом природным более свойственны кристаллы низкой симметрии. Пространственное расположение катионов и дополнительных анионов, а также молекул воды определяет координационные, цепочечные, слоистые и каркасные мотивы в кристаллической структуре фосфатов природных. Водные фосфаты природные со слоистым структурным мотивом имеют листовато-уплощённый или таблитчатый габитус кристаллов либо сложены чешуйчатыми агрегатами. Простые безводные фосфаты Al, Mg, Mn, Fe и Ca отличаются более высокой твёрдостью (4-5) и плотностью (3200-7000 кг/м3), более сложные водные имеют твердость 3-4, плотность 1600-4000 кг/м3. Фосфаты природные иногда бесцветны, чаще интенсивно окрашены, например для фосфатов природных Al и Fe особенно характерен синий цвет различных оттенков. Многим фосфатам свойственна люминесценция.

Фосфаты природные встречаются в виде акцессорных минералов в пегматитах, скарнах, грейзенах; характерны для гипергенных образований, где представлены чаще землистыми, сферическими агрегатами или в виде корочек нарастают на другие минералы. Крупные скопления фосфатов связаны с щелочными породами и карбонатитами, а также с осадочными породами (фосфориты).

Фосфаты природные тяжёлых металлов образуются в зоне окисления многих рудных месторождений. Редкоземельные и радиоактивные фосфаты (монацит, ксенотим) накапливаются в речных и прибрежно-морских россыпях. Яркая окраска некоторых уранил-фосфатов (урановые слюдки) используется в качестве поискового признака руд урана.

1.                 Метаморфические процессы

Различают следующие типы процессов метаморфизма:

1. Регионально-метаморфические процессы {региональный метаморфизм). В зонах интенсивного прогибания земной коры осадочные и изверженные породы иногда попадают в условия повышенных температур и давлений, а также подвергаются воздействию высокотемпературных водных растворов. В результате на больших территориях происходит перекристаллизация пород с существенным изменением их первоначального минерального состава. Значительно меняется облик пород: из тонкозернистых, землистых или стекловатых они превращаются в кристаллические породы и обычно приобретают сланцеватое сложение.

С процессами регионального метаморфизма сопряжено формирование жил альпийского типа, или альпийских жил, обычно представленных полыми трещинами с наросшими на их стенках кристаллами тех же минералов, из которых сложены вмещающие метаморфические породы.

2. Динамометаморфические процессы (динамометаморфизм). Преобразование горных пород под воздействием интенсивного ориентированного давления протекает в отличие от регионального метаморфизма в пределах сравнительно узких зон нарушений сплошности пород (разломов земной коры). Этот процесс выражается в деформации пород — их дроблении, рассланцевании — и нередко сопровождается перекристаллизацией.

3. Контактово-метаморфические процессы (контактовый метаморфизм). Проявляются вокруг массивов изверженных пород (особенно гранитоидов) и обусловлены их тепловым воздействием на вмещающие осадочные и осадочно-метаморфические породы. Контактово-метаморфические процессы часто тесно связаны с контактово-метасоматическими (см. ниже).

4. Метасоматические процессы (метасоматоз). Метаморфические процессы в строгом смысле термина ограничиваются явлениями перекристаллизации вещества горных пород под воздействием высокой температуры, давления и при участии нагретых водных растворов, что приводит к образованию новых минеральных ассоциаций без существенного изменения валового химического состава исходных горных пород. Аналогичные процессы, сопровождающиеся значительным изменением химического состава исходных пород, носят название метасоматических процессов. Частным случаем последних являются контактово-метасоматические процессы, выражающиеся в химическом взаимодействии изверженных пород с контрастными по химическому составу вмещающими породами.

2.                 Геологическая работа морей и океанов

Океан – непрерывная водная оболочка Земли, окружающая материки и острова и обладающая общностью солевого состава. Мировой Океан составляет 94% гидросферы и занимает 70,8% земной поверхности. Он представляет собой гигантские депрессии земной поверхности, вмещающие основной объём гидросферы – около 1,35 км3. Части Мирового Океана, обособленные сушей или возвышениями подводного рельефа и отличающиеся от открытой части океана гидрологическим, метеорологическим и климатическим режимом называют морями. Условно морями называют также некоторые открытые части океанов (Саргассово море) и крупные озёра (Каспийское море). С геологической точки зрения современные моря являются молодыми образованиями: все они определились в очертаниях, близких к современным, в палеоген-неогеновое время, и окончательно оформились в антропогене. Формирование глубоких морей связано с тектоническими процессами, мелководные моря обычно возникли при затоплении водами Мирового океана окраинных частей материков (шельфовые моря). Затопление этих участков могло быть обусловлено двумя причинами: 1) поднятием уровня Мирового Океана (вследствие таяния четвертичных ледников) или 2) погружением земной коры.

Разрушительная и аккумулятивная деятельность моря

Абразия (от лат. « abrasion» – соскабливание, сбривание) – процесс разрушения пород волнами и течениями. Абразия наиболее интенсивно протекает у самого берега под действием прибоя.

Разрушение горных пород берега слагается из следующих факторов:

удар волны (сила которого достигает при штормах 30-40 т/м2);

абразивное действие обломочного материала, приносимого волной;

растворение пород;

сжатие воздуха в порах и полостях породы во время удара волн, которое приводит к растрескиванию пород под воздействием высокого давления;

термоабразия, проявляющаяся в протаивании мёрзлых пород и ледяных берегов, и другие виды воздействия на берега.

Воздействие процесса абразии проявляется до глубины нескольких десятков метров, а в океанах до 100 м и более.

Воздействие абразии на берега приводит к формированию обломочных отложений и определённых форм рельефа. Процесс абразия протекает следующим образом. Ударяя о берег, волна постепенно вырабатывает в его основании углубление – волноприбойную нишу, над которой нависает карниз. По мере углубления волноприбойной ниши под действием силы тяжести карниз обрушивается, обломки оказываются у подножия берега и под действием волн превращаются в песок и гальку.

Образовавшийся в результате абразии обрыв или крутой уступ называют клиф. На месте отступающего обрыва формируется абразионная терраса, или бенч (англ. «bench»), состоящая из коренных пород. Клиф может граничить непосредственно с бенчем или отделяться от последнего пляжем. Поперечный профиль абразионной террасы имеет вид выпуклой кривой с малыми уклонами у берега и большими у основания террасы. Образующийся обломочный материал уносится от берега, образуя подводные аккумулятивные террасы.

По мере развития абразионных и аккумулятивных террас волны оказываются на мелководье, забуруниваются и теряют энергию не доходя до коренного берега, из-за этого процесс абразии прекращается.

В зависимости от характера протекающих процессов берега можно разделить на абразионные и аккумулятивные.

Осадконакопление в морях и океанах

В морях и океанах накапливаются различные осадки, которые по происхождению можно разделить на следующие группы:

терригенные, образующиеся за счет накопления продуктов механического разрушения горных пород;

биогенные, формирующиеся за счёт жизнедеятельности и отмирания организмов;

хемогенные, связанные с выпадением из морской воды;

вулканогенные, накапливающиеся в результате подводных извержений и за счёт принесённых с суши продуктов извержений;

полигенные, т.е. смешанные осадки, образующиеся за счёт материала разного происхождения.

В целом, вещественный состав донных осадков определяется следующими факторами: