1. Взаимодействие света с веществом. Физические свойства обусловленные этим. Взаимодействие света
 Скачать 6.84 Mb.
|
|
Осадочные процессы происходят в водных средах: реках, озерах и морях. В морских бассейнах эти процессы во все геологические эпохи приводили к образованию огромной мощности толщ осадочных горных пород. Различают механические и химические осадки. Механические. образуются при размыве продуктов выветривания и переотложении водными потоками химически стойких минералов и обломков пород в виде галечника, гравия, песков и песчаных глин. Если размыву подверглись месторождения хим. устойчивых минералов, то в дальнейшем они будут скапливаться и образовывать россыпи. В время этого процесса не образуются новые минералы. Лишь в очень древних россыпях устанавливаются некоторые позднейшие химические изменения в обломочном материале. Химические осадки возникают главным образом в озерах и морских бассейнах. Осадки образуются разными путями: либо путем кристаллизации насыщенных солями растворов, либо путем осаждения свертывающихся в виде гелей коллоидных образований, либо, наконец, путем накопления продуктов жизнедеятельности органического мира и самих органических остатков. Образование кристаллических осадков, называемых эвапоритами, наблюдается во многих усыхающих озерах, в которых в условиях сухого жаркого климата поверхностное испарение превалирует над притоком пресной воды. Определяется двумя главными факторами равновесия системы: составом растворов, вернее, соотношением концентраций компонентов, входящих в систему, и температурой растворов, при которой происходит кристаллизация. Образование коллоидальных осадков в озерных и морских бассейнах много сложнее, и не все стороны этого явления изучены в достаточной степени. некоторые образующиеся при выветривании соединения переносятся текучими водами не только в виде истинных растворов, но также в виде коллоидных растворов — золей, устойчивых в пресных водах. Растворы , попадая с поверхностными водами в морские бассейны, подвергаются коагуляции под влиянием электролитов, содержащихся в больших количествах в морских водах в виде ионов растворенных солей. Пример растворы: окислов железа, марганца, кремния и др. Осадки отлагаются на дне прибрежных зон бассейнов в виде прослоев или более мощных правильных по форме пластов. С течением времени в этих осадках происходят некоторые преобразования (диагенезис) и превращение их в плотные массы. В прибрежных мелководных участках распространены наиболее богатые кислородом соединения четырехвалентного марганца, которые по мере удаления от береговой линии постепенно сменяются карбонатными соединениями двухвалентного марганца в сопровождении редких сульфидов железа. В мелководных участках осадконакопление, очевидно, происходило в условиях доступа кислорода, растворенного в морской воде, до некоторой глубины, тогда как в более глубоководных участках имели место недостаток кислорода, разложение органических остатков с образованием углекислоты и отчасти сероводорода, за счет которых, очевидно, и образовались карбонаты и сопровождающие их сернистые соединения. К органогенным, или биогенным, осадкам, образующимся в результате сложных процессов жизнедеятельности организмов, относятся известняки, состоящие из скелетных образований морских животных, диатомиты, сложенные преимущественно кремнистыми скелетами диатомей, каустобиолиы (от греч. каустос — горючий), возникшие главным образом за счет растительных и отчасти животных организмов (например, ископаемые угли, горючие сланцы, нефти, горючие газы, твердые битумы и пр.). Органогенные осадки могут возникать путем накопления скелетов отмирающих животных (ракушняки) или тканей высших или низших растений (торф, сапропель). Они могут также являться результатом самой жизнедеятельности организмов, например анаэробных бактерий, разлагающих органические остатки или сульфаты При последующем перерождении одни из этих осадков превращаются в неорганические продукты (например, известняки, фосфориты), другие же остаются органическими соединениями (каменные угли и др.). 15.Строение зоны окисления колчеданного месторождения.     16. Контактово-метасоматические минеральные месторождения Процессы метасоматоза широко распространены при формировании пегматитов и гидротермальных рудных жил. Наиболее сильно явления контактового метаморфизма проявляются при внедрении гранитной интрузии в толщу карбонатных пород. Они реагируют между собой, в результате чего образуется комплекс новых минералов, характерных исключительно для зоны контакта этих пород. Здесь обязательно принимают участие жидкие или газообразные растворы, которые привносят одни и уносят другие компоненты, т.е. вызывают метасоматическое замещение. Источником этих растворов является остывающий магматический очаг, от которого в зависимости от условий могут отделяться газовая или жидкая фаза. Контактово-метасоматические процессы неразрывно связаны с магматическими и метаморфическими процессами минералообразования и с формированием месторождений полезных ископаемых. Скарны - это метасоматические породы, сложенные известково-железистыми и магнезиальными силикатами, образовавшиеся в результате реакционного взаимодействия карбонатных и алюмосиликатных пород при участии постмагматических растворов. Различают магнезиальные скарны, развитые по доломиту, и известковые - по известнякам. Минеральные ассоциации их различны. Скарны - очень важный генетический тип месторождений металлических полезных ископаемых и слюды - флогопита. Оруденение, как правило, бывает наложенным по отношению к минералам скарнов. Из них идет добыча слюды - флогопита, около 50% вольфрама, около 30% свинца и цинка, значительное количество Mо, Fе, Сu, и других маталлов.  Геологические индивидуальности. Скарновые месторождения образуются в складчатых областях, пореже на платформах. Рудные скарны соединены с интрузиями равномерно кислого (граниты) либо среднего (гранодиориты, кварцевые диориты, монцониты) состава. На контактах ультраосновных интрузий скарны не образуются. Глубины образования от 0,5 до 1,5-2 км. На этих маленьких глубинах внутреннее давление летучих способно преодолеть наружное давление пород. Скарны соединены с гипабиссальными интрузиями. Образуются они по обе стороны от полосы контакта, как снутри интрузивных пород (эндоскарн), так и во вмещающих карбонатных породах (экзоскарн). Лучшая зона скарнообразования составляет 200-300 м вдоль контакта. Время от времени месторождения могут локализоваться на удалении от контакта до 1-2 км. Формирование месторождений происходит при значимой роли разрывных нарушений, секущих контакт либо проходящих вдоль него. Геологические структуры месторождений и формы рудных тел определяются поверхностью контакта, слоистостью вмещающих пород, складками и разрывами. Рудные тела почаще имеют некорректную форму, подчиняющуюся форме контакта. Более интенсивно процесс происходит при пологом контакте интрузива. Всераспространены пластовые и пластообразные рудные тела, штоки, трубы, жилы и жилообразные залежи, гнезда, линзы, сложные по форме залежи. В качестве генетических подтипов скарновых месторождений выделяют: - известковые скарны (замещение известняков), содержащие гранат (гроссуляр-андрадит), пироксены (диопсид-геденбергит), волластонит, скаполит, амфиболы, эпидот, хлориты, магнетит, гематит, кварц, сульфиды металлов, кальцит, флюорит, шеелит (к примеру, скарны г. Магнитной); - магнезиальные скарны (замещение доломитов либо доломитизированных известняков), имеющие в собственном составе диопсид-геденбергит (пироксены), гранаты (андрадит-гроссуляр), форстерит, серпентин, амфиболы, флогопит, шпинель, магнетит, доломит, кальцит, сульфиды металлов; - силикатные скарны (замещение силикатных пород), включающие как соответствующий минерал скаполит, в остальном они близки к известковым скарнам. По доминированию обычных минералов скарны разделяются на гранатовые, волластонитовые, диопсидовые и др. Для скарнов характерна зональность в распределении минеральных ассоциаций. 17. Грейзеновые минеральные месторождения Грейзен—старинное название, данное саксонскими рудокопами зернистой кварцево-слюдяной (мусковитовой) горной породе с касситеритом SnCb- Уже тогда было замечено, что эта порода образуется за счет разъедания, резорбции, метасоматического замещения гранитов вокруг оловорудных жил. Теперь установлено, что грейзенами, во-первых, сопровождаются наиболее высокотемпературные гидротермальные рудоносные жилы, залегающие среди гранитов, а во-вторых, грейзены могут залегать самостоятельно (рис. 87) и занимать значительные площади (до 5 км2), иногда почти полностью замещая крупные участки гранитов. Грейзены образуются за счет химических реакций между полевыми шпатами гранитов и просачивающимися через них рудоносными водными растворами. Упрощая, эти реакции можно охарактеризовать уравнениями следующего типа: 1) плагиоклаз+Н+ + К+ —^мусковит-гКварц-1-Na"^ + Са2+; 2) микроклин+Н+ —^мусковит+кварц-rNa"1" -+- К+. Образование грейзенов происходит при температуре около 600 — 500°С. Химически процесс сложен, поэтому помимо главных минералов—мусковита, кварца, непрореа-гировавших остатков (реликтов) полевых шпатов—в грейзены входят и многие другие, в том числе рудные, минералы. Часто для этих пород характерно кавернозное строение, стенки каверн нередко выстланы друзами кристаллов кварца и драгоценных камней — топаза, берилла. Практическое значение грейзенов велико. Они являются важной рудой на вольфрам, молибден, висмут, а иногда—источником добычи камней-самоцветов (берилла, топаза, турмалина). Геологические особенности. Месторождения приурочены к ареалам кислых и щелочных интрузий; часто образуют пояса, которые располагаются вдоль осевых частей складчатых областей или на платформах, активизированных в более позднее время. Концентрируются в зонах глубинных разломов, в рифтовых зонах. Благоприятными являются зоны столкновения континентальных литосферных плит, магматические дуги активных окраин континентальных плит. Возраст месторождений докембрийский (Африка, Украина), палеозойский (Австралия, Англия, Урал, Дальн. Восток), мезозойский (Забайкалье, Китай, Монголия). Рудоносными являются нормальные биотитовые и двуслюдяные граниты, щелочные граниты аляскитового облика, сиениты, нефелиновые сиениты. Месторождения формируются на незначительных глубинах, составляющих 1,5-2 - 3-4 км. Структуры месторождений и формы рудных тел определяются рядом факторов: положением оруденения в купольных выступах малых интрузивов или над ними в породах кровли, сводовыми полостями купольного отслоения, кольцевыми и радиальными трещинами, трещинами отдельности, зонами эксплозивных брекчий, постмагматическими разрывными нарушения, напластованием пород кровли. Наиболее характерны рудные штоки, штокверки, жилы, зоны грейзенизации.  18. Упругие пластичные и хрупкие деформации в минералах Пластические деформации кристаллов - смещения в кристаллах, происходящие под влиянием одностороннего, а иногда и всестороннего давления, которое вызывается либо скольжением одной части кристалла относительно другой, либо сдвигами с образованием двойников. Скольжение без разрыва может происходить лишь по плоскостям, параллельным возможным граням. Такие плоскости называются плоскостями скольжения. Направления скольжения вполне определённы и параллельны рядам пространственной решетки с густо расположенными элементарными частицами. Пластические деформации вызывают изменение формы минералов под влиянием приложенной силы без нарушения сплошности кристаллов. Это изменение формы сохраняется после прекращения действия силы. В сложных случаях пластических деформаций могут быть проявлены различные составляющие их простейшие явления: 1) скольжение, 2) двойникование и 3) блокование. Скольжение представляет собой параллельное перемещение слоев кристалла под влиянием силы, не сопровождающееся нарушением сплошности объекта. Различают элементы скольжения: плоскости скольжения и направление скольжения. Плоскость скольжения всегда параллельна какой- либо важнейшей грани кристалла, а направление скольжения отвечает какому-либо важнейшему ребру. При скольжении частицы кристалла перемещаются на расстояния, кратные межатомным промежуткам, и сохраняют свою взаимно параллельную ориентировку. Блокование монокристаллов является одним из элементарных механизмов явлений перекристаллизации, с которой часто начинается структурная перестройка минеральных агрегатов. Хрупкие деформации в минералах разделяют их индивиды на части в результате действия сил. Последние могут быть внешними по отношению к индивиду (например, деформации при возникновении зоны брекчирования) или внутренними (например, растрескивание индивида при полиморфных превращениях, метамиктном распаде, дегидратации и т.п.). Имеются два элементарных типа хрупких деформаций - разрыв и скалывание, - комбинация которых и составляет основу разнообразных проявлений хрупких деформаций в природе. Разрывной тип деформаций состоит в разделении индивида на части путем их раздвигания. В кристаллических минералах разрыв происходит преимущественно по плоскостям спайности, либо по поверхности излома, а также по плоскостям скольжения и по двойниковым швам. Разрыв происходит после достижения напряжения в направлении, перпендикулярном поверхности разрыва, которое называется критическим нормальным напряжением (закон Зонке). Скалывание - это разделение тела на части путем перемещения отдельных частей вдоль поверхности скалывания под влиянием силы, действующей параллельно поверхности скалывания. В кристаллических минералах оно происходит чаще всего по плоскостям спайности, хотя иногда и идет по поверхности излома или подчиняется другим каким-либо ослабленным направлениям в минералах - плоскостям скольжения и двойниковым швам. Скалывание происходит по достижении определенного напряжения, возникающего под влиянием приложенной силы параллельной плоскости скалывания, а предельное напряжение можно называть критическим напряжением скалывания. Разрыв и скалывание индивидов в природе удивительно четко выявляют наиболее структурно ослабленные направления в кристалле. 19. Устойчивость минералов переменного состава при смене Р-Т условий. Распад твердых растворов. Альбит-Анортит: изоморфизм непрерывный\совершенный\полный, гетеровалентный. Альбит-Ортоклаз: изоморфизм прерывный\несовершенный\неполный, изовалентный, прерывистый. Правый нижний угол: КПШ с вкрапленниками плагиоклаза Левый нижний угол: Плагиоклаз с вкрапленниками КПШ.  1 этап образования: Высокая температура около 700 градусов и высокое давление. В любой точке расплава состав такого ПШ может существовать. (треугольник существует целиком)2 этап образования: При кристаллизации (снижение Р-Т условий) появляются полинесмесимости. Часть структур ранее кристаллизовавшихся – распадаются. Прежние составы не устойчивы – появляются структуры распада. Структура распада – внутри структуры одного ПШ появляются индивиды другого ПШ в закономерном положении. Чем ниже падает Р-Т -> больше распад. 20. Факторы, влияющие на окраску минералов ОКРАСКА ЗА СЧЕТ ИЗБИРАТЕЛЬНОГО СВЕТОПОГЛОЩЕНИЯ  Светопоглощение происходит за счет переходов электронов в кристаллической постройке минерала из положения, стационарного (основного) для данной структуры и типа химической связи в ней, в вакантные (энергетически невыгодные), но все же потенциально возможные позиции. Это происходит за счет поглощения энергии света при его пропускании кристаллом или отражении. Соответственно, цвет минерала характеризуется спектрами пропускания и отражения. На них для области видимого света указана доля поглощенного кристаллом света, выраженная в тех или иных условных единицах (рис. 64). Области максимумов на спектрах отвечают длинам волн поглощенного света, области минимумов—длинам волн света, проходящего через кристалл или отражающегося от него. Мы видим то, что он НЕ ПОГЛАЩАЕТ. Вверх – поглощает. Вниз не поглощает. Присутствие примесей-дефектов (изоморфизм) – тоже поглощают свет. Также на окраску влияют вростки других минералов. Наиболее типично проявляется неравномерность поглощения света как причина цветовой окраски у прозрачных минералов-диэлектриков, в составе которых есть химические элементы-хромофоры ("красители"). Хромофорами обычно являются ионы переходных металлов периодической системы Д.И.Менделеева (с номера 22 по 29, с 40 по 47 и выше). Наиболее важные из них Ti, V, Cr, Mn, Fe, Со, Ni, Си. 21. Минералогия группы оливина Это группа минералов переменного состава, образующих почти непрерывный ряд изоморфных смесей от форстерита Mg2(Si04) до фаялита Fe2(Si04). К этой группе относятся силикаты типа A2[SiO4], где A = Mg, Fe, Mn, Ni, Co, Zn, Ca и Pb. Все они, за исключением Са и Pb, в кристаллических структурах изоморфно замещают друг друга. |