Минералогия 3. Вопросы Дайте определение элементов симметрии кристаллов

• Название: Вопросы Дайте определение элементов симметрии кристаллов
• Дата: 31.01.2022
• Размер: 316 Kb.
• Имя файла: Минералогия 3.doc
• Тип: Документы; #347065

Вопросы:

3. Дайте определение элементов симметрии кристаллов.

13. Опишите минералообразование при химическом выветривании. Зоны окисления сульфидных месторождений.

33. Опишите свойства минералов барита и целестина.

43. Охарактеризуйте минералы амфиболов – актинолит и роговая обманка.

63. Опишите ультраосновные породы: пикрит и кимберлит.
Ответ:
3. Дайте определение элементов симметрии кристаллов.
Симметрия есть закономерная повторяемость в расположе­нии фигур или их частей на плоскости или в пространстве. Эта закономерность выражается, например, в совмещении частей фигуры при отражении в плоскости или вращении фигуры во­круг какой-либо оси. В природе симметрия проявляется в боль­шом разнообразии и особенно характерна для кристаллов. Она является их важнейшим и специфическим свойством, отражаю­щим закономерность внутреннего строения.

Рассмотрим симметрические преобразования, или элементы симметрии.
1. Плоскость симметрии. Это воображаемая пло­скость, которая делит фигуру на две равные части так, что одна из частей является зеркальным отражением другой. Плоскость симметрии обозначается буквой Р. Точка a₁ (рис.1) отразится в плоскости Р в точке а₂, последняя будет находиться за пло­скостью симметрии, на перпендикуляре к ней и на таком же расстоянии от нее, как и точкаa₁ . Прямая а₁ b₁в результате от­ражения займет положение a₂b₂, фигура a₁b₁с₁ отразится в пло­скости как a₂b₂с₂.


Рис. 1. Плоскость симметрии (Р)

Если плоскостей симметрии в данном кристалле несколько, то перед обозначением плоскости ставится их число, например3Р (три плоскости симметрии имеет спичечная коробка). В кри­сталлах могут быть одна, две, три, четыре, пять, шесть, семь и девять плоскостей симметрии (рис.2). Теоретически можно доказать, что восьми и более девяти плоскостей симметрии в кристаллах быть не может. Многие кристаллы вообще не имеют ни одной плоскости симметрии.


Рис.2. Девять плоскостей симмет­рии (9Р) в кубе. Три главных пло­скости (а) и шесть диагональных (б)

2. Центр симметрии (иногда заменяется термином «центр инверсии»). Центром симметрии называется такая точка внутри фигуры, при проведении через которую любая прямая встретит на равном от нее расстоянии одинаковые и обратно расположенные части фигуры. Центр симметрии обо­значается буквой С (или i). Если каждая грань кристалла имеет себе равную, параллельную, хотя и обратно расположенную грань, то данный кристалл обладает центром симметрии (рис.3,6). Некоторые кристаллы могут не иметь центра симметрии (рис.3, а).


Рис.3. Кристаллы без центра симметрии (а) и с центром сим­метрии (б)
3. Оси симметрии. Осью симметрии называется вооб­ражаемая прямая, при повороте вокруг которой всегда на один и тот же угол происходит совмещение равных частей фигуры.

При повороте на 360° совмещение граней в разных кристал­лах возможно два, три, четыре или шесть раз (т. е. при каждом повороте на 180, 120,90 и 60°). Ось симметрии обозначается бук­вой L(или G), порядок оси показывает, сколько раз при пово­роте на 360° произойдет совмещение каждой из граней. Так, в кристаллах возможны оси второго L₂, третьего L₃, четвер­того L₄и шестого L₆порядков (рис.4). Оси симметрии L₃, L₄, L₆называются осями симметрии высшего порядка. Оси симметрии пятого и выше шестого порядка в силу закономерно­стей внутреннего строения кристаллов невозможны. Ось сим­метрии первого порядка L₁ показывает, что для совмещения фигуры с ее начальным положением нужно сделать поворот на 360°; это соответствует полному отсутствию симметрии, ибо любой предмет при повороте на 360° вокруг любого реального направления совместится с самим собой.

4. Инверсионные оси симметрии. Инверсионной осью (L_i) называется воображаемая прямая, при повороте во­круг которой на некоторый определенный угол и отражении в центральной точке фигуры (как в центре симметрии) фигура совмещается сама с собой, т.е. инверсионная ось представляет совместное действие оси симметрии и центра симметрии. При этом нужно отметить, что на кристаллах центр симметрии мо­жет не проявляться в виде самостоятельного элемента сим­метрии.

Инверсионные оси обозначаются: L_i1, L_i2, L_i3, L_i4и читаются, к примеру, так; L_i4— инверсионная ось четвертого порядка. L_i1 есть С, ибо поворот на 360° оставляет фигуру на месте (L_i1 = С). L_i2соответствует плоскости симметрии Р (L_i2 = P). L_i3 всегда совпадает с простой тройной осью L₃(L_i3 = L₃). L_i4 од­новременно всегда является и простой двойной осью симметрии L₂(но не всякая L₂есть L_i4). L_i6одновременно всегда соответ­ствует простой тройной оси и перпендикулярной к ней плоско­сти, т.е. L_i6=L₃P(рис.5).

Как же сочетаются элементы симметрии в кристаллах? Ока­зывается, в кристаллах возможны только 32 сочетания элемен­тов симметрии, или, как говорят, 32 вида симметрии (табл. 2). Вывод всех возможных видов симметрии был сделан И.Ф. Гесселем и А.В. Гадолиным. Виды симметрии объединяются в сингонии (от греческого «син» — сходно и «гония» — угол) или си­стемы. Всего различают семь сингоний.


Рис.4. Оси симметрии: L₂, L₃, L₄ и L₆

Рис.5. Инверсионная ось шестого порядка L_i6 на ромбоэдре кальцита
Триклинная, моноклинная и ромбическая сингоний называются низшими, потому что они не имеют осей симметрии выше второго порядка (L₂).

Тригональная, тетрагональная и гексагональная сингоний называются средними; они имеют одну ось симметрии выс­шего порядка, соответственно L₃, L₄ (или L_i4), L₆ (или L_i6).

Кубическая сингония имеет несколько осей симметрии выс­шего порядка (L₃, L₄ или L_i4); она называется высшей сингонией.

В табл.1 приведены также обозначения видов симметрии по Герману — Могену (международная символика). Элементы симметрии по Герману — Могену имеют обозначения L₁-1; L₂-2; L₃-3; L₄ -4; L₆ - 6; L_i4 - 4; L_i6 - ; C- ; P – m(зеркальная плоскость, от французского miroir — зеркало).

Цифры указывают порядок оси. Инверсионные оси также показываются цифрой, соответствующей оси, но со знаком ми­нус. Наряду с полным обозначением вида симметрии по Гер­ману— Могену, в скобках дано сокращенное обозначение.


Таблица1. Названия и формулы 32 видов симметрии




13. Опишите минералообразование при химическом выветривании. Зоны окисления сульфидных месторождений.
В поверхностной зоне земной коры происходит мощный процесс разрушения минералов и горных пород. Совокупность явлений химического и физического разрушения носит общее название выветривания.

Продукты выветривания могут переноситься водными и воздушными потоками на значительные расстояния. Некоторые минералы и породы могут при этом переходить в раствор и ми­грировать в растворенном виде, достигая морей и океанов. В определенных местах земной коры все эти продукты соответ­ственно их гидродинамической и гидрохимической активности будут выпадать в осадок. Этот процесс носит название осадочного.

Процессы выветривания. Процессы выветривания приводят к механическому разрушению и химическому разложению по­род и минералов.

Агентами выветривания являются вода и ветер, колебания температуры вблизи поверхности, кислород и углекислота воз­духа, жизнедеятельность организмов. Интенсивность выветри­вания также зависит от климата, рельефа местности, химиче­ского состава пород и минералов.

В результате физического выветривания происходит меха­ническое разрушение пород и минералов — их дезинтеграция. Обломочный материал либо остается на месте, либо перено­сится водными потоками. Новых минералов при этом не обра­зуется, но в результате механического разрушения, переноса и отложения образуются россыпи - важный источник многих ценных минералов.

При химическом выветривании происходит химическое раз­ложение минералов и образуются новые минералы, устойчивые в поверхностных условиях. Здесь, прежде всего, надо отметить так называемые остаточные образования.

При разложении горных пород, содержащих различные си­ликаты и алюмосиликаты, происходит вынос растворимых про­дуктов (соли калия, натрия, кальция, магния), а труднорас­творимые продукты — глинозем и кремнезем — остаются на месте разрушения или испытывают незначительное перемеще­ние.

В зависимости от некоторых условий (например, особенно­стей климата) глинозем может присутствовать либо в виде вторичных силикатов (например, каолинита), либо в виде гид­ратов окисей (например, бокситов). Образование каолинита по следующей схеме:

Бокситами называют остаточные образования коры вывет­ривания, обогащенные гидроокислами алюминия. Образуются эти породы в условиях жаркого и умеренно влажного климата. Процессы образования каолинита и бокситов носят название соответственно каолинизации и бокситизации.

Помимо отложения указанных продуктов на месте разруше­ния (остаточные месторождения) они могут быть переотло­жены водными потоками (осадочные месторождения).

Большое значение имеют процессы выветривания в рудных месторождениях. Во вскрытых эрозией рудных жилах первичные (гидротермальные и др.) рудные минералы, в особенности сульфиды, легко разрушаются и переходят во вторичные, окис­ленные минералы — сульфаты, окислы, карбонаты и другие соединения.

В результате образуются зоны окисления сульфидных мес­торождений, или зоны «железной шляпы». Такое название эти зоны получили благодаря бурым окислам железа, которые кон­центрируются в верхней окисленной части месторождения. Же­лезные шляпы имеют большое поисковое значение, они указы­вают на наличие на некоторой глубине сульфидного месторож­дения.

Окисляющиеся сульфидные месторождения нередко имеют зональное строение (рис.1). Согласно С.С. Смирнову, верх­нюю часть занимает зона окисления, или зона «железной шляпы», которая в свою очередь подразделяется на верхнюю выщелоченную зону и нижнюю богатую окисленную зону.

В самой верхней части зоны окисления, богатой кислородом, сульфиды окисляются в сульфаты, например:


или
и т.д.
Сульфаты легко растворимы, они просачиваются в ниж­нюю часть зоны окисления, где образуются новые мине­ралы— гипс, малахит, азурит, смитсонит, церуссит, хризоколла, опал и другие:
2CuSO₄ + 2СаСО₃ + 5Н₂О = Cu₂[CO₈]·(OH)₂ +2Ca[SO₄]·2H₂O + CO₂;

^{малахит гипс}

ZnSO₄+СО₂+Н₂О = Zn[CO₂] + H₂SO₄.

^{смитсонит}
Главным минералом зоны окисления является лимонит, или бурый железняк Fe₂Оз·nН₂О. Схема превращений соединений железа в зоне окисления сульфидов, согласно С. С. Смирнову, может быть представлена в следующем виде:
FeS₂ → FeSO₄ → Fe₂(SO₄)₈ → Fe(OH)₃ → Fe₃O₃ · n H₂O.
Ниже уровня грунтовых вод следует зона цементации, или вторичного сульфидного обогащения, за которой находятся первичные неокисленные руды. В зоне цементации воды со­держат сероводород и серную кислоту; в них отсутствует сво­бодный кислород. Сульфаты металлов (главным образом меди) реагируют с первичными рудами, в результате чего об­разуются вторичные сульфиды:
FeS₂ + CuSO₄+H₂O → Cu₂S + Cu₂S·CuS₂ + FeSO₄ + H₂SO₄

^{халькозин ковеллин}

В зоне цементации образуются руды меди, серебра, золота, свинца и цинка. Особенно большое значение эта зона имеет для медных месторождений, где иногда халькозин Cu₂S, ко­веллин Cu₂S·CuS₂ и борнит Cu₂FeS₄ образуют значительные скопления.





Рис. 1. Схема распо­ложения зон при окислении сульфид­ных месторождений:

1 - выщелоченная зона; 2 — богатая окисленная зона; 3 — зона цемента­ции (зона вторичного сульфидного обогащения); 4 — зона первичных неокисленных) руд

33. Опишите свойства минералов барита и целестина.
Барит (тяжелый шпат) Ba[SO₄]. Название происходит от греческого слова «барос» — вес.

Сингония ромбическая. Кристаллы таблитчатые (рис.1); агрегаты зернистые, плотные, листоватые, нередко встречаются в друзах (рис.2).

Бесцветный, иногда водяно-прозрачный, чаще белый, серый, нередко окрашен примесями в красный, синеватый, бурый и другие цвета. Черта белая. Спайность совершенная по {001}, в других направлениях менее совершенная. Блеск стеклянный, иногда перламутровый. Твердость 3—3,5. Плотность 4,5.

Рис. 1. Кристаллы барита: с(001), d(102) m (110) о (011)
Диагностика. Узнается по тяжести, характерной спайности, таблитчатому облику кристаллов.

Происхождение. Гидротермальное — встречается в рудных жилах с галенитом, сфалеритом, пиритом, киноварью, флюори­том, часто образует самостоятельные баритовые жилы. Барит экзогенного происхождения образуется в зоне железной шляпы за счет реакций растворимых солей бария с сульфатами других металлов или с H₂SO_4.

Месторождения. В Кутаисском районе в Грузии, в Туркме­нии в хребте Копетдаг, на Урале; попутно добывается на неко­торых полиметаллических месторождениях Алтая.

Рис. 2. Друза кристаллов барита. Кавказ

Применение. Употребляется в промышленности в чистом виде и в виде препаратов бария. Применяется при бурении скважин в качестве утяжелителя глинистых растворов, в лакокрасочной промышленности (литопон), как наполнитель при производстве обоев, клеенки, линолеума. Соли бария употребляются для борьбы с вредителями сельского хозяйства и в медицине.

Целестин Sr[SO₄].

Сингония ромбическая. Кристаллы таблитчатые, призмати­ческие, пирамидальные, иногда сильно вытянутые. Агрегаты шестоватые, зернистые, плотные, нередко в друзах.

Цвет небесно-голубой, голубовато-белый, серый, иногда про­зрачен. Спайность совершенная по {001}. Блеск стеклянный, на плоскостях спайности до перламутрового. Твердость 3—3,5. Плотность 4.

Диагностика. Отличается бледно-голубым цветом, таблит­чатой формой кристаллов, высокой плотностью. После прокали­вания и смачивания окрашивает пламя в карминово-красный цвет (реакция на стронций).

Происхождение. В основном осадочное, в парагенезисе с гип­сом, кальцитом, баритом, самородной серой. Возможно низко­температурное гидротермальное происхождение.

Месторождения. В Средней Азии; Лякканское на юге Фер­ганской долины, в Таджикистане, Туркмении, в Архангельской области и в Поволжье. За границей: в Джирдженти на о-ве Сицилия — с гипсом и серой, а также в ФРГ и США.

Применение. Целестин является основной рудой на строн­ций.

43. Охарактеризуйте минералы амфиболов – актинолит и роговая обманка.

Актинолит (лучистый камень) Ca₂(Mg, Fe)₅ [Si₄O₁₁](OH)₂. Название от греческих слов «актис» — луч и «литое» — камень. Физические, оптические и другие свойства изменяются по­степенно от тремолита к актинолиту (в зависимости от содер­жания железа). Кристаллы такие же, как у тремолита. Харак­терны лучистые агрегаты.

Цвет зеленый, разных оттенков. Хрупок. Излом занозистый. Твердость 5,5—6. Плотность до 3,3.

Разновидности. Тонковолокнистые мягкие агрегаты носят название актинолит-асбеста. Плотные скрытокристалли-ческие массы, состоящие из перепутанных микроскопических волокнистых кристаллов, называются нефритом. Реже встречаются тремолитовые разности асбеста и нефрита.


Рис 1. Форма кристаллов в по­перечном сечении и трещины спай­ности у пироксенов (а) и амфиоо-лов (б)


Рис. 2. Игольчатые кристаллы тремолита в диопсидовой породе. Слюдянка, Прибайкалье
Происхождение такое же, как и у тремолита. Распростра­нен чаще, особенно в тальковых и хлоритовых сланцах. Иногда является главным породообразующим минералом (актинолитовые сланцы).

Нефрит образуется метасоматически в контактах серпенти­нитов с алюмосиликатными породами (габброидами).

Месторождения. Лучшие месторождения нефрита находятся в россыпях в западных отрогах Куньлуня в Китае (около Хо-тана), в Восточном Саяне по рекам Онот, Китой, а также в Бирме. В Восточном Саяне в последние годы открыты новые месторождения Улан-Ходинское, Оспинское и Ботогольское, найдены нефриты различной окраски: ярко-зеленый, темно-зеленый, салатный и др. Цвет нефрита зависит от количества Fe²+ и Сг³+

Применение. Благодаря большой вязкости нефрит прекрасно принимает полировку и служит красивым поделочным камнем.

Роговая обманка (Са, Na) (Mg, Fe)₄(Al, Fe)×[(A1, Si)₄O₁₁]₂·(OH)₂.

Химический состав сложный и непостоянный.

Кристаллы призматические, удлиненные; иногда агрегаты волокнистого или игольчатого сложения.

Цвет зеленый разных оттенков, от буро-зеленого до чер­ного. Твердость 5,5—6. Плотность 3,0—3,5.

Роговая обманка весьма распространенный минерал.

Разновидности. Обыкновенная роговая обманка темно-зеленого цвета встречается в интрузивных и метаморфи­ческих породах и в контактовых зонах. Базальтическая роговая обманка бурого или черного цвета — в базаль­тах, туфах. В щелочных горных породах встречаются так на­зываемые щелочные роговые обманки (богатые ще­лочами) черного или синего цвета. Вторичная роговая обманка, образующаяся в результате изменения пироксенов, особенно авгита, под воздействием гидротермальных растворов, носит название уралита. Процесс превращения пироксена в уралитовую роговую обманку называется уралитизацией.

Диагностика. От пироксенов отличается формой кристал­лов, для отличия от других амфиболов нужны оптические и рентгеновские исследования.

Происхождение. В средних и щелочных интрузивных поро­дах (например, в диоритах) роговая обманка имеет магмати­ческое происхождение, являясь главным цветным компонентом породы; породообразующим минералом она является также в метаморфических породах — роговообманковых сланцах, гнейсах и амфиболитах. Менее обычна роговая обманка для контактового процесса и для малораспространенных пегмати­тов основной магмы, где она иногда наблюдается в крупных кристаллах.
63. Опишите ультраосновные породы: пикрит и кимберлит.
Пикриты — мелкозернистые породы темно-зеленого цвета, состоят из оливина, авгита, ромбического пироксена основного плагиоклаза и биотита, пространственного и генетически свя­заны с диабазами. Пикритовые порфириты содержат стекло. Эти породы известны на Урале, в Тянь-Шане и распространены в Восточной Сибири в бассейне р. Хатанги (меймечиты).

ПИКРИТ (от греч. pykrys — горький* а. picrite; н. Pikrit; ф. picrite; и. picrita) — ультраосновная эффузивная или гипабиссальная горная порода, обогащенная оливином или клинопироксенами, имеющая обычно порфировое или порфировидное строение. Вкрапленники, кроме оливина и клинопироксенов, часто представлены роговой обманкой, биотитом, флогопитом. Интерстиции между вкрапленниками заполнены в вулканическом пикрите девитрифицированной серпентинизированной, хлоритизированной основной массой, в гипабиссальных — микролитовым или мелкокристаллическим агрегатом пироксена, иногда с соссюритизированным основным плагиоклазом, роговой обманкой, биотитом, различными рудными минералами. Текстура массивная, реже флюидально-директивная, миндалекаменная. Цвет породы обычно тёмно-зелёный до чёрного, со светло-зелёными или бурыми вкрапленниками оливина.

Химический состав пикрита (% по массе): SlO2 39-43,5; TiO2 0,3-1,5; Al2О3 3,5-8,5; Fe2О3 3,0-6,5; FeO 3,5-13,5; MnO 0,1-0,3; MgO 20,0-32,0; CaO 2,5-7,5; Na2О 0,2-0,5; К2О 0,1-0,5.

Пикриты образуют потоки лав (массивных, шаровых, подушечных), горизонты и толщи вулканических брекчий, туфов, гиалокластитов, в гипабиссальной фации — дайки и сиплы. Входят в состав ультрамафитовых и мафит-ультрамафитовых комплексов, возникающих на геосинклинальной или позднеорогенной стадии развития складчатых областей, или в составе стратиформных мафит-ультрамафитовых интрузий в зонах активизации платформ и срединных массивов. В Pоссии известны во многих районах — на Дальнем Востоке, Камчатке, Кавказе, Урале, Кольском полуострове и др.

КИМБЕРЛИТ - ультраосновная горная порода брекчиевидного строения, заполняющая трубки взрыва. Состоит из оливина, флогопита, пиропа и др. минералов. Черный, с синеватым и зеленоватым оттенком. Известно свыше 1500 тел кимберлитов, из которых около 8-10% алмазоносны. Основные алмазоносные кимберлиты в ЮАР и Российской Федерации.

Кимберлиты состоят из обломков ультраосновных и других магматических пород, а также обломков вмещающих осадоч­ных пород. Они представляют собой брекчию, образовавшуюся в результате взрыва (трубки взрыва или диатремы) ультраос­новной (кимберлитовой) магмы и прорыва (раструб к поверх­ности) вышележащих пород. Диаметр кимберлитовых трубок различный, в среднем 30—100 м. В плане они имеют округлую или овальную форму. Обломки пород сцементиро­ваны глинистым материалом. Среди обломков различных по­род в кимберлитах, в том числе и в цементе, встречаются оли­вин, алмаз, пироп, ильменит, циркон, шпинель, целестин, хро­мит, флогопит, хромдиопсид и другие минералы. Оливин — в виде округлых вкрапленников зеленого цвета, размером в сред­нем 1—2 мм (до 1,5 см), прозрачный, по составу — сущест­венно магнезиальный. Алмазы содержатся в количестве от 0,00004 до 0,00009 % от массы кимберлита в виде мелких зе­рен (до кристаллов в несколько десятков и даже сотен кара­тов). Пироп — темно-красный магнезиальный гранат, встреча­ется в виде округлых зерен размером до 0,5—1,0 см. Очень яркий, хорошо заметный в породе и в шлихах минерал. Пи­роп— самый характерный спутник алмазов. Присутствие пи­ропа в шлихах прямо указывает на наличие кимберлитовых трубок, а следовательно (возможно), и алмазов. Ильменит также очень характерный минерал кимберлитов; отмечается в виде зерен неправильной формы черного цвета, размером в несколько миллиметров.

Список литературы.

1. А.В. Миловский «Минералогия и петрография» М.: «Недра», 1979.

2. Copyright © 2000-2009, РОО "Мир Науки и Культуры". ISSN 1684-9876

3. Трофимов В. С., Основные закономерности размещения и образования алмазных месторождений на древних платформах и в геосинклинальных областях, М.. 1967;

4. Геологический словарь, Т. 1. — М.: Недра, 1978. — С. 324.