МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ
Федеральное государственное автономное образовательное учреждение
высшего профессионального образования
«Дальневосточный федеральный университет»
(ДВФУ)
ШКОЛА ЕСТЕСТВЕННЫХ НАУК
УЧЕБНО-МЕТОДИЧЕСКИЙ КОМПЛЕКС ДИСЦИПЛИНЫ
"Геохимия и минералогия"
Специальность - 240403.65 – «Химическая технология природных энергоносителей и углеродных материалов»
Форма подготовки очная
Школа естественных наук ДВФУ
Кафедра химических и ресурсосберегающих технологий
курс _3_ семестр _6_
лекции _17__ (час.)
практические занятия _______час.
семинарские занятия _______час.
лабораторные работы __17__час.
всего часов аудиторной нагрузки____34__ (час.)
самостоятельная работа ____34_____ (час.)
реферативные работы (количество)
контрольные работы (количество)
зачет _6__ семестр
экзамен __ семестр
Учебно-методический комплекс составлен в соответствии с требованиями государственного образовательного
стандарта высшего профессионального образования (приказ № 222 тех\дс от 27 марта 2000 г.)
Учебно-методический комплекс дисциплины обсужден на заседании кафедры химических и
ресурсосберегающих технологий протокол № 12 от 17.06.2011 г.
Заведующий кафедрой: В.А. Реутов
Составители: В.П. Зверева, А.М. Костина
Оглавление
РАБОЧАЯ ПРОГРАММА УЧЕБНОЙ ДИСЦИПЛИНЫ .............................................................. 5
КОНСПЕКТЫ ЛЕКЦИЙ ................................................................................................................ 14
МАТЕРИАЛЫ ПРАКТИЧЕСКИХ ЗАНЯТИЙ ............................................................................ 99
МАТЕРИАЛЫ ДЛЯ ОРГАНИЗАЦИИ САМОСТОЯТЕЛЬНОЙ РАБОТЫ СТУДЕНТОВ ... 111
КОНТРОЛЬНО-ИЗМЕРИТЕЛЬНЫЕ МАТЕРИАЛЫ ............................................................... 113
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ ............................................................................................................ 132
ГЛОССАРИЙ ................................................................................................................................ 134
ДОПОЛНИТЕЛЬНЫЕ МАТЕРИАЛЫ ....................................................................................... 137
2
Аннотация учебно-методического комплекса дисциплины
"Геохимия и минералогия"
Учебно-методический комплекс дисциплины "Геохимия и минералогия"
разработан для студентов 3 курса по специальности 240403.65 – «Химическая
технология природных энергоносителей и углеродных материалов»
в
соответствии с требованиями ГОС 2 высшего профессионального образования
по направлению подготовки дипломированного специалиста.
Курс "Геохимия и минералогия" является дисциплиной раздела ЕН.В.1
вариативной части цикла математических и естественно-научных дисциплин.
Общая трудоемкость освоения дисциплины составляет 68 ч. Учебным
планом предусмотрены лекционные (17 ч.) и лабораторные (17 ч.) занятия,
самостоятельная работа (34 ч.). Дисциплина реализуется в 6 семестре 3 курса.
Программа дисциплины "Геохимия и минералогия" направлена на
формирование и развитие профессиональных навыков обучающихся; знания и
умения,
полученные
при
изучении
данной
дисциплины
могут
быть
использованы в курсе «Промышленная экология», «Концепции современного
естествознания», при выполнении курсовых и дипломных проектов.
Авторская разработка включает материалы к теоретическому курсу,
руководство для самостоятельной работы. Теоретический материал разбит на 3
модуля. Теоретические знания закрепляются на лабораторных занятиях. Для
итогового контроля разработаны вопросы к зачету.
Учебно-методический комплекс включает в себя:
рабочую учебную программу дисциплины;
конспекты лекций;
материалы для практических занятий (темы семинаров);
материалы для организации самостоятельной работы студентов;
контрольно-измерительные материалы;
список литературы;
глоссарий;
3
дополнительные материалы.
Достоинством данного УМКД является подготовленный и изданный
преподавателем курс лекций Зверева В.П. «Минералогия и геохимия».
Автором полностью написан раздел по гипергенной минералогии. В учебной
литературе он отсутствует, а дисциплина предусматривает рассмотрение
экологической составляющей минералогии и геохимии. Изменение первичных
(гипогенных) минералов под действием агентов выветривания приводит к
экологическим проблемам в экосфере.
Дисциплина "Геохимия и минералогия" углубляет теоретические знания
у студентов и основывается на дисциплинах естественно-научного цикла
«Физика», «Химия», «Коллоидная химия» и «Физическая химия» и служит
основой для формирования профессиональных знаний и умений студентов.
Авторы-составители учебно-методического комплекса: доктор геологоминералогических
наук,
профессор
кафедры
химических
и
ресурсосберегающих технологий Школы естественных наук ДВФУ Зверева
Валентина Павловна, к.х.н., старший преподаватель кафедры химических и
ресурсосберегающих технологий Школы естественных наук ДВФУ Костина
Алена Михайловна
Зав. кафедрой химических и
ресурсосберегающих
технологий
_____________________
4
В.А.
Реутов
МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ
Федеральное государственное автономное образовательное учреждение
высшего профессионального образования
«Дальневосточный федеральный университет»
(ДВФУ)
ШКОЛА ЕСТЕСТВЕННЫХ НАУК ДВФУ
РАБОЧАЯ ПРОГРАММА УЧЕБНОЙ ДИСЦИПЛИНЫ (РПУД)
"Геохимия и минералогия"
Специальность - 240403.65 – «Химическая технология природных энергоносителей и углеродных материалов»
Форма подготовки очная
Школа естественных наук ДВФУ
Кафедра химических и ресурсосберегающих технологий
курс _3_ семестр _6_
лекции _17__ (час.)
практические занятия _______час.
семинарские занятия _______час.
лабораторные работы __17__час.
всего часов аудиторной нагрузки____34__ (час.)
самостоятельная работа ____34_____ (час.)
реферативные работы (количество)
контрольные работы (количество)
зачет __6_ семестр
экзамен __ семестр
Рабочая программа составлена в соответствии с требованиями государственного образовательного
стандарта высшего профессионального образования (приказ № 222 тех\дс от 27 марта 2000 г.)
Рабочая программа обсуждена на заседании кафедры химических и ресурсосберегающих
технологий, протокол № 12 от 17.06.2011 г.
Заведующий кафедрой: В.А. Реутов
Составители: В.П. Зверева, А.М. Костина
5
Оборотная сторона титульного листа РПУД
I. Рабочая программа пересмотрена на заседании кафедры:
Протокол от «_____» _________________ 20 г. № ______
Заведующий кафедрой _______________________ ___В.А. Реутов___
(подпись)
(И.О. Фамилия)
II. Рабочая программа пересмотрена на заседании кафедры:
Протокол от «_____» _________________ 20 г. № ______
Заведующий кафедрой _______________________ ___В.А. Реутов___
(подпись)
(И.О. Фамилия)
6
Аннотация рабочей программы
Цель
освоения
дисциплины
"Геохимия
и
минералогия"
-
дать
представления о минералогии как науки о природных химических соединениях
(минералах), их составе, кристаллическом строении, свойствах, условиях
образования, практическом значении, геохимическом распределении и среднем
содержании большинства элементов периодической системы Д.И. Менделеева в
земной коре.
Дисциплина "Геохимия и минералогия" относится к разделу ЕН.В.1 –
вариативной части цикла математических и естественно-научных дисциплин.
Дисциплина "Геохимия и минералогия" углубляет теоретические знания по
химии у студентов и основывается на дисциплинах естественно-научного
цикла «Физика», «Химия», «Коллоидная химия» и «Физическая химия»и
служит основой для формирования профессиональных знаний и умений
студентов.
Знания,
минералогия"
полученные
могут
быть
при
изучении
использованы
дисциплины
при
"Геохимия
изучении
и
дисциплин
«Промышленная экология», «Концепции современного естествознания», при
курсовом и дипломном проектировании, в практической профессиональной
деятельности.
В результате освоения дисциплины у студента формируются следующие
знания, умения, навыки.
В результате освоения дисциплины студенты должны:
Знать практические основы современной минералогии и геохимии.
Уметь применять полученные знания для решения различных, в том
числе и экологических задач, а также могли правильно интерпретировать
результаты, полученные при работе для решения конкретных задач и
проведения научных исследований.
7
I. СТРУКТУРА И СОДЕРЖАНИЕ ТЕОРЕТИЧЕСКОЙ ЧАСТИ КУРСА
Модуль 1. Минералогия гипогенных руд (7 часов)
Тема 1. Введение в минералогию (3 часа). Минералогия и понятие о
минерале. Земная кора и особенности ее состава. Строение земного шара.
Состав земной коры. Свойства минералов и методы минералогических
исследований: агрегатное состояние минералов, кристаллическое строение
вещества, полиморфизм, физические свойства минералов.
Тема 2. Образование минералов в природе (2 часа). Геологические
процессы минералообразования (эндогенные, экзогенные и метаморфические).
Эндогенные
процессы:
магматические,
пневматолитовые,
пневматолито-
гидротермальные, гидротермальные. Экзогенные процессы: выветривание и
осадконакопление. Региональный метаморфизм и связанные с ним процессы.
Тема 3. Классификация минералов (2 часа). Принципы классификации.
Минеральные
виды
и
разновидности.
Классификация
неорганических
минералов. Самородные элементы и интерметаллические соединения. Сульфиды,
сульфосоли и им подобные соединения. Галоидные соединения. Оксиды и
гидроксиды. Кислородные соли: нитраты, карбонаты, сульфаты, хроматы,
молибдаты, вольфраматы, фосфаты, арсенаты, ванадаты, бораты, силикаты.
Классификация гипергенных минералов.
Модуль 2. Геохимия (8 часов)
Тема 1. Введение в геохимию. Геохимия магматических процессов (2 часа).
Геохимия магматического процесса. Состав магмы. Геохимическая
систематика магматических пород. Ультраосновные и основные породы.
Кислые породы. Щелочные породы. Пегматиты.
Тема 2. Геохимия гидротермальных и других процессов (4 часа).
Геохимия гидротермальных процессов. Кислородные гидротермы. Термальные
воды
с
восстановительными
условиями.
Сероводородные
гидротермы.
Метаморфические и осадочные породы. Коры выветривания. Криогенез.
Галогенез.
8
Тема 3. Строение земного шара (2 часа). Строение и химический состав
земного шара и земной коры, включая гидросферу и атмосферу. Строение
земного шара. Средний химический состав земной коры, гидросферы,
атмосферы
и
биосферы.
Закономерности
распространения
химических
элементов и изотопов.
Модуль 3. Биогеохимия (2 часа)
Тема 1. Биогеохимия (2 часа). Образование живого вещества: геохимия
фотосинтеза, происхождение свободного кислорода, количество живого
вещества, кларки живого вещества, химический состав отдельных организмов.
Дефицитные и избыточные элементы. Учение о биогеохимических
провинциях, геохимическая экология. Концентрационная функция живого
вещества. Биокосные системы.
II.
СТРУКТУРА И СОДЕРЖАНИЕ ПРАКТИЧЕСКОЙ ЧАСТИ КУРСА
Практические занятия (17 ч)
1. Основные и второстепенные диагностические признаки минералов
(3 часа)
2. Изучение классов и основных свойств минералов. (2 часа)
3. Определение минералов из класса оксидов (кварц, касситерит и др.)
(2 часа)
4. Определение минералов из класса галогенидов (флюорит, сильвин,
галит). (2 часа)
5. Определение минералов из класса карбонатов (кальцит, доломит,
малахит). (2 часа)
6. Определение минералов из класса сульфидов (пирит, пирротин,
арсенопирит и др.). (2 часа)
7. Определение минералов из класса силикатов (гранат, ортоклаз и др.)
(2 часа)
8. Контрольная работа, контрольное определение образцов. (2 часа)
9
III.
КОНТРОЛЬ ДОСТИЖЕНИЯ ЦЕЛЕЙ КУРСА
Текущий контроль проводится проведением контрольных работ по темам
практических занятий.
Контрольные вопросы
1.
Дать определение понятия геохимия.
2.
Какие элементы, характерные для:
ультраосновных, основных,
средних, кислых и субщелочных пород?
3.
Какие условия характерны для ультраосновных магм: окислительные
или восстановительные?
4.
Какие элементы таблицы Д.И. Менделеева характерны для кислых
пород гранитоидов — четные или нечетные?
5.
Какие два элемента, характерных для щелочных пород?
6.
Чем
богат
пегматитовый
расплав:
летучими
компонентами,
щелочными металлами, редкими и рассеянными элементами, радиоактивными
элементами?
7.
Какие гидротермы существуют в природе?
8.
Что называется корой выветривания или элювием?
9.
Какие коры выветривания известны?
10. Что такое криогенез?
11. Что такое галогенез?
12. Для галогенеза характерно накопление элементов: с наибольшим
радиусом или с наименьшим, с наибольшей валентностью или с наименьшей?
13. Что называется испарительным геохимическим барьером?
14. Что изучает наука биогеохимия?
15. Какие исходные вещества фотосинтеза известны?
16. Какие исходные вещества хемосинтеза вы знаете?
17. В чем заключается кислородно-углекислотная биогеохимическая
функция живого вещества?
18. Каково содержание кислорода, углерода, водорода, азота в живом
веществе?
10
19. Что такое биофильность?
20. От чего зависит состав растений?
21. Как
называются элементы, которые необходимы для жизни и
размножения организмов?
22. Какие биокосные системы по уровню организации низкие, высокие,
более высокие и самые высокие вы знаете?
23. Какова роль минералогии и геохимии в экологии?
24. Цель и задачи курса «Минералогия и геохимия».
25. Определение понятия минерал.
26. Физические свойства минерала.
27. Основные параметры образования минерала.
28. Понятия полиморфизм, генезис, кларк и др.
29. Методы изучения минералов?
30. Какие породы существуют в природе и способы их образования?
31. Какие концентрации SiO2 характерны для основных, кислых и других
пород?
32. Какие
разделы включает общая классификация неорганических
минералов.
33. Какие 10 классов включает шестой раздел?
34. Какие минералы из класса сульфидов вы знаете?
35. Какие процессы называются эндогенными и экзогенные?
36. Из чего состоит зона гипергенеза?
37. Что
образуются
в
результате
развития
горнопромышленного
производства?
38. Какие агенты выветривания приводят к гипергенным процессам?
39. Сколько гипергенных минералов известно в настоящее время?
40. Сколько лет может продолжаться окисление сульфидов, например,
пирита?
41. Какие
гипергенные
минералы
из
карбонатов, арсенатов и силикатов вы знаете?
11
класса
оксидов,
сульфатов,
42. В каких сферах гипергенные процессы приводят к нарушению
равновесия и экологическим последствиям?
43. Сколько процентов земли закрывает гидросфера?
44. Из каких 4 слоев состоит земная кора (сверху вниз)?
45. Из каких слоев состоит атмосфера (снизу вверх)?
46. Каким разделом земная кора отделяется от мантии?
47. Назвать самые распространенные элементы морской воды, содержание
которых больше десятков г/т.
48. Какие элементы таблицы Д.И. Менделеева наиболее распространены в
земной коре — с четными порядковыми номерами или с нечетными?
49. Какие самые распространенные газы атмосферы вы знаете?
50. Чем обусловлена распространенность элементов в земной коре и от
чего она не зависит?
IV.
ТЕМАТИКА И ПЕРЕЧЕНЬ КУРСОВЫХ РАБОТ И РЕФЕРАТОВ
Не предусмотрены.
V. УЧЕБНО-МЕТОДИЧЕСКОЕ ОБЕСПЕЧЕНИЕ ДИСЦИПЛИНЫ
Список используемой и рекомендованной литературы
1.
2.
3.
4.
Основная
Бетехтин, А.Г. Курс минералогии / А.Г. Бетехтин. –М. : КДУ, 2008.
- 735 с.
Буллах, А.Г. Общая минералогия / А.Г. Буллах, В.Г. Кривовичев,
А.А. Золоторев. – М. : Академия, 2008. – 410 с.
Зверева, В.П. Краткий курс минералогии и геохимии. Курс лекций /
В.П. Зверева. – Владивосток : Изд-во Дальневост. Ун-та, 2010. – 65 с.
Эл. вариант СD-диск, место хранения : кафедра химических и
ресурсосберегающих технологий.
Зверева, В.П. Экологические последствия гипергенных процессов на
оловорудных месторождениях Дальнего Востока / В.П. Зверева.
- Владивосток : Дальнаука, 2008. – 164 с.
12
Дополнительная
1. Геохимия природных и техногенно измененных биогеосистем / Отв
редактор Е.В. Филатов. – М. : Научный мир, 2009. – 750 с.
2. Добровен, В.В. Биогеохимия мировой суши / В.В. Добровен. – М. :
Научный мир, – 2009. – 439 с.
3. Крайнов, С.Р. Геохимия подземных вод. / С.Р. Крайнов. – М. : Наука,
2004. – 677 с.
4. Мартынов, Ю.А. Основы магматической геохимии. / Ю.А. Мартынов.
- Владивосток : Дальнаука, 2010. – 228 с.
5. Минералогия и петрография / В.Н. Грамм-Осипова, Л.М. Грамм-Осипов
и др. – Владивосток: Изд-во Дальневост. Ун-та, 2000. – 52 с.
6. Холодов, В.Н. Геохимия осадочного процесса / В.Н. Холодов. – М. :
ГЕОС, 2006. – 608 с.
7. Яхонтова, Л.К. Основы минералогии гипергенеза / Л.К. Яхонтова,
В.П. Зверева. – Владивосток : Дальнаука, 2000. – 331 с.
Интернет-ресурсы
1. Кузнецов, А.Н. Минералогия с основами кристаллографии: учебнометодическое пособие / А.Н. Кузнецов, В.В. Абрамов. – Воронеж : ИПЦ
ВГУ,
2007.
–
57
с.
Режим
доступа:
http://window.edu.ru/resource/288/59288
2. Пермяков, А.А. Определитель минералов: Лабораторный практикум по
дисциплине "Основы кристаллографии и минералогии" / А.А. Пермяков,
А.А. Назарова. – Новокузнецк : СибГИУ, 2007. – 69 с. – Режим доступа:
http://window.edu.ru/resource/109/71109
3. Трифонова, Т.А. Экологическая геохимия: словарь-справочник /
Т.А. Трифонова, Л.А. Ширкин. – Владимир: Ред.-изд. Комплекс ВлГУ,
2005.- 140 с. – Режим доступа: http://window.edu.ru/resource/345/77345
13
МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ
Федеральное государственное автономное образовательное учреждение
высшего профессионального образования
«Дальневосточный федеральный университет»
(ДВФУ)
ШКОЛА ЕСТЕСТВЕННЫХ НАУК ДВФУ
КОНСПЕКТЫ ЛЕКЦИЙ
по дисциплине "Геохимия и минералогия"
Специальность - 240403.65 – «Химическая технология природных энергоносителей и углеродных
материалов»
г. Владивосток
2011
14
Модуль 1. Минералогия гипогенных руд (7 часов)
Тема 1. Введение в минералогию (3 часа).
Лекция 1. Минералогия и понятие о минерале (1 час)
Форма лекции: лекция-беседа
План лекции:
Минералогия принадлежит к числу геологических наук, изучающих земную
кору. Название этой науки в буквальном смысле означает учение о минералах,
которое включает все вопросы о минералах, в том числе и их происхождение.
Термин минерал происходит от старинного слова «минера», т.е. рудный штуф,
кусок руды. Это указывает на то, что его появление связано с развитием горного
промысла.
Например, биотитовый гранит как горная порода состоит из трех главных
минералов различного состава: светлоокрашенного полевого шпата, серого кварца
и черной слюды (биотита). Сплошная руда магнитного железняка сложена почти
мономинеральным агрегатом, состоящим из кристаллических зерен магнетита.
С генетической точки зрения минералы представляют собой природные
химические соединения (реже самородные элементы), являющиеся естественными
продуктами различных физико-химических процессов, совершающихся в земной
коре (включая сюда и продукты жизнедеятельности организмов). Подавляющая
масса этих продуктов наблюдается в виде твердых минералов, обладающих
определенными химическими и физическими свойствами, находящимися во
взаимосвязи с химическим составом и кристаллическим строением слагающего их
вещества. С известной степенью приближенности можно считать, что каждый
минерал независимо от его размеров в пределах своего пространственного
ограничения представляет собой однородную кристаллическую среду (абсолютно
химически и физически однородных минералов в природе не существует).
Как показывают наблюдения над условиями нахождения минералов в
природе, а также экспериментальные исследования, каждый минерал возникает в
каких-то определенных физико-химических условиях (т. е. при определенных
значениях температуры, давления и концентрации химических компонентов в
15
системе). При этом отдельные минералы сохраняются неизменными до тех пор,
пока не будут изменены пределы устойчивого состояния при воздействии
внешней среды (например, при процессах окисления или восстановления, при
падении или повышении температуры или давления и др.). Поэтому в
историческом ходе развития геохимических процессов многие минералы
подвергаются изменению разрушению или замещению другими минералами,
устойчивыми во вновь создающихся условиях.
Однако наряду с этим мы знаем немало минералов, которые могут
устойчиво существовать в состоянии равновесия в весьма широких пределах
изменения внешних условий (таковы, например, алмаз, графит, корунд, рутил и
др.).
Весьма значительное количество известных в настоящее время минералов
имеет важное практическое значение как минеральное сырье (при условии,
конечно,
если
скопления
их
в
определенных
участках,
называемых
месторождениями полезных ископаемых, обладают промышленным содержанием
и запасами, достаточными для обеспечения предприятия по разработке
месторождения). Одни минералы содержат в своем составе ценные для
промышленности те или иные металлы (железо, марганец, медь, свинец, цинк,
олово, вольфрам, молибден и др.), извлекаемые при металлургической обработке
руд. Другие минералы (такие, как алмаз, асбест, кварц, полевые шпаты, слюды,
гипс, сода и др.), благодаря их ценным физическим или химическим свойствам,
применяются для тех или иных целей в сыром виде (без переработки) или
используются для получения необходимых в промышленности синтетических
соединений, строительных материалов и пр.
Таким образом, минералогия как наука о природных химических
соединениях(минералах) изучает во взаимосвязи их состав, кристаллическое
строение, свойства, условия образования и практическое значение.В соответствии
с этим и задачи этой науки должны быть тесно связаны, с одной стороны, с
достижениями смежных с нею наук (физики, химии, кристаллохимии и др.), а с
другой, — с запросами практики поисково-разведочного дела.
Главнейшими задачами минералогии в настоящее время являются:
16
1. Всестороннее изучение и более глубокое познание физических и
химических свойств минералов во взаимной связи с их химическим составом и
кристаллическим строением с целью практического использования их в
различных отраслях промышленности и выявления новых видов минерального
сырья.
2. Изучение закономерностей сочетания минералов и последовательности
образования минеральных комплексов в рудах и горных породах с целью
выяснения
условий
возникновения
минералов
и
истории
процессов
минералообразования (генезиса), а также использования этих закономерностей
при поисках и разведке различных месторождений полезных ископаемых.
Минералогические исследования при решении этих задач опираются на
законы точных наук — физики, химии, кристаллографии, кристаллохимии,
коллоидной и физической химии. Данные минералогии, в свою очередь,
используются
в
таких
науках,
как
геохимия,
петрография,
учение
о
месторождениях полезных ископаемых, а также в поисково-разведочном деле и в
ряде технических наук (металлургия, обогащение руд и др.).
Представления о природе минералов, а соответственно и содержание
минералогии, складывались исторически и менялись по мере развития знаний в
области геологии и естествознания в целом.
Лекция 2. Земная кора и особенности ее состава (1 час)
Форма лекции: лекция-беседа
План лекции:
Строение земного шара. Главным объектом геологических, в том числе и
минералогических
исследований
является
подразумевается
самая
оболочка
верхняя
земная
кора,
земного
под
шара,
которой
доступная
непосредственному наблюдению. Она состоит из: нижней части атмосферы,
гидросферы и верхней части литосферы, т. е. твердой части Земли.
Наши фактические знания о строении и химическом составе земной коры
основываются
почти
исключительно
на
наблюдениях
над
самыми
поверхностными частями нашей планеты. Местами, благодаря шахтным
17
разработкам месторождений полезных ископаемых, известны и более глубокие
части земной коры.
Горообразующие процессы, совершавшиеся в различные геологические
эпохи и приводившие к образованию высоких горных хребтов, подняли из
глубины самые различные породы, не образующиеся вблизи поверхности Земли.
Однако это дает возможность, как показывают геологические наблюдения и
подсчеты, получить более или менее реальное представление о составе и строении
земного шара только до глубины 16-20 км(радиус же его превышает 6300 км).
О строении и составе глубоких недр земного шара можно судить лишь на
основании косвенных данных. Как показывает сопоставление плотностей всего
земного шара (5,527) и земной коры (2,7-2,8), внутренние части нашей планеты
должны обладать значительно большей плотностью, чем поверхностные. Как
предполагают на основании различных данных (геофизические наблюдения,
данные сравнения Земли с другими космическими телами, состав метеоритов и
пр.), это обстоятельство обусловлено не только увеличением с глубиной давления,
но и изменением состава внутренних частей нашей планеты.
Согласно гипотезе В. М. Гольдшмидта земной шар состоит из трех главных
концентрически расположенных зон (геосфер): 1) наружной — литосферы; 2)
промежуточной — халькосферы, богатой окислами и сернистыми соединениями
металлов, преимущественно железа, и 3) центральной — сидеросферы,
представленной
железо-никелевым
ядром.
Литосфера,
в
свою
очередь,
подразделяется на две части: верхнюю оболочку — до глубины 120 км,
сложенную в основном обычными силикатными породами, и нижнюю —
эклогитовую оболочку (120-1200 км), представленную силикатными породами,
обогащенными магнием.
Состав земной коры. Средний химический состав доступный наблюдению
земной коры условной мощностью 16 км, включая гидросферу, биосферу и
прилегающую часть атмосферы, подсчитывался многими учеными. Впервые
состав твердой части земной коры в весовых процентах подсчитал американский
исследователь Ф.Кларк в 1889 г. Большая работа по уточнению полученных цифр
была проделана В.И. Вернадским, А.Е. Ферсманом, В.М. Гольдшмидтом и А.П.
18
Виноградовым. Последний подсчитал средний химический состав литосферы (без
учета гидросферы и атмосферы).
По предложению акад. Ферсмана, средние цифры содержаний отдельных
элементов земной коры стали называть «числами Кларка», или просто
«кларками». Он же предложил выражать эти величины не только в весовых
процентах, но и в атомах.
Из ста химических элементов, приведенных в периодической таблице
элементов Менделеева, лишь немногие пользуются широким распространением в
земной коре. Такие элементы в таблице располагаются преимущественно в
верхней ее части, т. е. относятся к числу элементов с малыми порядковыми
номерами.
Наиболее распространенными элементами являются: О, Si, Al, Fe, Ca. Na, К,
Mg, Ti, H и С. На долю всех остальных элементов, встречающихся в земной коре,
приходится всего лишь несколько десятых процента (по весу). Подавляющее
большинство этих элементов в земной коре присутствует почти исключительно в
виде химических соединений.
В земной коре чрезвычайно широко распространены кислородные
соединения кремния, алюминия, железа, а также щелочноземельных и щелочных
металлов — кальция, магния, натрия и калия. Это главным образом оксиды и
кислородные
соединения
(преимущественно
силикаты,
алюмосиликаты,
карбонаты, сульфаты и др.).
Лекция 3. Свойства минералов и методы определения (1 час)
Форма лекции: лекция-беседа
План лекции:
Каждый минерал обладает определенными физическими свойствами, к
числу которых относятся: цвет, блеск, черта, прозрачность, слоистость,
спайность и излом, хрупкость, ковкость, упругость, твердость, удельный вес,
магнитность, радиоактивность и другие.
Все эти свойства минералов находятся в причинной зависимости от
особенностей химического состава и кристаллохимической структуры вещества,
19
что в свою очередь обусловлено размерами атомов или ионов (участвующих в
составе минерала), строением их электронных оболочек (особенно наружных) и
свойствами, которые определяются положением химических элементов в таблице
Д.И. Менделеева.
При изучении минералогии используются знания важнейших положений
физики, химии, кристаллохимии и коллоидной химии.
Агрегатное состояние минералов. Минералы могут находиться в природе
в трех агрегатных состояниях: твердом, жидком и газообразном. Любое вещество
неорганической природы в зависимости от температуры и давления может
находиться в любом агрегатном состоянии, а при изменении этих факторов
переходит из одного состояния в другое. При атмосферном давлении в условиях
комнатной температуры большинство минералов находится в твердом состоянии
и плавится при высоких температурах, тогда как ртуть в этих условиях
существует в жидком виде, а сероводород и углекислота — в газообразном
состоянии.
Большинство
твердых
минералов
представлено
кристаллическими
веществами, т. е. веществами, обладающими кристаллической структурой.
Твердые
кристаллические
вещества,
характеризующиеся
беспорядочной
структурой, т. е. отсутствием закономерного распределения атомов носят
название аморфных (стеклообразных) тел.
Кристаллическое
строение
вещества.
Строение
кристаллического
вещества определяется: 1) числом структурных единиц (атомов, ионов, молекул),
удерживаемых в пространстве в упорядоченном состоянии электростатическими
силами; 2) соотношением размеров структурных единиц, с чем связаны плотность
упаковки и координационное число (т. е. число ближайших анионов, окружающих
данный катион); 3) их химическими связями, что также играет существенную роль
в пространственном расположении атомов или ионов с образованием различных
типов структур.
Полиморфизм. Полиморфизмом (поли — это много) называют способность
данного кристаллического вещества при изменении внешних факторов (главным
образом температуры) претерпевать одно или несколько видоизменений
20
кристаллической структуры, а значит и физических свойств. Например, углерод в
природе может быть в виде алмаза (кубической сингонии) и графита
(гексагональной сингонии). Известно, что при нагревании до 3000С, алмаз
переходит в графит, но обратного перехода не бывает.
Физические свойства минералов имеют наибольшее диагностическое
значение. К их числу относятся морфологические особенности — облик
кристаллов, двойники, штриховка граней; оптические — прозрачность, цвет
минералов, цвет черты, блеск; механические — спайность, излом, твердость,
хрупкость,
ковкость,
упругость;
а
также
удельный
вес,
магнитность,
радиоактивность и др.
Для определения минералогической принадлежности того или иного
образца, который визуально и с помощью простых средств определить сложно
применяются другие методы: паяльной трубки, качественно-химических реакций
(например, карбонаты вскипают при воздействии соляной кислоты), определение
минералов под микроскопом, термический анализ (по кривым нагревания),
спектральный, химический, люминесцентный и другие. Возможно, применение
рентгеноструктурного метода (по дебаеграмме или дифрактограмме), т. е. по
структуре
определить
спектроскопический
минерал.
анализ,
К
числу
который
современных
позволяет
относится
отнести
минерал
ИКк
соответствующему классу: сульфатам, карбонатам, силикатам, арсенатам и
другим, а также определить положение полос на спектре и наличие различной
воды молекулярной и гидроксильной.
Тема 2. Образование минералов в природе (2 часа).
Лекция 4. Образование минералов в природе (1 час)
Форма лекции: лекция-беседа
План лекции:
Общие положения
Образование твердого кристаллического вещества может происходить
различными путями: а) путем кристаллизации жидкостей (расплавов или
растворов), б) путем отложения кристаллов на стенках пустот из газообразных
21
продуктов возгона и в) путем перекристаллизации твердых масс (в частности
коллоидов). Главная масса природных кристаллических образований является
результатом кристаллизации силикатных расплавов и водных растворов. Сюда
относятся: огромные массы изверженных кристаллических пород, подавляющее
количество месторождений полезных ископаемых, кристаллические осадки
соленосных бассейнов и др.
Кристаллизация любого охлаждающегося расплава теоретически должна
начинаться при определенной температуре, отвечающей температуре плавления
данного вещества. Точно также и кристаллизация раствора должна начинаться в
момент насыщения растворителя данным веществом. Однако, как показывает
опыт, кристаллизация жидких фаз начинается при некотором переохлаждении или
перенасыщении. Последнее зависит от химического состава кристаллизующейся
жидкости и до некоторой степени от давления. Зарождение кристаллов может
быть вынужденным, если имеется затравка (обломки или пылинки твердых
веществ) или самопроизвольным, если затравка отсутствует, а раствор или
расплав становится пересыщенным или переохлажденным.
Изменение внешних условий существования минералов приводит к
частичному или полному его разложению, что главным образом связано с
процессами окисления и восстановления. Особенно это характерно для
минералов, в состав которых входят элементы с разной валентностью (например,
Fe+2, Fe+3, Mn+2, Mn+4, S-2, S-4 и др.). Если первоначально минерал содержит
катионы низшей валентности, то, попадая в окислительные условия, они будут
стремиться перейти в ионы высшей валентности. При этом размеры катионов
уменьшаются, что обычно приводит к разрушению кристаллической решетки.
В результате кристаллизации и затвердевания раствора или расплава
образуется смесь сросшихся между собой кристаллических зерен, которая носит
название минеральный агрегат. Агрегаты могут быть мономинеральные,
состоящие из кристаллических зерен одного минерала и полиминеральные,
содержащие
два
или
несколько
минералов.
Агрегаты
могут
быть
явнокристаллическими, скрытокристаллическими и коллоидными. Главнейшие
типы минеральных агрегатов: зернистые, друзовидные, секреции в виде миндалин
22
и жеод, конкреции, оолиты, натечные формы (сталактиты, сталагмиты,
почковидные, гроздевидные), землистые массы (сажистые и охристые), налеты и
примазки, выцветы и др.
Когда минералы образуются и находятся совместно в образце, то говорят,
что они находятся в ассоциации или в парагенезисе друг с другом. Многие
минералы имеют типоморфные признаки, например, обладают характерной
формой кристаллов (пирит – кубический, кальцит в одних месторождениях –
скаленоэдрический, а в других ромбоэдрический, в третьих пластинчатый и т. д.).
Типоморфными особенностями могут быть и примеси разных элементов в одном
и том же минерале, который имеет разное происхождение (например, касситерит
из
высокотемпературных
пегматитовых
жил
имеет
одни
элементы,
а
гидротермальный другие).
Лекция 5. Геологические процессы минералообразования (1 час)
Форма лекции: лекция-беседа
План лекции:
Для выяснения условий генезиса (происхождения) какого-либо данного
комплекса минералов важно не только установить способ их образования, но
также связать его с теми геологическими процессами, которые совершаются в
земной коре и приводят к образованию самых различных по составу горных
пород и руд месторождений полезных ископаемых. Этим занимаются
специальные науки петрография и месторождения полезных ископаемых.
Все минеральные массы, возникшие в результате тех или иных
геологических процессов, по источнику энергии, за счет которой они
происходили, делятся на две главные генетические группы:
1) эндогенные (внутри рожденные), образующиеся при процессах,
протекающих за счет внутренней тепловой энергии земного шара; минералы,
возникшие в результате этих процессов, являются продуктами магматической
деятельности (в широком смысле слова), горные породы и месторождения
полезных ископаемых образуются в результате кристаллизации самой магмы и
различных отщеплений от нее; процессы минералообразования протекают на
разных глубинах и при различных, но обычно высоких температурах;
23
2) экзогенные
(извне
рожденные),
возникающие
при
процессах,
совершающихся за счет внешней солнечной энергии, получаемой поверхностью
земного шара; источником вещества являются обнажившиеся и разрушающиеся
на поверхности Земли разнообразные породы и руды различного происхождения;
процессы минералообразования развиваются в самой поверхностной части земной
коры при низких температурах и давлениях, близких к атмосферному, в условиях
взаимодействия физических и химических агентов атмосферы, гидросферы и
биосферы.
Как эндогенные, так и экзогенные минеральные массы после их образования,
при изменившихся внешних условиях существования претерпевают те или
иные превращения (метаморфизм). Особенно сильные превращения в составе
и строении минеральных масс происходят при так называемом региональном
метаморфизме, когда массы горных пород и связанные с ним месторождения
вследствие
тектонических
нарушений
попадают
из
областей
их
первоначального образования в более низкие зоны земной коры. Эти
процессы глубинного метаморфизма совершаются в условиях относительно
высоких
температур
и
давлений
и
пользуются
весьма
широким
распространением в земной коре.
5.1. Эндогенные процессы минералообразования
Эндогенные или глубинные процессы минералообразования происходят в
результате вулканической деятельности, которая приводит к образованию
магмы. Магмы являются сложными по составу силикатными огненножидкими расплавами, в которых принимают участие летучие составные
части.
В соответствии с существующей последовательностью развития магматического
цикла
явлений
различают
следующие
этапы
эндогенных
процессов
минералообразования: 1) магматический (в собственном смысле слова), 2)
пневматолитовый, 3) пневматолито-гидротермальный и гидротермальный .
1. Магматические процессы совершались во все геологические эпохи и
приводили к образованию огромных масс изверженных горных пород.
24
По
условиям
образования
различают
две
главные
группы:
а)
эффузивные(экструзивные), т. е. излившиеся на земную поверхность в виде лав
или быстро застывшие в ее непосредственной близости в условиях низкого
внешнего давления, и б) интрузивные, застывшие на глубине под высоким
давлением в виде больших грибообразных, пластообразных и неправильной
формы массивов.
Эффузивные породы при быстром остывании не успевают полностью
раскристаллизоваться и поэтому в своем составе содержат в том или ином
количестве вулканическое стекло и часто обильные округлые пустоты (в
пузыристых лавах), свидетельствующие о выделении газообразных продуктов
вследствие резкого уменьшения внешнего давления. Интрузивные породы,
наоборот, представляют собой полнокристаллические породы.
Явление дифференциации в магмах приводит к образованию различных по
химическому и минеральному составу и удельному весу горных пород. В
зависимости от содержания кремнезема и других компонентов среди изверженных
пород различают:
а) ультраосновные, богатые MgO и Fe2O3, но наиболее бедные SiO2 (<45%):
дуниты, пироксениты — в интрузивных и пикриты — в эффузивных комплексах;
б) основные, более богатые SiO2 (45-55%) и богатые Al2O3 и CaO, но более
бедные MgO, FeO: габбро, нориты — в интрузивных и базальты и диабазы — в
эфузивных комплексах;
в) среднекислыепо содержанию SiO2 (55-65%), более бедные CaO, но
обогащенные щелочами: диориты, кварцевые диориты — в интрузивных,
порфириты, андезиты и др. — в эффузивных комплексах;
г) кислые, богатые SiO2 (>65%), но еще более богатые щелочами и более
бедные, по сравнению с предыдущими, CaO, FeO, MgO: гранодиориты, граниты и
другие породы — в интрузивных, липариты, кварцевые порфиры и прочие породы
— в эффузивных комплексах.
Рудные месторождения магматического происхождения встречаются лишь в
ультраосновных изверженных породах. К ним принадлежат месторождения Cr, Pt
и других металлов платиновой группы, а также Cu, Ni, Co, Fe, Ti и др.
25
В богатых щелочами интрузивных породах (нефелиновых сиенитах) встречаются
месторождения редких земель — ниобия, тантала, титана, циркония и
неметаллических полезных ископаемых — фосфора (апатита), глиноземного
сырья (нефелина) и др.
2. Пневматолитовые процессы образования пегматитов протекают в
верхнихкраевых частях магматических массивов в тех случаях, когда эти массивы
формируются на больших глубинах (несколько километров от поверхности
Земли)
в
условиях
высокого
внешнего
давления,
обогащены
летучими
компонентами, которые находятся в магме в растворенном состоянии и реагируют
с ранее выкристаллизовавшейся породой.
Необходимо отметить, что пегматитовые образования отмечаются среди
интрузивных пород самого различного состава, начиная от ультраосновных и,
кончая кислыми, но наиболее распространены в кислых и щелочных породах.
3.
Пневматолито-гидротермальные
постмагматическими
и
протекают
после
того,
процессы
являются
как
процесс
главный
кристаллизации магмы в глубинном массиве уже закончился. Эти процессы
происходят при наличии большого количества летучих, но в условиях
пониженного внешнего давления. Они приурочены к большим или средним
глубинам. В результате взаимодействия магмы с карбонатными породами
образуются скарны, состоящие преимущественно из силикатов Ca, Fe, Al и др.
элементов.
Гидротермальные процессы в глубинных условиях развиваются в кровле,
на некотором удалении от непосредственного контакта с изверженными
породами. Остаточные парообразные растворы поднимаются по трещинам,
постепенно охлаждаются, сжижаются и превращаются в горячие водные растворы
— гидротермы. Они наиболее характерны для малых и средних глубин и связаны
с интрузиями кислых пород (гранитов, гранодиоритов и др.). По условиям
образования
гидротермальные
породы
могут
быть
высоко-,
низкотемпературные.
5.2. Экзогенные процессы минералообразования
26
средне
и
Процессы образования минералов, совершающиеся на поверхности Земли за
счет солнечной энергии, более доступны нашему наблюдению и изучению,
чем эндогенные.
На суше под воздействием атмосферных агентов (кислорода воздуха,
углекислоты, воды) и жизнедеятельности микроорганизмов происходит мощный
химический процесс, носящий общее название процесса выветривания. Он
приводит к физическому и химическому разложению всего того, что было создано
эндогенными процессами, и одновременно к образованию новых продуктов,
устойчивых в создающихся на поверхности Земли условиях. Это, так называемые,
процессы выветривания и осадочные.
Процессы выветривания выражаются в механическом и химическом
разрушении пород. Механическое разрушение пород и руд происходит вследствие
температурного воздействия, т. к. они имеют различные коэффициенты
расширения, а также механическое воздействие частичек замерзшей воды (льда).
Химическое разложение минералов под воздействием дождевых и поверхностных
вод, кислорода воздуха, углекислоты и других газов приводит к процессам
окисления,
гидролиза,
растворения.
Процессы
окисления
минералов,
происходящие в толще пород выше уровня грунтовых вод, приводят к
формированию зоны окисления, а восстановительные процессы, происходящие
ниже уровня грунтовых вод, формируют зону цементации или зону вторичного
сульфидного обогащения. Вместе эти две зоны формируют зону гипергенеза, а
процессы, в ней происходящие, считаются гипергенными.
Осадочные процессыи породы формируются в результате переноса и
отложения поверхностными водами продуктов механического и химического
окисления. Здесь также протекают своеобразные процессы минералообразования,
приводящие к отложению осадков в виде пластов на дне водоемов. Осадки могут
быть механические и химические. Механические осадки — это месторождения
россыпей, сформировавшиеся при разрушении коренных рудных тел. Например,
месторождения золота, платины, алмазов и др. Химические осадки возникают
главным образом в озерах и морских водоемах. Выпадение осадков может
происходить либо путем кристаллизации из насыщенных растворов (например,
27
месторождения
солей),
путем
накопления
продуктов
жизнедеятельности
органического мира или самих остатков организмов (например, известняки, угли,
горючие сланцы, нефть и т. д.), либо в виде коллоидных осадков, формирующих,
например, месторождения железо-марганцовых конкреций.
5.3.
Региональный
метаморфизм
и
связанные
как
эндогенных,
с
ним
процессы
и
экзогенных
минералообразования
Наиболее
сильные
изменения
так
образований наступают при региональном метаморфизме, когда вследствие
тектонических перемещений целые области верхних участков земной коры могут
оказаться в глубинных условиях, т. е. в условиях сильно повышенных температур
и давлений или в условиях мощного проявления горообразующих процессов.
В этих условиях минералы обедняются водой или теряют ее совсем и переходят
в другие (например, опал переходит в кварц, а лимонит — гематит или
магнетит).
Тема 3. Классификация минералов (2 часа).
Лекция 6. Классификация минералов (1 час)
Форма лекции: лекция-беседа
План лекции:
Принципы
классификации.
Классификация
минералов
проведена
по
химическому принципу и в ее основе лежит периодический закон химических
элементов, открытый Д.И. Менделеевым. Но при ее создании учитывается
также развитие рентгеноструктурных исследований кристаллов и доказанная
Е.С.
Федоровым
взаимосвязь
между
химическим
составом
и
кристаллическим строением вещества. Кроме того, учитывается также
взаимосвязь между кристаллическим строением вещества и его свойствами
такими как: оптические, электрические, механические (твердость, спайность,
упругость) и другие. Оказалось, что все эти свойства минералов обусловлены
как пространственным расположением структурных единиц (ионов, атомов,
молекул) при определенных соотношениях их размеров, так и природой связи
между ними и свойствами самих ионов или атомов, определенными
положениями
их в таблице химических элементов Д.И. Менделеева, а,
28
следовательно, и их строением. Закономерности сочетания химических
элементов при образовании минералов также помогают понять связь и с
физико-химическими
факторами
равновесия
системы
(температуры,
давления, концентрации химических компонентов). Все это позволяет понять
и происхождение минералов в магматических продуктах (изверженных
горных породах, пегматитах или гидротермальных образованиях) или
экзогенных процессах, приводящих к формированию коры выветривания и
химических осадков в водных бассейнах и других.
Все природные образования, составляющие предмет минералогии, так же как и
все искусственные вещества, в химии, необходимо делить на две большие
самостоятельные группы:
1)
неорганические минералы, к которым кроме редко встречающихся
самородных элементов, относятся природные соединения всех элементов (за
исключением органических),
2)
органические
минералы,
представленные
разнообразнейшими
соединениями углерода (исключение составляют лишь карбонаты и карбиды,
относимы к неорганическим соединениям).
Все минералы неорганической природы с химической точки зрения
разбиваются на большие группы, отличающиеся друг от друга по типу
химического соединения и типу химических связей между структурными
единицами.
Особое
представленные
положение
главным
при
этом
образом
занимают
металлами
с
самородные
элементы,
характерной
для
них
металлической связью между атомами. К ним же должны быть отнесены и
солеобразные интерметаллические соединения.
Самостоятельный
раздел
составляют
сернистые
и
им
подобные
соединения, по ряду свойств занимающие промежуточное положение между
типичными металлами и соединениями с ионной связью. К этому же разделу
условно присоединим, так называемые, сульфосоли, пока еще слабо изученные в
структурном отношении.
29
Характерный тип химических соединений, но уже с типичной ионной
связью, представляют галоидные соли, т. е. соединения металлов с фтором,
хлором, бромом и йодом.
К следующему разделу должны быть отнесены оксиды и гидроксиды
(простые и сложные соединения металлов с кислородом и гидроксилом).
Наконец, чрезвычайно многочисленную группу минералов составляют соли
кислородных кислот,т. е. соединения катионов металлов с различными
комплексными анионами, содержащими кислород.
В ряде указанных разделов является необходимым проводить дальнейшее
подразделение минералов по типам анионов на классы и подклассы.Внутри
последних в определенном порядке выделяются группы минералов по признакам
сходства кристаллических структур и химических особенностей минералов,
обусловливаемых главным образом катионами, входящими в их состав.
Таким образом, общая классификация неорганических минералов в схеме
может быть представлена в следующем виде (без деления на группы):
Раздел I. Самородные элементы и интерметаллические соединения.
РазделII. Карбиды, нитриды и фосфиды (эти соединения в данном курсе не
рассматриваются).
РазделIII. Сульфиды, сульфосоли и им подобные соединения
1 класс. Простые и двойные сернистые и им подобные соединения.
2 класс. Сульфосоли.
РазделIV. Галоидные соединения (галогениды).
1 класс. Фториды.
2 класс. Хлориды, бромиды и иодиды.
Раздел V. Оксиды.
1 класс. Простые и сложные оксиды.
2 класс. Гидроксиды.
РазделVI. Кислородные соли.
1 класс. Иодаты.
2 класс. Нитраты.
3 класс. Карбонаты.
30
4 класс. Сульфаты и селенаты.
5 класс. Хроматы.
6 класс. Молибдаты и вольфраматы.
7 класс. Фосфаты, арсенаты и ванадаты.
8 класс. Арсениты.
9 класс. Бораты.
10 класс. Силикаты.
A.Силикаты с изолированными тетраэдрами аниона SiO4.
Б. Силикаты с изолированными группами тетраэдров SiO4.
B. Силикаты с непрерывными цепочками тетраэдров SiO4.
Г. Силикаты с непрерывными слоями тетраэдров SiO4.
Д. Силикаты с непрерывными трехмерными каркасами тетраэдров SiO4 и
А1О4.
6.1. Минеральные виды и разновидности.
Основной классификационной единицей при систематике природных
химических
определенным
соединений
является
химическим
минеральныйвид,
составом
и
обладающий
определенной
обычно
кристаллической
структурой.
С этой точки зрения полиморфные модификации одного и того же
кристаллического вещества представляют собой самостоятельные минеральные
виды (например, графит и алмаз, -сера и -сера и др.).
В тех случаях, когда два изоструктурных вещества образуют друг с другом
непрерывный ряд твердых растворов (например, Au — Ag, MnWO4 — FeWO4,
NaSi2AlO8 — CaSi2Al2O8 и др.), а с физико-химической точки зрения мы имеем
одну фазу. Однако в практике минералогии во многих случаях укоренилось
несколько названий не только для крайних, но и для промежуточных по составу
членов изоморфного ряда (например, золото — электрум — серебро; гюбнерит —
вольфрамит — ферберит; альбит — олигоклаз — андезин — лабрадор —
битовнит — анортит).
31
Под разновидностями подразумевают такие одинаковые или почти
одинаковые по кристаллическому строению минералы, которые лишь несколько
отличаются по следующим признакам:
1) по химическому составу, когда какой-либо из химических компонентов
характеризующих состав данного минерала, отчасти изоморфно замещен другим
компонентом; например кобальт-пирит (Fe,Co)S2, разновидность пирита, не
отличимая от него без химических реакций;
2) по физическим признакам, когда состав и структура одни и те же. Но
некоторые физические свойства отличаются; например, аметист от бесцветного
кварца отличается по фиолетовой окраске, а сажистая разновидность пиролюзита
(MnO2) от кристаллических индивидов (полианит) отличается лишь по
степенидисперсности и ложной низкой твердости;
3) по составу и физическим свойствам одновременно; например, высоко
железистая разновидность сфалерита (ZnS) отличается от основного, обычно
светлоокрашенного вида, гораздо более темной, почти черной окраской и
некоторыми другими признаками.
Раздел I. САМОРОДНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ
Интерметаллические соединения в данном курсе не рассматриваются. В
самородном состоянии в земной коре устанавливается 30 химических
элементов, главным образом металлов. Сюда же относится ряд газов и редко
встречающихся
элементов
в
жидком
состоянии
(ртуть,
некоторые
амальгамы).
Общее весовое значение самородных элементов в земной коре невелико. Из
них в наибольших относительных количествах представлены: водород, аргон,
гелий, сера, золото, элементы платиновой группы, медь и висмут. Химические
элементы, относимые к числу благородных газов, это — He, Ne, Ar, Kr и др.,
благородных металлов — Pt, Au, Ag, Os, Ir, As, Sb, S и др. Общее число
минеральных видов и разновидностей больше, чем элементов и достигает 80.
Самородные
металлы
обладают
наилучшей
электропроводностью,
теплопроводностью, металлическим блеском, наибольшим удельным весом,
ковкостью. Здесь выделяются полуметаллы (мышьяк, сурьма и висмут) и
32
металлоиды (например, сера). Среди самородных минералов выделяют группу
золота, куда входят типичные самородные металлы (медь, серебро, золото и их
разновидности по химическому составу). Группа железа это — Fe, Co, Ni, Rh, Ir и
Pt. Группа осмия — рутения, в которой элементы образуют твердые растворы не
только между собой, но и с родием, иридием, палладием и платиной. В группу
полуметаллов входят: мышьяк, сурьма и висмут, причем два первых могут
образовывать твердые растворы. Группа серы — сера, селен, теллур. Группа
углерода представлена двумя резко различными по физическим свойствам
полиморфными модификациями углерода — алмазом и графитом.
Раздел II. СУЛЬФИДЫ, СУЛЬФОСОЛИ И ИМ ПОДОБНЫЕ
СОЕДИНЕНИЯ
К
данному
разделу
относятся
сернистые,
селенистые,
теллуристые,
мышьяковистые и сурьмянистые соединения металлов. К ним принадлежит
значительное количество важных в промышленном отношении минералов,
играющих существенную роль в составе многочисленных месторождений
металлических полезных ископаемых. В данном разделе выделяется два
класса.
Класс 1. Простые и двойные сернистые и им подобные соединения
За исключением сероводорода, все простые сернистые и им подобные
соединения в земной коре распространены в виде твердых кристаллических
веществ. Среди них по типам химических соединений выделяются различные
главные группы минералов (сульфидов, арсенидов и антимонидов). В первый
класс входят следующие группы: халькозина (халькозин Cu2S, аргентит Ag2S),
группа галенита (галенит PbS), группа сфалерита (сфалерит ZnS син. куб.,
вюртцит ZnS син. гекс., гринокит CdS, киноварь HgS), группа пирротина
(пирротин Fe1-xS, где x=0,1-0,2, никелин NiAs и др.), группа халькопирита
(халькопирит CuFeS2, станнин Cu2FeSnS4 и др.). Кроме того, группы ковеллина
(CuS), аурипигмента (As2S3), антимонита (Sb2S3), молибденита (MoS2), пирита
(пирит FeS2 син. куб., марказит FeS2 син. ромб.и др.), скуттерудита (CoAs3).
Класс 2. Сульфосоли
33
К этому классу относятся сложные соединения, по химической конституции
похожие на солеобразные соединения.
При классификации сульфосолей наиболее рациональным является разделение их
на большие группы по металлам, участвующим в сулфооснованиях, и уже внутри
таких групп можно проводить систематику по составу сульфоангидридов. При
такой установке классификацию сульфосолей можно свести к следующей схеме:
А. Сульфосоли меди, т. е. соединения типа nCu2S .X2S2, где X=As+3, Sb+3и Bi+3,
итипа 3Cu2S . X2S5, где X= V+5, As+5и
Sb+5. Таким образом, сюда войдут
сульфоарсениты,
сульфовисмутиты
сульфоантимониты
и
меди,
а
также
сульфованадаты, сульфоарсенаты и сульфоантимонаты меди. Группа тетраэдрита
(теннантит и тетраэдрит), группа энаргита (энаргит), группа бурнонита (бурнонит,
айкинит), в этих минералах вместе с медью присутствует свинец.
Б. Сульфосоли серебра: nAg2S . X2S3, где X=As+3, Sb+3 и Bi+3 — сульфоарсениты,
сульфоантимониты и сульфовисмутиты серебра. Группа прустита (прустит,
пираргирит, полибазит).
В. Сульфосоли свинца: nPbS . X2S3, где X=As+3, Sb+3 и Bi+3 — это сульфоарсениты,
сульфоантимониты
и
сульфовисмутиты
свинца.
Группа
буланжерита
(буланжерит, джемсонит).
Раздел III. ГАЛОИДНЫЕ СОЕДИНЕНИЯ (ГАЛОГЕНИДЫ)
Их наиболее яркими представителями являются галоидные соединения металлов.
С химической точки зрения — это соединения солей кислот HF, HCl, HBr и HJ.
Соответственно среди минералов различают фториды, хлориды, бромиды и
иодиды. Кроме того, существуют водные соединения, которые являются более
сложными образованиями, содержащими добавочные анионы: гидроксильные,
кислорода, серы.
Среди галогенидов выделяется два класса: фториды и хлориды, бромиды и
иодиды.
Класс 1. Фториды
34
В природе известно всего 15 минералов этого класса, главным среди
которых является фторид кальция, а меньшая роль принадлежит бору, алюминию
и кремнию. Минералы этого класса — флюорит CaF2 и криолит Na3AlF6.
Класс 2. Хлориды, бромиды, иодиды
Хлориды в сравнении с фторидами боле широко распространены в природе.
Хлориды — это соединения хлора с N (и NH3), Na, Mg, Al, K, Ca, Fe, Ni, Cu, Ag, H,
Pb и Bi. Бромиды и иодиды редки. Среди бромидов известны лишь соединения
Ag, иодиды устанавливаются для Ag, Cu и Hg. Среди хлоридов выделяются
группы галита (галит NaCl, сильвин KCl, корналлит — водное соединение магния
и калия) и пираргирита (AgCl).
Раздел IV. Оксиды
Данный раздел включает простейшие соединения металлов и металлоидов с
кислородом и гидроксилом. Соединения с кислородом могут давать 40
элементов. Все минералы этого раздела делятся на 1) безводные оксиды и 2)
гидроксидные, т. е. содержащие гидроксил и водородные ионы. Кроме
простых соединений существуют также двойные. Здесь выделяется два
класса: простые и сложные оксиды, гидроксиды или оксиды, содержащие
гидроксил.
Класс 1. Простые и сложные оксиды
Относящиеся сюда минералы в большинстве обладают сравнительно простыми
кристаллическими структурами. Более сложны лишь кристаллические
структуры минералов относящихся к группе кварца.
Отношения между катионами и анионами кислорода в этих минералах
колеблются в пределах от 2:1 (А2Х) до 1:2 (АХ2). В сложных оксидах
устанавливаются соотношения между катионами — 1:1 и 1:2. Лишь для
некоторых соединений отмечается более сложная картина.
Здесь выделяются следующие группы: льда (лед и вода Н2О), куприта
(куприт Cu2O), цинкита (цинкит ZnO, тенорит CuO), корунда-ильменита (корунд
Al2O3, гематит -Fe2O3, ильменит FeTiO3), браунита (браунит Mn+2Mn+4O3),
шпинели (шпинель MgAl2O4, магнетит Fe3O4, гаусмнит Mn3O4, ганит ZnAl2O3 и
35
др.), рутила (рутил – тетрагональной сингонии, брукит – ромбической сингонии,
анатаз – тетрагональной сингонии, все с формулой TiO2; касситерит SnO2,
пиролюзит MnO2 и др.). К простым оксидам относятся группы: перовскита
(перовскит CaTiO3 и др.), пирохлора (пирохлор NaCaNb2O6F и др.), уранинита
(уранинит UO2), кварца (полиморфные модификации - кварц, тридимит,
кристабалит, с формулой SiO2) в нее также входит опал (водная разновидность
кварца).
Класс 2. Гидроксиды или оксиды, содержащие гидроксил
Гидроксиды это минералы, в которых ионы кислорода частично или полностью
замещены гидроксильной группой ОН. Большинство подобных соединений
кристаллизуется в слоистых структурах, характеризующихся гексагональной
или близкой к ней — плотнейшей упаковкой ионов [OH] -1. В этот класс
входят группы: брусита (брусит Mg[OH]
2,
гидраргиллит Al[OH]3),
лепидокрокита – гетита (бемит AlOOH, лепидокрокит FeOOH, диаспор
HAlO3, гетит HFeO2 и его водная разновидность гидрогетит), псиломелана
(псиломелан mMnO.MnO2.nH2O).
РАЗДЕЛ V. КИСЛОРОДНЫЕ СОЛИ
Минералы данного раздела — это соли различных кислородных кислот. По
числу относящихся сюда минералов данный раздел является наибольшим и
включает 2/3 всех известных минералов, среди которых господствующее
положение занимают силикаты. Среди солей различают соли безводные и
водные, а среди тех и других отмечают:
1. Кислородные
соли,
т.
е.
соли
содержащие
вместо
одного
металлического катиона протон Н+1. В природных условиях они встречаются
сравнительно редко.
2. Нормальные, или средние соли, которые пользуются наибольшим
распространением в природе. Например, кальцит CaCO3, гипс CaSO4.2H2O.
3. Основные соли, т. е. соли содержащие в своем составе ионы гидроксила
[OH]-1, нейтрализующие избыточный положительный заряд катионов. Эти соли
широко распространены в природе. Например, малахит Cu2[CO3][OH]2.
36
Среди минералов, представляющих кислородные соли, выделяются следующие
классы: нитраты, карбонаты, сульфаты, хроматы, молибдаты и вольфраматы,
фосфаты, арсенаты и ванадаты, бораты, силикаты.
Класс 2. Нитраты
Нитраты, как легко растворимые в воде соли азотной кислоты распространены
почти исключительно в современных образованиях в жарких пустынных
странах. Источником азота в них является азот воздуха. Реакции окисления
этого элемента имеют по преимуществу биогенный характер, т. е. связаны с
бактериальными процессами в почвах.
Нитраты щелочей — K и Na имеют наибольшее значение. Подчиненную роль
играют нитраты щелочных земель — Mg, Ca и Ba. В зонах окисления медных
месторождений встречаются редкие нитраты меди сложного состава.
Минералы этого класса натриевая – NaNO3 и калиевая – KNO3 селитра.
Класс 3. Карбонаты
Минералы этого класса многочисленны. Анион [CO3]-2 способен давать более
или менее устойчивые соединения с катионами двухвалентных металлов, к
числу которых относятся: Mg, Fe, Zn, Mn, Ca, Sr, Ba, а также Cu, Zn и Pb с
дополнительными анионами [OH]-1 и Cl-1.
Одновалентные катионы (Na, K, NH4) близких размеров могут образовать
безводные карбонаты лишь при условии, если вместе с ними в решетку
входит катион Н+1, т. е. в виде кислых солей. Водные карбонаты характерны и
для катиона Mg+2, вообще склонного к гидратации в водных средах.
Карбонаты
трехвалентных
металлов
известны
для
редких
земель
с
дополнительным анионом F-1. Из числа малых трехвалентных катионов в
карбонатах встречается лишь Al+3, причем в сочетании с двухвалентными
металлами (Cu, Pb).
Для карбонатов характерно высокое двупреломление и низкая твердость 3-5.
Среди карбонатов выделяются — безводные и водные.
БЕЗВОДНЫЕ КАРБОНАТЫ
К ним относится группа кальцита, которая включает большое число
минеральных видов, представляющих карбонаты следующих двухвалентных
37
металлов (в порядке возрастания ионных радиусов): Mg, Zn, Fe+2, Mn+2, Ca,
Sr, Pb и Ba. Характерно, что ионы с меньшим радиусом, чем Ca, образуют
широкие изоморфные ряды минералов, кристаллизующихся в тригональной
сингонии, а ионы с большим радиусом, чем у Ca, образуют карбонаты
ромбической сингонии. Карбонат самого Ca является диморфным, т. е. может
кристаллизоваться в той и другой сингониях. В эту группу входят кальцит
CaCO3 тригональной сингонии и доломит, близкий по составу, но
ромбической сингонии, а также магнезит MgCO3, доломит CaMg[CO3]2,
сидерит FeCO3, родохрозит MnCO3, смитсонит ZnCO3, церуссит PbCO3 и
другие. Группа малахита включает основные безводные карбонаты меди
малахит Cu2[CO3](OH)2, азурит Cu3[CO3]2(OH)2.
ВОДНЫЕ КАРБОНАТЫ
Среди карбонатов, содержащих в своем составе молекулы H2O, более
распространены водные карбонаты Na, Mg, U и др. Основной водный
карбонат — это сода Na2CO3 . 10H2O.
Класс 4. Сульфаты
Помимо того, что сера может давать электрически нейтральные 8-ми атомные
молекулы
(самородная
положительные
и
сера),
она
отрицательные
образует
ионы.
Как
различные
заряженные
известно,
существуют
отрицательно заряженные ионы S-2 (аналог O-2) и [S2]-2 как продукты
электролитической диссоциации H2S. С этими анионами связано образование
сульфидов. В окислительной обстановке сера может давать молекулярное
соединение SO2(сернистый газ), а в растворах — комплексные анионы [SO3]-2
и в более окислительной среде [SO4]-2, в которых участвуют катионы S-4 и S-6.
Кристаллические образования, представляющие собой соединения металлов с
этими анионами, называются сульфитами (они не встречаются в природных
условиях) и сульфатами (широко распространены в природе). Такие
минералы образуются в условиях повышенной концентрации кислорода и
относительно низких температурах, которые характерны для зоны окисления.
Для устойчивости минералов с таким анионом более подходят крупные
двухвалентные катионы, такие как барий, стронций и свинец. Катионы с
38
меньшим
ионным
радиусом
входят
в
состав
сульфатов
лишь
в
гидратированном состоянии, т. е. будучи одеты в «рубашку» из молекул H 2O,
при этом, чем меньше катион, тем больше молекул воды с ним связано. Для
одного и того же элемента могут быть минералы с разным содержанием
молекул воды, а их свойства будут также различны, т. к. они будут
отличаться кристаллическими структурами. Одновалентные катионы входят в
формулу в двойном количестве. Сульфаты трехвалентных металлов, главным
образом, алюминия и железа, встречаются только в виде водных солей.
Широко распространены двойные и более сложные соли одно-, двух- и
трехвалентных металлов. Очень часто встречаются сульфаты с добавочными
анионами, чаще всего [OH]-1, а иногда [Cl]-1, [CO3]-2, [PO4]-3 и др. Также как и
карбонаты, сульфаты не бывают с высокой твердостью (их твердость — 23,5). Двупреломление их ниже, чем у карбонатов и они могут быть
изотропны. В классе сульфатов выделяются следующие группы: барита
(барит BaSO4, англезит PbSO4, целестин SrSO4), ангидрита (ангидрит CaSO4 и
гипс CaSO4
.
2H2O). Сульфаты щелочных металлов: тенорит Na2SO4,
мирабилит Na2SO4. 10H2O и др. Водные сульфаты двухвалентных металлов —
это обогащенные водой сульфаты магния, меди и железа, к числу которых
относятся эпсомит MgSO4. 7H2O, мелантерит FeSO4. 7H2O, халькантит CuSO4.
5H2O
и
другие
минералы.
Следующая
группа
алунита,
которая
характеризуется наличием трех- и одновалентных элементов, а отчасти и
двухвалентных.
В
нее
входят
алунит
KAl3[SO4]2(OH)6
и
ярозит
KFe3[SO4]2(OH)6. Группа квасцов — это нормальные двойные сульфаты
алюминия и щелочей калиевые KAl[SO4]2. 12H2O и натриевые (где в формуле
K меняется на Na) квасцы и галотрихит FeAl2[SO4]4. 22H2O.
Класс 5. Хроматы
Соли хромовой кислоты немногочисленны. Комплексный анион
[CrO 4]-2
способен образовывать кристаллические структуры с крупным катионом
Pb+2. Редко встречаются хроматы калия. Среди минералов данного класса
наибольший интерес, как наиболее распространенный, вызывает крокоит
39
PbCrO4. Он встречаются преимущественно в зоне окисления рудных
месторождений.
Класс 6. Молибдаты и вольфраматы
Геохимическая
роль
молибдена
и
вольфрама
при
процессах
минералообразования существенно различна. Молибден обладает резко
выраженным сродством с серой. Главная масса этого элемента в земной коре
представлена в виде сульфида — молибденита MoS2. Этот элемент по
химическим и спектральным анализам устанавливается в виде примеси во
многих
сернистых
соединениях.
Кислородные соединения
его
мало
распространены в природе и встречаются преимущественно в зоне окисления
рудных месторождений.
Вольфрам же при процессах минералообразования дает почти исключительно
кислородные соединения в виде солей вольфрамовой кислоты. Сульфид
вольфрама — тунгстит (WS2) — встречается редко. Вольфраматы в большей
части высокотемпературные образования, но также отмечаются и в зоне
окисления. В классе выделяется две группы: вольфраматы Fe+2, Mn+2 и Zn и
молибдаты Ca, Pb и отчасти Cu. Это минералы группы вольфрамита —
вольфрамит (Mn,Fe)[WO4], группы шеелита — повеллит Ca[MoO4], шеелит
Ca [WO4] и вульфенит Pb[MoO4]. Выделяются водные молибдаты и
вольфраматы:
ферримолибдит
Fe+3[MoO4]3.
7H2O
и
ферритунгстит
Fe+3[WO4](ОН) . 7H2O.
Класс 7. Фосфаты, арсенаты и ванадаты
К этому классу относится сравнительно большое число разнообразных по
составу минеральных видов, но их общее весовое количество в земной коре
невелико.
Трехвалентные анионы этих элементов обладают сравнительно крупными
размерами, поэтому наиболее устойчивы безводные соединения в сочетании с
крупными трехвалентными катионами, к числу которых относятся редкие
земли и висмут. Соединения с малыми катионами представлены широко
нормальными водными солями (с гидратированными катионами).
40
Для минералов этого класса характерен изоморфизм главным образом в
анионной части, например, [PO4]-3 на [SO4]-2 или [SiO4]-4, но величина общего
заряда аниона меняться не должна.
Условия образования минералов этого класса особенно водных связано с
экзогенными процессами и с зоной окисления. Минералы этого класса
делятся на водные и безводные соединения. Безводные — это монацит (Сe,
La)[PO4] и ксенотим Y[PO4] из группы моацита, фтор- и хлорапатит
Ca5[PO4]3F и Ca5[PO4]3Cl, пироморфит Pb5[PO4]3Cl, миметезит Pb5[AsO4]3Cl,
ванадинит Pb5[VO4]3Cl из группы апатита, далее амблигонит LiAl[PO4]F и
триплит (Mn,Fe)2[PO4]F из группы амблигонита — триплита.
Среди водных фосфатов, арсенатов и ванадатов выделяются группа вивианита
— это вивианит Fe+2[PO4]2. 8H2O и аннабергит Ni3[AsO4]3. 8H2O, группа
скородита (скородит Fe+3[AsO4]3. 2H2O), группа урановых слюдок (торбернит
Cu[UO2]2[PO4]2. 12H2O, отэнит Ca[UO2]2[PO4]2. 8H2O и др.), группа бирюзы
(бирюза CuAl6[PO4]4(OH)8. 5H2O).
Класс 9. Бораты
К этому классу принадлежат борнокислые соединения — соли борных
кислот, к числу которых, кроме ортокислоты HBO3, относятся метаборная
кислота HBO2 и так называемые полиборные кислоты. Из катионов в боратах
встречаются Al+3, Fe+3 и Mn+3, для которых известны соли в сочетании с
двухвалентными катионами малых ионных радиусов Mg+2, Fe+2. Характерны
также кислые и основные ортосоли Mg+2, в одном случае в сочетании с Ti, а в
другом с Ca, который наблюдается только в двойных солях. Все ортобораты
соединения безводные и обладают повышенной твердостью. Все полибораты
соединения водные. По ряду кристаллохимических свойств бораты стоят
ближе к силикатам, чем к другим кислородным солям. Для полиборатов
характерны
сложные
комплексные
анионы
боратов,
состоящие
из
сочлененных друг с другом групп [BO3]-3 с образованием общих вершин,
которые приводят к протяженным анионам в виде отрицательно заряженных
цепочек, слоев, каркасов и т. д.
41
Безводные бораты представлены в основном солями ортоборной
кислоты (нормальными, кислыми и основными). Это минералы ашарит
(MgHBO4)
и
борацит
(Mg3B7O13Cl).
Водные
бораты
представлены
полиборатами Mg, Na и Ca. Это бура (Na2B4O7. 10H2O), боранатрокальцит
(NaCaB5O9. 8H2O) и др.
Класс 10. Силикаты
На долю силикатов приходится огромная часть известных минералов, что
составляет примерно 1/3 часть. По подсчетам А.Е. Ферсмана, силикаты
составляют 75% земной коры. Если к ним прибавить 12% свободного
кремнезема (в виде кварца и опала), то становится понятным исключительная
роль кремния в геохимии вообще. Катионный состав силикатов также
огромен. Это как одновалентные, так двух- и трехвалентные элементы.
Кристаллохимическое
строение
силикатов
очень
сложное.
В
классе
силикатов выделяются следующие подклассы:
А. Силикаты с изолированными тетраэдрами SiO4, в кристаллических
структурах.
Б. Силикаты с изолированными группами тетраэдров SiO4, в кристаллических
структурах.
Тип 1. С изолированными группами Si2O7.
Тип 2. С кольцевыми анионными радикалами SinO3n.
В. Силикаты с непрерывными цепочками тетраэдров SiO4 в кристаллических
структурах.
Тип 1. С одинарными анионными цепочками.
Тип 2. Со сдвоенными анионными цепочками.
Тип 3. С анионными лентами.
Г. Силикаты с непрерывными слоями тетраэдров SiO4 в кристаллических
структурах.
Д. Силикаты с непрерывными трехмерными каркасами тетраэдров (SiAl)O4 в
кристаллических структурах.
Подкласс А. Силикаты с изолированными тетраэдрами SiO4, в
кристаллических структурах.
42
В этот подкласс входят группы: циркона (циркон ZrSiO4 и торит Th SiO4);
оливинита (форстерит Mg2SiO4 — оливин (MgFe)2SiO4 — фаялит Fe2SiO4);
виллемита (виллемит Zn2SiO4 и фенакит BeSiO4); группа топаза (топаз
Al2[SiO4][F,OH]2); дистена (дистен сингония триклинная, андалузит и
силлиманит сингония ромбическая с формулой Al2[SiO4]O,). Группа граната
также из этого подкласса. Она включает альмандиновый ряд: пироп
Mg3Al2[SiO4]3 – альмандин Fe3Al2[SiO4]3 – спессартин Mn3Al2[SiO4]3 и
андрадитовый ряд: гроссуляр CaAl2[SiO4]3 – андрадит Ca3Fe2[SiO4]3 –
уваровит
Ca3Cr2[SiO4]3.
Далее
идет
группа
везувиана
(везувиан
Ca3Al2[SiO4][OH]4), группа сфена (сфен CaTi[SiO4]O), а также прочие
ортосиликаты (аксинит, датолит, ринколит, лампрофиллит, астрофиллит).
Подкласс Б. Силикаты с изолированными группами тетраэдров SiO4, в
кристаллических структурах.
Здесь выделяются силикаты с изолированными группами Si2O7. Куда относятся
минералы каламин Zn4[Si2O7](OH)2. H2O, цоизит Ca2Al2[Si2O7] [SiO4]O(OH), а
также эпидот, ортит, ильваит и пренит. Второй тип — силикаты с
кольцевыми анионными радикалами, куда входят такие минералы как берилл
Be3Al2[Si6O18], хризоколла CuSiO3. nH2O, а также кордиерит, эвдиалит и
турмалин.
Подкласс В. Силикаты с непрерывными цепочками тетраэдров SiO4 в
кристаллических структурах.
Здесь выделяется три типа. Первый тип с одинарными анионными цепочками,
куда входит группа пироксена, который включает моноклинные минералы
(диопсид CaMg[Si2O6], геденбергит CaFe[Si2O6], а также авгит, жадеит,
эгирин и сподумен) и ромбические (энстатит Mg[Si2O6] и гиперстен
(Mg,Fe)2[Si2O6]). Второй тип — силикаты со сдвоенными анионными
цепочками, куда входит группа амфиболов, включающая моноклинные
(тремолит
Ca2Mg2[Si4O11]2(OH)2,
актинолит
Ca2(Mg,Fe)5[Si4O11]2(OH)2,
роговая обманка и др.) и ромбические (антофиллит (Mg, Fe)7[Si4O11]2(OH)2)
амфиболы. Третий тип — силикаты с анионными цепочками [Si3O9] включает
волластонит Ca3[Si3O9] и родонит (Mn,Ca)[SiO3].
43
Подкласс Г. Силикаты с непрерывными слоями тетраэдров SiO4 в
кристаллических структурах.
Это слюдоподобные силикаты. Здесь выделяется группа талька–
пирофиллита, которая включает тальк Mg3[Si4O10](OH)2 и пирофиллит
Al2[Si4O10](OH)2, группа слюд, состоящая из трех подгрупп биотита
(магниево-железистые
минералы
биотит
и
флогопит),
мусковита
(алюминиевые с калием мусковит и пираргирит) и лепидокрокита (калий,
литий-алюминиевые и железистые лепидокрокит и циннвальдит). Выделяется
группа хрупких слюд (кальций-алюминиевые и железо-алюминиевые,
соответственно маргарит и хлоритоид), следующая группа хлоритов с
химической точки зрения представлена главным образом катионами Mg, Fe+2,
Al и отчасти Ni, Fe+3, Cr+3 (пеннин, клинохлор, шамозит, тюрингит). Далее
группа гидрослюд и им подобных минералов, катионный состав которых
включает K, Mg, Al, Fe+2, Fe+3, а также молекулярную воду (гидромусковит,
вермикулит, глауконит). Группа серпентина-каолинита имеет следующий
химический состав катионов Mg, Ni, Al и воду гидроксильную и
молекулярную. Она состоит из подгруппы серпентина (серпентин, хризотилазбест, ревдинскит, палыгорскит) и подгруппы каолинита (каолинит, диккит,
накрит). Группа галлуазита сложного состава с катионами Ni, Mg,
гидроксильной и молекулярной водой (галлуазит и гарниерит), группа
аллофана — стекловидные или смоловидные минералы с катионами Al и
содержат молекулярную воду (аллофан), группа монтмориллонита — это
главным образом магнезиальные, алюминиевые и промежуточные виды. Они
обладают чрезвычайно важным в практическом отношении свойством
набухать в присутствии воды, а при нагревании постепенно отдавать
адсорбированную воду. Другое свойство глин тоже не менее важное — это их
адсорбционные способности, т. е. возможность накопления широкого спектра
элементов. Эта группа включает монтмориллонит и нонтронит.
Подкласс Д. Силикаты с непрерывными трехмерными каркасами
тетраэдров (SiAl)O4 в кристаллических структурах.
44
Минералы этого подкласса почти исключительно алюмосиликаты, в
анионных структурах которых участвуют тетраэдрические комплексы SiO4 и
тетраэдры AlO4, а среди катионов присутствуют Na, Ca, K, Ba и реже Cs и Rb.
Это группа полевых шпатов, составляющая примерно 50% земной коры по
весу в нее входят: плагиоклазы Na-Ca соединения (альбит, олигоклаз,
андезин, лабрадор, битовнит, анортит), подгруппа ортоклаза — это K-Na
полевые шпаты (санидин, ортоклаз, микроклин), подгруппа гиалофана
(гиалофан и цельзиан). Далее идут группы: скаполита (скаполит), лейцита
(лейцит, анальцим, поллуцит), нефелина (нефелин), садалита (садалит,
гельвин, лазурит и др.). Группа цеолитов, главным образом Ca и Na, отчасти
Ba, Sr, K и крайне редко Mg, Mn (шабазит, натролит, сколецит и др.).
6.2. Минеральный состав земной коры
Общее число минералов земной коры составляет около 6000. По
главным
типам
химических
соединений
число
минеральных
видов
распределяется следующим образом (в %): силикаты и алюмосиликаты 25,8;
фосфаты и их аналоги 18; сульфиды и их аналоги 13,3; оксиды и гидроксиды
12,7; сульфаты 9,4; галогениды 5,8; карбонаты 4,5; самородные элементы 4,3;
бораты 2,9; прочие классы 3,3. В весовом отношении в процентах картина
следующая: силикаты 75, оксиды и гидроксиды 17, причем кварц составляет
12,6, а оксиды и гидроксиды железа 3,6. Карбонаты 1,7; фосфаты 0,7;
хлориды и фториды 0,5; сульфиды и сульфаты 0,4; самородные элементы 0, 1.
Лекция 7. Гипергенные процессы и минералы (1 час)
Форма лекции: лекция-беседа
План лекции:
7.1. Генетическая характеристика гипергенеза.
Из всех процессов, о которых говорилось в начале курса, подробно
рассмотрим только гипергенный, и связанные с ним минералы, т. к. проявление
этого процесса приводит к экологическим последствиям. Как отмечалось ранее,
зона гипергенеза включает зону окисления — верхнюю часть месторождения,
которая находится выше уровня грунтовых вод, и зону вторичного сульфидного
обогащения или зону цементации. В зоне окисления сульфиды под действием
45
гипергенных факторов (температуры, давления, воды и др.) изменяются, что
приводит к появлению гипергенных минералов. Следовательно, гипергенез — это
процесс изменения первичных минералов под действием гипергенных факторов
(вода, кислород, углекислый газ, климат, температура и т. д.).
Отработка месторождений полезных ископаемых открытым и закрытым
способами приводит к появлению многочисленных горных выработок, к числу
которых относятся: канавы, расчистки, карьеры, штольни, отвалы пустых и
некондиционные породы (промышленно не выгодные для переработки руды), а
также отходы горнорудного производства хвосты. Все это приводит к появлению
горнопромышленной техногенной системы. Гипергенные процессы, в них
происходящие, приводят к формированию техногенных минералов.
Хвосты — это тонкоизмельченные некондиционные руды, которые
складируются на хвостохранилищах или шламохранилищах. В период работы
фабрики хвосты сверху закрыты шламовым озером, а если горнорудное
производство прекращает свое существование, то шламовые озера со временем
высыхают. Площади, занимаемые хвостохранилищами, составляют десятки
гектар, где складированы десятки млн. тонн отходов. Хвостохранилища обычно
находятся в непосредственной близости от жилых зон — от сотен метров до 2-3
км.
В толще тонкоизмельченных отходов — хвостах и в горных выработках,
гипергенные
процессы
(окисление
сульфидов)
активизируются
благодаря
увеличению поверхности соприкосновения сульфидов с агентами выветривания
(кислород, вода и т. д.) и переходят на техногенную стадию.
Процесс окисления сульфидов начинается в микропорах и микротрещинах,
где образуется раствор с повышенной концентрацией кислых ионов, в том числе и
HS04-, в связи, с чем первыми продуктами окисления сульфидов, скорее всего,
будут комплексные катионы типа [AHS04] +, где А — Fe+2, Fe+3, Сu, Pb, Zn — в
зависимости от окисляющегося сульфида — это комплексные катионы [FeHS04]+,
[FeHS04]+2, [CuHS04]+, которые в дальнейшем при разбавлении растворов могут
испытывать гидролизные превращения по схеме [AHS04]+2 + H20 [A(OH)S04]+ +
46
2Н+. Соответственно при окислении пирита FeS2 могут образоваться сульфаты
типа ярозита-питтицита, а при окислении халькопирита CuFeS2 характерно
появление таких гипергенных минералов меди, как антлерит, брошантит,
серпиерит, познякит и пр. К примеру, образование антлерита можно описать
гидролизной реакцией 3[CuHS04]+ + 4H20 ↔ Cu3[S04](OH)4 + 2S04-2 + 7H+.
Наряду с основными сульфатами при высокой концентрации растворов
возможна кристаллизация нормальных водных сульфатов, обладающих высокой
растворимостью типа халькантита, весьма характерного для зоны гипергенеза. В
обстановке разбавления сернокислых растворов и возрастания в них роли
аквакомплексов расширяется возможность гидролизных реакций, формирующих
лимонитовые продукты окисления руд, содержащих железистые сульфаты.
Пирротин (Постникова, Яхонтова, 1984) FeS в кислых средах обладает
высокой растворимостью с образованием сероводорода и наиболее обычного при
этом
марказита.
способствует
Новая
быстрому
гальваническая
нагреванию
пара
—
пирротин-марказит
анодного
в
этой
паре
—
пирротина,
замещающегося гидроксидами железа.
Первыми продуктами окисления галенита PbS и сфалерита ZnS в условиях
растворов с рН < 3 являются англезит и госларит, среди которых в окисленных
рудах наиболее устойчив и образует заметные накопления лишь англезит. Степень
окисления сфалерита находится в прямой зависимости от содержания в нем
железа, изоморфно замещающего цинк. Если в рудах сфалерит является
высокожелезистым (Fe до 10-12%), то процесс окисления этого сульфида
ускоряется, что способствует образованию наряду с легко мигрирующими нонами
Zn комплексных сульфатных и гидратных ионов железа, участвующих в
гипергенном минералообразовании.
Окисление сфалерита ZnS в кислых растворах (рН<7) формирует весьма
подвижный комплексный ион [ZnHS04]+, способный, однако, составить основу
для кристаллизации таких основных сульфатов Zn и Fe, как ботриоген и
цинккопиапит. Небольшое изменение кислотности и концентрации растворов, а
также появление в них других анионов в ряде случаев благоприятствует
образованию цинковых минералов и из других классов — арсенатов (адамин.
47
аустинит), фосфатов (тарбуттит), карбонатов (гидроцинкит, аурихальцит) и пр.
Комплексный ион [ZnOH]+, характерный для щелочных условий окисления
сфалерита (рН>7), благоприятствует закреплению Zn, в различных гипергенных
гидроксидах железа и марганца.
С возрастанием щелочности растворов, и изменением их концентрации
среди продуктов окисления галенита PbS последовательно сменяют друг друга
ионы [Pb2HS04]+, [Pb+2] и [Pb4(ОН)4]+4. Они в первую очередь обеспечивают
подвижность свинца и образование через гидролизные реакции целого ряда
основных сульфатов свинца (плюмбоярозит, бедантит), а также оксидных и
гидроксидных минералов (глет, массикот, биндгеймит), с которыми попутно
накапливаются Sb, Bi, Cu и Mn, и которые маскируются в массе лимонитовых
продуктов окисления.
В нейтрально-щелочных и щелочных растворах зоны гипергенеза анион
-
[HS04] , как и кислые сернокислые комплексы металлов, неустойчив. В этих
условиях формируются гипергенные растворы (в том числе и за счет окисления
первичных рудных минералов), содержащие преимущественно аквакомплексные
катионы окисного железа и меди, а при наличии других анионов — фосфорные,
карбонатные и кремниевые комплексные ионы этих элементов. Они составляют
основу для образования гидроксидов железа, псевдомалахита, кампилита,
аурихальцита, малахита и прочих гипергенных минералов. С увеличением
щелочности для меди, цинка и свинца становятся характерными гидратные
комплексы, обеспечивающие частичную миграцию этих элементов (металлов) в
зоне гипергенеза, а также рассеяние среди лимонита железной шляпы или
закрепление в составе силикатных минералов (хризоколла, медистый и
цинксодержащий монтмориллонит и др.).
Характер окисления полупроводниковых минералов во многом зависит от
того, контактируют ли они друг с другом. В контактирующей паре сульфидов
окисление интенсифицируется на минерале в анодной позиции, т. е. обладающем
более низким электродным потенциалом. Высокопотенциальный минерал-катод
становится относительно защищенным от процесса окисления. При этом защита
тем надежнее, чем больше различие в величинах ЭП. Контактируя друг с другом,
48
минералы могут менять место в гальванической паре (Постникова, Яхонтова,
1984).
Проведена серия экспериментов по изучению влияния на процесс
окисления станнина сосуществующих с ним пирита, халькопирита и арсенопирита
показала, что станнин, контактирующий с другими сульфидами, ведет себя весьма
оригинально. Пирит и арсенопирит лишь в ультракислой довольно узкой области
рН (1-4) играют роль катода и, следовательно, способствуют интенсификации
окисления станнина. В прочих условиях состояния раствора ЭП контактирующих
сульфидов сравниваются, а гальваническое воздействие их сводится к нулю.
Процесс окисления тормозится, и требуется, по крайней мере, еще один минералполупроводник, чтобы его активизировать в том или ином направлении.
Что касается пары станнин — халькопирит, то в этом случае вновь
проявилось значение кристаллохимического родства обоих сульфидов. На всем
интервале изменения рН раствора величины ЭП станнина и халькопирита были
равны друг другу, а минералы гальванически не взаимодействовали.
Следовательно, минералогическая и химическая природа гипергенных
гидратных минералов олова находится в зависимости от щелочно-кислотного
параметра растворов зоны гипергенеза, контролирующего поведение железа, меди
и цинка. Нахождение в ассоциации с гидратами олова основных сульфатов
(брошантит), карбонатов (малахит, розазит), силикатов (каламин) может быть
показателем образования медь- и цинксодержащих разностей гипергенных
минералов олова. Контактирующие со станнином сульфиды, например, пирит,
арсенопирит и халькопирит, практически не способствуют интенсификации его
окисления.
Кроме того, было изучено электрохимическое взаимодействие пирита,
арсенопирита, халькопирита, пирротина, сфалерита и галенита — пятнадцати
сульфидных пар, имитирующих главнейшие типы первичных минеральных
ассоциаций месторождения (Постникова, Яхонтова, 1984). Общие результаты
экспериментов следующие.
Пирит (при его отсутствии — арсенопирит) во всех случаях занимает
устойчиво катодное положение, постоянно интенсифицируя окисление любого
49
контактирующего с ним сульфида. В пиритовых парах разница в величинах ЭП
сульфидов весьма ощутимая. Так, для раствора с рН=3 она составила (в вольтах)
0,10 (партнер — арсенопирит), 0,11 (пирротин), 0,13 (халькопирит), 0,17
(сфалерит) и 0,26 (галенит). С увеличением pH растворов электрохимическая
активность пиритовых пар несколько снижается. Пирротин обладает более
высоким потенциалом относительно халькопирита, сфалерита и галенита, причем
в
близнейтральных
и
щелочных
условиях
(рН>5)
меняется
местом
с
халькопиритом — с катода на анод. Сфалерит в роли катода выступает лишь в
ассоциации
с
галенитом.
Галенит-сфалеритовая
пара
электрохимически
взаимодействует во всем опытном диапазоне рН с устойчивой разницей ЭП в
0,08-0,10 В. Галенит постоянно находится в анодной позиции: любой
контактирующий сульфид усиливает его окисление.
Процессы
техногенного
—
современного
минералообразования,
протекающие по описанным выше реакциям происходят повсеместно как в
поровых растворах, так в и рудничных водах. Следовательно, техногенные
минералы кристаллизуются из поровых растворов, а также выпадают из
концентрированных растворов рудничных вод. Они отмечаются на стенах и
кровле горных выработок в штольнях, мощностью до 0,5 м, а также на
поверхности и в толще хвостов.
Современные техногенные образования могут быть как моно-, так и
полиминеральными.
Они
представлены
корками,
натеками,
сталактит-
сталагмитовыми формами и прожилками, мощностью от нескольких миллиметров
до полуметра. Макроскопически среди них выделяются образования белого,
желтого, голубого, зеленого и коричневого цвета разных оттенков, а по
морфологии — это порошкообразные, натечные, таблитчатые, игольчатые,
спутанно-волокнистые и радиально-лучистые формы, одни из которых матовые, а
другие с шелковистым или стеклянным блеском. Они в большинстве своем
хрупкие. Минералы, из которых состоят современные техногенные образования,
часто рентгеноаморфны, а поэтому их диагностика затруднена.
Кристаллизация современных техногенных минералов происходит в
широком диапазоне рН растворов от кислых до щелочных. Растворы и их
50
продукты — минералы фактически представляют собой «жидкие руды» —
попутное
поликомпонентное
сырье,
в
котором
металлы
находятся
в
технологически оптимальной форме. На некоторых месторождениях металлы
извлекаются из «жидких руд».
Концентрированные растворы поровых, рудничных и дренажных вод и их
продукты выносятся из горнопромышленной техногенной системы в грунтовые и
поверхностные воды, нарушая их химический состав, и изменяя гидрохимический
фон района. Все это приводят ко многим экологическим проблемам, которые
имеют место в районах горнопромышленного производства. Так как гипергенные
процессы могут протекать столетиями, например, пирит окисляется до 800 лет.
Следовательно, воздействие техногенных систем на экосферу — атмосферу,
литосферу, биосферу и гидросферу будет происходить на протяжении столетий.
Чтобы остановить этот процесс необходимо отходы горнорудного производства
переработать повторно, чтобы максимально извлечь широкий спектр элементов, а
далее хвосты следует складировать на площадки с карбонатными подстилками.
Это позволит нейтрализовать кислый фон и остановить окисление оставшихся
сульфидов. Далее шламовое озеро следует осушить, а хвосты сверху закрыть
тонким слоем почвы и засадить полезной растительностью. Проведенные
мероприятия по переработке хвостов экономически выгодны для района, а
проведенные
мероприятия
хвостохранилище
по
позволят
рекультивации
улучшить
на
вновь
создаваемом
экологическое
состояние
горнопромышленного района. Эти проблемы необходимо решать в ближайшем
будущем, пока процесс окисления сульфидов не зашел столь далеко, что
сульфиды хвостохранилищ сильно окислятся, а поэтому не будет возможности их
переработать, т. к. технологии переработки окисленных руд пока не разработаны.
В
зоне
гипергенеза
и
горнопромышленных
техногенных
системах
кристаллизуется около 1000 минералов. Гипергенные минералы принадлежат
практически всем известным минеральным классам при преимущественной
концентрации их в классах солей и кислородсодержащих кислот, а также оксидовгидроксидов.
Наиболее
характерными
для
окисленных
51
руд
являются:
оксидные
минералы, сульфаты и арсенаты. Минералы этих классов обязаны своим
появлением в зоне гипергенеза широкому распространению сульфидного и
арсенидного типов руд. Высокое содержание в окисленных рудах силикатов,
ванадатов, карбонатов и фосфатов служит свидетельством их глубокой
переработки в гипергенезе с закреплением элементов вмещающих оруденение
пород (V, P, C, Si) в составе новообразований. Минералы, содержащие галоидные
элементы – хлориды, бромиды, иодиды и фториды, – служат показателем высокой
сухости среды формирования.
Обращает на себя внимание сравнительно малое количество минералов с
анионообразующими
элементами
в
низкозарядном
состоянии
(арсениты,
антимониты, селениты, теллуриды). Среди гипергенных минералов наиболее
многочисленными оказались сульфаты, арсенаты и оксиды-гидроксиды по 120140 минералов в классе. За ними следуют фосфаты, галоидные соединения,
карбонаты и силикаты, содержащие по 50-70 минеральных видов. 1/5 часть
гипергенных минералов известна в виде одной-двух находок, но их нельзя не
учитывать, т. к. с минералогической точки зрения они не менее интересны, чем
широко распространенные минералы.
7.2. Гипергенные минералы — представители различных классов:
1. Оксиды и гидроксиды включают:
а) оксиды кремния (кварц SiO2 , холцедон SiO2, опал SiO2. nH2O);
б) оксиды и гидроксиды железа (магнетит Fe3O4, гематит -Fe2O3,
гидрогематит -Fe2O3 . nH2O, гетит -FeOOH, гидрогетит -FeOOH .nH2O ,
лепидокрокит -FeOOH, акаганеит -FeOOH и др.),
в) оксиды хрома (гримальдит CrO. OH);
г) оксиды марганца (пиролюзит MnO2, манганит -Mn3+OOH, голландит
K2(Mn4+,Mn3+)8(O,OH)16, криптомелан Sr(Mn64+,Mn23+)O16 и многие др.);
д)
оксиды
и
гидроксиды
сурьмы
(валентинит
Sb23+O3,
кокандит
Sb33+O4(SO4)0,5 . 0,5H2O, биндгеймит (Pb,Ca)<2Sb25+(O,OH)7, кермезит Sb2OS2 и
др.);
е) оксиды висмута, теллура и мышьяка (бисмит Bi2O3, теллурит TeO2,
52
арсенолит As2O3 и др.);
ж) оксиды меди, кобальта и никеля (куприт Cu2O, тенорит CuO, стениерит
HCo3+O2, теофрастит Ni(OH)2 и др.);
з) оксиды и гидроксиды вольфрама, молибдена и олова (тунгстит
WO2(OH)2, ильземаннит Mo3O8 . nH2O, варламовит (Sn,Fe3+)(O,OH)2 и др.);
и) оксиды и гидроксиды свинца, цинка, ртути, галлия, индия, германия,
талия, ванадия (глет и массикот PbO, сурик Pb4+Pb22+O4 и др.).
2.
Сульфаты с гидроксильной и молекулярной водой:
а) сульфаты железа и марганца (ярозит KFe33+[SO4]2(OH)6, роценит
Fe2+[SO4] . 4H2O , сидеротил Fe2+[SO4] . 5H2O , галотрихит Fe2+Al2[SO4]4 . 22H2O и
многие др.);
б) сульфаты меди (халькантит Cu[SO4].5H2O, брошантит Cu4[SO4](OH)6,
антлерит Cu3[SO4](OH)4и многие др.);
в) сульфаты цинка, свинца, галлия, германия и ртути (госларит Zn[SO4] .
7H2O, англезит Pb[SO4], биверит Pb(Cu,Fe,Al)3[SO4]2(OH)6 и многие др.);
г) сульфаты никеля и кобальта (дворникит (Ni,Fe)[SO4] . H2O, моренозит
Ni[SO4] . 7H2O и др.);
д) сульфаты сурьмы – известно всего два минерала – клебельсбергит
Sb4[SO4]O4(OH)2 и перетаит CaSb4[SO4]O4(OH)2 . 2H2O;
е) сульфаты бария, кальция, магния, калия, натрия и алюминия (гипс
Ca[SO4] . 2H2O, барит Ba[SO4], эпсомит Mg[SO4] . 7H2O, ростит Al[SO4](OH) . 5H2O
и др.)
3.
Арсенаты:
а) арсенаты меди (оливенит Cu2[AsO4]OH, клиноклаз Cu3[AsO4](OH)3,
байлдонит Cu3Pb[AsO4]2(OH)2 и многие др.);
б) арсенаты цинка, свинца, висмута и ртути (дюфтит PbCu[AsO4]OH,
адамин Zn2[AsO4]OH, миметезит Pb5[AsO4]3Cl и многие др.);
в) арсенаты кобальта, никеля, железа, кальция и бария (скородит Fe+3[AsO4]
.
2H2O, розелит CoCa2[AsO4]2 . 2H2O, аннабергит (Ni,Co)3[AsO4]2 . 8H2O и многие
др.);
53
г) арсенаты кальция, магния и алюминия (фармаколит Ca[HAsO4] . 2H2O,
лискирдит (Al,Fe)3[AsO4](OH)6 . 5H2O, талмессит H2Ca2(Mg,Ni)[AsO4]2(OH)2, и
др.);
Фосфаты:
4.
а) фосфатыцинка, свинца, меди и никеля (бирюза CuAl6[PO4]4(OH)8 . 4H2O,
гопеит Zn3[PO4]2 . 4H2O, цумебит Pb5Cu[PO4](OH)3 . 3H2O, либетенит Cu2[PO4](OH)
и многие др.);
б) фосфаты железа, алюминия, кальция, висмута (вивианит Fe32+[PO4]2 .
8H2O, дюфренит Fe2+Fe43+[PO4]3(OH)5 . 2H2O, заирит Fe33+Bi[PO4]2(OH)6 и др.);
Карбонаты:
5.
а) карбонаты меди (малахит Cu2[CO3](OH)2, азурит Cu3[CO3]2(OH)2 и др.);
б) карбонаты цинка и кадмия (смитсонит Zn[CO3], отавит Cd[CO3] и др.);
в) карбонаты свинца (церуссит Pb[CO3], фосгенит Pb2[CO3]Cl2 и др.);
г) карбонаты висмута и ртути – всего три минерала (бисмутит Bi2[CO3]O2,
бейерит Bi2Ca[CO3]2O2 и клиркрикит Hg3+[CO3](OH) H2O);
д) карбонаты кобальта и никеля (сферокобальтит Co[CO3], кошиит Ni[CO3]
и др.);
е) карбонаты кальция, магния, алюминия, редких земель (кальцит и
арагонит – разной сингонии с формулой Ca[CO3] и др.).
6.
Ванадаты:
а) ванадаты свинца, меди, цинка, висмута и сурьмы (моттрамит
Pb(Cu,Zn)[VO4](OH), деклуазит Pb(Zn,Cu)[VO4](OH), ванадинит Pb5[VO4]3Cl и
многие др.);
б) ванадаты железа, алюминия, натрия, калия и фосфора (шубнелит
Fe2[VO4]2 . 2H2O, бокит, KAl3Fe6[V64+V205+O76] . 30H2O, шодерит Al[VO4](PO4) .
8H2O и др.);
в) ванадаты кальция, магния, стронция, натрия, калия, марганца (шервудит
Ca3[V8O22] . 15H2O, барнесит H2Na2[V6O17] . 2H2O и др.).
7. Силикаты:
а) силикаты меди (хризоколла H4Cu4[Si4O10](OH)8
.
Cu6[Si6O18] . 6H2O, яхонтовит (Cu,Fe3+)2.5[Si4O10](OH)2 . 3H2O и др.);
54
nH2O, диоптаз
б) силикаты цинка, свинца, германия и ртути (виллемит Zn2[SiO4], каламин
Zn4[Si2O7](OH)2 . H2O, аламозит Pb2[Si2O6] и др.)
в) силикаты железа, хрома, алюминия, кобальта, никеля (нонтронит
Fe2[Si4O10](OH)2 . 2H2O, гизингерит Fe2O3 . 2SiO2 . nH2O, аллофан nSiO2 . mAl2O3 .
pH2O и др.).
Молибдаты свинца, меди, кобальта, железа, кальция, натрия (вульфенит
7.
Pb[MoO4], чиллагит Pb[(Mo,W)O4], повеллит Ca[MoO4] и др.).
Вольфраматы свинца, меди, железа, кальция (штольцит Pb[WO4],
8.
ферритунгстит Fe2[WO4]3 . (2-3)H2O и др.).
Хроматы свинца, меди, цинка и ртути (крокоит Pb[CrO4], иранит
9.
Pb[CrO4] . H2O и др.).
Классы – теллуриты и теллураты:
10.
а) теллуриты и теллураты свинца, меди, цинка, висмута (роджеит
Cu[Te2O5], балякинит Cu[TeO3] и др.);
б) теллуриты и теллураты железа, марганца и кальция (эммонсит
Fe23+[TeO3]3 . 2H2O, мросеит Ca[TeO2](CO3) и др.).
Классы – селениты и селенаты:
11.
а) селениты свинца, меди и кобальта (всего 5 минералов – керстенит
Pb[SeO3] . 2H2O, мандариноит Fe2[SeO3]3 . 6H2O и др.);
б) селенаты свинца, меди и никеля (всего 3 минерала).
12.
Классы – антимонаты, сульфиты и арсениты:
а) антимонаты (два минерала меди и алюминия);
б) сульфиты (один минерал свинца);
в) арсениты (известно два минерала цинка).
13.
Галогениды:
а) галогениды свинца, олова, висмута, меди, сурьмы, мышьяка, серебра,
алюминия, хрома (бидаит Pb2AgCl3(FOH), добреит Bi(Cl,OH)O
и многие др.);
б) галогениды меди и цинка (атакамит Cu2Cl(OH)3, маршит CuI
и др.);
в) галогениды серебра (эмболит Ag(Cl, Br), хлораргирит AgCl
55
и др.);
г) галогениды ртути (каломель Hg2Cl2, мозезит Hg2N(Cl,CO3,SO4) . H2Oи
др.);
д) галогениды кобальта, никеля и железа (всего три);
е) галогениды кальция, стронция, алюминия (флюорит CaF2, чухровит
Ca3TR[Al(OH)0,5F6]2(SO4) . 10H2O и др.).
14.
Сульфиды и их аналоги:
а) сульфиды и их аналоги меди (ковеллин CuS, борнит Cu5FeS4, халькозин
Cu2S и др.);
б) сульфиды и их аналоги цинка, свинца, кадмия, серебра, золота, теллура
(гринокит CdS, галенит PbS, сфалерит ZnS и др.);
в) сульфиды и их аналоги железа, никеля, кобальта (пирит и марказит с
формулой FeS2 и др.);
г) сульфиды и их аналоги молибдена, вольфрама, ртути (киноварь HgS,
тунгстит WS2 и др.).
15.
Самородные элементы и интерметаллические соединения:
а) самородные элементы (медь Cu, золото Au, серебро Ag и многие др.);
б) интерметаллиды – соединения меди, золота, свинца, серебра, железа,
теллура и ртути (всего известно 5 минералов).
Модуль 2. Геохимия (8 часов)
Тема 1. Введение в геохимию. Геохимия магматических процессов (2 часа).
Лекция 8. Ведение в геохимию (1 час)
Форма лекции: лекция-беседа
План лекции:
Геохимия — наука, изучающая химические процессы земной коры —
миграцию химических элементов, их концентрацию и рассеяние, химический
состав Земли и ее оболочек, распределение и взаимные сочетания
химических элементов в земной коре.
Геохимия
изучает
историю
химических
элементов
в
ходе
геологических процессов, формы их переноса и нахождения в горных
56
породах и минералах, поведение ионов в кристаллических решетках
минералов и энергетику геохимических процессов.
Изучая
условия
накопления
химических
элементов
во
всем
многообразии геологических процессов, геохимия характеризует физикохимическую обстановку образования месторождений полезных ископаемых,
тем самым указывает пути как их искать. Геохимические методы поисков
месторождений широко внедряются в практику геологических работ,
облегчая и удешевляя их, а в сочетании с геофизическими методами
позволяют
отыскивать
месторождения,
не
выходящие
на
дневную
поверхность.
При технологическом освоении новых видов минерального сырья или
руд месторождений нового типа геохимия оказывает большую помощь,
указывая в каких формах (самостоятельные ли минералы, изоморфные ли
примеси и в каких минералах, в сорбированном ли они состоянии и т. д.)
находятся элементы, подлежащие извлечению.
Владея разнообразными химическими и физическими методами
исследования,
используя
данные
физической
химии,
энергий
кристаллических решеток и термодинамические расчеты, геохимия в
состоянии
решать
сложные
вопросы
генезиса
(происхождения)
месторождений, особенно таких, которые образовались в результате
накладывавшихся друг на друга резко различных геохимических процессов.
Геохимия — наука комплексная. Она занимает промежуточное
положение между науками геологическими (минералогия, петрография,
литология, учение о месторождениях полезных ископаемых, гидрология и
океанология)
и
химическими
(неорганическая
и
физическая
химия,
химическая термодинамика, кристаллохимия, коллоидная химия).
В вопросах происхождения и состава нашей планеты геохимия
соприкасается с астрономическими, физическими и биологическими науками.
Так как геохимия наука комплексная, то в ней широко используются
многие методы исследования: геологические, минералогические, химические
и физические. К последнему относятся: спектральный, рентгеноспектральный
57
и рентгеноструктурный анализы, электронографию, радиометрию, изотопный
анализ, спектрофотометрию, люминесцентный анализ, магнитохимические
измерения величин магнитной восприимчивости, эффект Мессбауэра,
электронный парамагнитный резонанс и т. д.
Из специфических методов геохимических поисков следует назвать
металлометрию, позволяющую построить ореолы рассеяния элементов
вокруг месторождения в рыхлых и кристаллических породах, а также в водах,
омывающих месторождения.
Геохимические
минералогической
минералов,
исследования
зональности,
на
образовавшихся
сосредотачиваются
на
изучении
парагенезиса»
из
«тесного
общей
изучении
физико-химической
многокомпонентной системы, на изучении последовательности выделения
минералов, на метасоматических замещениях одного минерала другим,
позволяющих выяснить химическую сущность этого явления.
Широкое
распространение
приобретает
экспериментальное
воспроизводство природных процессов при синтезе минералов и при
изучении процессов их дальнейшего изменения, замещения или разрушения.
Этими
методами
удается
подтвердить
выведенные
из
наблюдений
парагенезиса возможные формы переноса химических элементов в данном
процессе, состав рудоотлагающих растворов и выяснить условия образования
изучаемых минералов.
Лекция 9. Геохимия магматического процесса (1 час)
Форма лекции: лекция-беседа
План лекции:
Основную информацию по геохимии магматизма дает изучение
изверженных пород. Здесь также велика также роль эксперимента,
осуществляемого
при
высоких
температурах
и
давлении.
Многие
магматические системы являются равновесными. При расчетах используются
законы физической химии, в частности изучение равновесия в расплавах на
основании термодинамических расчетов.
58
Магматические процессы охватывают земную кору и часть верхней
мантии. Наиболее характерны они для земных глубин. При вулканических
извержениях магма достигает земной поверхности. Очаги гранитоидного
магматизма, по оценке разных авторов, залегают на глубине от 8 до 25 км от
земной поверхности. На основе косвенных геологических и геохимических
данных предполагают, что становление и кристаллизация гранитных
интрузий возможна на глубине 1-5 км. Для базальтовой магмы приводятся
глубины — 50-500 км. В зависимости от глубины различают коровый и
мантийный магматизм.
Магматические
очаги
характеризуются
крупными
размерами.
Гранитоидные плутоны могут простираться на десятки, сотни и даже тысячи
километров при мощности 1-5 км. Поэтому в разных частях очага условия
неоднородны. При определении абсолютного возраста гранитоидов часто
получается большой разброс данных, свидетельствующих о длительности
кристаллизации пород.
Многие
явления
магматизма
и,
в
частности,
кристаллизация
изверженных пород связаны с понижением температуры. По различным
данным, температура кристаллизации основных пород 1100-1300°С, гранитов
800-900°С. Богатая водяными парами гранитная магма застывает при 700°С, а
некоторые щелочные породы — при еще более низких температурах. С
другой стороны в магме могут наблюдаться и более высокие температуры.
Например, для ультрабазитовых магм приводится температура 1800°С.
Другой важнейший термодинамический параметр — это давление,
которое изменяется от 105 до 109 Па. Уменьшение давления характерно для
участков поднятий и растяжений.
Состав магмы. Магма представляет собой гетерогенный расплав,
состоящий из тугоплавких и летучих компонентов. Еще М. Фарадей в 1934 г.
установил электропроводность силикатных расплавов (доказательство их
ионизации). Главными катионами магмы являются Na+, K+, Ca2+, Mg2+, Fe2+, а
также комплексные анионы — это силикатные и алюмосиликатные анионы
типа SiO4-4-, AlO4-5, AlSi2O6- и т. д. Многие факты указывают на
59
существование в магме так называемых сиботаксических групп, т. е. участков
с упорядоченным строением. Для них характерны комплексные силикатные и
алюмосиликатные анионы. К сиботаксическим группам относятся, вероятно,
и группировки состоящие из Mg2+, Ca2+, Na+, K+ и других катионов и
кислорода, которые образуют октаэдры.
Следовательно, магма состоит в основном из обрывков полимерных
цепочек силикатных и алюмосиликатных анионов. Количество цепочек и их
относительная молекулярная масса зависят от температуры. Так в расплаве
кварцевого песка при T=+1250°С имеются агрегаты, содержащие до 500
молекул, а при 1320°С — только 43.
Большое влияние на полимеризацию оказывает вода: с увеличением ее
количества
вязкость
расплава
уменьшается.
Вода
способствует
деполимеризации кремнекислородных единиц. В том же направлении
работает и фтор.
Меньшее значение по сравнению с силикатными и алюмосиликатными
анионами в магме имеют анионы OH-, PO43-, BO33-, S2- и др. Имеется в магме
и анион O22- — продукт диссоциации воды, а в безводных расплавах и
окислах происходи разложение: K2O → 2K++O2- и MgO → Mg2++O2-.
Существуют в магме и молекулы, например, MgO. В целом магма — ионноэлектронная микрогетерогенная жидкость. Важной составной частью ее
являются летучие компоненты, растворенные в расплаве благодаря высокому
давлению. Газы увеличивают подвижность магмы и понижают температуру
ее плавления. Главнейшим летучим компонентом большинства магм
являются водяные пары; их содержание колеблется от 0,5 до 8%. С
увеличением давления растворимость воды в магме возрастает. Часть воды,
растворенной в магме, диссоциирована, часть связана в гидроксильные
соединения
типа
ROH,
например,
Si(OH)4-6,
а
часть
находится
в
молекулярной форме.
Углекислого газа в магме приблизительно в 20 раз меньше, чем воды,
например, при давлении 3 . 108-5 . 108 Па растворимость его в кислых и
основных магмах достигает 0,1-0,6%. Значительно меньше в магме H2S, HCl,
60
HF, N2, CO, H2, CH4, F, Cl2 и других газов. Следовательно, главные летучие
компоненты большинства магм — это вода и углекислый газ.
По Л.В. Таусону, для гранитоидных магм характерна концентрация
главных летучих компонентов (в %): вода 3, углекислота 0,6, хлор 0,2, фтор
0,1, сера 0,06.
Углеводороды в магме могут образоваться за счет битумов, содержание
которых составляет 0,0n-0,n%. Многие тяжелые металлы образуют в магме
летучие соединения, что существенно для рудообразования. В магме нет
столь кислых и щелочных сред, как на земной поверхности, где рН
колеблется от 0 до 12. Преобладание сильных катионов (Na+, K+, Ca2+, Mg2+,
Fe2+) над сильными анионами (Cl-, F-, O22- , CO32- , OH- и др.) определяет
господство в магме слабощелочной среды. Богатство гранитной магмы
кислотными летучими компонентами — H2O, CO2, HCl и HF — определяет ее
меньшую щелочность по сравнению с основной магмой.
9.1. Геохимическая систематика магматических пород
В петрологии широко используется классификация изверженных пород
по содержанию SiO2 и соотношению R2O:RO. Различают две крупные
ассоциации пород — щелочноземельную и щелочную. Несколько особняком
стоят граниты и гранодиориты. Щелочноземельные породы в свою очередь
по содержанию SiO2 разделяют на ультраосновные, основные и средние. Эти
и
подобные
им
петрологические
классификации
отражают
важные
геохимические особенности пород.
Большое значение для геохимической характеристики магматических
систем имеют данные о среднем содержании элементов в основных типах
изверженных пород, которые даны в учебниках геохимии в виде таблицы
более чем для 100 элементов.
Вычисление кларков концентрации элементов в породах позволяет
выявить геохимическую специализацию, охарактеризовать ее количественно
с помощью различных показателей. Такие расчеты проводились рядом
авторов по разным формулам. Например, В.И. Рехарский рассчитывал
коэффициенты накопления на основе соотношения содержания элементов в
61
ультраосновных, основных, средних и кислых породах и затем их усреднял.
Определение значений этих коэффициентов показало, что в ультраосновных
породах концентрируются — Ni, Cr, Co, Mg, Mn, Fe; в основных — Cu, Ca,
Ag, Sb, V; в средних — P, Br, Cd; в кислых и субщелочных — U, W, Mo, Be,
Sn, Pb, Si, Al, K, Na, Li, Rb, F, Cl, Tl, Ta и др.
Типы магматических пород, выделяемые в петрологии, могут быть
обоснованы и с геохимических позиций — на основе представлений о
радиусах и валентности ионов, и их соотношений. Ценные построения в этой
области принадлежат А.Е. Ферсману и его последователям. Предложенная им
схема основана на геохимических принципах.
Магма в основном представляет собой диссоциированную систему,
поэтому в основу геохимической систематики магматизма можно положить
соотношения
между
катионами
и
анионами.
Естественно,
что
таксонометрическое значение имеют только распространенные ионы, т. е.
ионы элементов с высокими кларками.
В магме господствуют силикатные и алюмосиликатные анионы,
которые можно расположить в ряд по увеличению радиусов и силы кислот.
Ряд соответствует последовательности — ультраосновные породы —
основные — кислые. В этом же направлении происходит усложнение
структуры силикатов от изолированных кремнекислородных тетраэдров
оливина и других ортосиликатов до цепочек тетраэдров в пироксенах, лент
(двойных цепочек) в амфиболах, листов в слюдах и каркасов в полевых
шпатах. Г.Г. Лемлейн показал, что эта последовательность отвечает
понижению энергии кристаллической решетки минералов, рассчитанной «на
единицу скелета». Уменьшение энергии решетки вполне естественно, так как
при усложнении структуры силикатов увеличиваются размеры силикатных и
алюмосиликатных анионов и, следовательно, понижается ЭК (энергетическая
константа). Ряд отвечает также возрастанию количества летучих в магме, в
том числе таких сильных анионогенов, как фтор и хлор.
С увеличением содержания SiO2 в породах изменяется и катионный
состав: уменьшается роль двухвалентных катионов — Mg, Fe, Ca и возрастает
62
роль одновалентных — Na и K. Растут и ионные радиусы, что
свидетельствует об уменьшении энергетических характеристик ионов —
ионного потенциала и ЭК (энергетической константы). По содержанию
ведущих катионов можно выделить 6 групп пород, из которых для первой
характерно резкое преобладание магния, а для шестой — щелочных
металлов.
Таким образом, от ультраосновных пород к кислым увеличиваются
радиусы катионов и анионов, уменьшаются энергетические характеристики
ионов (ионный потенциал, ЭК), уменьшается энергия решетки минералов
(при расчете «на единицу скелета»).
На основе координат, характеризующих катионы и анионы, по
петрологическим группам с учетом входящих в них типов построена
геохимическая систематика магматических пород. В ней рассматриваются
ультраосновные и основные, кислые (гранитоиды), щелочные породы и
пегматиты.
9.2. Ультраосновные и основные породы
Ультраосновные породы (дуниты, пироксениты и другие породы этой
группы), по мнению большинства петрологов и геохимиков, имеют
подкоровое происхождение, т. е. их генезис связан с верхней мантией.
Ультраосновные расплавы характеризуются низким потенциалом
кислорода, содержат углеводородные флюиды. В этих породах обнаружен
свободный
водород,
преобладает
закисное
железо,
обнаружены
недоокисленные формы титана (Ti3+), углерод. Все это указывает на
восстановительные
условия
кимберлитов
обнаружен
был
ультраосновной
даже
Cr2+
магмы.
—
В
оливинах
показатель
из
особо
восстановительной среды. Ультраосновная магма содержит сравнительно
мало водяных паров, она недонасыщена водой. Формулы наиболее
характерных минералов этих пород — оливина и пироксена — не содержат
компонентов воды.
С ультраосновными породами связаны месторождения хромита,
платины, титаномагнетитов, алмаза (в кимберлитовых трубках взрыва).
63
От типичных изверженных пород земной коры — гранитов и базальтов
— ультрабазиты отличаются резко повышенным содержанием магния, хрома
и никеля, пониженным содержанием кремния, низким — алюминия, натрия,
калия и титана.
Для основных пород характерна концентрация Ni, Co, Cr, Mg, Mn. Это
сближает их с ультраосновными породами. Специфическими элементами
являются Sc, Ca, V, Cu, Ti, Sb, F, P, Zn, Cd. Наименее характерны для этой
магмы Be, Ta, U, Tl, Th, Cs, Cl, Rb, K, B. Существует три основных
геохимических типа базальтоидных магм — толеитовый, андезитовый и
латитовый. Толеиты — наиболее распространенные петрохимические типы
базальтов. Они насыщены кремнеземом и не содержат оливин. Андезитовые
серии — это известково-щелочные, а латиты — высококалиевые щелочные
базальтоиды.
С продуктами дифференциации основной магмы связано образование
медно-никелевых, титано-магнетитовых и других рудных месторождений.
9.3. Кислые породы
Кислые породы (гранитоиды) включают плагиограниты, гранодиориты,
кварцевые диориты, дациты и др. Они могут быть мантийные, коровые или
смешанные. Каким бы путем они не образовывались, гранитоиды имеют ряд
общих черт. В гранитах накапливаются многие нечетные элементы, ионы с
валентностью 1 и 3 (Na, K, Rb, Cs, Cl, F, Al и др.).
Гранитоиды характеризуются различным содержанием акцессорных
минералов и элементов. Здесь важное индикационное значение имеют
отношения Ba:Rb и
86
Sr:87Sr. Характерны большие радиусы ионов и,
следовательно, низкие ЭК (энергетические константы), определяющие низкие
значения энергии решеток минералов (по сравнению с минералами основной
магмы).
Многие
гранитоиды
содержат
повышенное
количество
рудных
элементов, поэтому они получили название редкометальных, оловоносных,
вольфрамоносных. Они могут быть обогащены Pb, Ni, Co, V, F, Se, Zr, Mo, Li
64
и др. элементами, но месторождения они образуют редко и главным образом
оловянные.
9.4. Щелочные породы
Для щелочной магмы характерно высокое содержание Na и K (до 15%
против 5-7 в гранитах и 3-4 в базальтах). Количество SiO2 понижено, и
породы не содержат кварца. Некоторые представители щелочных пород не
содержат и полевых шпатов, а только фельшпатиды — нефелин и др. По
петрологической кислотности (по содержанию SiO2) одни щелочные породы
близки к ультраосновным, другие — к основным и средним. Для отдельных
представителей щелочных пород характерна концентрация редких щелочей,
Ca и Sr, Ti, Zr, Hf, Th; Nb и Ta, U, Ga, Tl, P; F и Cl.
Для них характерно преобладание трехвалентного железа над
двухвалентным, а также более окислительная обстановка. Известны
щелочные породы, которые формировались и в более восстановительных
условиях. Для многих щелочных магм характерна высокая концентрация
летучих компонентов — F, Cl, CO2, S, P и др.
Со щелочными породами связаны месторождения апатита, нефелина,
ниобия и других редких элементов.
9.5. Пегматиты
Анализ физико-химических условий образования пегматитов показал,
что они формируются на глубинах от 2 до 10 км при температуре от 700 до
150С и давлении от 1 . 108 до 2 . 108 Па.
Пегматитовый расплав богат H2O, CO2, F, H3BO3 и другими летучими, а
также щелочными металлами — K, Na, Li, Rb, поэтому он может быть в
жидком состоянии при довольно низких температурах. Давление в таком
расплаве определяется не только глубиной, но и внутренними факторами —
содержанием воды, углекислого газа и прочих летучих.
По валовому составу пегматитовый расплав близок к гранитной магме,
но отличается несколько повышенным содержанием кислорода, очень низким
содержанием магния, накоплением летучих, а также ряда редких и
рассеянных элементов. Особенно характерно накопление редких ионов
65
больших (Cs, Rb, Tl и др.) или очень малых (Be) размеров, которые не могли
войти
в
решетку
минералов,
образуемых
главными
элементами
протокристаллизации и гранитной магмы.
Важной геохимической особенностью гранитных пегматитов является
концентрация радиоактивных элементов — U, Th, K, Rb. В пегматитах
накапливаются элементы с резко контрастными свойствами: наиболее
сильные катионы (щелочные металлы) и наиболее сильные анионы
(галогениды), а также наиболее легкие (H, Li, Be, B) и наиболее тяжелы
элементы (U, Th). Отчетливо выделяется преобладание (за исключением O и
S) элементов нечетных порядковых номеров с нечетной валентностью,
особенно одно- и трехвалентных. Однако далеко не все пегматиты являются
редкометальными. Согласно американскому геохимику Мейсону, свыше 90%
пегматитов состоит в основном из полевого шпата и кварца без примеси
редких металлов.
Многие пегматиты используются в качестве месторождений драгоценных камней.
Пегматиты могут быть обогащены редкими землями и оловом.
Тема 2. Геохимия гидротермальных и других процессов (4 часа).
Лекция 10. Геохимия гидротермальных процессов (1 час)
Форма лекции: лекция-беседа
План лекции:
Гидротермальными называют водные системы земной коры с
условными температурными границами от 40 до 500°С. Для формирования
гидротермальных систем благоприятен свободный объем, поэтому они
характерны для тектонически активных зон и глубин, не превышающих 8 км.
Концентрации элементов в гидротермах способствуют экраны из плохо
проницаемых пород. Гидротермальные системы — основной источник меди,
свинца, цинка, серебра, ртути, сурьмы, молибдена, вольфрама, редких и
благородных металлов, а также хризотил-азбеста, магнезита и другого
нерудного сырья.
66
Среди современных гидротерм известны маломинерализованные воды
и рассолы, кислые и щелочные воды. По газовому составу они делятся на
углекислые, азотные, метановые и сероводородные воды.
Систематика современных гидротерм представляется следующей:
кислородные
гидротермы,
термальные
воды
с
восстановительными
условиями и сероводородные гидротермы.
Кислородные гидротермы включают с 1 по 4 тип:
1.
Сильнокислые кислородные (сернокислые и солянокислые термы
областей современного вулканизма).
2.
Слабокислые кислородные.
3.
Нейтральные и слабощелочные кислородные.
4.
Сильнощелочные кислородные.
Среди них хорошо изучены сернокислые и солянокислые воды, рН
которых 0,5-3,5, богаты F и Al, местами также Zn, Pb, Cu, As. Источником
кислорода для них служит кислород воздуха, поверхностных и грунтовых
вод. Eh иногда достигает +1000 мВ и более (за счет HF и HCl). Это термы
вулканических районов Курил, Камчатки и Японии. Они имеют вадозное
происхождение и нередко наряду с кислородом содержат сероводород, т. е.
системы резко неравновесны.
Термальные
воды
с
восстановительными
условиями,
не
содержащие или содержащие мало сероводорода включают с 5 по 8 тип:
5.
Сильнокислые (сильнокислые хлоридные рассолы платформ и
передовых прогибов).
6.
Слабокислые (слабокислые рассолы Челекена и др.).
7.
Нейтральные и слабощелочные (азотно-углекислые гидротермы —
гейзеры Камчатки, Джермух и др.).
8.
Сильнощелочные (азотные термы гранитоидов и других пород).
Термальные воды являются аналогами глеевых вод зоны гипергенеза,
известны во всех складчатых зонах. По газовому составу это углекислые,
азотные и другие воды.
67
Для платформ и передовых прогибов характерны глубинные горячие
артезианские хлоридные рассолы часто с сернокислой реакцией (рН=3,5,
иногда 2).
Кислые хлоридные растворы способны выщелачивать из вмещающих пород
рудные элементы, в том числе Fe, Mn, Sr, Ba, Pb, Zn, Cu и т. д. Многие
металлы образуют в этих породах растворимые хлоридные комплексы.
Сероводородные гидротермы включают с 9 по 12 тип:
9. Сильнокислые сероводородные (кислые фумаролы вулканических
районов Японии).
10. Слабокислые сероводородные (сероводородные воды).
11. Нейтральные и слабощелочные сероводородно-сульфидные (источники
Карловых Вар и др.).
12.
Сильнощелочные
сероводородно-сульфидные
(гидросульфидные
Тбилисские термы).
Сероводородные гидротермы содержат H2S и его производные (HS–- и
S+2) и не содержат свободного кислорода. Для них также характерна
восстановительная обстановка.
Основные
геохимические
особенности
гидротермального
рудообразования рассматривались многими учеными: А.Е. Ферсманом, Э.
Эммонсом, Л.Н. Овчинниковым и другими. Ферсман провел глубокий анализ
гидротермального рудообразования и рассмотрел его с точки зрения строения
атомов рудных элементов, их положения в периодической системе
Менделеева. Для него характерны ионы типа «купро» с 18-электронной
оболочкой, преобладание четных элементов над нечетными (60 и 40%).
Многие элементы имеют сильное сродство к сере (халькофилы), низкие
кларки (обычно ниже 1 . 10-2%), они двухвалентны, обычно имеют ионы
средних размеров.
К началу ХХ в. была установлена зависимость между парагенной
ассоциацией
элементов
в
рудах
и
температурой
их
образования.
Соответствующую последовательность элементов нередко называют рядом
Эммонса. Он полагал, что по мере остывания гранитных батолитов из
68
постмагматических растворов сначала осаждались Sn, Mo, Bi и другие
элементы высокотемпературных месторождений, а затем Cu, Zn, Pb и другие
элементы среднетемпературных месторождений и, наконец, Hg и Sb —
элементы низкотемпературных месторождений.
Ферсман обосновал концепцию Эммонса с позиции геоэнергетической
теории. По Ферсману, рудоносные растворы вначале были кислыми, а потом
стали щелочными. Главную причину роста рН он видел во взаимодействии
растворов с вмещающими породами (особенно карбонатными). Параллельно
с ростом рН уменьшается Eh, т. к. «весь наличный кислород расходуется еще
в первых фазах процесса». Согласно Ферсману, последовательность
кристаллизации халькофилов выдерживается с замечательным постоянством
и характеризуется уменьшением валентности, постепенной сменой четных
элементов
нечетными,
ростом
ионных
радиусов.
Поэтому
последовательность кристаллизации отвечает уменьшению энергии решетки
образующихся минералов.
Согласно Л.Н. Овчинникову и С.В. Григоряну, более поздним
исследователям, различные по составу, происхождению и геологическим
условиям формирования, сульфидные месторождения сопровождаются
однотипными ореолами главных элементов индикаторов. В ореолах
наблюдается
контрастная
зональность
в
направлении
движения
гидротермальных растворов, причем одни элементы образуют интенсивные и
широкие ореолы в верхней части околорудного пространства, другие — в
нижней. Их зональность в основных чертах совпадает с зональностью рудных
тел по Эммонсу. У Овчинникова и Григоряна для рудных месторождений от
надрудных сечений к подрудным получился следующий обобщенный ряд
зональности Sb-As-Ba-Ag-Pb-Zn-Cu-Bi-W-Mo-Sn-Co-Ni-Be.
Несмотря на разнообразие геологических условий рудообразования, и
ореолообразования, ряд зональности, по Овчинникову и Григоряну, очень
постоянен,
отклонения
от
него
невелики.
Это
свидетельствует
о
стандартности физико-химических условий эндогенного рудообразования и
универсальности его механизма. Его авторы подчеркивают постоянство
69
анионного состава и свойств рудообразующего раствора, отложение металлов
из которого происходит в результате нарушения внутреннего равновесия.
Отмеченные закономерности геохимии первичных ореолов еще не
получили
достаточного
теоретического
обоснования.
В
частности,
постоянство зональности ореолов не согласуется с многоэтапностью и
разнообразием гидротермальных процессов. Очевидно, в этой области
необходимы дальнейшие исследования.
Лекция 11. Осадочные породы (1 час)
Форма лекции: лекция-беседа
План лекции:
Большинство осадочных пород образовалось из озерных, речных и морских
илов в ходе диагенеза. Большое значение во многих случаяхимели и последующие
эпигенетические изменения пород под влиянием подземных вод.
Геохимия осадочных пород и руд как самостоятельная отрасль науки
оформилась в середине 60-х годов. Главная задача геохимии осадочных пород, по
Н.М. Страхову, — изучение истории химических элементов при образовании
осадков, пород и руд.
Обобщение
большого
количества
фактических
данных
позволило
рассчитать кларки элементов основных типов осадочных пород, которые
приведены в соответствующих разделах геохимии. По Р. Гаррелсу и Ф. Маккензи,
среди осадочных пород преобладают глины (74%); значительно меньше
карбонатных пород (15%) и песчаников (11%). При подсчете в группу карбонатов,
вероятно, попали и эвапориты (гипсы, ангидриты, поваренная соль и др.),
составляющие 3%.
Так как глины и сланцы составляют основную массу осадочных пород
(около 80%), их кларки дают представление о составе осадочной оболочки в
целом. Накопление в глинах и сланцах одних элементов, как, например, углерода,
азота, объясняется биологическим круговоротом, других — вулканизмом,
поставляющим летучие элементы в атмосферу и гидросферу (Se), третьих —
сорбцией глинами и другими процессами. В целом осадочная оболочка по составу
ближе всего к гранитному слою.
70
Лекция 12. Коры выветривания (1 час)
Форма лекции: лекция-беседа
План лекции:
Корой выветривания, или элювием, называются рыхлые продукты
изменения горных пород, образующиеся под почвой за счет поступающих изнее
растворов. И для почвы и для коры выветривания характерны инфильтрация
атмосферных осадков, выщелачивание растворимых соединений, выветривание
первичных силикатов с образованием глинистых минералов, формирование
профиля, расчленяющегося на горизонты, окислительно-восстановительная и
щелочно-кислотная зональность.
Биокосная природа коры выветривания выражена менее отчетливо, чем у
почв и илов, но и здесь проявляется деятельность микроорганизмов, окисляющих
органические соединения, поступающие из почвы. В отличие от почвы в коре
выветривания нет биогенной аккумуляции химических элементов под влиянием
растительности. Наиболее благоприятные условия для формирования коры
выветривания создаются во влажном и жарком климате при равнинном или
слабохолмистом рельефе и спокойном тектоническом режиме. В этом случае
мощность элювия может достигать нескольких десятков метров, а по трещинам и
зонам дробления пород — сотен метров. В условиях сухого климата мощность
коры выветривания не превышает нескольких метров. В горных районах на
крутых склонах мощность коры выветривания преимущественно небольшая.
Для коры выветривания скальных пород характерен обломочный горизонт,
выше которого залегают горизонты различного состава — гидрослюдистый,
каолинитовый и т. д. (в зависимости от типа коры). В Арктике и высокогорьях
преобладает обломочная кора.
Основоположниками изучения геохимии коры выветривания были Б.Б.
Полынов и Л.И. Гинзбург. Поведение химических элементов в коре выветривания
определяется в основном тремя факторами: их химическими свойствами, типом
ландшафта и минеральным составом пород. Минералы обладают различной
податливостью к выветриванию, и это во многом определяет различную
интенсивность миграции элементов. Так, щелочные амфиболы выветриваются
71
легче, чем альбит, поэтому натрий амфиболов обладает более высокой
миграционной способностью, чем натрий альбита. Если уран входит в состав
трудно разрушаемого циркона, его миграционная способность низкая, если он
находится в виде урановых черней — высокая.
Податливость минералов к выветриванию зависит от климата. В сухих
степях кальцит, гипс, доломит устойчивы в коре выветривания, а во влажном
климате — неустойчивы.
Кора выветривания — область широкого развития процессов окисления.
Железо, марганец и сера в изверженных породах в основном находятся в
двухвалентной форме (Fe+2, Mn+2, S-2), а в коре выветривания — в форме Fe+3,
Mn+4, S+6. Для коры выветривания характерны процессы гидратации. Почти все
вторичные минералы содержат воду (гидратную, кристаллизационную и др.), в то
время как в большей части первичных минералов ее нет. В районах с засушливым
климатом образуются также карбонаты, главным образом СаСО3.
При интенсивном выветривании большая часть твердых составных частей
коры находится в коллоидном состоянии или же прошла через него
(многочисленные глинистые минералы, гидроксиды кремния, железа, алюминия и
марганца, гумусовые вещества и др.). Меньшая часть твердых продуктов
выветривания находится в виде простых солей. Однако некоторые формы коры
выветривания практически не содержат солей.
Общая тенденция формирования коры выветривания заключается в выносе
наиболее подвижных элементов и относительном обогащении ее менее
подвижными, особенно Al, Fe, Ti. Часть химических элементов поступает в
кору выветривания с атмосферными осадками. Это особенно относится к
хлору и сере — «циклическим элементам».
Выветривание протекало уже в докембрии. Многие коры выветривания
оказались погребенными под осадочными породами, другие обнажаются на
земной поверхности, но находятся в резком несоответствии с современными
климатами (тропические коры выветривания в пустынях Австралии и Казахстана
и др.). Все эти образования называются древней корой выветривания. С нею
72
связаны месторождения богатых железных руд Кривого Рога и КМА, бокситов,
силикатного никеля Урала, редких земель, каолинов и др.
Наиболее
изучены
нижнемезозойские
коры
выветривания,
широко
распространенные в России. В Кривом Роге следы древнего выветривания
прослежены на глубину в несколько километров, это зоны мартитизации
магнетита. Одновременно с окислением Fe+2 в них происходило выщелачивание
SiO2 и обогащение руд железом.
В
основу
геохимической
классификации
коры
выветривания
А.И.
Перельманом положены особенности наиболее выветрелого горизонта («центра»),
т. е. верхней подпочвенной части элювия. Ниже этого горизонта процессы
выветривания затухают, и самые нижние горизонты обычно изменены слабо.
Например, нижние горизонты латеритной и каолиновой коры часто имеют
гидрослюдистый состав.
Мощность горизонтов коры выветривания измеряется метрами. В коре
выветривания помимо изученной минералогической зональности существует и
геохимическая зональность.
В геохимической систематике коры выветривания выделяются: кора
выветривания сернокислого, кислого и карбонатного классов, соленосная и
карбонатная глеевая.
Кора выветривания сернокислого класса возникает при выветривании
пород, богатых дисульфидами (в первую очередь пиритом). Окисление
дисульфидов, в котором участвуют тионовые бактерии, приводит к появлению
свободной
серной
кислоты,
понижению
рН.
Начинается
«сернокислое
выветривание», отмечается легкая миграция Сu, Zn, Cd и других металлов. Этот
тип коры выветривания лучше всего изучен на сульфидных месторождениях
(«зона окисления сульфидных месторождений»).
Сернокислые коры образуются также при выветривании пиритизированных
глин и сланцев, серных руд.
Кора выветривания кислого класcа образуется в условиях влажного климата
и сквозного промачивания. Богатый растительный покров определяет энергичное
поступление в кору из почвы углекислого газа, гумусовых кислот и других
73
продуктов разложения растительных остатков. Для нейтрализации кислых
продуктов, катионов в грунтовом растворе, как правило, не хватает, и реакция вод
сохраняется кислой. Разложение минералов происходит в кислой среде, что
определяет вынос большинства металлов и замещение водородным ионом
обменных катионов в поглощающем комплексе. В кислой коре образуются
каолинит, галлуазит и другие глинистые минералы. Наиболее энергично кислое
выветривание протекает во влажных тропиках.
В нижних горизонтах коры выветривания в результате повышения рН на
щелочном барьере концентрируются некоторые элементы, мигрирующие с
кислыми растворами из почвы и верхних горизонтов. Нейтральная или даже
щелочная среда в нижней части коры обусловлена как принесенными сверху
катионами, так и продуктами разложения первичных минералов нижних
горизонтов. Особенно наглядны эти явления при выветривании ультраосновных
пород. Из верхних горизонтов коры — зоны охр и нонтронитов магний выносится,
и там господствует кислая реакция, а в нижних горизонтах — выщелоченных
серпентинитах и зоне дезинтеграции он осаждается на щелочном барьере в форме
магнезита, доломита и гидромагнезита, керолита, магниевого монтмориллонита и
даже брусита.
Карбонатный
(кальциевый)
класс
коры
выветривания
широко
распространен в районах сухого климата. Процессы выветривания здесь
проникают неглубоко, и кора имеет малую мощность. На скальных породах она
представлена обломками пород, покрытыми корочкой углекислого кальция.
Наиболее подвижный и накапливающийся мигрант — кальций, входящий в состав
углекислой извести, атакже в поглощающий комплексв виде обменного катиона.
Богатство коры углекислой известью определяет ее слабощелочную реакцию,
низкую миграционную способность железа и алюминия. Во влажном климате
карбонатная кора характерна для первых стадий выветривания известняков.
Соленосная
кора
распространена
нешироко,
она
образуется
при
выветривании соленосных пород в пустынях.
Для кислого глеевого класса коры выветривания характерны кислая реакция
среды, вынос катионов и образование глинистых минералов, преимущественно
74
гидрослюдистого типа. Здесь приобретают высокую миграционную способность
железо и марганец, частично фосфор и некоторые редкие элементы. Кислое
глеевое выветривание широко распространено в северной части Русской
платформы и на большей части Западносибирской низменности, где кислая
глеевая кора представлена подпочвенными сизыми глеевыми горизонтами,
обедненными железом и марганцем. В районах многолетней мерзлоты мерзлый
горизонт является естественным водоупором, вызывающим заболачивание,
поэтому на границе с мерзлой толщей также энергично развивается глеевое
выветривание.
Карбонатная
нейтральной
и
глеевая
кора
слабощелочной
выветривания
развивается
восстановительной
среды.
в
условиях
Миграция
Fe
происходит на сравнительно небольшие расстояния и с малой интенсивностью, а
Мn мигрирует энергично.
Кора выветривания сульфидного ряда на земной поверхности не образуется,
но горизонты с сульфидами местами возникают, в нижней части коры
выветривания окислительного ряда (зона вторичного сульфидного обогащения и
др.). Сульфидные горизонты известны также в низах коры выветривания
углеродистых
пиритизированных
сланцев.
В
коре
выветривания
медноколчеданных месторождений Мугоджар установлены нижние серо-голубые
глинистые горизонты с пиритом, в то время как верхняя часть коры красная, с
гидроксидами железа. Аналогичные явления известны на месторождении
Центрального Казахстана.
Лекция 13. Система криогенеза и галогенеза (1 час)
Форма лекции: лекция-беседа
План лекции:
13.1. Система криогенеза
Криогенез — геохимические процессы, происходящие при отрицательных
температурах. В северных районах летом почва оттаивает лишь на несколько
сантиметров и первые метры, глубже залегают криогенные системы —
многолетнемерзлые толщи, мощность которых достигает многих сотен
метров, а в прошлом, возможно, достигала 2 км. Они распространены на ¼
75
земной поверхности суши (в России на 10 млн. км2, что составляет 45%
территории).
Большая часть воды в зоне криогенеза превращена в лед, поэтому ранее
многолетнемерзлые толщи рассматривались как «зона химического покоя». В
настоящее время мерзлотоведы (геокриологи) доказали, что часть воды в этих
толщах не замерзает даже при –70С. Эта охлажденная «связанная пленочная
вода» по своим свойствам сильно отличается от свободной гравитационной воды.
У нее выше удельная электропроводность истепень диссоциации и ниже
диэлектрическая постоянная. Пленочная вода передвигается под влиянием
градиента температуры, влажности и концентрации. Она способна растворять
химические соединения.
Растворимость газов при низких температурах, как известно, увеличивается,
поэтому в пленочных водах повышено содержание О2 и СО2, а рН их довольно
низкий. Это определяет возможность окисления сульфидов и минералов дpyгиx
классов, а также выветривания силикатов. В многолетнемерзлых толщах
возможен ионный обмен и коагуляция коллоидов.
Криогенные системы разнообразны в геохимическом отношении. Больше
всего данных о криогенезе сульфидных месторождений. Еще С.С. Смирнов в
конце 30-х годов установил, что на северо-востоке России некоторые зоны
окисления сульфидных руд богаты растворимыми сульфатами, в частности
мелантеритом и фиброферритом. Существуют представления, что сульфаты
образуются в мерзлых толщах за счет окисления сульфидов, так какданная
реакция экзотермична и протекает самопроизвольно. С нею связывают также
повышение температуры мерзлых толщ на участках окисленных сульфидных руд.
По гипотезе В.М. Питулько, окисление сульфидов и образование сульфатов
произошло в начале промерзания сульфидных руд, когда при замерзании воды из
нее выделился растворенный кислород,обладавший сильными окислительными
свойствами.
На сульфидных месторождениях в зоне многолетней мерзлоты возможныи
электрохимические реакции, так как сульфиды образуют микрогальванические
пары. С этими процессами связывают переход в раствор Zn2+, Cu2+, Ag+ и других
76
металлов из класса сульфидов, а также осаждение вторичных сульфидов меди,
серебра и т. д.
Формирование
многолетнемерзлых
толщ
началось
в
нижнем
плейстоцене. В эпохи оледенений многолетняя мерзлота распространялась
южнее современной ее границы (до широты Центрального Казахстана),
поэтому геохимические реликты многолетней мерзлоты распространены во
многих ныне немерзлотных районах.
Современная зона криогенеза пережила сложную геохимическую историю.
Для нее характерны доледниковые реликты (зоны окисления сульфидных руд с
гидроксидами железа — так называемые оксидные зоны окисления и др.), следы
многократного наступания и отступания мерзлоты.
13.2. Галогенез
Процессы концентрации растворимых солей, обусловленные испарением
вод, А.Е. Ферсман предложил именовать галогенезом. Продукты галогенеза В.М.
Гольдшмидт назвал эвапоритами. Они распространены на 1/3 поверхности
материков.
По Ферсману, для галогенеза характерно накопление элементов с
наибольшими радиусами и наименьшей валентностью, т. е. с низкими ЭК
(энергетическими константами):
Катионы .
Na+ K+
ЭК. . .
0,45 0,36 0,33 0,30
.
Анионы . .
С1–
ЭК. . .
0,25 0,22 0,18
.
Вг–
Rb+
Cs+
I–
Основные соли галогенеза имеют решетки с энергией порядка 720 —
560 кДж, т. е. наименьшей в зоне гипергенеза. На первых этапах галогенеза
осаждаются в основном четные и более высоковалентные ионы (Са2+, SO32-,
CO32-), а в растворе накапливаются нечетные и маловалентные Cl–, Br–, I– и т.
д.
Таким образом, по Ферсману, в ходе галогенеза происходит переход от
четных элементов к нечетным, от средних порядковых номеров к высшим, от
77
больших кларков к малым, от середины таблицы Менделеева к ее краям, от
больших валентностей и ЭКк малым.
По
интенсивности
накопления
при
галогенезе
А.И.
Перельманом
установлены следующие ряды:
Cs<Rb<K<Na
Ca<Sr<Mg
F<Br<Cl
Галогенез играл важную роль в истории Земли. Помимо образования
месторождений солей с ним связаны в той или иной степени формирование
подземных рассолов, залежей нефти и газа и другие геохимические процессы.
Современный галогенез развивается в аридном климате, где испарение
превышает
количество
атмосферных
осадков.
Различают
морской
и
континентальный галогенез.
Как правило, соленые лагуны озера представляют собой биокосные
системы. Однако накопление солей в них осуществляется в результате физикохимических процессов, начало изучения которых было положено Я. Вант-Гоффом
(Голландия) и Н.С. Курнаковым (СССР).
При испарении морской воды сначала выпадают в осадок наименее
растворимый гипс, потом галит, за ними следуют эпсомит, калийные соли
(сильвин, карналит) и бишофит. В наиболее концентрированных рассолах
накапливаются В, Li, Rb, Cs, Br.
Главная
масса
галогенных
пород
возникла
в
водоемах
морского
происхождения. Наиболее характерны кембрийская, девонская, пермская, юрская
и неогеновая эпохи соленакопления. Ранее полагали, что морское соленакопление
происходило в мелководных прибрежных лагунах типа современного Кара-БогазГола. А.Л. Яншин считает, что такие представления противоречат многим
геологическим фактам, и что древнее соленакопление не было похожим на
современное. Солеродные бассейны прошлых эпох имели огромные размеры. Это
были целые солеродные моря, а не лагуны. Например, Кембрийский бассейн
занимал почти всю Сибирскую платформу (около двух миллионов квадратных
километров), мощность соленосных отложений в нем достигала 3 км. Пермские
78
солеродные моря также имели размеры в сотни тысяч квадратных километров.
Моря были достаточно глубокими, а этап соленакопления геологически коротким
(тысячи, сотни и даже десятки лет).С морским галогенезом прошлых эпох связано
формирование залежей гипсов, поваренной и калийных солей.
Некоторые исследователи считают, что в образовании месторождений солей
большую роль играли эндогенные процессы. Предполагается, например, что в
эпоху магматизма наряду с силикатной магмой может внедряться и солевой
расплав, который, застывая, образует соляные купола. Большое значение
придается и сильно минерализованным гидротермам. Разгружаясь в известняках
или других породах, а также на дне морей, они поставляют соли для галогенеза.
И.Ф. Вовк полагает, что одной из причин концентрации солей в земной коре
является радиолиз подземных вод, уничтожающий молекулы растворителя —
Н2О. При большой геологической длительности радиолиза или высокой
радиоактивности пород почти вся вода может разложиться на водород и кислород.
В результате образуется рассол, из которого может начаться осаждение солей.
Подобное происхождение могут иметь и рассолы во включениях в минералах.
На материках важнейшими системами галогенеза являются соленые озера и
засоленные почвы (солончаки и солонцы). На территории России галогенез
проявляется уже в лесостепной зоне (Якутия, Западная Сибирь), сильнее в
степной зоне (Северный и Центральный Казахстан и др.) и наиболее сильно в
пустынях (Средняя Азия, Южный Казахстан). А.Е. Ферсман на территории России
выделил пустынно-озерный пояс развития галогенеза.
М.Г. Валяшко разделил все соленые озера на три типа — содовый,
сульфатный и хлоридный. Для каждого из них характерна особая парагенная
ассоциация
макро-
и
микроэлементов.
По
мере
испарения
из
воды
последовательно осаждаются все более и более растворимые соли. Наступление
той или иной стадии засоления озера зависит от многих причин, в том числе от
соотношения интенсивности питания озера и испарения с его поверхности.
Например, в западную часть оз. Балхаш впадает крупная река Или, и воды озера в
этой части пресные. В восточную часть впадают небольшие реки, и там вода
солоноватая, на дне осаждается доломит. Следовательно, в пределах одного озера
79
сосуществуют воды разной солености. Это хороший пример неравновесной, но
стационарной динамической системы.
Геохимия озерного галогенеза тесно связана с геологическим строением
района. Так, в аридных районах с молодым вулканизмом термальные воды
поступают в депрессии рельефа и здесь испаряются. С этими процессами связано
образование промышленных месторождений бора, лития, соды (например,
знаменитый солончак Сёрлз в Калифорнии с большими запасами лития и бора и
др.).
При близком залегании грунтовых вод от поверхности (3-5 м) в аридном
климате происходит их капиллярное поднятие и испарение. Так развивается
засоление почв и континентальных отложений. Важную роль в континентальном
соленакоплении
играет
разгрузка
на
поверхности
глубинных
напорных
артезианских вод (по разломам) и их испарение в депрессиях (Б.А. Бедер, Н.Ф.
Глазовский и др.).
Участки концентрации элементов в горных породах и почвах, обязанные
испарению, называются испарительным геохимическим барьером (F). Из
макроэлементов на нем концентрируются Na, К, Mg, Ca, Cl, S, С, Si, F, а из
микроэлементов — Вг, I, В, Se, U, Mo, Sr и др.
В зависимости от состава вод, поступающих к испарительному барьеру, на
нем могут формироваться аномалии разных типов (от 1 до 12).
Аномалии первого типа образуются в степях и пустынях при испарении
сернокислых вод вблизи зон окисления сульфидных руд. В таких кислых
солончаках накапливаются Сu, Zn и др. металлы сульфидных руд. Наиболее
распространены испарительные аномалии типа 3, 7 и 11. В районах рудных
месторождений с ними связано накопление Zn, Mo, U, Sr, В, Li и других редких
элементов. Типы 4, 8 и 12 образуются при испарении содовых вод. В них
накапливаются анионогенные элементы «содовой миграции». Накопление
катионов ослаблено (Ca, Mg и другие элементы «запрещены»).
Особенности
испарительных
аномалий
необходимо
учитывать
при
химических поисках рудных месторождений. Некоторые аномалии являются
безрудными (особенно для Мо и Sr, частично U), другие связаны с рудными
80
месторождениями (тип 1 др.). Их правильная оценка основана на учете
особенностей геохимии галогенеза.
В степях и пустынях подземные воды нередко разгружаются по
разломам,
которые
отмечены
выходами
источников,
влаголюбивой
растительностью, а часто и выцветами солей («разломное засоление»). Если с
такими разломами связаны сульфидные месторождения, то их зона окисления
(«железная шляпа») также подвергается засолению. В результате в железной
шляпе накапливаются гипс, легкорастворимые сульфаты и хлоритоиды Sr,
Mn, Ag и других элементов галогенеза.
Тема 3. Строение земного шара (2 часа).
Лекция 14. Строение и химический состав земного шара и земной
коры, включая гидросферу и атмосферу (2 часа)
Форма лекции: лекция-беседа
План лекции:
14.1. Строение земного шара
В курсе минералогии говорилось о том, что в строении и составе
нашей
планеты
много
спорного
и
гипотетического.
Наиболее
достоверными являются данные о составе гидросферы, атмосферы и
особенно тропосферы (ее нижней оболочки).
Каковы же размеры Земли (по Ф.Н. Красовскому):
средний радиус, вычисленный из объема Земли – 6371,22 км,
полярный радиус – 6356,86 км,
экваториальный радиус – 6378,24 км,
поверхность земного шара 510 . 106 км2,
объем – 1083320 . 1012 км3,
масса – 5,974 . 1021 т,
средняя плотность Земли г/см3 5,515,
средняя плотность поверхностных пород земли 2,73 г/см3.
81
Сопоставление
последних
двух
цифр
свидетельствует
о
существовании на глубине более плотного вещества, причем данные
сейсмологии говорят о его неоднородности.
Хотя объем гидросферы равен 1,37 . 109 км3, что составляет всего
лишь 1/800 общего объема планеты, или 1/4200 ее массы, роль гидросферы
очень велика. Гидросфера, площадь которой 361 . 106 км2, покрывает
70,78% поверхности всей планеты, при средней глубине океана 3792 м и
максимальной 10 863 м (Тихий океан). Масса гидросферы равна 1,41 . 1018
т (уд. вес 1,028 г/см3), причем 98,3% ее приходится на океаны и моря,
несущие в себе 5 . 1016 т растворенных соединений.
Площадь современной суши составляет 149 . 106 км2, или 29,22%
поверхности планеты при средней высоте суши 825 м и наивысшей 8882 м
(гора Джомолунгма в Гималаях).
Атмосфера (ее масса около 5,15 . 1015 т), как и вся планета имеет
слоистое строение. До высоты 10-12 км (а над экватором до 16-18 км)
лежит тропосфера, содержащая в своем составе пары воды и углекислоту.
Она составляет около 80% массы всей атмосферы.
Верхняя граница тропосферы — тропопауза отделяет тропосферу от
стратосферы, простирающейся примерно до 80 км. В стратосфере нет
паров воды, на высоте 15-60 км наблюдается небольшое количество озона,
энергично поглощающего ультрафиолетовое излучение солнца, выше 3040 км температура воздуха от –(50-60)°С значительно повышается,
достигая +75°С на высоте 60 км и затем к 80 км опускается снова до –75°С.
Над
стратосферой
располагается
ионосфера,
содержащая
повышенное количество ионов и свободных электронов, она простирается
до высоты 1000-1300 км, и экзосфера, постепенно разрежающаяся в
межпланетном пространстве.
Верхняя часть твердой оболочки планеты представлена земной
корой, мощность которой очень невелика: под океанами всего лишь 5-6
км, под континентами — около 35 км и под горными хребтами 60-70 км.
82
Для земной коры и ее частей характерными величинами являются:
скорость распространения упругих волн (в среднем 5-6 км/сек) и
плотность ее частей (в среднем 2,7-2,9 г/см3).
Скорость продольных
Плотность
волн, км/сек
г/см3
Верхний слой – осадочный
3-5
1,8-2,5
Средний слой – гранитный
5,5-6,0
2,5-2,7
Нижний слой – базальтовый
6,4-7,0
2,7-2,9
Подкоровый слой
7,8-8,2
3,1-3,5
Под океанами гранитного слоя нет, имеются только базальты. На платформах
толщина земной коры 25-35 км, а в горных районах 40-80 км, причем, чем
древнее складчатость, тем меньше мощность земной коры: докембрийская
и каледонская складчатость 30-35 км; герцинская 38-42 и альпийская 50-80
км.
Масса земной коры около 2 . 1019 т, т. е. около 1/300 массы планеты, причем
на долю литосферы приходится 93,06%, гидросферы 6,91% и атмосферы
0,03%.
Земная кора «разделом Мохоровичича» отделяется от «мантии», которая
делится на верхнюю мантию (до 1200 км) и нижнюю мантию (до 2900 км).
Ниже находится земное ядро, в свою очередь делящееся на жидкое
внешнее ядро (до глубины 51120 км) и, видимо, твердое внутреннее ядро.
По мнению одних ученых верхняя мантия состоит из базальтов,
перекристаллизованных под влиянием динамометаморфизма в эклогиты,
по мнению других — из перидотитов. В верхней мантии возникают
причины тектонических явлений, землетрясений и вулканизма. Судя по
скорости распространения сейсмических волн внутри верхней мантии, на
глубине 200-400 км имеется размягченный слой.
Вопрос строения земли и ее оболочек дискутируется многими учеными,
каждый из которых представляет свою гипотезу или теорию.
83
14.2. Средний химический состав земной коры, гидросферы,
атмосферы и биосферы.
Первая работа по определению среднего химического состава земной коры
принадлежит американскому химику Ф.М. Кларку. В 1988 г. Кларк на
основе 880 полных анализов массивно-кристаллических горных пород
вычислил для десяти химических элементов (O, Si, Fe, Ca, Mg, K, Na, Ti, P)
их среднее содержание в земной коре. В 1897 г., используя новые 680
анализов, он уточнил полученные цифры, в 1924 г. он опубликовал свои
данные в виде таблицы уже на основании 5159 анализов и пересчитал
результаты на проценты. Эти данные были дополнены многими
известными учеными для других элементов и различных горных пород.
А.П. Виноградов учел данные предыдущих исследователей до 1956 г. и в
1962 г. с уточнением всех данных опубликовал таблицу величин кларков
горных пород суши, без учета пород дна океанов и морей, на долю
которых приходится 71% поверхности земного шара, т. к. часть этой
поверхности когда-то тоже была сушей.
Позже С.П. Соловьев для каждого конкретного массива измерил площади
распространения изверженных пород с учетом имеющихся для него
химических анализов. Он выводил его средний состав и пропорционально
площадям распространения пород вычислял средний состав интрузивных
и эффузивных пород отдельных территорий Урала, Кавказа и др. Эта
очень трудоемкая работа дает нам наиболее точные цифры среднего
химического состава и именно таким путем могут быть получены
наиболее точные цифры.
Позднее К.К. Турекян и К.Г. Водеполь приводят среднее содержание
химических элементов в главнейших типах горных пород земной коры для
изверженных и осадочных пород. Бартом и Корренсом был рассчитан
средний минеральный состав изверженных и осадочных пород в
процентах.
84
Цифровые значения кларков по разным авторам для различных типов пород и
литосферы в целом приведены в учебниках по геохимии.
К числу наиболее распространенных элементов литосферы в виде оксидов
относятся: Si, Al, Ca, Fe, Na, K, Mg, Ti, а также вода и менее
распространенными являются оксиды марганца, углекислый газ и сера. По
разным авторам оксид кремния составляет в процентах от 55 до 60,
алюминия 14-15, кальция 4-9, кальция 5-9, магния 3-5, железа
двухвалентного 4-6, трехвалентного 3-7, натрия 1-4, калия 2-3, титана 0,71,6; фосфора 0,2-0,3; вода 1,15; улекислого газа 0,1; сера 0,05.
Кларки
гидросферы
благодаря
выравниванию
состава
морских
вод,
течениями и круговороту воды в природе известны в настоящее время с
большей точностью, чем кларки горных пород. Содержание элементов в
убывающем порядке в морской воде по данным Виноградова и других на
1965 г. следующее (г/т): O 875000, H 108000, Cl 19000, Na 10500, Mg 1350,
S 885, Ca 400, K 380, Br 65, C 28, Sr 13, B 4,6; F 1,3; N 0,5, Pb 0,12, Zn и Fe
0,05, Cu 0,003.
Состав солей, остающихся после испарения морской воды, выражается
следующими цифрами (в %): NaCl 77,7; MgCl2 10,9; MgSO4 4,7; CaSO4 3,6;
K2SO4 2,5; CaCO3 0,3; MgBr2 0,2; сумма 99,9. В основном это хлориды и
сульфаты щелочных и щелочноземельных элементов, выделяющиеся в
осадках только в результате потери растворителя, т. е. испарения морской
воды, и не реагирующие с карбонатными, глинистыми и гидроксидными
осадками, отлагающимися на дне моря.
Средний состав газовой составляющей атмосферы по Мейсону в учебнике
геохимии приводится по объему и по весу частей, а также в граммах
(данные 1971 г.). Самые распространенные газы: N2, O2, Ar и CO2, а Ne, He,
Kr, H2 и др. менее распространены. В учебнике также даются сведения о
космической распространенности химических элементов по Зюссу и Юри
(на 1956 г.) (не в граммах на тонну, а по отношению к числу атомов
кремния,
приняв
его
равным
10
85
000).
В
порядке
уменьшения
распространенности элементы располагаются следующим образом: H, He,
Li, Be, B, C, N, O, Mo, Ru, Pd, Ag, Cd, In.
14.3. Закономерности распространения химических элементов и
изотопов
Рассматривая таблицу распространенности химических элементов в земной
коре, можно сделать следующие выводы:
1.
Содержание
химических
элементов
в
земной
коре
очень
неодинаково, причем содержание кислорода в 1,5 . 1015 раз больше содержания
полония — одного из наименее распространенных элементов.
2.
Наиболее распространенными являются элементы с небольшими
порядковыми номерами (и соответственно малыми атомными весами). С
увеличением порядкового номера распространенность убывает. Первые 26
элементов составляют 99,74% всей земной коры.
3.
Очень легкие элементы — литий, бериллий, бор и отчасти углерод
обладают очень малой распространенностью (в %): Li 0,0065; Be 0,00035; B
0,0003; C 0,032. Это объясняется тем, что перечисленные элементы в
космическую стадию послужили ядерным горючим. Из тяжелых элементов
(атомный вес ≥119) повышенную распространенность имеют Ba, La, Ce, Nd
(неодим), Pb.
4.
Элементы с четными порядковыми номерами более распространены
(составляют 86% по весу), чем с нечетными (14% по весу). Это особенно
хорошо проявлено в группе редкоземельных элементов. Однако на кривой
кларков имеются исключения: As (порядковый номер 33), более распространен,
чем Ge (32) и Se (34); Br (35) — чем Se (34) и Kr (36); Li (3) более
распространен, чем He (2) и Be (4).
5.
Согласно А.Е. Ферсману, если сгруппировать все элементы по
атомным весам получится формула — 4q (где q – целое число). Наиболее
распространены четные элементы, с величиной атомного веса, делящейся на 4.
86
Наиболее характерны элементы ультраосновных магм, а именно Mg (24), Ca
(40), Ti (48), Fe (56), а также O (8) и Si (28) (в скобках атомные веса).
Следующая группа по распространенности — элементы гранитов и
пегматитов, величина атомного веса которых укладывается в формулу 4q
+3; Al (27), K (39), Na (23), F (19), Cl (35), Sn (119), Li (7), B (11) и др. В
формулу 4q +2 (согласно В.В. Щербине) входят преимущественно
радиоактивные элементы U (238), Ra (226), Po (210) и др. Наименее
распространены Be (90), Sc (45), Rb (85), Ir (193), атомный вес которых
укладывается в формулу 4q +1.
6.
Р.А. Зондером в 1930 г. была установлена периодичность наиболее
распространенных элементов через 6 номеров: O, Si, Ca, Fe и соответственно
их порядковые номера 8, 14, 20, 26. Это отвечает «химической» периодичности
6, а не 8, обусловленной строением оболочек и свидетельствует о ядерной
периодичности.
7.
В 1928 г. П. Нигли в своей работе «Геохимия и ядро атома» отметил,
что периоды максимумов распространенности в естественном ряду элементов
наступают через 6 или через 12 элементов и что элементы, отличающиеся на 2
от указанных, тоже являются более распространенными. В своей работе
Ниггли делает вывод, что степень распространенности каждого элемента
обусловлена устойчивостью его ядра.
8.
Некоторые аномально повышенные кларки элементов объясняются
их предысторией. Например, относительно высокое содержание свинца
объясняется тем, что он состоит не только из атомов «первозданного» свинца, а
также атомов образовавшихся в результате радиоактивного распада урана
(свинец 206 и 207) и тория (свинец 208).
9.
Поскольку
распространенность
элементов
обусловлена
устойчивостью атомных ядер, она не зависит от их химических свойств. В
заключение следует отметить, что в силу различной способности химических
элементов к концентрации и рассеянию, к вхождению в виде изоморфной
примеси в кристаллические решетки минералов более распространенных
87
элементов — представления о «частоте» или редкости того или иного элемента
явно не отвечают реальным цифрам. Так ванадий распространен в 2 раза
больше, чем медь; рубидий во много раз больше, чем свинец; содержание
скандия такое же, как мышьяка, а галлия такое же, как свинца.
Соответственным
образом,
с
применением
новых
усовершенствованных методов анализа и в результате изучения геохимии
редких элементов изменились представления об их распространенности.
Особенно ярким примером является германий. Впервые в 1898 г.
И.Г. Фогт принял его распространенность равной n . 10-10%, в 1924 г. Кларк
и Вашингтон оценивали ее n . 10-9, а в настоящее время его кларк
принимается в 2 . 10-4, т. е. стал выше почти в миллион раз, чем
первоначально был определен.
Модуль 3. Биогеохимия (2 часа)
Тема 1. Биогеохимия (2 часа).
Лекция 15. Биогеохимия (1 час)
Форма лекции: лекция-беседа
План лекции:
Науку о геохимической деятельности организмов Вернадский назвал
биогеохимией. В 20-х и 30-х годах она развивалась медленно и только в
середине XX столетия, с началом научно-технической революции начался ее
быстрый рост. Биогеохимия оказалась теоретической основой решения
проблемы окружающей среды.
Одна из причин медленного развития биогеохимических представлений
связана с исключительной дисперсностью жизни, ничтожностью каждого
отдельно взятого организма по сравнению с неорганическими силами природы.
Малым и беспомощным представлялось живое существо среди стихий
природы — работы рек, ветра, ледников, морей, вулканов. Казалось, удел
организмов — приспосабливаться к той обстановке, которую создают такие
88
могучие силы природы. Так думало большинство натуралистов XIX и начала
XX столетий. Чтобы оценить значение жизни на земле понадобилось к
геологической работе организмов подойти с другой меркой, рассмотреть всю
их совокупность, которую Вернадский назвал живым веществом, измерить ее
в единицах массы и энергии. В биологических науках для аналогичного
понятия используют термин «биомасса». Можно говорить о живом веществе
всей планеты и отдельных ее частей — материков, океанов, ландшафтов, почв,
озер и т. д. «Захватывая энергию Солнца, живое вещество создает химические
соединения, при распадении которых эта энергия освобождается в форме,
которая может производить химическую работу»,— писал В.И. Вернадский. В
1928-1931 г. он сформулировал понятие о биогеохимических функциях живого
вещества в земной коре. Он выделил газовые (кислородно-углекислотные,
азотные,
сероводородные
и
др.),
концентрационные,
окислительно-
восстановительные и биохимические функции живого вещества.
15.1. Образование живого вещества
Геохимия
фотосинтеза,
происхождение
свободного
кислорода.
Образование живого вещества из неорганических соединений окружающей
среды происходит преимущественно в результате фотосинтеза зеленых
растений.Из СО2 и воды под влиянием хлорофилла или другого пигмента,
играющего роль катализатора, и солнечной энергии зеленые растения
синтезируют
углеводы
и
другие
органические
соединения,
условно
изображаемые как [СН2О]. Поглощая из почвы и воды кальций, магний, калий,
железо и другие элементы, растения также используют их для синтеза
органических соединений. Одновременно в окружающую среду выделятся
свободный кислород — продукт разложения воды.
Исходные вещества фотосинтеза — СО2 и Н2О — на земной поверхности
без участия организмов не являются ни окислителями, ни восстановителями. В
процессе фотосинтеза возникает сильный окислитель — свободный кислород и
сильный восстановитель — различные органические соединения. Атомы
углерода, водорода и кислорода заряжаются при этом энергией и становятся
89
геохимическими аккумуляторами. Их роль в земной коре грандиозна. Растения
продуцируют
ежегодно
3,2
.
1011
т
кислорода.
Всего
растениям
необходимо3700 лет, чтобы создать то его количество, которое находится в
атмосфере (1,18
.
1015). Свободный кислород Вернадский назвал самым
могучим химическим деятелем на Земле. Он назвал его «геохимическим
диктатором»,
определяющим
пути
миграции
и
концентрации
многих
химических элементов.
Другие геохимические аккумуляторы, продукты фотосинтеза — углерод
и водород — входят в состав органических веществ. Ежегодно в результате
фотосинтеза из углекислого газа образуется 170 млрд. т органического
углерода, что приблизительно составляет 3 т на каждый гектар земной
поверхности.
Животные, некоторые растения и большая часть микроорганизмов не
способны синтезировать органические из минеральных соединений. Используя
белки, жиры, углеводы и другие вещества растений, они создают новые белки,
жиры, углеводы и т. д.
Для многих элементов в органических соединениях характерны
ковалентные и другие не ионные связи, в то время как в неорганических
соединениях более типичны ионные связи. Поэтому поведение Са, Mg, Na, К и
других металлов в живом веществе и вне его резко различно.
За миллиарды лет растения практически очистили земную атмосферу от
СО2. В образовании свободного кислорода и поглощении СО2 и заключается
кислородно-углекислотная биогеохимическая функция живого вещества.
Фотосинтез не единственный процесс образования живого вещества из
неорганической материи. В 1890 г. микробиолог С.Н. Виноградский открыл
автотрофные микроорганизмы, способные окислять аммиак.
Энергия, выделяющаяся при окислении, из углекислого газа, воды,
минеральных
солей,
используется
микроорганизмами
для
синтеза
органических веществ. В дальнейшем были обнаружены автотрофные
микроорганизмы, окисляющие серу и сероводород, двухвалентное железо,
90
марганец, трехвалентную сурьму, водород, метан, уголь. Такие процессы
получили наименование хемосинтеза.
В современную геологическую эпоху живое вещество в основном
образуется в результате фотосинтеза, однако и хемосинтез играет важную роль
в круговороте некоторых химических элементов.
При
образовании
живого
вещества
увеличиваются
разнообразие,
упорядоченность, сложность, организация, т. е. происходит рост информации,
негэнтропии и уменьшается термодинамическая и информационная энтропия.
Для доказательства этого положения достаточно сравнить число видов
организмов (миллионы) с числом минералов (тысячи).
Количество
живого
вещества.
В
живом
веществе
абсолютно
преобладают растения (фитомасса), менее велика роль животных (зоомассы) и
микроорганизмов. Например, в ландшафтах суши зоомасса обычно не
превышает 2% от фитомассы и лишь изредка достигает 10%.
Масса живого вещества на Земле составляет ничтожную часть массы
земной коры, но она очень активная. Она постоянно образуется из
неорганических тел и вновь разрушается. Через живое вещество проходит
огромное количество атомов. Если принять, что в течение последних пятисот
миллионов лет (сначала ордовика) годичная продукция живого вещества была
близка к современной (отклоняясь в ту или другую сторону), то масса
продукции за это время превысит массу земной коры.
Кларки живого вещества. При подсчетах кларков можно исключить
животных, так как зоомасса по сравнению с фитомассой ничтожна. Среди
растений на суше преобладают деревья, и задача во многом сводится к
определению среднего состава древесины. Кларки живого вещества впервые
определил В.И. Вернадский, более точные данные принадлежат А.П.
Виноградову.
Содержание химических элементов в организмах уменьшается с ростом
атомной массы элементов, однако, как и для кларков земной коры, здесь нет
прямой зависимости.
91
Живое вещество в основном состоит из четырех элементов (в%) —
кислорода(70), углерода (18), водорода (10,5) и азота (0,3), в сумме
составляющих 98,8. Организмы в первую очередь — это кислородные
существа. Живое вещество богато водой. Некоторые животные (медузы и др.)
содержат почти 100% воды, менее богаты водой млекопитающие, но и в них ее
более
60%.
В живых
организмах
обнаружены
почти
все
элементы
периодической системы Менделеева, хотя их, как правило, не более 1,0%
(кроме О, Н, С). Кларки большинства элементов очень малы. Так, молибдена в
живом веществе около 1. 10-5%, никеля — 5 .10-5%, меди — 2 .10-5% и т. д.
Многие
микроэлементы
физиологические функции.
выполняют
Например, йод
в
организмах
входит в
состав
важные
гормона
щитовидной железы — тироксина, который регулирует окислительновосстановительные процессы у животных. Mo, Zn, Mn, Сu, В, V и другие
микроэлементы оказывают большое влияние на обмен веществ в организмах
животных и растений.
Нетрудно убедиться, что живое вещество в основном состоит из
химических элементов, подвижных на земной поверхности. Наиболее
распространенные (О, С, Н, N) они образуют газообразные соединения.
Главной особенностью истории живого вещества Вернадский считал то, что
оно образуется из газов и после смерти снова превращается в газы (СО2, NH3,
N2, H2O, водяной пар и т. д.).
Элементы малоподвижные слабо захватываются организмами. Например,
алюминия в литосфере много (кларк 8,05%), а в живом веществе он
микроэлемент (кларк 5 . 10-3%).
Кларки концентрации элементов в живом веществе А.И. Перельман
предложил называть биофильностью. Наиболее энергично концентрируется в
живом веществе С (биофильность 780), слабее — N (160), Н (70), О (1,5) и Сl
(1,1). У остальных элементов биофильность меньше 1. Haименее биофильны
Al, Fe, T1.
92
Для геохимических построений необходимо знать также состав
минеральной части живого вещества (золы), так как организмы способны
избирательно поглощать из среды и накапливать в золе некоторые элементы.
Эта
способность
характеризуется
коэффициентом
биологического
поглощенияАх, показывающим, во сколько раз содержание элемента Xв золе
больше, чем в литосфере в целом (или в конкретной горной породе, почве).
Такие
расчеты
впервые
осуществил
Б.Б.
Полынов,
построив
ряды
биологического поглощения элементов. Элементы, Ахкоторых больше 1,
«накапливаются» живым веществом, причем Р, S, Cl, Br, I — энергично, а Са,
Na, К, Mg, Sr, Zn, В, Se — сильно. Остальные элементы, у которыхАхменьше 1,
лишь «захватываются» организмами, причем одни — средне, другие — слабо и
очень слабо.
Химический состав отдельных организмов. Химический состав —
важный систематический признак. Например, бобовые травы и улитки
содержат много кальция, береза накапливает марганец, мхи — железо и т. д.
Химический состав частей организмов также различен. Так, в Забайкалье зола
листьев и хвои более обогащена магнием, калием, фосфором и серой и
обеднена кальцием, стронцием, барием и радием, чем зола ветвей. У животных
йод накапливается в щитовидной железе, фосфор и кальций — в костях, железо
— в крови, кобальт — в печени и т. д.
Состав растений зависит от фазы вегетации (цветение, плодоношение и т.
д.). Например, от весны к осени в листьях многих деревьев увеличивается
содержание Со, Ni, Cu, Ra, Si, Fe, Са и других элементов. В золе трав
содержание К и Р от весны к осени уменьшается. На элементарный состав
организмов влияют и особенности среды (почвы, воды и т. д.), однако
определяющее значение имеет систематическое положение организма.
Установлено, что некоторые организмы разделяют изотопы легких
элементов. Возможно, эта способность присуща всем или почти всем
организмам. При фотосинтезе растения отдают предпочтение легкому изотопу
углерода
С, поэтому в организмах и их производных (углях, нефти)
12
93
содержание тяжелого изотопа 13С понижено, а в СО2 и морских карбонатах —
повышено.
Отношение
Установлено,
что
34
S
:32S
также
микроорганизмы,
колеблется
довольно
восстанавливающие
сильно.
сульфаты,
накапливают легкий изотоп серы 32S, поэтому в осадочных сульфидах больше
облегченной серы. Сера морской воды, эвапоритов более тяжелая.
Изучение отношений 32S :34S в сульфидах позволяет установить генезис
серы гидротермальных и других сульфидных месторождений. Для многих из
них доказан осадочный, а не магматический источник серы (В.И. Виноградов и
др.).
15.2. Дефицитные и избыточные элементы. Учение о биогеохимических
провинциях, геохимическая экология.
Химические элементы, добавление подвижных форм которых в среду
жизни увеличивает годичную продукцию живого вещества, называются
дефицитными. В большинстве случаев недостает именно подвижных форм, в
то время как общее (валовое) содержание элемента может быть достаточно
велико. В отдельных биокосных системах установлен дефицит О, N, Р, К, Са,
Mg, Сu, Со, I, F, Мо, Мn и других элементов.
Элементы, удаление которых из среды жизни увеличивает продукцию
живого вещества, называются избыточными. К ним местами относятся Cl, S,
Na, Cu, Ni, Fe, F и другие элементы. Один и тот же элемент может быть
дефицитным в одной системе и избыточным в другой.
Резкий дефицит или избыток химических элементов в среде приводит к
заболеваниям животных, растений, а иногда и человека. Такие болезни Л.П.
Виноградов
назвал
биогеохимическими
эндемиями,
а
районы
их
распространения — биогеохимическими провинциями. На территории России
изучены биогеохимические провинции с дефицитом йода в почвах и кормах, с
дефицитом и избытком фтора в питьевой воде, с избытком молибдена в воде,
избытком бора в кормах, избытком и дефицитом меди, дефицитом кобальта в
почвах и т. д. Учение о биогеохимических провинциях нашло практическое
применение в медицине и сельском хозяйстве.
94
Развивая учение о биогеохимических провинциях, В.В. Ковальский
сформулировал понятие о геохимическойэкологии — разделе биогеохимии и
экологии.Задача
геохимической
экологии
заключается
в
изучении
взаимодействия организмов и их сообществ с геохимической средой, а также
организмов между собой.
Концентрационнаяфункция живого вещества. Все живые организмы
накапливают относительно литосферы С, Н, О и N. В производных жизни —
горючих ископаемых — С, Н и N больше, чем в литосфере в целом.
Велика роль живого вещества и в концентрации других элементов, хотя
концентраторами являются не все живые организмы, а лишь некоторые виды и
роды. Так, сине-зеленые водоросли концентрируют (в расчете на сухое
вещество) Fe, Mn, Cu, Co, Ni, Ti, V и Cr.
Многочисленные
группы
сухопутных
и
морских
животных
с
известковым скелетом концентрируют Са (моллюски, кораллы, устрицы,
фораминиферы и др.). После их смерти скелеты образуют известковые осадки
— толщи озерных или морских известняков. Губки, радиолярии, диатомовые
водоросли и другие концентраторы кремния образуют огромные скопления
кремнезема в озерах и морях (трепел, диатомиты и другие породы). Известны
организмы, обогащенные Sr (радиолярии акантарии), I (морские водоросли), V
(асцидии), Na (травы солянки) и т. д. Некоторые микроорганизмы накапливают
Fe и Мn. В целом установлена концентрация организмами Н, Li, Be, В, С, N, О,
Na, Mg, Al, Si, P, S, Cl, K, Ca, Ti, V, Cr, Mn, Fe, Co, Ni, Cu, Zn, Se, Sr, Mo, Ag, I,
Au, Pb, Ra, U. По А.П. Виноградову, способность к концентрации уменьшается
от низших форм организмов к высшим. Так,среди позвоночных уже не
встречаются концентраторы Si, Fe, Sr, I. Таким образом, в ходе эволюции
организмы освободились от многих, свойственных, им ранее геохимических
функций, но соответствующие элементы продолжают выполнять в их телах
физиологические функции (Fe в гемоглобине, I в щитовидной железе и т. д.).
Следовательно,
жизнь
«пробовала»
различные
варианты
биологического поглощения, вовлекала в биогенную миграцию различные
95
элементы, пока в ходе эволюции не возникли оптимальные соотношения,
свойственные наиболее высокоорганизованным существам.
Лекция 16. Биокосные системы (1 час)
Форма лекции: лекция-беседа
План лекции:
Геохимическое своеобразие биокосных систем определяется сочетанием
биогенной,
физико-химической
и
механической
миграции.
Системы
различаются также по уровням организации: к более низкому уровню
относятся почвы, илы, коры выветривания, водоносные горизонты, к более
высокому — ландшафты, к еще более высокому— артезианские бассейны,
моря и океаны и к самому высокому — биосфера в целом.
Биокосные
системы
имеют
много
общих
черт.
Так,
процесс
десульфуризации протекает и в почвах, и в водоносных горизонтах, и в
морской воде (в Черном море, фиордах Норвегии). То же можно сказать об
оглеении,
окислении
сульфидов,
процессах
засоления,
огипсования,
карбонатизации и многих других.
Во всех биокосных системах происходит взаимодействие горных пород с
природными водами в близких термодинамических условиях. Это определяет
некоторые
общие
особенности
физико-химической
миграции,
которая
складывается из двух противоположных процессов — выветривания и
цементации.
С геохимических позиций выветривание представляет собой процесс
преимущественного удаления из пород и минералов водных (Са, Mg, К, Naи
др.) и присоединения воздушных мигрантов (в первую очередь О 2, Н2О, СО2).
Выветривание протекает в почвах и илах, коре выветривания, водоносных
горизонтах. Даже в слабо трещиноватых изверженных породах, которые
производили впечатление «свежих» (невыветрелых), в природе найдены тонкие
пленки гидроксидов железа и других вторичных минералов, образовавшихся за
счет диффузии в поровых растворах. Поэтому следует отличать продукты
выветривания, которые образуются в разных геологических условиях, от коры
96
выветривания — определенной биокосной системы. Многие «древние коры
выветривания», фиксируемые в зонах разломов, в водоносныхгоризонтах и т.
д., несомненно, представляют собой продукты выветривания. Они далеко не
всегда формировались в коре выветривания и очень часто представляют собой
результат геохимической деятельности подземных вод (т. е. эти «коры
выветривания» никогда не были на земной поверхности, не связаны с
определенными климатическими условиями и т. д.).
Для другой группы процессов —цементации — наиболее характерны
аккумуляция
водных
мигрантов,
осаждение
минералов
из
растворов,
уменьшение пористости и увеличение объемной массы пород. В процессе
цементации образуются плотные конкреции, горизонты ожелезненных,
карбонатизированных, огипсованных песчаников и т. д.
Выветривание и цементация — разные стороны единого процесса
миграции; первые порождают вторые и наоборот. В каждой из биокосных
систем развиваются как выветривание, так и цементация, однако соотношение
между ними неодинаково. Выветривание особенно широко развито в почвах,
где почти все первичные минералы неустойчивы. В почвах развита и
цементация, приводящая к образованию карбонатных, глинистых, гипсовых и
других иллювиальных горизонтов.
В коре выветривания также преобладает выветривание, хотя наблюдается
и цементация (особенно в нижней части толщи коры) за счет вымывания SiO2
(окремнение), СаСОз (обизвесткование) и других соединений.
В водоносных горизонтах, особенно глубоких, выветривание выражено
значительно слабее. Но и в них под влиянием подземных вод происходит
изменение и разрушение многих минералов. Иногда эти процессы называют
глубинным выветриванием. Весьма характерны для водоносных горизонтов
процессы
вмывания,
цементации,
перекристаллизации,
причем
их
интенсивность возрастает с глубиной. Все биокосные системы имеют общие
черты — они богаты свободной энергией и неравновесны, дифференцированы
в пространстве, в них осуществляется круговорот элементов, накапливается
97
информация,
формируется
окислительно-восстановительная
и
щелочно-
кислотная зональность. Поэтому и геохимическая систематика биокосных
систем имеет много общего.
Изучение геохимии биокосных систем привело к появлению новых
самостоятельных
научных
выветривания,
осадочных
направлений
пород,
—
геохимии
подземных
почв,
коры
вод(гидрогеохимии),
ландшафта, океана и т. д. В данном курсе рассмотрена только геохимия
осадочных
породы
и
кор
выветривания,
т.
к.
геохимия
рассматривается в почвоведении, вод — в гидрогеохимии и т. д.
98
почв
МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ
Федеральное государственное автономное образовательное учреждение
высшего профессионального образования
«Дальневосточный федеральный университет»
(ДВФУ)
ШКОЛА ЕСТЕСТВЕННЫХ НАУК ДВФУ
МАТЕРИАЛЫ ПРАКТИЧЕСКИХ ЗАНЯТИЙ
по дисциплине "Геохимия и минералогия"
Специальность - 240403.65 – «Химическая технология природных энергоносителей и углеродных материалов»
г. Владивосток
2011
99
Темы лабораторных работ
1. Основные и второстепенные диагностические признаки минералов
(3 часа)
2. Изучение классов и основных свойств минералов. (2 часа)
3. Определение минералов из класса оксидов (кварц, касситерит и др.)
(2 часа)
4. Определение минералов из класса галогенидов (флюорит, сильвин,
галит). (2 часа)
5. Определение минералов из класса карбонатов (кальцит, доломит,
малахит). (2 часа)
6. Определение минералов из класса сульфидов (пирит, пирротин,
арсенопирит и др.). (2 часа)
7. Определение минералов из класса силикатов (гранат, ортоклаз и др.)
(2 часа)
8. Контрольная работа, контрольное определение образцов. (2 часа)
Цель лабораторных работ – научить студентов владеть знаниями по
классам минералов, их диагностическим признакам и определять по ним
минеральные образцы.
Задачи лабораторных работ:
1. Ознакомить студентов с основами минералогии;
2. Дать информацию по диагностическим признакам минералов;
3. Познакомить студентов с образцами минералов, которые наиболее
распространены на территории Дальнего Востока России;
4. Научить студентов работать с диагностическими инструментами
(шкала Мооса, фарфоровая табличка, лупа, соляная кислота, магнитная стрелка
и др.);
5. Научить студентов различать минералы по классам;
6. Обучить студентов определять название и класс минерала путем
диагностического определения.
100
Теоретическая основа лабораторных работ
Основные диагностические свойства минералов.
Диагностическими называют свойства, при помощи которых определяют
минералы.
Цвет минерала - окраска минерала, определяемая его химическими
особенностями,
внутренним
строением
и
энергетическим
состоянием.
Выделяют несколько типов окраски.
Идиохроматическая окраска - собственная минералов, обусловленная
преимущественно элементами хромофорами, входящими в основной состав
минералов. К элементам хромофорам относятся: Cu, Fe, Mn, Ni, Сr, Сo, U, Au,
Pb, W и другие элементы.
Аллохроматическая окраска - окраска, которая вызвана механическими
примесями.
Псевдохроматическая
окраска
определяется
наличием
микротрещиноватости, ориентированных включений, что вызывает явления
интерференции и дифракции света. Например, интерференция света в
лабрадоре, которая вызвана пленочками ильменита, развивающимися вдоль
микроспайности,
вызывает
явление
иризации,
появление
сине-зеленой
радужной окраски.
Развитие окисных пленок различной окраски на поверхности рудных
минералов называется побежалостью.
Черта минерала - цвет минерала в порошке. В практике определяется
путем царапанья минералом по фарфоровой пластинке. Порошок черты может
отличаться от окраски минерала в большом куске. Обычно черту определяют
чаще у рудных минералов. Если минерал очень твердый, цвет черты можно
определить, раздробив и растерев минерал в порошок и посмотрев его окраску
на белой бумаге.
Блеск
минерала
-
определяется
отражательной
способностью
поверхности минерала и его показателем преломления. В зависимости от
показателей преломления (n) выделяют основные типы блесков:
101
Металлические блески
1.
Собственно металлический блеск n > 3
2.
Полуметаллический, металловидный 2,6 < n < 3
Неметаллические блески
3.
Алмазный 1,9 < n < 2,6
4.
Стеклянный 1,3 < n < 1,9
У самородных минералов (металлов) развит сильный металлический
блеск, а показатель преломления n < 1. Металлический блеск в этом случае
объясняется металлическим типом связи у самородных элементов.
Второстепенные типы блесков появляются у минералов с шероховатой
неровной поверхностью и в меньшей степени зависят от показателей
преломления. Здесь различают: жирный блеск, восковой и матовый.
Отлив минералов - категория блеска, вызванная ориентированным
строением агрегатов минералов.
Перламутровый отлив - характерен для тонкопластинчатых, листоватых
минералов. Например: гипс, слюды и др.
Шелковистый отлив - характерен для тонкоигольчатых, шестоватых
минералов. Например: турмалин, игольчатый гипс, хризотил-асбест.
Твердость
минералов
-
способность
минералов
сопротивляться
внешнему механическому воздействию. В минералогии твердость определяется
методом царапанья одного минерала по-другому.
Для определения относительной твердости применяется эталонная шкала
Мооса, в которой каждый последующий минерал имеет твердость на единицу
больше.
Шкала Мооса
1. Тальк Mg3[Si4O 10](OH) 6. Ортоклаз КAlSi3О8
2. ГипсСa[SO4]2H2O
7. КварцSiO2
3. КальцитCa[CO]3
8. ТопазAl2SiO4F,OH)2
4. ФлюоритCaF2
9. КорундAl2O3
102
5. АпатитCa5[PO4]3(F,Cl) 10. Алмаз С
Излом - неровная незакономерная поверхность минерала, образующаяся
при его раскалывании.
Наиболее
часто
встречаемые
изломы:
раковистый,
занозистый,
ступенчатый, неровный, зернистый, землистый.
Спайность - способность кристалла минерала раскалываться или
расщепляться на гладкие закономерные кристаллографические поверхности.
% плоскостей спайности
% плоскостей излома
1. Весьма совершенная
100
0
2. Совершенная
75
25
3. Средняя (ясная)
50
50
4. Несовершенная
25
75
5. Весьма несовершенная
0
100
Кроме спайности, в некоторых минералах при раскалывании могут
образоваться гладкие поверхности отдельности. Отдельность отличается от
спайности тем, что раскалывание по ней происходит лишь в определенных
точках. Раскалывание по спайности вдоль кристаллографической плоскости
может произойти в любом месте.
Плоскостями отдельности могут быть плоскости срастания двойников
или мельчайшие включения других минералов.
Морфология минералов - это внешний вид отдельных кристаллов
минералов и их агрегатов.
Внешняя форма кристаллов зависит от их внутреннего строения и
подчиняется кристаллографическим законам. Выделяют понятия габитуса и
облика кристаллов.
Габитус кристалла минерала - это форма кристалла определяемая
господствующей кристаллографической простой формой. Примером габитуса
могут служить призмы, пирамиды, дипирамиды, гексаэдр (куб) и др.
Облик кристаллов характеризует развитие кристаллов в пространстве.
Поэтому выделяются облики:
103
а) изометричный - кристаллы минералов равномерно развиты по всем
трем направлениям; этому облику соответствуют такие габитусы как гексаэдр
(куб), кубический (правильный) тетраэдр и др.;
б) удлиненный (вытянутый) облик - резко проявлена анизотропия размера
в одном направлении (призмы, пирамиды, дипирамиды);
в) уплощенный (таблитчатый) облик - наблюдается анизотропия размеров
в двух направлениях; в кристаллографии примерами таких форм могут быть
грани (плоскости) оснований пирамид (в кристаллографии моноэдры), грани
оснований призм (две параллельные плоскости в кристаллографии образуют
пинакоид).
Совокупность
множества
кристаллов
минерала
или
нескольких
различных минералов одного происхождения называется агрегатом. В
природе имеют широкое распространение сплошные массы минералов,
зернистые агрегаты, шестоватые, пластинчатые, землистые и др.
Из особых форм агрегатов минералов следует выделить: друзы (щетки) незакономерные сростки кристаллов того или иного минерала или разных
минералов, имеющих общее основание. Особенностью друз является то, что
наиболее выраженные кристаллы в них обычно вытянуты перпендикулярно к
поверхности нарастания.
Конкреции - шаровидные и желваковые стяжения минерального вещества
радиально-лучистого или скорлуповатого строения. Рост кристаллов в
конкреции происходит от центра к периферии.
Секреции - напоминают конкреции, но отложение минерального
вещества происходит в пустотах и рост минералов - от периферии к центру.
Секреции размером более 2 см обычно называются жеодами. В них довольно
часто в центре наблюдаются полости, в которых могут присутствовать
минеральные щетки. Мелкие секреции называются миндалинами.
Дендриты - агрегаты минералов, имеющие древовидный облик и
напоминающие отпечатки растений.
Оолиты
-
агрегаты
мелких
шариков.
104
В
разрезе часто
имеют
концентрическое строение.
Псевдоморфозы
-
кристаллы
минералов,
которые
имеют
не
свойственную им форму.
Второстепенные диагностические признаки
Прозрачность минералов - способность минералов пропускать свет.
Минералы
подразделяются
на
прозрачные,
полупрозрачные,
просвечивающиеся в тонких сколах и непрозрачные.
Плотность минералов - вес массы минерала на единицу объема.
Плотность минералов колеблется от 0,6 до 21.
Легкие минералы имеют плотность 0,6-2,5; минералы средней плотности
- 2,5-4; тяжелые минералы имеют плотность более 4.
Магнитность минералов - способность минералов вызывать колебания
магнитной стрелки путем ее притягивания или отталкивания.
Взаимодействие с HCL - растворение минералов в холодной или горячей
кислоте.
Следует отметить, что некоторые минералы обладают своеобразным
вкусом, запахом, двойным лучепреломлением, светятся при нагревании или в
катодных лучах.
Классы минералов
Простые соединения. Сульфиды.
К сернистым соединениям и их аналогам относится около 500
минеральных видов, среди которых преобладают сульфиды. Минералы
сульфидов
обладают
преимущественно
ковалентными
и
донорно-
акцепторными химическими связями. Окраска минералов зависит от элементов
хромофоров, преобладает идиохроматический тип. Большинство сульфидов
имеет металлический блеск, реже алмазный (сфалерит, киноварь). Твердость
преимущественно средняя: 3-4 (наивысшая у пирита - 6,5; самая низкая у
молибденита
-
1).
Плотность
сульфидов
высокая.
Происхождение
преимущественно гидротермальное, реже - осадочное. В курсе изучаются
минералы: пирит, халькопирит, пирротин, галенит, сфалерит, арсенопирит,
105
антимонит, молибденит, киноварь.
Оксиды
К этому классу относятся соединения химических соединений с
кислородом.Их весовое количество в земной коре составляет около 17%,
причем почти 13 % массы земной коры приходится на долю кремнезема (SiO2).
В этот класс входят и гидроокислы, которые в курсе не рассматриваются. В
минералах этого класса преобладают ионные связи над ковалентеными. Более
характерно проявление изоморфизма. Характерна как идиохроматическая, так
и аллохроматическая окраска минералов. Твердость выше чем у сульфидов, в
среднем 5-6 (наивысшая у корунда - 9). Происхождение преимущественно
экзогенное, гидротермальное, реже магматическое. В курсе рассматриваются
минералы: кварц, корунд, магнетит, гематит, касситерит, хромит.
Комплексные соединения. Карбонаты, сульфаты, фосфаты
Минералы этих классов имеют близкие диагностические свойства, что
затрудняет их определение. Соединения обладают смешанными ионноковалентными связями. Обычно они светлоокрашены или бесцветны, за
исключением медьсодержащих карбонатов. Окраска появляется при наличии
примесей элементов хромофоров и механических примесей или в силу других
причин. У кристаллов преобладает стеклянный блеск, в сплошных массах он
тусклый, жирный, восковой. В пластинчатых и шестоватых агрегатах
появляется перламутровый и шелковистый отлив. Твердость средняя: 3-5. У
многих минералов хорошо выражена спайность. Карбонаты отличаются легкой
растворимостью
в
соляной
кислоте.
Происхождение
экзогенное
и
гидротермальное.
Карбонаты
К минералам карбонатов относятся соли угольной кислоты, чаще всего
соли кальция, магния, меди и др. Всего в классе известно около 100 минералов.
В курсе изучаются: кальцит – Ca[CO3], доломит – CaMg[CO3]2, малахит Cu2[CO3](OH)2.
106
МЕТОДИЧЕСКОЕ ПОСОБИЕ ПО ПРОВЕДЕНИЮ ЛАБОРАТОРНЫХ
РАБОТ
1. Занятия по диагностическому определению минералов
Цель
занятия:
научить
определять
наиболее
распространенные
минералы, используя шкалу Мооса и фарфоровые пластинки.
Оборудование и материалы: шкала твёрдости Мооса, лупы, стеклянные
и фарфоровые пластинки, методичка к практической работе, эталонные
коллекции минералов: сульфидов, оксидов, силикатов.
Для выполнения работы необходимо знать:
1. Основные диагностические свойства минералов (цвет, черта, блеск,
твердость и др.).
2. Второстепенные
диагностические
свойства
минералов
(цвет,
прозрачность, плотность и др.)
3. Главные закономерности диагностических свойств минералов.
4. Кристаллохимические особенности минералов (изоморфизм и др.).
5. Главные рудные и породообразующие минералы.
Порядок выполнения работы:
1. Озвучивается план практического занятия студентам.
2. Для выполнения работы студентам выдается: три образца минералов,
шкала Мооса (эталонная шкала минералов для определения их твердости),
фарфоровая пластинка для определения черты минерала, увеличительные
лупы, а также методические пособия.
3. Студенты
внимательно
изучают
минералы,
определяют
их
диагностические свойства.
4. Преподаватель и ассистент проверяют правильность определения
минералов у студентов.
5. Студенты подробно записывают в рабочие тетради названия
минералов, их формулы и диагностические свойства.
107
6. Проводится опрос студентов по основным терминам и свойствам
минералов в минералогии.
7. Выставляются промежуточные оценки студентам за правильное
определение минералов.
8. По окончании занятия ассистент преподавателя собирает у студентов
минералы и раскладывает их по ячейкам в соответствии с наименованиями.
2. Занятия по изучению классов минералов
Цель практического занятия– ознакомить студентов с главнейшими
представителями минералов и помочь им выработать навыки по их
макроскопическому описанию и определению.
Оборудование и материалы: шкала твёрдости Мооса, лупы, стеклянные
и фарфоровые пластинки, методичка к практической работе, эталонные
коллекции минералов: сульфидов, оксидов, силикатов и др.
Для выполнения работы необходимо:
1. Знать основные понятия и наиболее важные положения минералогии,
кристаллографии и петрографии; особенности и виды генезиса минералов;
классификацию
изученных
минералов;
минеральных
химический
видов,
групп;
состав
и
свойства
роль
минералов
в
основных
процессе
почвообразования.
2.
Визуально
определять
некоторые
наиболее
распространенные
минералы и горные породы; по основным свойствам минерального вида или
агрегата классифицировать его, пользуясь методичкой.
3. Владеть навыками изучения химического состава и внешних
признаков минералов; изучения и описания минерального состава, структуры и
текстуры горных пород; диагностики наиболее распространенных и важных в
практическом отношении минералов и наиболее распространенных горных
пород.
Практическая часть работы включает знакомство с эталонными
коллекциями рудных минералов различных классов, а также определение и
108
описание
минералов
индивидуальной
задачи.
Индивидуальная
задача
представляет собой набор образцов материала, снабжённых номером. Часто в
образце присутствует не один, а несколько минералов предусмотренных для
изучения программой курса.
В методичке в табличном виде приводятся сведения, касающиеся
химического состава, структуры, происхождения, практического применения
минералов
и
основных
физических
свойств,
используемых
при
макроскопической диагностике минералов.
Порядок выполнения работы:
В начале работы каждому студенту преподавателем выдаются по 3
минерала, а также необходимые для проведения практической работы
материалы. Студент берет один из трех минералов, и начинает определять
свойства минерала. Для определения минерала по его диагностическим
признакам
обычно
используется
методичка,
где
указаны
основные
диагностические свойства минералов. Вначале проводится визуальный осмотр
образца, определяется цвет минерала, его блеск. Далее определяется твердость
минерала.
Для определения твердости минерала используется шкала Мооса –
эталонная шкала минералов, имеющих различные значения твердости.
Определение
происходит
следующим
образом:
определяемый
минерал
царапаем эталонным минералом, к примеру топазом (имеющим показатель
твердости – 7). Если после данного механического воздействия на поверхности
определяемого минерала остается неудаляемая черта, то это означает, что
эталонный минерал имеет большую твердость, чем определяемый. В обратном
случае, если черта стирается вручную, мы делаем вывод, что определяемый
минерал тверже эталонного.
Также определяется черта минерала. Она определяется царапаньем
минерала об специальную фарфоровую пластинку. При царапании, как
правило, образуется небольшое количество порошка минерала, по цвету
которого и диагностируется образец минерала.
109
В случае возникновения трудностей в определении какого-либо образца
минерала, также необходимо определить спайность и излом минерала. В
некоторых случаях рекомендуется использовать увеличительную лупу.
По мере определения занятия студент обязан записывать в свою рабочую
тетрадь название минерала, его диагностические признаки и химическую
формулу.
Лабораторная работа должна быть защищена, т.е. студент должен
убедительно обосновать преподавателю правильность определения минералов
из контрольного задания и показать знания основных диагностических
признаков минералов различных классов.
110
МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ
Федеральное государственное автономное образовательное учреждение
высшего профессионального образования
«Дальневосточный федеральный университет»
(ДВФУ)
ШКОЛА ЕСТЕСТВЕННЫХ НАУК ДВФУ
МАТЕРИАЛЫ ДЛЯ ОРГАНИЗАЦИИ САМОСТОЯТЕЛЬНОЙ РАБОТЫ
СТУДЕНТОВ
по дисциплине "Геохимия и минералогия"
Специальность - 240403.65 – «Химическая технология природных энергоносителей и углеродных материалов»
г. Владивосток
2011
111
Самостоятельная работа студентов выражается в подготовке к семинарам,
решением домашних заданий.
При подготовке к семинарам необходимо работать не только с лекционным
материалом, но и использовать литературные источники.
Работа с книгой. Изучать материал, относящийся к данной теме, следует по
одному или нескольким из рекомендованных учебников (список
рекомендуемой литературы приведен после требований к результатам изучения
курса). Если возникают трудности при работе с основными учебниками, можно
изучить соответствующую тему по дополнительной литературе, но затем
следует обязательно вернуться к данной теме в учебнике. Для поиска
необходимых сведений в учебнике можно использовать предметный указатель
в конце учебника.
112
МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ
Федеральное государственное автономное образовательное учреждение
высшего профессионального образования
«Дальневосточный федеральный университет»
(ДВФУ)
ШКОЛА ЕСТЕСТВЕННЫХ НАУК ДВФУ
КОНТРОЛЬНО-ИЗМЕРИТЕЛЬНЫЕ МАТЕРИАЛЫ
по дисциплине "Геохимия и минералогия"
Специальность - 240403.65 – «Химическая технология природных энергоносителей и углеродных материалов»
г. Владивосток
2011
113
ТЕСТОВЫЕ ЗАДАНИЯ
по дисциплине «Геохимия и минералогия»
МОДУЛЬ 1
1. МИНЕРАЛАМИ НАЗЫВАЮТ СОСТАВНЫЕ ЧАСТИ ГОРНЫХ
ПОРОД И РУД, ОТЛИЧАЮЩИХСЯ ДРУГ ОТ ДРУГА ПО
1.химическому составу
2.физическим свойствам
3.генезису
2.
МИНЕРАЛ ОБРАЗУЕТСЯ ПРИ ОПРЕДЕЛЕННЫХ ФИЗИКО-
ХИМИЧЕСКИХ УСЛОВИЯХ
1.температуре
2.давлении
3.концентрации химических компонентов
4.влажности
3.
МИНЕРАЛОГИЯ ИСПОЛЬЗУЕТ ЗНАНИЯ СЛЕДУЮЩИХ НАУК
1.физики
5. радиотехники
2.химиии
6. экологии
3.кристаллохимии
7. кристаллографии
4.коллоидной химии
8. физической химии
4.
СОГЛАСНО ГИПОТЕЗЕ В.М. ГОЛЬДШМИДТА ЗЕМНОЙ ШАР
СОСТОИТ ИЗ
1.литосферы
2.халькосферы
3.сидеросферы
4.эклогитосферы
5.наносферы
5. КЛАРК – ЭТО СОДЕРЖАНИЕ ЭЛЕМЕНТА В ЗЕМНОЙ КОРЕ
1. максимальное
2. среднее
114
3. минимальное
4. фоновое
6.
КЛАРК ИЗМЕРЯЕТСЯ В
1.весовых процентах
2.атомах
3.молекулах
4.мг/л
7.
ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛА ЭТО
1.цвет
6. радиоактивность
2.блеск
7. черта
3.твердость
8. спайность
4.удельный вес
9. прозрачность
5.магнитность
10. слоистость
8.
ПОЛИМОРФИЗМ – ЭТО
1. состояние кристаллического вещества
2. физические свойства минерала
3. свойство вещества иметь разные кристаллические структуры
9.
ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛА – ЭТО
1.происхождение
2.его местонахождение
3.физические свойства
10.
В КАКИХ АГРЕГАТНЫХ СОСТОЯНИЯХ В ПРИРОДЕ
НАХОДЯТСЯ МИНЕРАЛЫ
1. аморфном
2. жидком
3. твердом
4. газообразном
11.
ГЛАВНЕЙШИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ – ЭТО
1. морфологические
2. оптические
115
3. механические
4. кислотные
5. основные
12.
КАКИЕ МЕТОДЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ МИНЕРАЛОВ
ИСПОЛЬЗУЮТСЯ ПРИ ИХ ДИАГНОСТИКЕ
1.
рентгеноструктурный
6. спектральный
2.
ИК-спектроскопический
7. люминесцентный
3.
термический
8. математический
4.
паяльной трубки
9. оптический
5.
химический
10. качественно-
химический
13.
КАКИМИ ПУТЯМИ МОЖЕТ ПРОИСХОДИТЬ ОБРАЗОВАНИЕ
ТВЕРДОГО КРИСТАЛЛИЧЕСКОГО ВЕЩЕСТВА
1.путем кристаллизации жидкостей (расплавов или растворов)
2. путем отложения кристаллов на стенках пустот из газообразных
продуктов возгона
3.путем перекристаллизации твердых масс (в частности коллоидов)
14.
ИЗВЕСТНЫ СЛЕДУЮЩИЕ ПРОЦЕССЫ ОБРАЗОВАНИЯ
ПОРОД И МИНЕРАЛОВ
1.эндогенные
3. метаморфические
2.экзогенные
4. литологические
15.
ЭНДОГЕННЫЕ ПОРОДЫ МОГУТ БЫТЬ
1 магматическими (а. интрузивные, б. эффузивные, в. экструзивные)
2. пневматолитовыми (а. пегматиты, б. скаполиты, в. липариты)
4.пневматолито-гидротермальные (а. скарны, б. гидротермальные)
16.
УКАЗАТЬ ДЛЯ КАЖДОЙ МАГМАТИЧЕСКОЙ ПОРОДЫ
КОНЦЕНТРАЦИИ SiO2
1.Ультраосновные <25%, <35%, <45%,<55%,
2.Основными
25-35%.
3.Среднекислыми 25-35%.
35-45% , 45-55%,
55-65%
35-45% , 45-55%,
116
55-65%
4.Кислыми>25%,
17.
>35%,
>45%,
>55%, >65%
ОБЩАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ НЕОРГАНИЧЕСКИХ
МИНЕРАЛОВ ВКЛЮЧАЕТ СЛЕДУЮЩИЕ РАЗДЕЛЫ
I. Самородные элементы и интерметаллические соединения
II. Карбиды, нитриды, фосфиды
III. Фосфаты, арсенаты, ванадаты
IV. Сульфиды и сульфосоли
V. Галогениды
VI. Карбонаты
VII. Оксиды
VIII. Кислородные соли
18.
РАЗДЕЛ ШЕСТОЙ ВКЛЮЧАЕТ СЛЕДУЮЩИЕ КЛАССЫ
1. иодаты, 2. нитраты, 3. карбонаты, 4. оксиды, 5. сульфаты, 6.
нитриты,
7. арсениты, 8. молибдаты и вольфраматы, 9. бораты,
арсенаты, и ванадты, 11. хроматы, 12. силикаты
19.
ГАЛЕНИТ – ЭТО
1.PbS
2.ZnS
3.FeS2
4.CuFeS2
5.Fe1-x S
20.
КАССИТЕРИТ – ЭТО
1. Fe3O4
2. SnO2
3. CaCO3
4. ZnCO3
5. Cu2[CO3](OH)2
21.
СМИТСОНИТ – ЭТО МИНЕРАЛ
1.меди
117
10. фосфаты,
2.свинца
3.цинка
4.железа
22.
ПИРИТ – ЭТО МИНЕРАЛ ИЗ КЛАССА
1.карбонатов,
2.силикатов
3.сульфатов
4.сульфидов
23.
МАЛАХИТ – ЭТО
1.карбонат цинка
2.сульфат меди,
3.арсенат железа,
4.карбонат меди,
5.карбонат свинца
24.
ПИРРОТИН – ЭТО МИНЕРАЛ
1.железа,
2.мышьяка,
3.меди,
4.цинка
25.
ОТМЕТИТЬ МИНЕРАЛЫ ИЗ КЛАССА СУЛЬФИДОВ
1. галенит, 2. сфалерит, 3. гранат, 4. пирротин, 5. пирит, 6.
магнетит,
7. смитсонит,
8. касситерит,
9. халькопирит,
МОДУЛЬ 2
1. ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ ВКЛЮЧАЮТ
4.гипергенные
5.осадочные
6.гидротермальные
7.вулканогенные
118
10. арсенопирит.
5.
ЗОНА ГИПЕРГЕНЕЗА ВКЛЮЧАЕТ
5.зону окисления
6.вторичного сульфидного обогащения
7.зону цементации
8.осадочную зону
6.
В РЕЗУЛЬТАТЕ РАЗВИТИЯ ГОРНОПРОМЫШЛЕННОГО
ПРОИЗВОДСТВА ОБРАЗУЮТСЯ
5.гипергенные системы
6.техногенные системы
7.геоэкологические системы
7.
ТЕХНОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ – ЭТО
26.
гипергенные
27.
осадочные
28.
пневматолитовые
5. ОТМЕТИТЬ ЭЛЕМЕНТЫ, КОТОРЫЕ МОГУТ УЧАСТВОВАТЬ В
РЕАКЦИИ ПРИ ОКИСЛЕНИИ СУЛЬФИДОВ: ПИРИТА, ГАЛЕНИТА,
СФАЛЕРИТА, ХАЛЬКОПИРИТА, АРСЕНОПРИТА И СТАННИНА В
ГИПЕРГЕННЫХ УСЛОВИЯХ
[AHS04]+2 + H20 [A(OH)S04]+ + 2Н+, где А – это
1. Fe+2,
2. Fe+3,
3.Сu, 4. Pb, 5. Zn,
6. ХВОСТЫ – ЭТО
5.отходы горнорудного производства
6.не кондиционные руды, с содержание добываемого элемента ниже
промышленной нормы
7.дробленая руда
7. ДЛЯ ГИПЕРГЕННЫХ МИНЕРАЛОВ НАЛИЧИЕ МОЛЕКУЛЯРНОЙ
И ГИДРОКСИЛЬНОЙ ВОДЫ ЯВЛЯЕТСЯ
6.характерным
7.2. обязательным
8.3. возможным
119
8. ГИПЕРГЕННЫЕ И ТЕХНОГЕННЫЕ МИНЕРАЛЫ МОГУТ БЫТЬ
4.мономинеральными
5.полиминеральными
9. КАКИЕ АГЕНТЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ ПРИВОДЯТ К ГИПЕРГЕННЫМ
ПРОЦЕССАМ
6.вода
7.кислород
8.углекислый газ
9.температура
10. СКОЛЬКО ГИПЕРГЕННЫХ МИНЕРАЛОВ ИЗВЕСТНО В
НАСТОЯЩЕЕ ВРЕМЯ
5.Около 500
6.Около 1000
7. Около 2000
11. СКОЛЬКО ЛЕТ МОЖЕТ ПРОДОЛЖАТЬСЯ ОКИСЛЕНИЕ ПИРИТА
3.более 100 лет
4.более 500 лет
5.более 800 лет
4. более 1000 лет
12.
ОТМЕТИТЬ ГИПЕРГЕННЫЕ МИНЕРАЛЫ ИЗ КЛАССА
КАРБОНАТОВ
1. кальцит, 2. кварц, 3. холцедон, 4. малахит, 5. церуссит, 6.
смитсонит, 7. ярозит, 8. куприт, 9. скородит, 10. хризоколла
ОТМЕТИТЬ ГИПЕРГЕННЫЕ МИНЕРАЛЫ ИЗ КЛАССА
13.
СУЛЬФАТОВ
1. брошантит, 2. халькантит, 3. магнетит, 4. гематит, 5. скородит,
6. антлерит,
7. сидеротил, 8. гизингерит, 9. кальцит, 10. кварц
14.
ОТМЕТИТЬ ГИПЕРГЕННЫЕ МИНЕРАЛЫ ИЗ КЛАССА
АРСЕНАТОВ
120
1. скородит, 2. дюфтит, 3. оливенит, 4. клиноклаз, 5. сидеротил
15.
ОТМЕТИТЬ ГИПЕРГЕННЫЕ МИНЕРАЛЫ ИЗ КЛАССА
СИЛИКАТОВ
1. галенит, 2. хризоколла, 3. нонтронит, 4. аллофан, 5. халькантит
16.
ГДЕ ГИПЕРГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ ПРИВОДЯТ К НАРУШЕНИЮ
РАВНОВЕСИЯ И ЭКОЛОГИЧЕСКИМ ПОСЛЕДСТВИЯМ
5.биосфере
6.литосфере
7.гидросфере
8.атмосфере
9.ядре земли
17.
ОТМЕТИТЬ ФОРМУЛУ ХАЛЬКАНТИТА
1. Cu[SO4].5H2O
2. Fe[SO4].5H2O
3. Zn[SO4].5H2O
4. Pb[SO4].5H2O
18.
ОТМЕТИТЬ ФОРМУЛУ МАЛАХИТА
1. Fe 2[CO3](OH)2
2. Zn2[CO3](OH)2
3. Pb 2[CO3](OH)2
4. Cu2[CO3](OH)2
19.
ОТМЕТИТЬ ФОРМУЛУ СКОРОДИТА
1.
Fe+3[AsO4].2H2O
2. Zn [AsO4].2H2O
3. Pb [AsO4].2H2O
4. Cu [AsO4].2H2O
121
20.
ПРОЦЕССЫ ГИПЕРГЕНЕЗА – ЭТО ПРОЦЕССЫ
1.
окисления
2.
гидролиза
3.
восстановления
4.
адсорбции
МОДУЛЬ 3
1. ЧТО БОЛЬШЕ?
8.средняя плотность земли
9.средняя плотность поверхностных пород
8.
МАКСИМАЛЬНАЯ ГЛУБИНА ОКЕАНА
8.больше 5000 м
9.больше 10000 м
10.
меньше 5000 м
11.
меньше 10000 м
9.
НАИВЫСШАЯ ТОЧКА ПЛАНЕТЫ
1.больше 5000 м
2. больше 8000 м
3. меньше 5000 м
4. меньше 8000 м
10.
СКОЛЬКО ПРОЦЕНТОВ ОБОЛОЧКИ ЗЕМЛИ СОСТАВЛЯЕТ
ГИДРОСФЕРА
9.20
10.
50
11.
70
12.
90
5. ИЗ КАКИХ СЛОЕВ СОСТОИТ ЗЕМНАЯ КОРА
1. осадочный
2. гранитный
3. базальтовый
4. подкоровый
122
5. эклогитовый
6. ИЗ КАКИХ СЛОЕВ СОСТОИТ АТМОСФЕРА
29.
тропосферы
30.
стратосферы
31.
ионосферы
7. ОТМЕТИТЬ КАКУЮ ДОЛЮ В ЗЕМНОЙ КОРЕ В %СОСТАВЛЯЕТ
8.литосфера – 50 или 90
9.гидросфера – 5 или 7
10.
атмосфера – 0,3 или 0,03
8.
КАКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ НАИБОЛЕЕ РАСПРОСТРАНЕННЫ В
ЛИТОСФЕРЕ В ВИДЕ ОКСИДОВ
1.
Cu, Fe, Si
2.
Al, Ca, Zn
3.
Na, S, Mn
4.
K, Mg, C
5.
Ti, Cl, Al
9.
КАКИМ РАЗДЕЛОМ ЗЕМНАЯ КОРА ОТДЕЛЯЕТСЯ ОТ
МАНТИИ
9.Вернадского
10.
Страхова
11.
Мохоровичича
12.
Кларка
10.
ОТМЕТИТЬ САМЫЕ РАСПРОСТРАНЕННЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ
МОРСКОЙ ВОДЫ, СОДЕРЖАНИЕ КОТОРЫХ БОЛЬШЕ ДЕСЯТКОВ Г/Т
O, Cu, H, Fe, Zn, Cl, Na, Pb, N, Mg, S, Ca, K, C :
11.
КАКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ ТАБЛИЦЫ Д.И. МЕНДЕЛЕЕВА
НАИБОЛЕЕ РАСПРОСТРАНЕНЫ В ЗЕМНОЙ КОРЕ
1.с четными порядковыми номерами
2.с нечетными порядковыми номерами
123
12.
: ОТМЕТИТЬ САМЫЕ РАСПРОСТРАНЕННЫЕГАЗЫ
АТМОСФЕРЫ
N2, O2, Ar, CO2, Kr, Ne, He, H2
13.
ЧЕМ ОБУСЛОВЛЕНА РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ ЭЛЕМЕНТОВ
В ЗЕМНОЙ КОРЕ
1.устойчивостью элементов
2.химическими связями элементов
14.
ОТ ЧЕГО НЕ ЗАВИСИТ РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ ЭЛЕМЕНТОВ
В ЗЕМНОЙ КОРЕ
1. от порядкового номера элемента
3.от химических свойств элементов
15.
С УВЕЛИЧЕНИЕМ ПОРЯДКОВОГО НОМЕРА
РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ ЭЛЕМЕНТОВ В ЗЕМНОЙ КОРЕ
1. убывает
2. возрастает
МОДУЛЬ 4
1. ГЕОХИМИЯ — НАУКА, ИЗУЧАЮЩАЯ
1.химические процессы земной коры
2.миграцию химических элементов
3.их концентрацию
4.рассеяние
5.химические свойства элементов
6.строение элементов
7.химический состав Земли
8.химический состав ее оболочек
9.распределение химических элементов
10. взаимные сочетания химических элементов
2. ОТМЕТИТЬ ЭЛЕМЕНТЫ, ХАРАКТЕРНЫЕ ДЛЯ
УЛЬТРАОСНОВНЫХ ПОРОД
Cu, Zn, Ni, Cr, Co, Mg, Bi, In, Mn, Fe
124
3. ОТМЕТИТЬ ЭЛЕМЕНТЫ, ХАРАКТЕРНЫЕ ДЛЯ ОСНОВНЫХ
ПОРОД
Cu, Pb, Zn, Ca, Ag, As, Sb, V
4. ОТМЕТИТЬ ЭЛЕМЕНТЫ, ХАРАКТЕРНЫЕ ДЛЯ СРЕДНИХ ПОРОД
Fe, S,P, Br, Cd
5 ОТМЕТИТЬ ЭЛЕМЕНТЫ, ХАРАКТЕРНЫЕ ДЛЯ КИСЛЫХ И
СУБЩЕЛОЧНЫХ ПОРОД
U, W, Mo, Be, Sn, Pb, Si, Al, K, Na, Li, Rb, F, Cl
6. КАКИЕ УСЛОВИЯ ХАРАКТЕРНЫ ДЛЯ УЛЬТРАОСНОВНЫХ
МАГМ
1.окислительные
2.восстановительные
7. КАКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ ТАБЛИЦЫ Д.И. МЕНДЕЛЕЕВА
ХАРАКТЕРНЫ ДЛЯ КИСЛЫХ ПОРОД — ГРАНИТОИДОВ
1.четные
2.нечетные
8. КЛАРК – ЭТО
1. максимальное содержание элемента в земной коре
2. среднее содержание элемента в земной коре
3. минимальное содержание элемента в земной коре
9. КЛАРК ИЗМЕРЯЕТСЯ В
11. весовых процентах
12. атомах
13. молекулах
14. мг/л
10. ОТМЕТИТЬ ДВА ЭЛЕМЕНТА, ХАРАКТЕРНЫХ ДЛЯ ЩЕЛОЧНЫХ
ПОРОД
K, Ca, Na,Al, Fe
11. ЧЕМ БОГАТ ПЕГМАТИТОВЫЙ РАСПЛАВ?
1. летучими компонентами
125
13. щелочными металлами
14. редкими и рассеянными элементами
15. радиоактивными элементами
12. КАКИЕ ГИДРОТЕРМЫ СУЩЕСТВУЮТ В ПРИРОДЕ?
6.кислородные
7.термальные воды с восстановительными условиями
8.углекислые
9.сероводородные
13. КОРОЙ ВЫВЕТРИВАНИЯ, ИЛИ ЭЛЮВИЕМ, НАЗЫВАЮТСЯ
1. мягкие продукты изменения горных пород
2. рыхлые продукты изменения горных пород
14. ИЗВЕСТНЫ СЛЕДУЮЩИЕ КОРЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ
1.сернокислого класса
2. кислого класcа
3.карбонатный (кальциевый) класс
4.соленосная
5. кислого глеевого класса
6.щелочная
15. КРИОГЕНЕЗ — ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ,
ПРОИСХОДЯЩИЕ ПРИ
1.низких температурах
2.средних температурах
3. отрицательных температурах.
16. ГАЛОГЕНЕЗ
—
ЭТО
ПРОЦЕССЫ
КОНЦЕНТРАЦИИ
РАСТВОРИМЫХ СОЛЕЙ, ОБУСЛОВЛЕННЫЕ
1.испарением вод
2.выпадением из концентрированных вод
17. ДЛЯ ГАЛОГЕНЕЗА ХАРАКТЕРНО НАКОПЛЕНИЕ ЭЛЕМЕНТОВ
6.с наибольшим радиусом
7.с наименьшим радиусом
126
8.с наибольшей валентностью
9.с наименьшей валентностью
18. ИСПАРИТЕЛЬНЫМ ГЕОХИМИЧЕСКИМ БАРЬЕРОМ
НАЗЫВАЮТСЯ
1. участки концентрации элементов в горных породах и почвах,
обязанные испарению
2. площади концентрации элементов в горных породах и почвах,
обязанные испарению
19. БИОГЕОХИМИЯ— ЭТО НАУКА О
1.геохимической деятельности организмов
2.о жизнедеятельности организмов
20. ИСХОДНЫЕ ВЕЩЕСТВА ФОТОСИНТЕЗА — ЭТО
1.кислород
2.водород
3.вода
4.углекислый газ
21. ИСХОДНЫЕ ВЕЩЕСТВА ХЕМОСИНТЕЗА— ЭТО
1.сера,
2.сероводород,
3. двухвалентное железо,
4.марганец,
5.трехвалентная сурьма,
6.водород,
7.метан,
8.уголь
22. КИСЛОРОДНО-УГЛЕКИСЛОТНАЯ БИОГЕОХИМИЧЕСКАЯ
ФУНКЦИЯ ЖИВОГО ВЕЩЕСТВА ЗАКЛЮЧАЕТСЯ В
1.в образовании свободного кислорода
2. поглощении СО2
3.накоплении железа
127
4.выделении воды
23. ЖИВОЕ ВЕЩЕСТВО БОЛЕЕ ЧЕМ НА 50 ПРОЦЕНТОВ СОСТОИТ
ИЗ
1.кислорода
2.углерода
3.водорода
4.азота
24. БИОФИЛЬНОСТЬ — ЭТО КОНЦЕНТРАЦИИ ЭЛЕМЕНТОВ В
ЖИВОМ ВЕЩЕСТВЕ ВЫРАЖЕННАЯ В
1.кларках
2.моль
3.мг
25. КАКОЙ ИЗ ЭЛЕМЕНТОВ ИМЕЕТ МАКСИМАЛЬНУЮ
БИОФИЛЬНОСТЬ
N, C, H, O, Cl
26. СОСТАВ РАСТЕНИЙ ЗАВИСИТ ОТ
1.вегетации
2.состава почвы
3.состава грунтовых вод
4.состава осадков
27. КАК НАЗЫВАЮТСЯ ЭЛЕМЕНТЫ, КОТОРЫЕ НЕОБХОДИМЫ
ДЛЯ ИХ ЖИЗНИ И РАЗМНОЖЕНИЯ ОРГАНИЗМОВ:
1.дефицитные
2.избыточные
3.активные
4.пассивные
28. КАКИЕ БИОКОСНЫЕ СИСТЕМЫ ПО УРОВНЮ ОРГАНИЗАЦИИ
СЧИТАЮТСЯ НИЗКИМИ
1.почвы
2.артезианские бассейны
128
3.илы
4.коры выветривания
5.водоносные горизонты
29. КАКИЕ БИОКОСНЫЕ СИСТЕМЫ ПО УРОВНЮ ОРГАНИЗАЦИИ
СЧИТАЮТСЯ ВЫСОКИМИ
1.ландшафты
2. почвы
30. КАКАЯ БИОКОСНАЯ СИСТЕМА ПО УРОВНЮ ОРГАНИЗАЦИИ
СЧИТАЮТСЯ САМОЙ ВЫСОКОЙ
1.биосфера в целом
2. океан
Контрольные вопросы к зачету
1.
Дать определение понятия геохимия.
2.
Какие элементы, характерные для: ультраосновных, основных,
средних, кислых и субщелочных пород?
3.
Какие условия характерны для ультраосновных магм: окислительные
или восстановительные?
4.
Какие элементы таблицы Д.И. Менделеева характерны для кислых
пород гранитоидов — четные или нечетные?
5.
Какие два элемента, характерных для щелочных пород?
6.
Чем богат пегматитовый расплав:
летучими компонентами,
щелочными металлами, редкими и рассеянными элементами, радиоактивными
элементами?
7.
Какие гидротермы существуют в природе?
8.
Что называется корой выветривания или элювием?
9.
Какие коры выветривания известны?
10. Что такое криогенез?
11. Что такое галогенез?
12. Для галогенеза характерно накопление элементов: с наибольшим
радиусом или с наименьшим, с наибольшей валентностью или с наименьшей?
129
13. Что называется испарительным геохимическим барьером?
14. Что изучает наука биогеохимия?
15. Какие исходные вещества фотосинтеза известны?
16. Какие исходные вещества хемосинтеза вы знаете?
17. В чем заключается кислородно-углекислотная биогеохимическая
функция живого вещества?
18. Каково содержание кислорода, углерода, водорода, азота в живом
веществе?
19. Что такое биофильность?
20. От чего зависит состав растений?
21. Как называются элементы, которые необходимы для жизни и
размножения организмов?
22. Какие биокосные системы по уровню организации низкие, высокие,
более высокие и самые высокие вы знаете?
23. Какова роль минералогии и геохимии в экологии?
24. Цель и задачи курса «Минералогия и геохимия».
25. Определение понятия минерал.
26. Физические свойства минерала.
27. Основные параметры образования минерала.
28. Понятия полиморфизм, генезис, кларк и др.
29. Методы изучения минералов?
30. Какие породы существуют в природе и способы их образования?
31. Какие концентрации SiO2 характерны для основных, кислых и других
пород?
32. Какие разделы включает общая классификация неорганических
минералов.
33. Какие 10 классов включает шестой раздел?
34. Какие минералы из класса сульфидов вы знаете?
35. Какие процессы называются эндогенными и экзогенные?
36. Из чего состоит зона гипергенеза?
130
37. Что
образуются
в
результате
развития
горнопромышленного
производства?
38. Какие агенты выветривания приводят к гипергенным процессам?
39. Сколько гипергенных минералов известно в настоящее время?
40. Сколько лет может продолжаться окисление сульфидов, например,
пирита?
41. Какие
гипергенные минералы из класса оксидов, сульфатов,
карбонатов, арсенатов и силикатов вы знаете?
42. В каких сферах гипергенные процессы приводят к нарушению
равновесия и экологическим последствиям?
43. Сколько процентов земли закрывает гидросфера?
44. Из каких 4 слоев состоит земная кора (сверху вниз)?
45. Из каких слоев состоит атмосфера (снизу вверх)?
46. Каким разделом земная кора отделяется от мантии?
47. Назвать
самые
распространенные
элементы
морской
воды,
содержание которых больше десятков г/т.
48. Какие элементы таблицы Д.И. Менделеева наиболее распространены
в земной коре — с четными порядковыми номерами или с нечетными?
49. Какие самые распространенные газы атмосферы вы знаете?
50. Чем обусловлена распространенность элементов в земной коре и от
чего она не зависит?
131
Приложение 7
МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ
Федеральное государственное автономное образовательное учреждение
высшего профессионального образования
«Дальневосточный федеральный университет»
(ДВФУ)
ШКОЛА ЕСТЕСТВЕННЫХ НАУК ДВФУ
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
по дисциплине "Геохимия и минералогия"
Специальность - 240403.65 – «Химическая технология природных энергоносителей и углеродных материалов»
г. Владивосток
2011
132
1.
2.
3.
4.
Основная
Бетехтин, А.Г. Курс минералогии / А.Г. Бетехтин. –М. : КДУ, 2008.
- 735 с.
Буллах, А.Г. Общая минералогия / А.Г. Буллах, В.Г. Кривовичев,
А.А. Золоторев. – М. : Академия, 2008. – 410 с.
Зверева, В.П. Краткий курс минералогии и геохимии. Курс лекций /
В.П. Зверева. – Владивосток : Изд-во Дальневост. Ун-та, 2010. – 65 с.
Зверева, В.П. Экологические последствия гипергенных процессов на
оловорудных месторождениях Дальнего Востока / В.П. Зверева.
- Владивосток : Дальнаука, 2008. – 164 с.
Дополнительная
1. Геохимия природных и техногенно измененных биогеосистем / Отв
редактор Е.В. Филатов. – М. : Научный мир, 2009. – 750 с.
2. Добровен, В.В. Биогеохимия мировой суши / В.В. Добровен. – М. :
Научный мир, – 2009. – 439 с.
3. Крайнов, С.Р. Геохимия подземных вод. / С.Р. Крайнов. – М. : Наука,
2004. – 677 с.
4. Мартынов, Ю.А. Основы магматической геохимии. / Ю.А. Мартынов.
- Владивосток : Дальнаука, 2010. – 228 с.
5. Минералогия и петрография / В.Н. Грамм-Осипова, Л.М. Грамм-Осипов
и др. – Владивосток: Изд-во Дальневост. Ун-та, 2000. – 52 с.
6. Холодов, В.Н. Геохимия осадочного процесса / В.Н. Холодов. – М. :
ГЕОС, 2006. – 608 с.
7. Яхонтова, Л.К. Основы минералогии гипергенеза / Л.К. Яхонтова,
В.П. Зверева. – Владивосток : Дальнаука, 2000. – 331 с.
Интернет-ресурсы
1. Буковшин В.В. Современные методы исследования минерального
вещества: Учебное пособие / В.В. Буковшин. – Воронеж: Изд-во ВГУ,
1999. – 38 с. – Режим доступа: http://window.edu.ru/resource/201/27201
2. Кузнецов, А.Н. Минералогия с основами кристаллографии: учебнометодическое пособие / А.Н. Кузнецов, В.В. Абрамов. – Воронеж : ИПЦ
ВГУ,
2007.
–
57
с.
Режим
доступа:
http://window.edu.ru/resource/288/59288
3. Пермяков, А.А. Определитель минералов: Лабораторный практикум по
дисциплине "Основы кристаллографии и минералогии" / А.А. Пермяков,
А.А. Назарова. – Новокузнецк : СибГИУ, 2007. – 69 с. – Режим доступа:
http://window.edu.ru/resource/109/71109
4. Трифонова, Т.А. Экологическая геохимия: словарь-справочник /
Т.А. Трифонова, Л.А. Ширкин. – Владимир : Ред.-изд. Комплекс ВлГУ,
2005.- 140 с. – Режим доступа: http://window.edu.ru/resource/345/77345
133
МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ
Федеральное государственное автономное образовательное учреждение
высшего профессионального образования
«Дальневосточный федеральный университет»
(ДВФУ)
ШКОЛА ЕСТЕСТВЕННЫХ НАУК ДВФУ
ГЛОССАРИЙ
по дисциплине "Геохимия и минералогия"
Специальность - 240403.65 – «Химическая технология природных энергоносителей и углеродных материалов»
г. Владивосток
2011
134
Биогеохимия— наука о геохимической деятельности организмов.
Биофильность — кларки концентрации элементов в живом веществе.
Галогенез — процессы концентрации растворимых солей, обусловленные
испарением вод.
Геохимическая экология— раздел биогеохимии и экологии.
Геохимические аккумуляторы — это атомы углерода, водорода и
кислорода, заряженные энергией.
Геохимия — наука, изучающая химические процессы земной коры —
миграцию химических элементов, их концентрацию и рассеяние, химический
состав Земли и ее оболочек, распределение и взаимные сочетания химических
элементов в земной коре.
Гипергенез — это процесс изменения первичных минералов под
действием гипергенных факторов (температуры, давления, воды и др.).
Интрузивные – горные породы, застывшие на глубине под высоким
давлением
Испарительный
геохимический
барьер
—
участки
концентрации
элементов в горных породах и почвах, обязанные испарению.
Кислородно-углекислотная биогеохимическая функцияживого вещества
заключается в образовании свободного кислорода и поглощении СО2.
Кларк — содержание отдельных элементов в земной коре.
Кора выветривания, или элювий – рыхлые продукты изменения горных
пород, образующиеся под почвой за счет поступающих из нее растворов.
Криогенез — геохимические процессы, происходящие при отрицательных
температурах.
Магма — ионно-электронная микрогетерогенная жидкость.
Минералогия
—
соединениях(минералах),
наука
о
природных
химических
изучающая
во
взаимосвязи
их
состав,
кристаллическое строение, свойства, условия образования и практическое
значение.
Минералом
называют
составные
135
части
горных
пород
и
руд,
отличающихся друг от друга по химическому составу и физическим свойствам
(цвету, блеску, твердости и т. д.).
Полиморфизмом (поли — это много) называют способность данного
кристаллического вещества при изменении внешних факторов (главным
образом температуры) претерпевать одно или несколько видоизменений
кристаллической структуры, а значит и физических свойств.
Хвосты — это тонкоизмельченные некондиционные руды, которые
складируются на хвостохранилищах или шламохранилищах.
Эвапориты — продукты галогенеза.
Экзогенные (извне рожденные) – горные породы, возникающие при
процессах, совершающихся за счет внешней солнечной энергии, получаемой
поверхностью земного шара.
Эндогенные (внутри рожденные) – горные породы, образующиеся при
процессах, протекающих за счет внутренней тепловой энергии земного шара.
Эффузивные (экструзивные) – горные породы, излившиеся на земную
поверхность в виде лав или быстро застывшие в ее непосредственной близости
в условиях низкого внешнего давления.
Источник:
Зверева, В.П. Краткий курс минералогии и геохимии. Курс лекций /
В.П. Зверева. – Владивосток : Изд-во Дальневост. Ун-та, 2010. – 65 с.
136
МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ
Федеральное государственное автономное образовательное учреждение
высшего профессионального образования
«Дальневосточный федеральный университет»
(ДВФУ)
ШКОЛА ЕСТЕСТВЕННЫХ НАУК ДВФУ
ДОПОЛНИТЕЛЬНЫЕ МАТЕРИАЛЫ
по дисциплине "Геохимия и минералогия"
Специальность - 240403.65 – «Химическая технология природных энергоносителей и углеродных материалов»
г. Владивосток
2011
137
К дополнительным материалам относятся курс лекций и монографии:
1. Зверева, В.П. Краткий курс минералогии и геохимии. Курс лекций /
В.П. Зверева. – Владивосток : Изд-во Дальневост. Ун-та, 2010. – 65 с.
2. Яхонтова, Л.К. Основы минералогии гипергенеза / Л.К. Яхонтова,
В.П. Зверева. – Владивосток : Дальнаука, 2000. – 331 с. 10 экз.
3. Зверева, В.П. Экологические последствия гипергенных процессов на
оловорудных месторождениях Дальнего Востока / В.П. Зверева.
- Владивосток : Дальнаука, 2008. – 164 с. 10 экз.
138
