Тема 3. Вещественный состав недр

Геохимическая классификация элементов. Из внутренних геосфер Земли для изучения и практического использования доступна лишь верхняя часть земной коры. Содержание химических элементов в земной коре оценивают в кларках (в честь амер. геохимика Ф.У. Кларка). Кларки элементов – числа, выражающие средние содержания химических элементов в земной коре, гидросфере, Земле в целом, космических телах и др. геохимических системах. Различают весовые (в мас.%, в г/т или в г/г) и атомные (в % от числа атомов) кларки. В земной коре преобладают восемь элементов: кислород (47), кремний (29,5), алюминий (8,8), железо (4,6), кальций (3), натрий и калий (по 2,5), магний (1,9) (∑99,8 мас.%). На долю кислорода приходится почти половина массы земной коры и с учетом ионного радиуса, кислород занимает порядка 60% ее объема. Земную кору можно представить как совокупность соединений кислорода и кремния c примесью других элементов и соединений.

Распространенность химических элементов в земной коре, в общем, убывает по мере увеличения массовых чисел ядер атомов и часто не соответствует обыденным представлениям. Так кларки широко используемых элементов Cu, Zn, Pb во много раз меньше, чем кларки считающихся редкими Zr, V, Y. Причина этого в различной способности химических элементов к образованию в земной коре устойчивых соединений в значительных концентрациях.

Химические элементы, имеющие близкие химические и физические свойства, обусловленные в значительной степени строением внешних электронных оболочек, концентрируются в определённых геохимических системах и делятся на четыре группы: литофильные, халькофильные, сидерофильные, атмофильные. Один и тот же химический элемент может концентрироваться в разных природных системах.

Литофильные элементы – основные химические элементы горных пород. В их число входят 54 элемента периодической системы: О, Si, Al, С, все щелочные и щёлочноземельные металлы, галогены и многие редкие элементы. На литофильные элементы приходится около 97 мас.% солей вод океанов — продуктов разрушения (выветривания) горных пород растворимые в воде.

Халькофильные элементы - основные химические элементы сульфидных руд (S, Cu, Zn, Ga, Ge, As, Se, Ag, Cd, Sn, Sb, Te, Au, Hg, Tl, Pb, Bi, Po). Халькофильные металлы обладают сродством к S, Se, Te. Халькофильные элементы составляют 0,046% массы земной коры, но благодаря способности накапливаться в определённых условиях образуют месторождения сульфидных руд.

Сидерофильные элементы - группа переходных химических элементов, относящихся в основном к VIII группе периодической системы (Fe, Со, Ni, Ru, Rh, Pd, Os, lr, Pt) и некоторые другие элементы (Mo, Re); иногда к сидерофильным элементам относят также Au, Р, As, С, Ge, Ga, Sn, Sb. В земной коре сидерофильные элементы встречаются либо в самородном состоянии (металлы группы платины - МПГ) либо в соединениях низших валентностей. Сидерофильные элементы обнаруживают химическое сродство к мышьяку (арсениды Pt, Со, Ni, Fe), несколько меньше — к сере (главным образом Mo и Re, а также Pd, Fe, Со, Ru, Pt). Сидерофильные элементы за исключением Fe характеризуются очень низкими кларками. Металлы группы платины обладают пониженной миграционной способностью.

Атмофильные элементы - химические элементы типичные для атмосферы Земли. За исключением водорода и углерода в атмосфере они находятся в виде простых веществ. К атмофильным элементам относят: водород, азот и инертные газы (гелий, неон, аргон, криптон, ксенон и радон). Кислород, слагающий 47 мас.% литосферы, принадлежит к литофильным элементам.

Особую группу образуют биофильные элементы – так называемые элементы жизни, входящие в состав живого вещества. Они делятся на макробиогенные (H, C, N, O, Cl, Br, S, P, Na, K, Mg, Ca) и микробиогенные (V, Mn, Fe, Co, Cu, Zn, B, Si, Mo, F).

Минералы. В литосфере в ходе химических реакций элементы могут образовывать минералы. Минерал (от лат. minera – камень, из которого получают металл) – природное элементарное геологическое тело, обладающее индивидуальными физическими и химическими свойствами, состоящее из одного, либо из закономерного сочетания химических элементов. Минерал – частная форма сонахождения химических элементов.

Минерал - промежуточное звено в ряду объектов разной категории сложности. Элементарные частицы образуют атомы; атомы в земной коре соединяясь химическими связями, образуют минеральные индивиды; минералы консолидируются в горные породы; горные породы слагают определенные структурно-вещественные комплексы (геологические формации), в совокупности образующие земную кору.

Традиционно к минералам относят природные неорганические соединения, соли органических кислот и углеводородные ископаемые смолы (янтарь). Большинство минералов твердые, но встречаются и жидкие (ртуть, вода⁴⁸).

Термин минерал применяется как по отношению к конкретным кристаллам и зернам - минеральным индивидам, так и к их определенным группам, выделяемым по химическому или структурным признакам – минеральным видам. Минеральные виды по отличиям в форме, свойствах, составе или атомарной структуре (кристаллической решетке) разделяются на разновидности. Идентичные по химическому составу минералы с разной структурой и соответственно имеющие другой облик и иные свойства, относятся к разным минеральным видам, например, алмаз, графит и фуллерен (С), кальцит и арагонит (CaCO₃), пирит и марказит (FeS₂). Это явление называется полиморфизмом.

В кристаллических решетках минералов один химический элемент может быть замещен другим, если их заряды совпадает по знаку, а ионные радиусы различаются менее чем на 25%, при этом вещества различные по составу кристаллизуются в одинаковых формах. Это явление носит название изоморфизм. Так, например, железо в минералах может быть замещено или замещает Al, Ti, V, Cr, Mn, Co, Ni, Zn, Ga, In, Pt; медь может быть замещена или замещает Co, Ni, Zn, Ga, Ag, Pt, Au, Hg, Tl, Pb, Bi. Поэтому большинство химических формул минералов носит качественный характер, указывает только главные (видообразующие) компоненты состава и их примерное соотношение.

К началу XIX века было известно менее 100 минеральных видов, к концу XIX в. – 1500, в настоящее время число известных минеральных видов приближается к 4000. Из-за незначительной распространенности большинства химических элементов и рамок природных условий число минералов ограничено. Минеральные виды, открываемые в последнее время, чаще всего представлены отдельными зернами, примазками, пленками.

В технике и промышленности находят применение порядка 600 минералов. Практическая ценность минералов определяется возможностью получения из них химических элементов или их особыми свойствами (твердостью, тугоплавкостью, электроизоляционными, оптическими, декоративными, пьезоэлектрическими и др.), позволяющими использовать их без разделения на химические элементы. Минералы слагают руды, используются как флюсы и горно-химическое сырье. Порядка 40 минералов могут быть использованы в естественном виде (галит, абразивы, оптические линзы, молекулярные сита, драгоценные и поделочные камни, огнеупоры). Примерно 25 минералов могут образоваться в живых организмах, это главным образом, фосфаты, оксалаты, карбонаты, сульфаты, кремнезем, оксиды и гидроксиды железа.

Естественная форма минерала, образованного в оптимальных условиях кристалл. Кристалл – твёрдое тело, имеющее естественную форму правильного многогранника, с характерным периодичным расположением атомов (ионов) в узлах структурного каркаса (рис. 4).

Рис. 4. Кристаллическая решётка графита

Кристаллическая решетка возникает как следствие размещения ионов с учетом сил их притяжения и отталкивания наиболее плотно друг к другу, при условии трёхмерной периодичности. Электронные оболочки атомов, объединённых в кристаллическую решетку химическими связями, перекрываются. Это позволяет рассматривать структурную решетку как непрерывное периодическое распределение отрицательного заряда атома, имеющее максимумы около дискретно расположенных ядер.

Кристалл – система равновесная в конкретных физико-химических условиях. Атомы в кристаллической решетке, колеблются около положений равновесия, причём характер колебаний зависит от координации атомов, энергии связи и внешних условий. С повышением температуры колебания атомов усиливаются, что может привести к разрушению структурной решетки и переходу вещества в жидкое состояние или его возгонку.

Кристаллическое вещество всегда анизотропно, т. е. оценки физических свойств (механических, тепловых, электрических и др.) по непараллельным направлениям различны.

Каждому химическому соединению, находящемуся в кристаллическом состоянии при заданных термодинамических условиях, соответствует определённая кристаллическая структура, определяющая его внешнюю форму и анизотропию физических свойств. Форма кристалла отражает упорядоченность (симметрию) пространственного расположения атомов. Симметрия кристаллов - свойство кристаллов совмещаться с собой в различных положениях путём поворотов, отражений, параллельных переносов либо комбинации этих операций.

Геометрическая форма кристаллов, взаиморасположение элементов их огранения – граней, ребер и вершин – зависит, прежде всего, от класса симметрии. Грани кристаллов, как правило, параллельны плоским сеткам пространственной решетки с наиболее плотным расположением атомов. Грани пресекаются по прямым линиям – ребрам. Ребра кристаллов параллельны рядам ионов с наиболее сильной химической связью в решетке. Точки пересечения ребер образуют вершины. Углы между определенными гранями кристаллов одного и того же вещества постоянны. Форма и размеры кристаллов могут варьировать, но все кристаллы конкретного минерала будут иметь одну и ту же симметрию.

Грани, ребра и вершины кристалла связаны между собой элементами симметрии – воображаемыми линиями (осями симметрии) и плоскостями симметрии, которые могут проходить через центр кристалла (центр симметрии). Оси симметрии (L) – поворотные оси, при вращении вокруг которых на определенный (элементарный) угол равные части кристалла повторяются⁴⁹. Плоскость симметрии (Р) – плоскость отражения равных частей кристалла. Центром симметрии (С) является особая точка внутри кристалла, характеризующаяся тем, что любая прямая проходящая через центр симметрии на равных расстояниях по обе стороны от него встречает структурно тождественные точки кристалла. Сочетание элементов симметрии в кристаллах подчиняется определенным правилам, ограничивающим возможные комбинации элементов симметрии. Существует 32 класса симметрии, каждому из которых отвечает определенная формула, указывающая наличие конкретных элементов симметрии в соответствующих пространственных формах. Например, кристаллы кубической формы имеют 3 четверные, 4 тройные, 6 двойных осей, 9 плоскостей и центр симметрии (формула симметрии 3L₄4L₃6L₂9PC); шар – бесчисленное множество осей симметрии бесконечного порядка, бесконечное множество плоскостей и центр симметрии (формула симметрии ∞L_∞∞РС).

Форма реальных кристаллов обычно отличается от идеальной. Условия зарождения и роста кристалла влияют на его облик. Облик кристаллов во многом зависит от их положения во время роста. Например, если кристалл кварца во время формирования свисает вертикально, то сила тяжести направлена вдоль длинной оси кристалла (L₃) и питающие растворы поступают равномерно. При этом формируются наиболее совершенные кристаллы с чистыми блестящими гранями. При росте снизу вверх грани кристалла оказываются загрязненными. При наклонном или горизонтальном положении длинной оси кристалла, питающие растворы обтекают его неравномерно, нижние грани получают меньше питания, чем обращенные кверху.

Вследствие неравновесных условий роста, захвата примесей и вторичной деформации в кристаллах возникают точечные дефекты, дислокации, нарушения порядка упаковки атомных слоев. При наличии в минерале всего 10^-7% примесных атомов число дефектов в 1 см³ кристаллической решетки составит примерно 10¹³. Природные кристаллы всегда состоят из разно ориентированных кристаллических блоков размером 10^-4÷10^-6 см, структура каждого из которых почти идеальна. Физические свойства кристаллов существенно зависят от типа и количества дефектов⁵⁰. Нарушения в кристаллической решетки обуславливают возможность диффузии⁵¹ – важнейшего процесса в недрах.

Искажение формы кристаллов подчиняется четким закономерностям и происходит только в пределах допускаемых их симметрией. Реальные кристаллы при росте сохраняют только те элементы симметрии, которые являются общими и для кристалла и для кристаллообразующей среды. Кристаллы обладают «памятью»: изучение дефектов кристаллов позволяет восстановить условия их формирования.

Часто в природе наблюдаются псевдоморфозы – минеральные образования, внешняя форма которых не соответствует их составу и внутреннему строению. Псевдоморфозы возникают при замещении исходного вещества минеральным веществом иного состава с сохранением исходной формы. Например, псевдоморфоза гетита по пириту, халцедона по древесине, магнетита по гематиту (мушкетовит) и пр.

Размеры кристаллических зерен меняются от 1 нм (коллоидно-дисперсные минералы) до 15 м (кристаллы кварца, берилла, полевого шпата, мусковита).

Физические свойства кристаллов определяются их составом, стереометрией кристаллической структуры и преобладающим типом химической связи, составляющих их атомов (ионов)⁵². В большинстве минералов химические связи имеют смешанный характер.

Ряд минеральных образований имеет аморфное строение (опал, обсидиан, янтарь, твердые нафтиды). Аморфное вещество характеризуется беспорядочным расположением составляющих его атомов (молекул) и изотропностью (физические свойства одинаковы во всех направлениях).

Кристаллическое состояние вещества более устойчиво, чем аморфное, т. к. закономерному расположению иона в структурной решетке отвечает минимальная внутренняя энергия. В процессе свободного роста кристаллы всегда стремятся принять форму характерную именно для данного вещества (самоограниться)⁵³. Аморфные вещества не способны к самоогранению.

Минералы чаще всего встречаются в виде минеральных зерен и при благоприятных условиях принимают форму кристалла. Кристаллы изучают рентгеноструктурным, электронoграфическим, нейтронографическим и др. методами, что позволяет определить размеры элементарной ячейки, формулу симметрии и структуру кристаллов. Аморфные и высокодисперсные вещества относят к минералоидам.

Упрощенная диагностика минералов основывается на оценке облика и формы зерен (кристаллов)⁵⁴ и их агрегатов; физических свойств (показатель преломления, цвет, блеск, спайность, твердость, ковкость, хрупкость, плотность, магнитность, радиоактивность, плавкость и др.) и химических особенностей (реакции с кислотами, основаниями, горючесть и др.), органолептических свойств. Для точной диагностики минералов используют лабораторные методы (оптико-микроскопические, термические, рентгеноспектральные и др.).

Выделения минералов могут иметь изометрический, уплощенный или удлиненный вид. Многие минералы встречаются в виде закономерных сростков одиночных кристаллов – двойников, своеобразных «роз», «щеток» (друз)⁵⁵ (рис. 5), зерен. Грани кристаллов часто имеют штриховку, возникающую в связи с особенностями роста.

Рис. 5. Друза кристаллов кварца (БСЭ)

По способности пропускать световые лучи минералы делятся на: прозрачные, полупрозрачные, просвечивающие и непрозрачные. Многие минералы просвечивают в тонких осколках и шлифах⁵⁶. Порода, состоящая из различно ориентированных зерен прозрачного минерала, непрозрачна, так как свет многократно преломляясь в разных направлениях, в конечном счете, рассеивается и отражается.

При прохождении света через прозрачный кристалл может наблюдаться его расщепление на два пучка, распространяющихся с разными скоростями и поляризованных в двух взаимно перпендикулярных плоскостях. Это явление называется двойным лучепреломлением и является диагностическим свойством, например, для прозрачной разновидности минерала кальцита - исландского шпата.

Блеск минералов определяется показателем преломления и поглощения света, а также характером отражающей поверхности. Различают минералы с металлическим, металловидным и неметаллическим блеском. Блеск, напоминающий блеск полированного металла называют металлическим, потускневшего металла металловидный. Металлический блеск характерен для непрозрачных самородных металлов (золото, серебро, медь и др.), многих сульфидных соединений (галенит, пирит и др.) и окислов металлов (магнетит, пиролюзит и др.). Неметаллический блеск характерен для прозрачных минералов. Различают следующие его виды: алмазный (алмаз, касситерит и др.), стеклянный (кварц, гипс, кальцит и др.), жирный (самородная сера и др.), перламутровый (слюда, гипс и др.), шелковистый (асбест и др.). У некоторых минералов блеск на гранях кристаллов и на изломе различный. Так, например, у кварца на гранях блеск стеклянный, а на изломе — жирный. Тонкие плёнки и налёты посторонних веществ на поверхности резко изменяют блеск минералов.

Цвет минералов одно из важнейших физических свойств минералов, отражающее характер взаимодействия света (электромагнитных волн) с электронами атомов, входящих в состав кристаллов, а также с электронной системой кристалла в целом. Значительная часть минералов имеет цвета в узком диапазоне спектра. Цвет драгоценных и поделочных камней является одной из основных качественных (ювелирных) их характеристик. Различают цвет минералов в кристаллах и агрегатах, под микроскопом (в шлифах и аншлифах⁵⁷), т. н. цвет черты (цвет тонкого порошка минерала) и т.д.

При описании цвета минералов обычно прибегают к сравнительной оценке, сопоставляя его с цветом каких-либо предметов или веществ (яблочно-зелёный, лимонно-жёлтый, кроваво-красный и т.п.) или минеральных «цветовых эталонов» (киноварно-красный, изумрудно-зелёный и др.). Эталонами для характеристики цвета рудных минералов служат цвета металлов или сплавов — оловянно-белый (арсенопирит), стально-серый (молибденит), латунно-жёлтый (халькопирит), медно-красный (самородная медь) и т. д. Многие минералы обладают свойством менять свой цвет по различным кристаллографическим направлениям (плеохроизм) или в зависимости от характеристик источника света.

Окраска минералов может быть: идиохроматической (собственной) если обусловлена их химическим составом (определенными видообразующими или примесными элементами, играющими роль хромофоров), особенностями структуры кристаллов; аллохроматической, вызванной механическими примесями, чаще всего включениями окрашенных минералов, иногда — пузырьками жидкостей, газов и т. п.;⁵⁸ псевдохроматическая окраска обусловлена дифракцией и интерференцией света, а также рассеянием, преломлением, полным внутренним отражением белого света, связанными с особенностями строения минеральных образований (закономерным чередованием фаз различного состава в иризирующих лабрадорах, солнечном и лунном камнях; глобулярным строением опалов и т.п.) или состоянием поверхностного слоя минеральных зерен (различного рода побежалости — радужные плёнки на халькопирите, пирите и др.).

Цвет черты (цвет порошка минерала) и окраска часто не совпадают. Цвет черты является более выдержанным диагностическим признаком, чем окраска минерала в образце. Цвет черты может зависеть от размерности частиц порошка минерала. Например, серая черта молибденита зеленеет при растирании, а серая черта антимонита буреет.

Спайность – свойство минералов раскалываться по определенным кристаллографическим направлениям с образованием плоскостей различной степени совершенства. Плоскости спайности проходят параллельно плоским сеткам кристаллической решётки с максимальной плотностью атомов; сила сцепления между этими сетками минимальна. По степени совершенства (ровности и блеску, вновь образованных плоскостей) различают следующие виды спайности: весьма совершенную (слюда), совершенную (полевые шпаты), среднюю (полевые шпаты и др.), несовершенную (апатит, касситерит и др.), весьма несовершенную (золото, кварц и др.). Спайность в минералах может проявляться по одному или нескольким направлениям. В одном кристалле из-за особенностей его симметрии и типа структуры может проявиться несколько видов спайности. Выколотки кристаллов, имеющих хорошую спайность, напоминают кристаллы. Минералы, не обладающие спайностью, раскалываются по излому. Выколотки таких минералов образуют отдельности.

Излом – неровная поверхность скрытокристаллических агрегатов и минералов с несовершенной спайностью. Различают изломы занозистые (опал), раковистые (кварц), шестоватые (например, агрегат призматических кристаллов хризотил-асбеста) и др. Ковкие самородные металлы (медь, серебро, золото и др.) дают так называемые крючковатые изломы.

Твердость – степень сопротивления механическому воздействию. Твердость минералов возрастает при уменьшении межатомных расстояний в кристалле, при увеличении валентности и координационного числа составляющих атомов, при переходе от ионного типа химической связи к ковалентному. Присутствие в кристаллической структуре гидроксильных групп или молекул воды снижает твёрдость минералов. Кроме этого твердость минералов зависит от количества и состава изоморфных примесей, дефектов в структуре, наличия газово-жидких микровключений, степени выветрелости минерала и т. д. По относительной твердости минералы разделяются на 10 групп. Типичные представители (эталоны) каждой группы образуют т. н. минералогическую шкалу, предложенную Ф. Моосом в 1811 г. (тальк, гипс, кальцит, флюорит, апатит, ортоклаз, кварц, топаз, корунд, алмаз). Относительная твёрдость определяется путём царапанья эталоном поверхности испытываемого объекта. На практике твердость определяют простейшими способами. Минералы с твердостью 1 и 2 царапаются ногтем, 3 и 4 стальной иглой, 5 стеклом. Минералы с твердостью больше 6 царапают стекло. По абсолютной твердости алмаз (10060 кг/мм²) превосходит тальк (2,4 кг/мм²) в 4200 раз, кварц (1130 кг/мм²) в 9 раз.

По плотности минералы делятся на: легкие до 2,5 (например, минеральные соли), средние 2,5÷4 (например, кварц) и тяжелые более 4 г/см³ (например, барит).

Химические свойства (например, реакции с кислотами и основаниями, горючесть) и различная растворимость в воде, также помогают диагностировать минералы. Например, значительная часть карбонатов выделяет углекислый газ при реакции с разбавленной соляной кислотой в нормальных условиях; сера горит, халькопирит окисляется на воздухе, минеральные соли легко растворяются в воде и т. д.

Минералы можно различать и по органолептическим свойствам (вкусу и запаху), а также по характерному облику. Например, арсенопирит при ударе издает «чесночный» запах, кварц запах «горелого рога»; галит соленый на вкус, сильвин горько-соленый.

Ряд минералов радиоактивен (уранинит, урановая смолка). Свойства минералов, подвергшихся радиоактивному воздействию, могут существенно измениться (метамитизация).

Генетическая обусловленность характерных свойств и признаков минералов называется типоморфизмом. Типоморфные свойства и признаки минералов непосредственно характеризуют условия их образования и особенности минералообразующей среды. К типоморфным свойствам относят: морфологические особенности выделений минералов (облик кристаллов, характер агрегатов и др.); вариации химического состава минерала и изоморфизм; некоторые физические свойства (плотность, микротвёрдость, отражательная способность, люминесценция, электрические, магнитные и др.) и т. д.). Типоморфные свойства и признаки минералов используют при оценке степени рудоносности участка недр, определении промышленного значения рудопроявлений.

Часто в природе отмечается связь конкретных минералов между собой по месту и условиям образования (парагенезис минералов). В этом случае наличие легко определяемого минерала позволяет предположить возможность выявления трудно диагностируемых (например, пирит и халькопирит, галенит и сфалерит). Наряду с минеральным парагенезисом большое практическое значение имеет и запрещенный парагенезис (невозможность одновременного образования и сонахождения) конкретных минералов (например, кварца и минералов, ненасыщенных кремнеземом или минералов возникающих только в приповерхностных условиях с минералами больших глубин).

Химический состав минералов и их структурная организация являются важнейшими характеристиками, от которых зависят их физические свойства. По химическому составу (часто ведущему аниону) и внутреннему строению минералы объединяются по типам⁵⁹, из которых важнейшими являются: самородные элементы, сульфиды, оксиды и гидроксиды, силикаты, галоиды, карбонаты, сульфаты, фосфаты и др.

Самородные элементы (простые вещества) – состоят из атомов лишь одного химического элемента, встречаются в природе в виде более или менее устойчивых минералов. Среди самородных элементов различают: неметаллы (полиморфные модификации углерода — алмаз, графит и др., самородные S, Se, Te), полуметаллы (самородные As, Sb) и металлы (самородные Au, Ag, Сu, Pt, Pd, Ir, Os, Pd, Fe, Ta, Pb, Zn, Sn, Hg, Bi). К типу простых веществ относят тесно связанные с ними минералогически и генетически твёрдые растворы простых веществ, а иногда и интерметаллические соединения. Например, минералы группы платины (МПГ) наряду с редкой собственно платиной включают ферроплатину; минерал электрум отвечает формуле AgAu и т.д. Самородные элементы встречается редко, иногда образуют крупные промышленно значимые скопления - месторождения.

Сульфиды (сернистые соединения) - класс минералов, по химическому составу представляющие собой соединения металлов с серой. Наиболее распространены 200 сульфидов (всего порядка 800). По типу химической связи сульфиды — преимущественно ковалентные соединения. Главными видообразующими элементами сульфидов являются Pb, Cu, Sb, As, Ag, Bi, Fe, Co, Ni, входящие в состав многих десятков минеральных видов (галенит – PbS, пентландит - (Fe,Ni)₉S₈, пирит - FeS₂, халькопирит - CuFeS₂ и др.). Менее разнообразны соединения Zn, Cd, Mn, Ge, Sn, Tl, Mo, Hg, среди них такие промышленно важные минералы, как сфалерит (ZnS), молибденит (MoS₂), киноварь (HgS). К элементам, встречающимся в виде изоморфных примесей в сульфидах, относятся Au, Ag, Ga, Ge, In, Tl, Re и др. Большинство сульфидов непрозрачны, часто имеют высокую отражательную способность. Твёрдость по минералогической шкале обычно 2÷4, у слоистых сульфидов от 1÷2 (молибденит и др.) до 5÷7 (пирит и др.). Плотность свыше 4 г/см³. При окислении на поверхности Земли сульфиды переходят в сульфаты, а затем в гидроокислы, карбонаты и др. соли кислородных кислот, реже в самородные элементы (например, Cu, Ag). Многие сульфиды являются важными рудными минералами.

Оксиды и гидроксиды - группа минералов, представляющих собой природные химические соединения элементов с кислородом и/или с гидроксильной группой. Наиболее распространены 200 минералов (всего порядка 1000). В качестве катионов в составе оксидов и гидроксидов встречено до 40 элементов; главные из них относятся к литофильным (Si, Ti, Nb, Ta, Mn, Al, Mg, Sn, Zr и др.) и в меньшей степени к халькофильным и сидерофильным элементам. Среди оксидов выделяют простые окислы (например, минералы кремнезема - SiO₂, корунд - Al₂O₃, гематит - Fe₂O₃, касситерит - SnO₂) и сложные окислы, состоящие из одного или двух атомов металла с различной степенью окисления и кислорода (магнетит - FeOFe₂O₃, хромит FeCr₂O₄). Многие оксиды и гидроксиды являются ценными рудными и нерудными полезными ископаемыми (например, окисные руды Mn, Fe, Al и др.). На минералы этой группы приходится порядка 17% массы земной коры, причем на долю минералов кремнезема приходится 12,6%, а оксиды и гидроксиды железа составляют 3÷4% от массы земной коры.

Галоиды - класс минералов, по химическому составу представляющие собой соединения металлов с галогенами. Наиболее распространены в природе хлориды (77 минералов) и фториды (35 минералов). В природе бромиды и иодиды весьма редки, а астатиды вообще не встречаются.

По составу, свойствам и условиям образования природные хлориды делятся на две группы. К первой группе (28 минералов) относятся растворимые в воде хлориды Na, К, NH₄, Mg, Ca, Al, Mn и Fe. Главные минералы: галит (NaCI), сильвин (KCl), бишофит (MgCl₂6H₂O), карналлит (KMgCl₃6H₂O) и др. Содержат 20÷70% Cl. В основе кристаллических структур лежит кубическая упаковка атомов Cl. Ионы металлов расположены в октаэдрических пустотах. Химические связи в основном ионные. Кристаллизуются в кубической или тригональной системах. Часто бесцветны; твердость 1÷2, плотность 1,6÷3,2 г/см³. Гигроскопичны, хорошо растворяются в воде, частично в спирте; на вкус солёные или горькие. Слагают зернистые и плотные массы, прожилки и желваки в осадочных толщах; сростки кристаллов, налёты и корочки в осадках озёр, солончаках и продуктах вулканической и фумарольной деятельности. Многие хлориды широко используются в химической и пищевой промышленности, сельском хозяйстве.

Ко второй группе (49 минералов) относят нерастворимые в воде хлориды Cu, Pb, Ag, Hg, As, Sb и Bi, часто с анионами О^-, OH^-; иногда с [NO₃]^-, Fe^-, [SO₄]². Содержат 6÷35% Cl. Кристаллизуются в основном в ромбической и тетрагональной системах; нередки слоистые структуры с относительно высокой ковалентностью химических связей. Бесцветные, синие, зелёные, жёлтые. Образуют корочки, агрегаты кристаллов, налёты, землистые массы. Твердость по минералогической шкале до 4, плотность 3,7÷8,3 г/см³. Образуются в зоне окисления рудных месторождений в условиях сухого климата; при воздействии солёных вод на рудные минералы, а также в процессе вулканической деятельности.

В природе фтор чаще соединяется с Na, К, Ca, Mg, Al и с редкоземельными элементами (TR), реже с Cs, Sr, Pb, Bi, В. Фториды бесцветны или окрашены в различные цвета, прозрачные или просвечивающие, со стеклянным блеском, твёрдостью 2÷5, плотностью 2,0÷3,2 г/см³ и низкими показателями преломления (1,30÷1,50). Фториды возникают в возгонах вулканов, иногда встречаются в гранитах, щелочных породах и их эффузивных аналогах (флюорит). Наиболее распространён в природе флюорит (CaF₂). Кроме флюорита, практическое значение имеет криолит (Na₃[AlF₆]). Месторождения редки.

Карбонаты – группа широко распространённых природных соединений угольной кислоты (H₂CO₃) с литофильными (Na, Ca, Mg, Sr, Ba, TR), а также халькофильными (Zn, Сu, Pb, Bi) элементами. К карбонатам относятся более 80 минералов. В состав карбонатов входят один или два главных катиона с добавочными анионами или без них. Основой структуры карбонатов является анион [СО₃]^2-, у которого углерод находится в тройной координации по отношению к атомам кислорода. Группы [СО₃]^2- соединяются через катионы или дополнительные анионы (OH)^-, F^-, Cl^-. Большинство карбонатов кристаллизуется в ромбической, моноклинной и гексагональной (тригональной) системах. Карбонаты характеризуются твёрдостью от 3 до 5, повышенной растворимостью в воде, лёгкой растворимостью в соляной кислоте, высоким двойным лучепреломлением, диссоциацией при нагревании. Цвет карбонатов зависит от ионов-хромофоров. Карбонаты меди — зелёные и синие, урана — жёлтые, железа и редких земель — коричневые, кобальта и марганца — розовые, остальные бесцветны или слабо окрашены.

Карбонаты образуются в морских бассейнах (карбонаты кальция и магния слагают мощные толщи известняков частью биогенного происхождения и доломитов), в гидротермальных рудных месторождениях (кальцит, сидерит, анкерит), в коре выветривания (магнезит), в зоне окисления полиметаллических месторождений (малахит, азурит). Многие карбонаты (например, смитсонит, малахит, церуссит, стронцианит, сидерит и др.) используются как руды на Zn, РЬ, Bi, Ba, Sr, Cu, Fe, Мп, редкие земли и др. металлы, как сырьё для цементной и химической промышленности (например, известняк, магнезит) и как строительный материал (известняк, мрамор).

Фосфаты – группа распространённых природных соединений ортофосфорной кислоты (H₃PO₄) с катионами [Са^{2 +}, Fe^{2 +}, Fe^{3 +}, Al^{3 +}, (UO₂)^{2 +}, Cu^{2 +}, Mn^{2 +}, Pb^{2 +}, Zn^{2 +} и др.], добавочными анионами (OH^-, Cl^-, F^-, O^2-, CO₃^2-) или молекулярной водой. Редко в их состав входят и кислотные радикалы ([SiO₄]^2-, [SO₄]^2-, [ВО₃]^3- и др). К фосфатам относятся более 180 минералов.

В основе структурной решетки фосфатов лежат изолированные тетраэдры [РO₄]^3-, связанные между собой солеобразующими катионами. Фосфаты встречаются в виде массивных зернистых агрегатов, землистых масс, оолитов (конкреций)⁶⁰, корочек, реже кристаллов. Окраска разнообразная. Твердость от 2 до 6; плотность 1,7÷7,1 г/см³.

Фосфаты в основном рассеяны в горных породах; наиболее распространены и практически важны минералы группы апатита (Ca₅(PO₄)₃(F,Cl,OH)) (являющиеся также составной частью фосфоритов), вивианит ((Fe^{2 +},Fe^{3 +})[РО₄]8Н₂О), монацит, бирюза и др.

Фосфаты образуются в основном в верхней части земной коры – на дне морей, озёр, в болотах, почвах и корах выветривания; в зоне окисления рудных месторождений. Известны фосфаты и магматического происхождения (апатит связан со щелочными породами; монацит с пегматитами и гранитами); ряд фосфатов встречается в виде примесей в жилах.

Фосфаты используются в качестве сырья для получения фосфора. Ограниченное применение имеют и др. фосфаты: вивианит – дешёвая синяя краска и удобрение, монацит – источник редких земель и тория, бирюза – в качестве ювелирного сырья и др.

Сульфаты - класс минералов, представляющих собой природные соли серной кислоты. Включает порядка 150 минеральных видов, большинство из которых не устойчивы и встречаются редко Важнейшие видообразующие катионы сульфатов: Fe (особенно Fe^3), Na^, К⁺, Cu²⁺, Mg²⁺, Al³⁺, Ca²⁺, Pb²⁺, Ва^2. Основная кристаллохимическая структурная единица сульфатов — тетраэдр [SO₄]^2-, в котором сера находится в центре. Большинство сульфатов обладает ромбической, моноклинной, реже триклинной симметрией. Кристаллы сульфатов, как правило, имеют изометрический облик. Цвет сульфатов обусловлен ионами-хромофорами, минеральными включениями и наличием дефектов. Плотность сульфатов от 1,5 до 6,9 г/см³. Для сульфатов характерна низкая твёрдость (2÷3,5), растворимость в воде (особенно сульфатов с одновалентными катионами).

Сульфаты образуются в зоне гипергенеза (выветривания) и при седиментогенезе⁶¹ в крупных водных бассейнах (например, гипс – CaSO₄H₂O); в ходе гидротермальных процессов (барит – BaSO₄ и др.); в зоне окисления сульфидных месторождений и при деятельности вулканов.

Сульфаты находят широкое применение как руды металлов (Ва, Sr, Pb и др.) в химической промышленности; при бурении — как утяжелитель глинистых растворов (барит); в резиновой, бумажной, лакокрасочной, сахарной промышленности; в стекольном и керамическом производстве; в строительном деле для изготовления связующих (гипс и ангидрит - CaSO₄), а также в фармацевтической, кожевенной, текстильной и др. отраслях промышленности.

Силикаты и алюмосиликаты – природные химические соединения с комплексным кремнекислородным радикалом, образуют сопряженные классы наиболее распространённых минералов. Слагают более 75% земной коры по массе, а вместе с кварцем около 87% и более 95% массы изверженных горных пород. Наиболее распространены 500 силикатов (всего их больше 1200), в том числе важнейшие породообразующие — полевые шпаты, пироксены, амфиболы, слюды и др.

В основе структур всех силикатов лежит кремнекислородный радикал [SiO₄]^4- в форме тетраэдра. Важной особенностью силикатов является способность к взаимному сочетанию (полимеризации) двух или нескольких кремнекислородных тетраэдров через общий атом кислорода. Силикаты различаются по химическому составу, наличию воды или гидроксильных групп, а также дополнительных анионных групп. По характеру сочетания кремнекислородных тетраэдров выделяется 5 подклассов силикатов: островные, кольцевые, цепочечные, слоистые, каркасные. Минералы, в структуре которых тетраэдрические радикалы алюминия играют одинаковую роль с тетраэдрами [SiO₄]^4-, выделяют в тип алюмосиликатов.

Для силикатов характерен изоморфизм, проявляющийся особенно широко среди катионов; вследствие этого в силикатах распространены ряды твёрдых растворов, а также изоморфные примеси. Вследствие большой сложности состава реальных минералов формулы силикатов являются неполными. Распределение изоморфных катионов в структуре силикатов зависит от температуры. Это свойство позволяет использовать силикаты в качестве геотермометра.

Из-за сложного строения большинство силикатов имеет низкую симметрию: около 45% кристаллизуется в моноклинных и лишь 9% в кубических формах. Весьма характерно двойникование⁶².

Свойства силикатов определяются, прежде всего, характером сочетаний кремнекислородных тетраэдров: спайность (несовершенная в островных и кольцевых силикатов, совершенная и зависящая от ориентировки кремнекислородных группировок в цепочечных, слоистых, каркасных силикатах); твёрдость обычно 5,5÷7, кроме слоистых силикатов, в которых она понижается до 2÷1; плотность 2,5÷3,5 г/см³. Цвет большинства силикатов определяется ионами железа (Fe²⁺ — зелёный, Fe³⁺ — бурый, красный, жёлтый, Fe²⁺ и Fe³⁺ - синий и др.), Ti³⁺, V⁴⁺, Cr³⁺, Mn²⁺, Co²⁺, Ni²⁺, Cu²⁺ и др. У некоторых силикатов окраска аллохроматическая.

Силикаты возникают при кристаллизации магмы, в ходе метаморфических, метасоматических и гидротермальных процессов. Крупные кристаллы силикатов возникают в пегматитах. Силикаты (плагиоклазы, оливин, пироксены и др.) являются главными минералами лунных пород, входят в состав метеоритов. Полагают, что оливин и др. плотные силикаты почти полностью составляют верхнюю мантию Земли.

При выветривании силикатов выщелачиваются основные соединения, освобождается кремнезём, образуются глинистые минералы, а также окислы железа, карбонаты и др.

Практическое значение силикатов определяется тем, что многие из них являются важнейшими породообразующими минералами. Ряд силикатов имеют значение как литиевые, бериллиевые, никелевые руды, руды рассеянных элементов. Например, нефелин - комплексное сырьё для получения алюминия, поташа, соды. Большую долю нерудных полезных ископаемых (полевые шпаты, слюды, асбест, тальк, цеолиты, гранаты, бентонитовые и огнеупорные глины), драгоценных и поделочных камней (изумруд, аквамарин, топаз, хризолит, турмалин и др.) составляют силикаты.

Основные диагностические свойства и практическое значение отдельных минералов приведены в приложении 2.

Горные породы. Природные агрегаты минералов определенного состава и строения, обособленные в виде самостоятельных геологических тел, образующих литосферу Земли, слагающие твердые оболочки планет земной группы, Луны, входящие в состав метеоритов и астероидов называют горными породами. Науки, изучающие горные породы – петрография, литология, петрофизика.

Горные породы могут состоять как из одного, так и из нескольких минералов. В отличие от минералов горные породы внутренне неоднородны. Из общего числа минералов лишь 150 являются породообразующими (петрогенными), причем главными следует считать лишь 10. До 60 минералов слагают 99% горных пород. Самыми распространенными минералами земной коры (~50%) являются полевые шпаты. Минералы, доля которых по объему в горной породе не превышает 2%, называются акцессорными. В природе сочетания минералов определяются физико-химическими процессами породообразования и геохимическими законами распространения литофильных химических элементов. Валовый химический состав горных пород характеризуется массовой долей наиболее распространенных оксидов: Al₂O₃, SiO₂, Fe₂O₃, FeO, CaO, MgO, Na₂O, K₂O и H₂O.

Состав, строение, свойства, состояние и условия залегания горных пород определяются ходом геологических процессов, приводящих к их образованию и изменению. Различают три генетических класса горных пород: осадочные, магматические (изверженные) и метаморфические. Магматические и метаморфические горные породы слагают соответственно примерно 50 и 40% объема земной коры, осадочные менее 10% (занимая около 75% площади поверхности Земли).

Горные породы различаются не только составом, но и особенностями строения, объединяемыми в понятиях структура и текстура. Структура и текстура наряду с минеральным составом являются важнейшими диагностическими признаками горных пород.

Структура горных пород – характеристика, отражающая генезис и преобразования горных пород, выраженные через размер, форму и характер сочетаний (взаимоотношений) минеральных зерен. Для магматических и метаморфических горных пород структуры (полно- и неполнокристаллическая, скрытокристаллическая или стекловатая) определяются степенью раскристаллизации, размерами и формой зерен, способом сочетания их между собой и с заполнителем. Структуры осадочных горных пород зависят от состава первичного осадка, динамики среды осадконакопления, величины и формы минеральных частиц и агрегатов, взаимного расположения, соотношения и особенностей физических связей между ними. Пример наименований структур осадочных горных пород: тонко-, мелко-, средне- и крупнозернистые, рыхлые и сцементированные.

Текстура горных пород – характеристика размещения и связей минералов в породе. Примеры названий текстур горных пород: массивная (неупорядоченная), слоистая (полосчатая).

Горные породы при кондиционном (промышленно значимом) содержании полезных компонентов или непосредственно (без выделения минеральных составляющих) могут быть использованы в качестве полезного ископаемого. Горные породы следует рассматривать как объекты разработок и как конструктивные элементы горных выработок.

Различие в происхождении и, как следствие этого, в минеральном составе горных пород резко сказывается на их химическом составе и физических свойствах. Как физические тела горные породы характеризуются прочностными, плотностными, упругими, тепловыми, магнитными, электрическими, радиационными и др. свойствами, обусловленными их составом и строением, а также термобарическими условиями формирования и нахождения. Такие свойства горных пород, как теплоемкость, коэффициент теплового расширения, модуль объемного сжатия и пр. зависят от минерального состава пород, а прочность, упругость, тепло и электропроводность и от строения. Механические свойства обусловлены силами связей между минеральными частицами, а тепловые и электрические – ориентировкой минеральных зерен и наличием проводящих каналов в горных породах. Свойства горных пород зависят также от механического, теплового, электрического, магнитного, радиационного воздействия и насыщения пород жидкостями, газами и т.д. Изменение одного из свойств горной породы приводит к изменению ряда других. Так увеличение пористости приводит к снижению плотности, прочностных и упругих свойств, теплопроводности, диэлектрической проницаемости, а также к увеличению влагоемкости и водопроницаемости горных пород.

Совокупность химических, физико-механических, водных и горно-технологических свойств горных пород определяют технологию горных работ и бурения скважин, обогащения и переработки (использования), меры по управлению состоянием массива горных пород, особенности конструкций оснований и фундаментов сооружений при строительстве. Закономерности изменения физико-технических параметров горных пород от внешнего воздействия используются для создания новых методов ведения горных работ, добычи и переработки полезных ископаемых.

Магматические (изверженные) горные породы  естественные ассоциации минералов, а также вулканического стекла⁶³ в различных пропорциях, образовавшиеся как считается в условиях высоких температур и давлений в процессе застывания природного существенно силикатного расплава - магмы (ортопороды) и в процессе метасоматоза⁶⁴ (парапороды).

Главные породообразующие минералы магматических горных пород - силикаты и алюмосиликаты (полевые шпаты, кварц, слюды, пироксены и др.). По содержанию кремнезема⁶⁵ по массе магматические горные породы делят на группы: кислые (SiO₂ более 64%), средние (SiO₂ 53÷64%), основные (SiO₂ 44÷53%), и ультраосновные (менее 44% SiO₂). При содержании кремнезема более 53% в магматической горной породе выделяется свободный кварц. В кислых породах содержание кварца превышает 10% по объему. Содержание кремнезема коррелирует с количеством цветных (темных) минералов и плотностью породы. Перенасыщенные и насыщенные кремнеземом горные породы более светлые и легкие (плотность от 2,35, содержание Fe ~2,7%). Основные и ультраосновные горные породы темные (черные) и имеют плотность более 2,9, содержат до 10% Fe. В каждой группе выделяют магматические горные породы нормального и щелочного ряда (с содержанием щелочных металлов (K₂О+Na₂О>Al₂O₃)). Породы, различающиеся по содержанию главных породообразующих элементов, отличаются и по содержанию элементов примесей. С кислыми магматическими горными породами связаны руды олова, вольфрама, золота и т.д.; с основными породами руды титаномагнетита, меди и т.д.; с ультраосновными породами руды хрома, никеля, платина и т.д.; с щелочными породами руды титана, циркония, редких земель, апатиты и т. д. Магматические горные породы могут использоваться как минеральное сырье в цветной металлургии и химической промышленности (например, для получения алюминия и соды из нефелиновых сиенитов); как строительные материалы и как скальные основания зданий и сооружений.

При медленном застывании магмы в верхней мантии и низах земной коры (глубже 3 км) образуются полнокристаллические крупно- и среднезернистые массивные интрузивные горные породы, слагающие чаще всего секущие по отношению к вмещающей толще (дайки) и послойные (силлы) магматические тела. Из магмы, застывшей относительно быстро на глубине менее 1 км, или излившейся на земную поверхность, образуются эффузивные горные породы, залегающие в виде потоков и покровов. Эффузивные горные породы частично или полностью могут состоять из вулканического стекла, в скрытозернистой общей массе включать изолированные более крупные минеральные зерна, иметь текстуру со следами течения. В термодинамических условиях земной коры на глубинах 1÷3 км из магмы возникают гипабиссальные породы, по строению занимающие промежуточное положение между интрузивными и эффузивными горными породами.

Известно более 1000 магматических пород. Систематика магматических горных пород основана на их составе и строении. Наиболее распространенные магматические породы приведены в таблице 6. Множество горных пород, не указанных в таблице 6 являются переходными между породами смежных классов.

Осадочные горные породы образуются в результате процессов разрушения более древних горных пород любого генезиса, а также в процессе осаждения вещества из воды и

воздуха, жизнедеятельности организмов или совокупности этих процессов при поверхностном давлении и температуре. Отложение исходного вещества осадочных горных пород происходит под действием силы тяжести обычно горизонтальными слоями. Смена условий осадконакопления приводит к стратификации (формированию отдельных слоев) осадочной толщи.

По способу образования осадочные горные породы делятся на хемогенные (гидрогенные), сложенные минералами, сформировавшимися химическим путем в водной среде, органогенные (биогенные, биохемогенные), сложенные фрагментами организмов и продуктами их преобразования и обломочные, состоящие из обломков горных пород (У. Твенгофел, 1926; М.С. Швецов, 1934). Породы близкие по составу и/или структуре могут принадлежать к разным генетическим классам (например, известняки могут быть, как хемогенными, так и органогенными, а пелиты и хемогенными и обломочными).

Существуют и другие классификации осадочных пород. В 1998 г. В.Н. Шванов и др. предложили классификацию осадочных горных пород по вещественно-структурному принципу на разряды кварцево-силикатных (силикалитов), несиликатных (оксидных, фосфатных, соляных и др.) и некарбонатно-углеродистых (органических) пород.

Таблица 6