Nel mondo antico furono fatti tentativi di sistematizzare i minerali su basi diverse. Inizialmente (da Aristotele a Ibn Sina e Biruni), i minerali erano sistematizzati in base alle caratteristiche esterne. Dalla 2a metà del 19° secolo. Le classificazioni chimiche divennero estremamente diffuse e nel XX secolo. – cristallochimico. Attualmente la classificazione più comune dei minerali si basa sul principio chimico (composizione chimica, tipo di composti chimici, natura del legame chimico). I taxa più piccoli all'interno delle classi vengono distinti tenendo conto delle caratteristiche strutturali dei minerali (Tabella 1.1).

Breve descrizione delle classi minerali

Elementi nativi. In natura sono conosciuti circa 40 elementi chimici allo stato nativo, ma la maggior parte di essi sono molto rari. La presenza di elementi in forma nativa è associata alla struttura dei loro atomi, che hanno gusci elettronici stabili. Gli elementi chimicamente inerti in condizioni naturali sono chiamati elementi nobili.

Au, Pt, Ag, Cu, Fe, Pb, Sn, Hg, Zn, Al si trovano sotto forma di metalli nativi; anche le leghe di più metalli sono tipiche allo stato naturale, ad esempio (Pt+Fe), (Pt +Fe+Ni), (Au+Ag), ecc. I semimetalli nativi più comuni sono As, Sb, Se, Te e i non metalli più comuni sono varie modifiche di C (grafite, diamante) e S. Grafite e zolfo spesso formare grandi depositi.

Calcogenuri (composti dello zolfo) sono composti di cationi con zolfo (solfuri). In natura si conoscono circa 200 composti dello zolfo, ma solo 20 di essi sono presenti in quantità significative. I composti più comuni sono Fe, Cu, Pb, Zn, Sb, Hg.

Il colore dei solfuri è vario (grigio piombo, nero, giallo ottone, giallo rame, arancio, giallo, rosso). La durezza varia da 1 a 6-6,5, la densità varia da media ad alta.

La maggior parte dei solfuri si formano idrotermicamente; sono noti anche solfuri di origine ignea e metamorfica, alcuni sono il risultato di processi esogeni.

I solfuri sono importanti minerali minerali, materie prime per la produzione di metalli non ferrosi, pesanti e alcuni metalli rari e in tracce e loro leghe.

Tabella 1.1

Classificazione dei minerali

Composti dell'ossigeno. Ossidi e idrossidi – composti di elementi con ossigeno; gli idrossidi contengono anche acqua. Nella crosta terrestre questi minerali rappresentano circa il 17%, di cui la silice (SiO 2) rappresenta il 12,6%, Ossidi e idrossidi di Fe – 3,9%. I minerali comuni includono anche ossidi e idrossidi di ossidi di alluminio, manganese e titanio.

Le proprietà fisiche di questi minerali sono diverse, la maggior parte di essi è caratterizzata da un'elevata durezza. L'origine è ignea, pegmatite, idrotermale, ma la maggior parte degli ossidi si forma a seguito di processi esogeni nelle parti superiori della litosfera. Molti minerali endogeni vengono distrutti durante gli agenti atmosferici e si trasformano in ossidi e idrossidi, come composti più stabili in condizioni superficiali. Essendo fisicamente e chimicamente stabili, molti ossidi si accumulano nei placer.

Solfati – sali naturali dell'acido solforico. In natura sono conosciute circa 190 specie minerali, che sono sali semplici anidri o sali complessi con acqua costituente e di cristallizzazione. L'unità strutturale principale è il radicale anionico 2, tra i cationi che formano le specie ci sono Ca 2+, Ba 2+, Mg 2+, ecc.

Il colore dei solfati è dovuto alle impurità degli ioni cromoforo e alla presenza di difetti strutturali. Caratterizzato da bassa durezza (2-3,5), buona solubilità in acqua.

I solfati si formano in condizioni ossidanti in aree di depositi di solfuro, in croste esposte agli agenti atmosferici e anche come depositi chemogenici di soda, solfato, laghi salati e grandi bacini d'acqua. I solfati endogeni sono tipici delle vene idrotermali a media e bassa temperatura; meno spesso sono notati come prodotti dell'attività vulcanica.

Fosfati – sali dell'acido ortofosforico. In natura sono conosciuti oltre 230 composti semplici e complessi, acquosi e anidri. L'unità strutturale principale è il radicale anionico 3-; tra i cationi che formano le specie ci sono Ca 2+, Fe 2+, Fe 3+, Mg 2+, TR 3+, ecc. I fosfati si trovano sotto forma di cristalli appiattiti e tabulari o sotto forma di aggregati scagliosi. Proprietà caratteristiche: blu incolore o intensamente colorato in varie tonalità; luminescenza; durezza – 3-5, densità – 1,6-7,0 g/cm3. Origine: magmatica, idrotermale, esogena.

Carbonati– sali dell'acido carbonico. I cationi principali sono Ca 2+, Fe 2+, Na +, Mg 2+, Ba 2+, Cu 2+, Zn 2+, ecc. Si tratta di un gruppo numeroso (circa 120 specie minerali), molte delle quali molto diffuse . I carbonati si trovano sotto forma di cristalli ben tagliati e di notevoli dimensioni; masse dense e granulari che compongono spessi strati monominerali; aggregati radiali-radianti, aciculari, sinterizzati, reniformi e miscele sottili con altri minerali.

La maggior parte dei carbonati sono bianchi o incolori; Il colore dei carbonati è dato da ioni cromofori come Fe 2+, Mn 2+, TR 3+, Cu 2+ e impurità meccaniche fini (ematite, bitume, ecc.). La durezza è di circa 3-4,5, la densità è bassa, ad eccezione dei carbonati Zn, Pb, Ba.

Un'importante caratteristica diagnostica è l'effetto sui carbonati acidi (HCl, HNO 3), dai quali bollono a vari livelli con il rilascio di anidride carbonica.

Per origine, i carbonati sono sedimentari (sedimenti biochimici o chimici), sedimentario-metamorfici; superficie, caratteristica della zona di ossidazione; idrotermale a bassa e media temperatura; metasomatico. A volte cristallizzano da lave vulcaniche di calcite e soda di origine ignea.

I carbonati sono i minerali non metallici più importanti, nonché preziosi minerali di Zn, Pb, Fe, Cu e altri metalli. Calcari, dolomiti, marmi sono rocce quasi monominerali composte da carbonati.

Silicati – sali dell'acido silicico. I silicati rappresentano fino al 75% della massa della crosta terrestre e circa il 25% delle specie minerali. In natura sono conosciuti oltre 700 silicati naturali, tra cui i più importanti minerali costituenti le rocce (feldspati, pirosseni, anfiboli, miche, ecc.).

L'unità strutturale principale sono i singoli radicali tetraedrici isolati 4-. I cationi principali sono Na+, Mg 2+, Al 3+, Ca 2+, Fe 2.3+, K+, Mn 2+.

La diversità strutturale dei silicati è determinata dalla struttura dei radicali silicio-ossigeno. Esistono silicati con radicali ad isola, a catena, a fascia, a foglio e a struttura.

Silicati insulari, ad es. silicati con tetraedri 4- isolati e gruppi isolati di tetraedri. Nei silicati con 4-tetraedri isolati, ciascuno dei quattro ossigeni ha una valenza libera. I tetraedri non sono direttamente collegati tra loro; la connessione avviene attraverso i cationi Mg, Fe, Al, Zr, ecc.. I silicati con struttura ad isola hanno un aspetto isometrico e sono caratterizzati da maggiore durezza e densità (olivina).

I silicati a catena sono caratterizzati da una struttura in cui i tetraedri sono uniti sotto forma di catene individuali continue. Radicali 4-, 6-, cationi Ca 2+, Mg 2+, Fe 3+, Al 3+, Na + (pirosseni).

I silicati a nastro hanno tetraedri sotto forma di doppie catene, nastri e cinture. Radicale 6-, cationi Ca 2+, Mg 2+, Fe 3+, Al 3+, Na +, (anfiboli). Spesso contengono ioni (OH) ‾ 2.

I silicati con struttura a catena e nastro sono generalmente allungati, sono caratterizzati da cristalli prismatici e colonnari, aggregati aghiformi e fibrosi.

I silicati in fogli sono silicati con strati continui di tetraedri di silicio-ossigeno. Il radicale di questa struttura è 2-. Gli strati di tetraedri sono isolati l'uno dall'altro e collegati da cationi Mg 2+, Fe 3+, Al 3+, Ni +, ecc. Contengono ioni (OH) 2, (OH, F) 2 (talco, serpentino, minerali argillosi , miche, cloriti ).

I silicati fogliari sono caratterizzati da una scissione molto perfetta e dall'aspetto fogliare dei minerali. Ciò è spiegato dal fatto che gli stessi strati di tetraedri di silicio-ossigeno sono molto forti e la connessione tra loro, effettuata tramite cationi, è meno forte.

I silicati a struttura sono silicati con strutture tridimensionali continue di tetraedri di alluminio e silicio-ossigeno. In questo caso, tutti gli ossigeni nei tetraedri sono comuni, le loro valenze vengono utilizzate per legarsi con i cationi e la struttura è neutra. Il radicale di tale quadro è 0. È questa struttura che corrisponde alla struttura del quarzo (per questo motivo il quarzo può essere classificato come silicati con struttura a struttura).

I radicali alluminio-ossigeno m- si formano a seguito della sostituzione del silicio tetravalente con alluminio trivalente, che provoca la comparsa di una valenza libera e comporta la necessità di includere altri cationi. I cationi silicati che formano le specie sono Na + , K + , Ca 2+ (feldspati, feldspati).

La maggior parte dei silicati sono incolori o bianchi. I silicati di Fe, Mn, Ni, Zr e altri elementi sono dipinti in diversi colori. La lucentezza è vitrea rispetto al diamante. Sfaldatura perfetta in due o tre direzioni, perfettissima, densità da 2,0 a 6,5 ​​g/cm 3, durezza 1-8.

I silicati sono minerali poligenici. Cristallizzano dal magma, si formano durante il processo di metamorfismo e sono tipici delle zone di ossidazione dei giacimenti minerari.

Alogenuri (composti di alogenuri). Cloruri – sali dell'acido cloridrico. Si conoscono circa 100 specie minerali. Il colore intrinseco dei cloruri è bianco; i cristalli puri sono incolori e trasparenti. Giallo, marrone, grigio, rosso e altri colori sono conferiti ai composti alogenati da impurità meccaniche: idrossidi di ferro, sostanze organiche, ecc. I cloruri hanno una bassa durezza - 1,0-3,5; la densità varia da 1,5-2,5 a 6,5-8,3 g/cm 3, si scioglie bene in acqua ed è igroscopico.

I cloruri si formano principalmente con mezzi chemogenici-sedimentari - durante l'evaporazione dell'acqua da laghi salati e soda o bacini marini e lagune.

Fluoruri– composti naturali degli elementi Na, K, Ca, Mg e altri elementi con fluoro. Si conoscono fino a 59 specie minerali, la maggior parte delle quali hanno una distribuzione limitata. Il minerale più prezioso è la fluorite, che si trova nei depositi del tipo idrotermale, pneumatolitico e greisen.

La tabella 1.2 mostra le caratteristiche dei principali minerali che formano le rocce e dei minerali più diffusi in natura e di valore pratico.

Domande di autotest

Definire il termine minerale.

Quale stato possono avere i minerali in condizioni naturali?

Qual è la differenza tra minerali con struttura cristallina e amorfa?

Come si chiama un aggregato minerale? Che tipi di unità esistono?

Elencare le proprietà fisiche più importanti dei minerali.

Cos'è la scissione? Le sue ragioni.

Quali metodi esistono per determinare la durezza?

Dai un nome ai minerali sulla scala di durezza di Mohs.

Come avviene la frattura del minerale?

Cosa causa il colore dei minerali?

Cos'è l'appannamento? Di quali minerali è caratteristico?

In che modo i minerali differiscono in brillantezza?

Come vengono determinate le proprietà magnetiche dei minerali?

Con quali criteri si possono classificare i minerali? Quale criterio per classificare i minerali è il più scientificamente fondato?

Quali processi di formazione dei minerali sono endogeni e quali esogeni?

Esercizio:

Utilizzando la tabella 1.2, biscotti, bicchieri, reagenti, ecc. identificano i campioni della raccolta fornita dal docente.

Questa classificazione si basa sul principio cristallochimico

Principali classi di minerali

• 1) silicati
• 2) ossidi e idrossidi
• 3) carbonati
• 4) fosfati
• 5) solfati
• 6) nitrati
• 7) solfuri
• 8) elementi nativi
• 1. Classe silicati - i più comuni nella crosta terrestre (oltre il 33% di tutti i minerali, meno dell'85% della massa della crosta terrestre)

L'unità strutturale principale dei silicati, il tetraedro silicio-ossigeno 4, ha quattro legami di valenza liberi, grazie ai quali sono attaccati altri elementi chimici e tetraedri silicio-ossigeno.

A seconda della natura delle connessioni, ci sono

• a) Silicati insulari (i tetraedri rappresentano isole di tetraedri singoli, doppi o gruppi di 3, 4, 6 tetraedri collegati in anelli, i tetraedri sono collegati da cationi Mg 2+, Fe 2+, Fe 3+, Mn 2+). Esempi: olivina, granati, zircone, topazio. La classe è caratterizzata da un'alta densità.
• b) Silicati ad anello (tetraedri collegati in grandi anelli) - esempio - berillo, tormalina
• c) Silicati a catena (i tetraedri sono collegati tra loro in catene continue con un radicale 4). Un esempio è Augite.
• d) Silicati a nastro (i tetraedri formano doppie catene con radicale 6-) Esempio: orneblenda, actinolite, giada. La classe è caratterizzata da una struttura fibrosa.
• e) Silicati in fogli (i tetraedri formano uno strato continuo). Esempio: miche, idromiche, argille, serpentino. La classe è caratterizzata da una scollatura molto perfetta
• f) Silicati di struttura (feldspati). Nei silicati, bvth - fdubnati tra loro in catene continue con un radicale PP di 3,4,6 elementi tetraedrici di questo tipo; una struttura continua è costituita da tetraedri interconnessi attraverso gli ossigeni di tutti e quattro i vertici. Qui non ci sono valenze libere, l'aggiunta di altri ioni è impossibile. Il silicio può essere sostituito da alluminio o titanio, con conseguente valenza aggiuntiva. La classe è caratterizzata da una scollatura perfetta

Si distinguono le seguenti sottoclassi

• 1. feldspati potassio-sodio - ortoclasio, microclino
• 2. feldspati sodico-calcici: albite, andesite, labradorite
• 3. feldspati - nefelina
• 4. zeolite
• 2. Classe di ossidi e idrossidi (ci sono circa 200 minerali nella classe, il 17% della massa della crosta terrestre, la quota di quarzo è del 12,6%, ossidi e idrossidi - 3,9%). Abilità distintiva: elevata durezza e densità. I rappresentanti di questa classe combinano minerali di diversa origine e sono divisi, secondo il nome, in due sottoclassi: ossidi con durezza elevata e media e idrossidi con durezza bassa. D'altra parte, la classe denominata può essere suddivisa in ossidi e idrossidi di silicio e ossidi e idrossidi di metalli. Gli ossidi e gli idrossidi di silicio sono estremamente importanti nella formazione delle rocce: il quarzo SiO2 da solo rappresenta fino al 12% della massa della crosta terrestre. Le modifiche criptocristalline del quarzo sono rappresentate da calcedonio di colore diverso. Tra gli ossidi di silicio idrati è necessario citare l'opale SiO2 x nH2O. Questi minerali sono caratterizzati rispettivamente da una lucentezza vetrosa o metallica. Gli ossidi e gli idrossidi metallici sono di grande importanza per la formazione dei minerali. Sono caratterizzati, rispettivamente, da una lucentezza metallica o opaca. La massima importanza appartiene a minerali come la magnetite Fe3O4, l'ematite Fe2O3, la limonite Fe2O3 x nH2O, il corindone Al2O, la bauxite Al2O x nH2O.
• 3. Classe di carbonati (80 minerali, sali dell'acido carbonico, 1,5% in peso della crosta terrestre) - durezza media, lucentezza non metallica, colore chiaro, solubile in acqua ricca di anidride carbonica libera. Esempio: calcite, aragonite, malachite, dolomite. I carbonati hanno una grande importanza nella formazione delle rocce nella composizione delle rocce sedimentarie e metamorfiche, rappresentando fino al 2% della massa della crosta terrestre. Una caratteristica distintiva dei carbonati è la loro interazione attiva con l'acido cloridrico, accompagnata dal rapido rilascio di anidride carbonica. La lucentezza della maggior parte dei carbonati è vetrosa e la durezza è bassa. I rappresentanti più comuni sono calcite CaCO3, magnesite MgCO3, dolomite CaMg(CO3)2, siderite FeCO3.
• 4. La classe dei fosfati è formata da sali dell'acido fosforico di varia origine. La classe comprende circa 200 minerali, che costituiscono circa lo 0,7% della massa della crosta terrestre. Più spesso utilizzati per la produzione di fertilizzanti al fosforo di origine magmatica sono l'apatite Ca5 (F, Cl) 3 e il fosforite (fosfato di calcio), vicino ad esso nella composizione, ma di origine supergenica. I fosfati sono caratterizzati da bassa durezza e densità.
• 5. Classe dei solfati (260 minerali, 0,1% in peso della crosta terrestre) - di solito si tratta di sedimenti chimici che si trovano insieme agli alogeni. Il gesso e l'anidrite sono minerali agronomici utilizzati per la lavorazione dei solonetze di gesso. I solfati sono sali di acido solforico che si accumulano, per la maggior parte, in un ambiente acquoso saturo di sale. I minerali sono caratterizzati da bassa durezza, tipi di lucentezza non metallici e colore chiaro. Gesso CaSO4 x 2H2O, anidrite CaSO4, mirabilite (sale di Glauber) Na2SO4 x 10H2O sono diffusi nella crosta terrestre.
• 6. Alogenuri di classe (100 minerali, 0,5% in peso della crosta terrestre) - sali di acidi idroalici, leggeri, trasparenti, altamente solubili in acqua. Molti di loro sono minerali agronomici. Gli alogenuri (composti alogenuri) sono sali degli acidi idroalici. I composti più comuni sono cloruro e fluoro, come salgemma NaCl (salgemma) e silvite KCl (sale di potassio) utilizzati nell'industria chimica. La fluorite CaF2 è utilizzata nell'ottica. Gli alogenuri si distinguono per la loro lucentezza vetrosa, la bassa durezza e densità e spesso la facile solubilità in acqua.
• 7. Classe dei nitrati (estremamente rari in natura) - derivati ​​​​dei sali dell'acido nitrico. Per i minerali di questa classe è stato stabilito il nome "salnitro", è stato stabilito che la fonte di N in essi è l'azoto atmosferico. La formazione del salnitro è di origine biogenica; il salnitro è un prezioso fertilizzante minerale.
• 8. Classe di solfuri (200 minerali, 0,15% della massa della crosta terrestre) - sali di idrosolfuro acido, minerali dei metalli più importanti, stabili solo sotto il livello del suolo; più in alto nella zona esposta agli agenti atmosferici, i minerali vengono distrutti. I solfuri sono composti solforati di metalli pesanti. La formazione di solfuri avviene senza accesso all'ossigeno, la maggior parte di essi sono di origine idrotermale. Quando ossidati, i solfuri si trasformano facilmente in ossidi, carbonati o solfati. Il valore dei solfuri è che sono minerali per metalli non ferrosi e spesso sono accompagnati dall'oro. I tipi più comuni sono pirite (pirite di ferro) FeS2, calcopirite (pirite di rame) CuFeS2, galena (lucentezza di piombo) PbS, sfalerite (blenda di zinco) ZnS, cinabro HgS, ecc. La stragrande maggioranza dei solfuri è caratterizzata da una lucentezza metallica, durezza bassa e media, alta densità. I metalli che compongono i solfuri (Pb, As, Hg, Cd) sono molto tossici e in alte concentrazioni rappresentano un pericolo per tutti gli esseri viventi.
• 9. Classe degli elementi nativi (circa 50 minerali, compresi i gas, meno dello 0,1% della massa della crosta terrestre). Questi includono Pt, Ag, Au, Cu, S, diamante, grafite. I minerali nativi sono costituiti da un solo elemento chimico. La maggior parte sono di grande importanza economica (diamante, grafite, zolfo, oro, rame, ecc.). Le caratteristiche fisiche dei minerali nativi sono molto diverse.

Il contenuto dell'articolo

MINERALI E MINERALOGIA.Minerali – formazioni naturali solide che compongono le rocce della Terra, della Luna e di alcuni altri pianeti, nonché meteoriti e asteroidi. I minerali, di regola, sono sostanze cristalline abbastanza omogenee con una struttura interna ordinata e una certa composizione, che può essere espressa da un'appropriata formula chimica. I minerali non sono una miscela di minuscole particelle minerali, come lo smeriglio (costituito principalmente da corindone e magnetite) o la limonite (un aggregato di goethite e altri idrossidi di ferro), ma anche composti di elementi con struttura disordinata, come vetri vulcanici (ossidiana, ecc.).). I minerali sono considerati elementi chimici o loro composti formatisi a seguito di processi naturali. Dall'elenco dei minerali sono esclusi i tipi più importanti di materie prime minerali di origine organica, come carbone e petrolio.

Mineralogia– la scienza dei minerali, la loro classificazione, composizione chimica, caratteristiche e modelli di struttura (struttura), origine, condizioni in natura e applicazione pratica. Per una spiegazione più approfondita della struttura interna dei minerali e della loro connessione con la storia della Terra, la mineralogia coinvolge matematica, fisica e chimica. Utilizza dati quantitativi in ​​misura maggiore rispetto ad altre scienze geologiche, poiché sono necessarie analisi chimiche fini e misurazioni fisiche precise per descrivere adeguatamente i minerali.

STORIA DELLA MINERALOGIA

Le scaglie di selce a spigolo vivo venivano utilizzate dall'uomo primitivo come utensili già nel Paleolitico. La selce (una varietà di quarzo a grana fine) è stata per lungo tempo un minerale importante. Nell'antichità l'uomo conosceva anche altri minerali. Alcuni di essi, come l'ematite ciliegia, la goethite giallo-marrone e gli ossidi neri di manganese, erano usati come vernici per la pittura su roccia e la pittura del corpo, mentre altri, come l'ambra, la giada, l'oro nativo, venivano usati per realizzare oggetti rituali, gioielli e amuleti. Nell'Egitto del periodo predinastico (5000–3000 aC) erano già conosciuti molti minerali. Per la decorazione venivano usati rame, oro e argento nativi. Qualche tempo dopo, utensili e armi iniziarono a essere realizzati in rame e nella sua lega, il bronzo. Molti minerali venivano usati come coloranti, altri per gioielli e sigilli (turchese, giada, cristallo, calcedonio, malachite, granato, lapislazzuli ed ematite). Attualmente i minerali servono come fonte di metalli, materiali da costruzione (cemento, gesso, vetro, ecc.), materie prime per l'industria chimica, ecc.

Nel primo trattato conosciuto di mineralogia A proposito di pietre Allievo di Aristotele, il greco Teofrasto (372–287 aC circa), i minerali erano divisi in metalli, terre e pietre. Circa 400 anni dopo, Plinio il Vecchio (23–79 d.C.) nei suoi ultimi cinque libri Storia Naturale riassunse tutte le informazioni sulla mineralogia allora disponibili.

Nell'alto Medioevo, nei paesi dell'Oriente arabo, che assorbirono la conoscenza dell'antica Grecia e dell'antica India, la scienza fiorì. Lo scienziato-enciclopedista dell'Asia centrale Biruni (973 - ca. 1050) compilò descrizioni di pietre preziose ( Mineralogia) e ha inventato un metodo per misurare accuratamente il loro peso specifico. Un altro eminente scienziato Ibn Sina (Avicenna) (c. 980–1037) in un trattato A proposito di pietre diede una classificazione di tutti i minerali conosciuti, dividendoli in quattro classi: pietre e terre, combustibili fossili, sali, metalli.

Nel Medioevo in Europa si accumulavano informazioni pratiche sui minerali. Il minatore e il cercatore d'oro, per necessità, diventarono mineralogisti praticanti e trasmisero la loro esperienza e conoscenza a studenti e apprendisti. La prima serie di informazioni concrete sulla mineralogia pratica, sull'estrazione mineraria e sulla metallurgia fu opera di G. Agricola A proposito di metalli (De re metallica), pubblicato nel 1556. Grazie a questo trattato e ad un lavoro precedente Sulla natura dei fossili (De natura fossilium, 1546), che contiene una classificazione dei minerali in base alle loro proprietà fisiche, Agricola è conosciuto come il padre della mineralogia.

Per 300 anni dopo la pubblicazione delle opere di Agricola, la ricerca nel campo della mineralogia è stata dedicata allo studio dei cristalli naturali. Nel 1669, il naturalista danese N. Stenon, riassumendo le sue osservazioni su centinaia di cristalli di quarzo, stabilì la legge di costanza degli angoli tra le facce dei cristalli. Un secolo dopo (1772) Romé de Lisle confermò le conclusioni di Stenon. Nel 1784, l'abate R. Gayuy pose le basi per le idee moderne sulla struttura cristallina. Nel 1809, Wollaston inventò un goniometro riflettente, che consentì di effettuare misurazioni più accurate degli angoli tra le facce dei cristalli, e nel 1812 avanzò il concetto di reticolo spaziale come legge della struttura interna dei cristalli. Nel 1815, P. Cordier propose di studiare al microscopio le proprietà ottiche dei frammenti di minerali frantumati. L'ulteriore sviluppo della ricerca microscopica è associato all'invenzione nel 1828 da parte di W. Nicol di un dispositivo per produrre luce polarizzata (prisma Nicol). Il microscopio polarizzatore fu perfezionato nel 1849 da G. Sorby, che lo applicò allo studio di sezioni sottili trasparenti di rocce.

C'era bisogno di classificare i minerali. Nel 1735 C. Linneo pubblicò un'opera Sistema della natura (Systema naturae), in cui i minerali venivano classificati in base alle caratteristiche esterne, vale a dire proprio come le piante e gli animali. Quindi gli scienziati svedesi - A. Kronstedt nel 1757 e J. Berzelius nel 1815 e 1824 - proposero diverse opzioni per la classificazione chimica dei minerali. La seconda classificazione di Berzelius, modificata da K. Rammelsberg nel 1841-1847, fu saldamente stabilita dopo che il mineralogista americano J. Dana la utilizzò come base per la terza edizione Sistemi di mineralogia (Il sistema di mineralogia di Dana, 1850). Grande contributo allo sviluppo della mineralogia nel XVIII-prima metà del XIX secolo. contribuito dagli scienziati tedeschi A.G. Werner e I.A. Breithaupt e dai russi - M.V. Lomonosov e V.M. Severgin.

Nella seconda metà del XIX secolo. Microscopi polarizzatori, goniometri ottici e tecniche analitiche migliorati hanno permesso di ottenere dati più accurati sulle singole specie minerali. Quando i cristalli iniziarono a essere studiati utilizzando l'analisi a raggi X, arrivò una comprensione più profonda della struttura dei minerali. Nel 1912, il fisico tedesco M. Laue stabilì sperimentalmente che le informazioni sulla struttura interna dei cristalli possono essere ottenute facendo passare i raggi X attraverso di essi. Questo metodo rivoluzionò la mineralogia: la scienza prevalentemente descrittiva divenne più precisa e i mineralogisti furono in grado di mettere in relazione le proprietà fisiche e chimiche dei minerali con le loro strutture cristalline.

Alla fine del 19° - inizio del 20° secolo. Lo sviluppo della mineralogia è stato notevolmente facilitato dal lavoro di eminenti scienziati russi N. I. Koksharov, V. I. Vernadsky, E. S. Fedorov, A. E. Fersman, A. K. Boldyrev e altri nella seconda metà del 20 ° secolo. la mineralogia ha adottato nuovi metodi di ricerca della fisica dello stato solido, in particolare la spettroscopia infrarossa, tutta una serie di metodi di risonanza (risonanza paramagnetica elettronica, risonanza gamma nucleare, ecc.), spettroscopia di luminescenza, ecc., nonché i più recenti metodi analitici, compresa l'analisi con microsonda elettronica, la microscopia elettronica combinata con la diffrazione elettronica, ecc. L'utilizzo di questi metodi consente di determinare la composizione chimica dei minerali “per punto”, cioè sui singoli grani di minerali, studia le caratteristiche sottili della loro struttura cristallina, il contenuto e la distribuzione degli elementi impuri, la natura del colore e della luminescenza. L'introduzione di precisi metodi di ricerca fisica ha prodotto una vera rivoluzione nella mineralogia. I nomi di scienziati russi come N.V. Belov, D.S. Korzhinsky, D.P. Grigoriev, I.I. Shafranovsky e altri sono associati a questa fase nello sviluppo della mineralogia.

PRINCIPALI PROPRIETÀ DEI MINERALI

Per molto tempo le principali caratteristiche dei minerali sono state la forma esterna dei cristalli e delle altre secrezioni, nonché le proprietà fisiche (colore, lucentezza, sfaldatura, durezza, densità, ecc.), che sono ancora di grande importanza nella loro descrizione. e diagnostica visiva (in particolare sul campo). Queste caratteristiche, così come le proprietà ottiche, chimiche, elettriche, magnetiche e di altro tipo, dipendono dalla composizione chimica e dalla struttura interna (struttura cristallina) dei minerali. Il ruolo primario della chimica nella mineralogia fu riconosciuto verso la metà del XIX secolo, ma l’importanza della struttura divenne evidente solo con l’introduzione della radiografia. La prima decodifica delle strutture cristalline fu effettuata già nel 1913 dai fisici inglesi W. G. Bragg e W. L. Bragg.

I minerali sono composti chimici (ad eccezione degli elementi nativi). Tuttavia, anche i campioni incolori e otticamente trasparenti di questi minerali contengono quasi sempre piccole quantità di impurità. Le soluzioni naturali o le fusioni da cui cristallizzano i minerali sono solitamente costituite da molti elementi. Durante la formazione dei composti, alcuni atomi di elementi meno comuni possono sostituire gli atomi degli elementi principali. Tale sostituzione è così comune che la composizione chimica di molti minerali solo molto raramente si avvicina a quella del composto puro. Ad esempio, la composizione del comune minerale olivina che forma le rocce varia all'interno delle composizioni dei due cosiddetti. gli ultimi membri della serie: dalla forsterite, silicato di magnesio Mg 2 SiO 4, alla fayalite, silicato di ferro Fe 2 SiO 4. Il rapporto tra Mg:Si:O nel primo minerale e Fe:Si:O nel secondo è 2:1:4. Nelle olivine di composizione intermedia i rapporti sono gli stessi, cioè (Mg + Fe):Si:O è uguale a 2:1:4 e la formula è scritta come (Mg,Fe) 2 SiO 4. Se le quantità relative di magnesio e ferro sono note, ciò può riflettersi nella formula (Mg 0,80 Fe 0,20) 2 SiO 4, da cui si può vedere che l'80% degli atomi metallici sono rappresentati da magnesio e il 20% dal ferro.

Struttura.

Tutti i minerali, ad eccezione dell'acqua (che, a differenza del ghiaccio, di solito non è classificata come minerale), sono rappresentati come solidi a temperature ordinarie. Tuttavia, se l’acqua e il mercurio vengono notevolmente raffreddati, solidificano: l’acqua a 0° C e il mercurio a -39° C. A queste temperature, le molecole d’acqua e gli atomi di mercurio formano una caratteristica struttura cristallina tridimensionale regolare (i termini “cristallino ” e “solido”)" in questo caso sono quasi equivalenti). Pertanto, i minerali sono sostanze cristalline le cui proprietà sono determinate dalla disposizione geometrica degli atomi che li costituiscono e dal tipo di legame chimico tra loro.

La cella unitaria (la più piccola suddivisione di un cristallo) è costituita da atomi disposti regolarmente e tenuti insieme da legami elettronici. Queste minuscole cellule, ripetendosi all'infinito nello spazio tridimensionale, formano un cristallo. Le dimensioni delle cellule unitarie nei diversi minerali sono diverse e dipendono dalla dimensione, dal numero e dalla disposizione relativa degli atomi all'interno della cellula. I parametri cellulari sono espressi in angstrom (Å) o nanometri (1 Å = 10 –8 cm = 0,1 nm). Le cellule elementari di un cristallo messe insieme strettamente, senza spazi vuoti, riempiono il volume e formano un reticolo cristallino. I cristalli sono divisi in base alla simmetria della cella unitaria, che è caratterizzata dal rapporto tra i suoi bordi e gli angoli. Solitamente si distinguono 7 sistemi (in ordine di simmetria crescente): triclino, monoclino, rombico, tetragonale, trigonale, esagonale e cubico (isometrico). A volte i sistemi trigonale ed esagonale non sono separati e sono descritti insieme sotto il nome di sistema esagonale. Le singoni sono divise in 32 classi cristalline (tipi di simmetria), inclusi 230 gruppi spaziali. Questi gruppi furono identificati per la prima volta nel 1890 dallo scienziato russo E.S. Fedorov. Utilizzando l'analisi della diffrazione dei raggi X, vengono determinate le dimensioni della cella unitaria di un minerale, la sua singonia, la classe di simmetria e il gruppo spaziale e viene decifrata la struttura cristallina, ad es. la posizione relativa nello spazio tridimensionale degli atomi che compongono la cellula unitaria.

CRISTALLOGRAFIA GEOMETRICA (MORFOLOGICA).

I cristalli con i loro bordi piatti, lisci e lucenti attirano da tempo l'attenzione umana. Dall'avvento della mineralogia come scienza, la cristallografia è diventata la base per lo studio della morfologia e della struttura dei minerali. Si è scoperto che le facce del cristallo hanno una disposizione simmetrica, che consente di assegnare il cristallo a un determinato sistema, e talvolta a una delle classi (simmetria) ( vedi sopra). Studi ai raggi X hanno dimostrato che la simmetria esterna dei cristalli corrisponde alla disposizione regolare interna degli atomi.

Le dimensioni dei cristalli minerali variano in un intervallo molto ampio: da giganti che pesano 5 tonnellate (la massa di un cristallo di quarzo ben formato proveniente dal Brasile) a così piccoli che le loro facce possono essere distinte solo al microscopio elettronico. La forma cristallina anche dello stesso minerale può differire leggermente in campioni diversi; ad esempio, i cristalli di quarzo sono quasi isometrici, aciculari o appiattiti. Tuttavia, tutti i cristalli di quarzo, grandi e piccoli, appuntiti e piatti, sono formati dalla ripetizione di celle unitarie identiche. Se queste celle sono orientate in una certa direzione, il cristallo ha una forma allungata, se in due direzioni a scapito della terza, allora la forma del cristallo è tabulare. Poiché gli angoli tra le facce corrispondenti dello stesso cristallo hanno un valore costante e sono specifici per ogni tipo di minerale, questa caratteristica è necessariamente inclusa nelle caratteristiche del minerale.

I minerali rappresentati da singoli cristalli ben tagliati sono rari. Molto più spesso si presentano sotto forma di grani irregolari o aggregati cristallini. Spesso un minerale è caratterizzato da un certo tipo di aggregato, che può servire come caratteristica diagnostica. Esistono diversi tipi di unità.

Gli aggregati ramificati dendritici assomigliano a foglie di felce o muschio e sono caratteristici, ad esempio, della pirolusite.

Gli aggregati fibrosi costituiti da fibre parallele densamente addensate sono tipici dell'amianto crisotilo e anfibolo.

Gli aggregati collomorfi, che hanno una superficie liscia e arrotondata, sono costituiti da fibre che si estendono radialmente da un centro comune. Le grandi masse rotonde sono mastoidi (malachite), mentre quelle più piccole sono a forma di rene (ematite) o a forma di acino d'uva (psilomelano).

Aggregati scagliosi costituiti da piccoli cristalli piastriformi sono caratteristici della mica e della barite.

Le stalattiti sono formazioni gocciolanti sospese sotto forma di ghiaccioli, tubi, coni o "tende" nelle grotte carsiche. Si formano come risultato dell'evaporazione dell'acqua mineralizzata che filtra attraverso le fessure del calcare e sono spesso composti da calcite (carbonato di calcio) o aragonite.

Le ooliti, aggregati costituiti da piccole palline e simili a uova di pesce, si trovano in alcune formazioni di calcite (calcare oolitico), goethite (minerale di ferro oolitico) e altre formazioni simili.

CHIMICA DEI CRISTALLI

Dopo aver raccolto i dati dei raggi X e averli confrontati con i risultati delle analisi chimiche, è diventato evidente che le caratteristiche della struttura cristallina di un minerale dipendono dalla sua composizione chimica. Furono così gettate le basi di una nuova scienza: la cristallochimica. Molte proprietà dei minerali apparentemente non correlate possono essere spiegate tenendo conto della loro struttura cristallina e della composizione chimica.

Alcuni elementi chimici (oro, argento, rame) si trovano in natura, cioè puro, forma. Sono costituiti da atomi elettricamente neutri (a differenza della maggior parte dei minerali, i cui atomi trasportano una carica elettrica e sono chiamati ioni). Un atomo privo di elettroni è carico positivamente ed è chiamato catione; un atomo con un eccesso di elettroni ha una carica negativa ed è chiamato anione. L'attrazione tra ioni di carica opposta è chiamata legame ionico e funge da principale forza legante nei minerali.

Con un altro tipo di legame, gli elettroni esterni ruotano attorno ai nuclei in orbite comuni, collegando gli atomi tra loro. Un legame covalente è il tipo più forte di legame. I minerali con legami covalenti solitamente hanno elevata durezza e punti di fusione (ad esempio il diamante).

Un ruolo molto minore nei minerali è svolto dal debole legame di van der Waals che si verifica tra unità strutturali elettricamente neutre. L'energia legante di tali unità strutturali (strati o gruppi di atomi) è distribuita in modo non uniforme. I legami di Van der Waals forniscono attrazione tra regioni con carica opposta in unità strutturali più grandi. Questo tipo di legame si osserva tra strati di grafite (una delle forme naturali di carbonio), formati a causa del forte legame covalente degli atomi di carbonio. A causa dei deboli legami tra gli strati, la grafite ha una bassa durezza e una sfaldatura molto perfetta, parallela agli strati. Pertanto, la grafite viene utilizzata come lubrificante.

Gli ioni di carica opposta si avvicinano tra loro ad una distanza alla quale la forza repulsiva bilancia la forza attrattiva. Per ogni particolare coppia catione-anione, questa distanza critica è uguale alla somma dei “raggi” dei due ioni. Determinando le distanze critiche tra i diversi ioni, è stato possibile determinare la dimensione dei raggi della maggior parte degli ioni (in nanometri, nm).

Poiché la maggior parte dei minerali sono caratterizzati da legami ionici, le loro strutture possono essere visualizzate sotto forma di palline che si toccano. Le strutture dei cristalli ionici dipendono principalmente dall'entità e dal segno della carica e dalle dimensioni relative degli ioni. Poiché il cristallo nel suo insieme è elettricamente neutro, la somma delle cariche positive degli ioni deve essere uguale alla somma di quelle negative. Nel cloruro di sodio (NaCl, il minerale salgemma), ogni ione sodio ha una carica +1 e ogni ione cloruro -1 (Fig. 1), cioè Ogni ione sodio corrisponde a uno ione cloro. Tuttavia, nella fluorite (fluoruro di calcio, CaF 2), ogni ione calcio ha una carica di +2 e lo ione fluoruro di –1. Pertanto, per mantenere la neutralità elettrica complessiva degli ioni fluoro, deve essere il doppio degli ioni calcio (Fig. 2).

La possibilità della loro inclusione in una determinata struttura cristallina dipende anche dalla dimensione degli ioni. Se gli ioni hanno la stessa dimensione e sono impaccati in modo tale che ciascuno ione ne tocchi altri 12, allora sono in coordinazione appropriata. Esistono due modi per impacchettare sfere della stessa dimensione (Fig. 3): impaccamento chiuso cubico, che generalmente porta alla formazione di cristalli isometrici, e impaccamento chiuso esagonale, che forma cristalli esagonali.

Di norma, i cationi sono di dimensioni più piccole degli anioni e le loro dimensioni sono espresse in frazioni del raggio anionico, preso come uno. Tipicamente viene utilizzato il rapporto ottenuto dividendo il raggio del catione per il raggio dell'anione. Se un catione è solo poco più piccolo degli anioni con cui si combina, può essere in contatto con gli otto anioni che lo circondano, oppure, come si dice comunemente, è in ottupuna coordinazione rispetto agli anioni, che si trovano, per così dire, ai vertici di un cubo attorno ad esso. Questa coordinazione (detta anche cubica) è stabile a rapporti di raggio ionico compresi tra 1 e 0,732 (Fig. 4, UN). Con un rapporto di raggio ionico più piccolo, otto anioni non possono essere impilati per toccare il catione. In questi casi, la geometria dell'impaccamento consente la coordinazione sei volte dei cationi con gli anioni situati ai sei vertici dell'ottaedro (Fig. 4, B), che saranno stabili a rapporti dei loro raggi compresi tra 0,732 e 0,416. Con un'ulteriore diminuzione della dimensione relativa del catione, si verifica una transizione alla coordinazione quaternaria, o tetraedrica, che è stabile a rapporti di raggio compresi tra 0,414 e 0,225 (Fig. 4, V), quindi a triplicare – entro il raggio rapporti da 0,225 a 0,155 (Fig. 4, G) e doppio – con rapporti di raggio inferiori a 0,155 (Fig. 4, D). Sebbene anche altri fattori determinino il tipo di poliedro di coordinazione, per la maggior parte dei minerali il principio del rapporto del raggio ionico è un mezzo efficace per prevedere la struttura cristallina.

Minerali di composizioni chimiche completamente diverse possono avere strutture simili che possono essere descritte utilizzando gli stessi poliedri di coordinazione. Ad esempio, nel cloruro di sodio NaCl, il rapporto tra il raggio dello ione sodio e il raggio dello ione cloro è 0,535, indicando una coordinazione ottaedrica, o sei volte. Se sei anioni si raggruppano attorno a ciascun catione, per mantenere un rapporto catione/anione di 1:1, devono esserci sei cationi attorno a ciascun anione. Ciò produce una struttura cubica nota come struttura del tipo cloruro di sodio. Sebbene i raggi ionici di piombo e zolfo differiscano nettamente dai raggi ionici di sodio e cloro, il loro rapporto determina anche la sestuplice coordinazione, quindi la galena PbS ha una struttura come il cloruro di sodio, cioè l'halite e la galena sono isostrutturali.

Le impurità nei minerali sono solitamente presenti sotto forma di ioni che sostituiscono quelli del minerale ospite. Tali sostituzioni influenzano notevolmente le dimensioni degli ioni. Se i raggi di due ioni sono uguali o differiscono di meno del 15%, sono facilmente sostituibili. Se questa differenza è del 15–30%, tale sostituzione è limitata; con una differenza superiore al 30%, la sostituzione è praticamente impossibile.

Esistono molti esempi di coppie di minerali isostrutturali con composizioni chimiche simili tra le quali avviene la sostituzione ionica. Pertanto, i carbonati siderite (FeCO 3) e rodocrosite (MnCO 3) hanno strutture simili e ferro e manganese possono sostituirsi a vicenda in qualsiasi rapporto, formando il cosiddetto. soluzioni solide. Esiste una serie continua di soluzioni solide tra questi due minerali. In altre coppie di minerali, gli ioni hanno possibilità limitate di reciproca sostituzione.

Poiché i minerali sono elettricamente neutri, la carica degli ioni influisce anche sulla loro reciproca sostituzione. Se la sostituzione avviene con uno ione caricato in modo opposto, allora in qualche parte di questa struttura deve avvenire una seconda sostituzione, in cui la carica dello ione sostitutivo compensa la violazione della neutralità elettrica causata dalla prima. Tale sostituzione coniugata si osserva nei feldspati - plagioclasi, quando il calcio (Ca 2+) sostituisce il sodio (Na +) con la formazione di una serie continua di soluzioni solide. L'eccesso di carica positiva derivante dalla sostituzione dello ione Na+ con lo ione Ca 2+ viene compensato dalla contemporanea sostituzione del silicio (Si 4+) con alluminio (Al 3+) nelle zone adiacenti della struttura.

PROPRIETÀ FISICHE DEI MINERALI

Sebbene le principali caratteristiche dei minerali (composizione chimica e struttura cristallina interna) siano stabilite sulla base di analisi chimiche e diffrazione dei raggi X, esse si riflettono indirettamente in proprietà facilmente osservabili o misurabili. Per diagnosticare la maggior parte dei minerali è sufficiente determinarne la lucentezza, il colore, la sfaldatura, la durezza e la densità.

Splendore

– caratteristica qualitativa della luce riflessa da un minerale. Alcuni minerali opachi riflettono fortemente la luce e hanno una lucentezza metallica. Questo è comune nei minerali minerali come la galena (minerale di piombo), calcopirite e Bornite (minerali di rame), argentite e acantite (minerali d'argento). La maggior parte dei minerali assorbono o trasmettono una parte significativa della luce che li colpisce e hanno una lucentezza non metallica. Alcuni minerali hanno una lucentezza che passa da metallica a non metallica, chiamata semimetallica.

I minerali con lucentezza non metallica sono generalmente di colore chiaro, alcuni sono trasparenti. Quarzo, gesso e mica leggera sono spesso trasparenti. Altri minerali (ad esempio il quarzo bianco latte) che trasmettono la luce, ma attraverso i quali gli oggetti non possono essere chiaramente distinti, sono chiamati traslucidi. I minerali contenenti metalli differiscono dagli altri nella trasmissione della luce. Se la luce attraversa un minerale, almeno nei bordi più sottili dei grani, allora è, di regola, non metallica; se la luce non passa, allora è minerale. Ci sono però delle eccezioni: ad esempio, la sfalerite chiara (minerale di zinco) o il cinabro (minerale di mercurio) sono spesso trasparenti o traslucidi.

I minerali differiscono nelle caratteristiche qualitative della loro lucentezza non metallica. L'argilla ha una lucentezza opaca e terrosa. Il quarzo sui bordi dei cristalli o sulle superfici di frattura è vetroso, il talco, che è diviso in foglie sottili lungo i piani di clivaggio, è madreperla. Luminoso, scintillante, come un diamante, la lucentezza si chiama diamante.

Quando la luce cade su un minerale con una lucentezza non metallica, viene parzialmente riflessa dalla superficie del minerale e parzialmente rifratta in corrispondenza di questo confine. Ogni sostanza è caratterizzata da un certo indice di rifrazione. Poiché può essere misurato con elevata precisione, è una caratteristica diagnostica minerale molto utile.

La natura della lucentezza dipende dall'indice di rifrazione, ed entrambi dipendono dalla composizione chimica e dalla struttura cristallina del minerale. In generale, i minerali trasparenti contenenti atomi di metalli pesanti sono caratterizzati da elevata lucentezza e da un elevato indice di rifrazione. Questo gruppo comprende minerali comuni come l'anglesite (solfato di piombo), la cassiterite (ossido di stagno) e la titanite o sfene (silicato di calcio e titanio). I minerali composti da elementi relativamente leggeri possono anche avere un'elevata lucentezza e un alto indice di rifrazione se i loro atomi sono strettamente compattati e tenuti insieme da forti legami chimici. Un esempio notevole è il diamante, che è composto da un solo elemento leggero, il carbonio. In misura minore, questo vale per il minerale corindone (Al 2 O 3), le cui varietà colorate trasparenti - rubino e zaffiri - sono pietre preziose. Sebbene il corindone sia composto da atomi leggeri di alluminio e ossigeno, sono così strettamente legati insieme che il minerale ha una lucentezza abbastanza forte e un indice di rifrazione relativamente alto.

Alcune lucidità (oleose, cerose, opache, setose, ecc.) dipendono dallo stato della superficie del minerale o dalla struttura dell'aggregato minerale; una lucentezza resinosa è caratteristica di molte sostanze amorfe (compresi i minerali contenenti gli elementi radioattivi uranio o torio).

Colore

– un segno diagnostico semplice e conveniente. Gli esempi includono pirite giallo-ottone (FeS 2), galena grigio piombo (PbS) e arsenopirite bianco-argento (FeAsS 2). In altri minerali minerali con lucentezza metallica o semimetallica, il colore caratteristico può essere mascherato dal gioco della luce in una sottile pellicola superficiale (ossidazione). Questo è comune alla maggior parte dei minerali di rame, in particolare alla Bornite, che è chiamata "minerale di pavone" a causa del suo appannamento blu-verde iridescente che si sviluppa rapidamente quando appena fratturato. Tuttavia, altri minerali di rame sono dipinti con colori familiari: la malachite è verde, l'azzurrite è blu.

Alcuni minerali non metallici sono inequivocabilmente riconoscibili dal colore determinato dall'elemento chimico principale (giallo - zolfo e nero - grigio scuro - grafite, ecc.). Molti minerali non metallici sono costituiti da elementi che non conferiscono loro un colore specifico, ma hanno varietà colorate, il cui colore è dovuto alla presenza di impurità di elementi chimici in piccole quantità non paragonabili con l'intensità del colore che provocano. Tali elementi sono chiamati cromofori; i loro ioni sono caratterizzati da un assorbimento selettivo della luce. Ad esempio, l'ametista viola intenso deve il suo colore a una traccia di ferro nel quarzo, mentre il colore verde intenso dello smeraldo è dovuto alla piccola quantità di cromo nel berillo. I colori nei minerali normalmente incolori possono derivare da difetti nella struttura cristallina (causati da posizioni atomiche non riempite nel reticolo o dall'incorporazione di ioni estranei), che possono causare l'assorbimento selettivo di determinate lunghezze d'onda nello spettro della luce bianca. Quindi i minerali vengono dipinti in colori aggiuntivi. Rubini, zaffiri e alessandriti devono il loro colore proprio a questi effetti di luce.

I minerali incolori possono essere colorati mediante inclusioni meccaniche. Pertanto, la sottile diffusione sparsa dell'ematite conferisce al quarzo un colore rosso, la clorite - verde. Il quarzo lattiginoso è torbido con inclusioni gassose-liquide. Sebbene il colore minerale sia una delle proprietà più facilmente determinabili nella diagnostica minerale, deve essere utilizzato con cautela poiché dipende da molti fattori.

Nonostante la variabilità del colore di molti minerali, il colore della polvere minerale è molto costante e pertanto costituisce un'importante caratteristica diagnostica. Tipicamente, il colore di una polvere minerale è determinato dalla linea (il cosiddetto “colore linea”) che il minerale lascia quando viene passato su una lastra di porcellana non smaltata (biscotto). Ad esempio, il minerale fluorite è disponibile in diversi colori, ma la sua striatura è sempre bianca.

Scollatura.

Una proprietà caratteristica dei minerali è il loro comportamento durante la scissione. Ad esempio, il quarzo e la tormalina, la cui superficie di frattura ricorda una scheggia di vetro, hanno una frattura concoidale. In altri minerali, la frattura può essere descritta come ruvida, frastagliata o scheggiata. Per molti minerali la caratteristica non è la frattura, ma la scissione. Ciò significa che si scindono lungo piani lisci direttamente correlati alla loro struttura cristallina. Le forze di legame tra i piani del reticolo cristallino possono variare a seconda della direzione cristallografica. Se sono molto più grandi in alcune direzioni rispetto ad altre, il minerale si dividerà attraverso il legame più debole. Poiché la scissione è sempre parallela ai piani atomici, può essere designata indicando le direzioni cristallografiche. Ad esempio, l'halite (NaCl) ha una scissione cubica, cioè tre direzioni reciprocamente perpendicolari di possibile scissione. La scollatura è caratterizzata anche dalla facilità di manifestazione e dalla qualità della superficie di scollatura risultante. La mica ha una sfaldatura molto perfetta in una direzione, vale a dire si divide facilmente in foglie molto sottili con una superficie liscia e lucida. Il topazio ha una scollatura perfetta in una direzione. I minerali possono avere due, tre, quattro o sei direzioni di scissione lungo le quali sono ugualmente facili da dividere, oppure diverse direzioni di scissione di vario grado. Alcuni minerali non hanno alcuna scissione. Poiché la scissione, come manifestazione della struttura interna dei minerali, è la loro proprietà costante, funge da importante caratteristica diagnostica.

Durezza

– la resistenza che un minerale fornisce quando viene graffiato. La durezza dipende dalla struttura cristallina: quanto più strettamente sono collegati tra loro gli atomi nella struttura di un minerale, tanto più difficile è graffiarlo. Talco e grafite sono minerali morbidi simili a piastre, costituiti da strati di atomi legati insieme da forze molto deboli. Sono unti al tatto: se sfregati sulla pelle della mano, i singoli strati sottili scivolano via. Il minerale più duro è il diamante, in cui gli atomi di carbonio sono così strettamente legati che può essere scalfito solo da un altro diamante. All'inizio del XIX secolo. Il mineralogista austriaco F. Moos ha disposto 10 minerali in ordine crescente di durezza. Da allora, sono stati utilizzati come standard per la durezza relativa dei minerali, i cosiddetti. Scala di Mohs (Tabella 1).

Per determinare la durezza di un minerale è necessario individuare il minerale più duro che esso possa scalfire. La durezza del minerale esaminato sarà maggiore della durezza del minerale che ha graffiato, ma inferiore alla durezza del minerale successivo sulla scala di Mohs. Le forze di legame possono variare a seconda della direzione cristallografica e, poiché la durezza è una stima approssimativa di queste forze, può variare in direzioni diverse. Questa differenza è solitamente piccola, ad eccezione della cianite, che ha una durezza pari a 5 nella direzione parallela alla lunghezza del cristallo e 7 in direzione trasversale.

Nella pratica mineralogica viene utilizzata anche la misurazione dei valori di durezza assoluta (cosiddetta microdurezza) mediante un apparecchio sclerometro, che viene espressa in kg/mm2.

Densità.

La massa degli atomi degli elementi chimici varia dall'idrogeno (il più leggero) all'uranio (il più pesante). A parità di altre condizioni, la massa di una sostanza costituita da atomi pesanti è maggiore di quella di una sostanza costituita da atomi leggeri. Ad esempio, due carbonati - aragonite e cerussite - hanno una struttura interna simile, ma l'aragonite contiene atomi di calcio leggeri e la cerussite contiene atomi di piombo pesanti. Di conseguenza, la massa della cerussite supera la massa dell'aragonite dello stesso volume. La massa per unità di volume di un minerale dipende anche dalla densità dell'impaccamento atomico. La calcite, come l'aragonite, è carbonato di calcio, ma nella calcite gli atomi sono meno densi, quindi ha meno massa per unità di volume rispetto all'aragonite. La massa relativa, o densità, dipende dalla composizione chimica e dalla struttura interna. La densità è il rapporto tra la massa di una sostanza e la massa dello stesso volume di acqua a 4° C. Quindi, se la massa di un minerale è 4 g e la massa dello stesso volume di acqua è 1 g, allora la densità del minerale è 4. In mineralogia si è soliti esprimere la densità in g/cm 3.

La densità è una caratteristica diagnostica importante dei minerali e non è difficile da misurare. Il campione viene prima pesato in aria e poi in acqua. Poiché un campione immerso nell'acqua è soggetto a una forza di galleggiamento verso l'alto, il suo peso è inferiore a quello dell'aria. La perdita di peso è pari al peso dell’acqua spostata. Pertanto, la densità è determinata dal rapporto tra la massa di un campione nell'aria e la sua perdita di peso in acqua.

CLASSIFICAZIONE DEI MINERALI

Sebbene la composizione chimica sia servita come base per la classificazione dei minerali sin dalla metà del XIX secolo, i mineralogisti non sono sempre stati d'accordo sull'ordine in cui i minerali dovrebbero essere disposti al suo interno. Secondo un metodo di costruzione di una classificazione, i minerali venivano raggruppati in base allo stesso metallo o catione principale. In questo caso, i minerali di ferro rientrano in un gruppo, i minerali di piombo in un altro, i minerali di zinco in un terzo, ecc. Tuttavia, con lo sviluppo della scienza, si è scoperto che i minerali contenenti lo stesso non metallo (anione o gruppo anionico) hanno proprietà simili e sono molto più simili tra loro rispetto ai minerali con un metallo comune. Inoltre, i minerali con un anione comune si trovano nello stesso ambiente geologico e hanno un’origine simile. Di conseguenza, nella tassonomia moderna ( cm. tavolo 2) i minerali sono raggruppati in classi in base al loro anione comune o gruppo anionico. L'unica eccezione sono gli elementi nativi, che si presentano in natura da soli, senza formare composti con altri elementi.

Le classi chimiche sono divise in sottoclassi (in base alla chimica e al motivo strutturale), che, a loro volta, sono divise in famiglie e gruppi (in base al tipo strutturale). Le singole specie minerali all'interno di un gruppo possono formare file e una specie minerale può avere diverse varietà.

Ormai ca. 4000 minerali sono riconosciuti come specie minerali indipendenti. Nuovi minerali vengono aggiunti a questo elenco man mano che vengono scoperti e conosciuti da tempo, ma screditati, man mano che i metodi di ricerca mineralogica vengono migliorati, vengono esclusi.

ORIGINE E CONDIZIONI DI RITROVAMENTO DEI MINERALI

La mineralogia non si limita a determinare le proprietà dei minerali; studia anche l'origine, le condizioni di presenza e le associazioni naturali dei minerali. Dall'origine della Terra, circa 4,6 miliardi di anni fa, molti minerali sono stati distrutti dalla frantumazione meccanica, dalla trasformazione chimica o dalla fusione. Ma gli elementi che componevano questi minerali si preservarono, si raggrupparono e formarono nuovi minerali. Pertanto, i minerali che esistono oggi sono il prodotto di processi che si sono sviluppati nel corso della storia geologica della Terra.

La maggior parte della crosta terrestre è composta da rocce ignee, che in alcuni punti sono ricoperte da uno strato relativamente sottile di rocce sedimentarie e metamorfiche. Pertanto, la composizione della crosta terrestre, in linea di principio, corrisponde alla composizione media della roccia ignea. Otto elementi ( Vedi la tabella 3) costituiscono il 99% della massa della crosta terrestre e, di conseguenza, il 99% della massa dei minerali che la compongono.

Elemento Massa percentuale Volume percentuale Ossigeno 46,40 94,04 Silicio 28,15 0,88 Alluminio 8,23 ​​0,48 Ferro 5,63 0,49 Calcio 4,15 1,18 Sodio 2,36 1,11 Magnesio 2,33 0,33 Potassio 2,09 1,49

In termini di composizione elementare, la crosta terrestre è una struttura a telaio costituita da ioni di ossigeno associati a ioni più piccoli di silicio e alluminio. Pertanto, i minerali principali sono i silicati, che rappresentano ca. Il 35% di tutti i minerali conosciuti e ca. 40% – il più comune. I più importanti sono i feldspati (una famiglia di alluminosilicati contenenti potassio, sodio e calcio e meno spesso bario). Altri silicati comuni che formano le rocce sono il quarzo (tuttavia è più spesso classificato come ossidi), le miche, gli anfiboli, i pirosseni e l'olivina.

Rocce ignee.

Le rocce ignee o ignee si formano quando il magma fuso si raffredda e cristallizza. Le percentuali dei diversi minerali, e quindi il tipo di roccia formata, dipendono dal rapporto degli elementi contenuti nel magma al momento della solidificazione. Ogni tipo di roccia ignea è solitamente costituito da un insieme limitato di minerali chiamati rocce maggiori. Oltre ad essi possono essere presenti in quantità minori minerali minori ed accessori. Ad esempio, i minerali principali del granito possono essere il feldspato potassico (30%), il feldspato sodico-calcico (30%), il quarzo (30%), le miche e l'orneblenda (10%). Zircone, sfene, apatite, magnetite e ilmenite possono essere presenti come minerali accessori.

Le rocce ignee sono solitamente classificate in base al tipo e alla quantità di ciascun feldspato che contengono. Tuttavia, alcune rocce mancano di feldspato. Le rocce ignee vengono ulteriormente classificate in base alla loro struttura, che riflette le condizioni in cui la roccia si è solidificata. Cristallizzandosi lentamente nelle profondità della Terra, il magma dà origine a rocce plutoniche intrusive con una struttura a grana da grossolana a media. Se il magma erutta in superficie sotto forma di lava, si raffredda rapidamente e produce rocce vulcaniche (effusive o effusive) a grana fine. A volte alcune rocce vulcaniche (ad esempio l'ossidiana) si raffreddano così rapidamente che non hanno il tempo di cristallizzarsi; rocce simili hanno un aspetto vetroso (vetri vulcanici).

Rocce sedimentarie.

Quando il substrato roccioso viene alterato o eroso, il materiale clastico o disciolto viene incorporato nel sedimento. Come risultato dell'erosione chimica dei minerali, che si verifica al confine tra litosfera e atmosfera, si formano nuovi minerali, ad esempio minerali argillosi dal feldspato. Alcuni elementi vengono rilasciati quando i minerali (come la calcite) si dissolvono nelle acque superficiali. Tuttavia, altri minerali, come il quarzo, anche frantumati meccanicamente, rimangono resistenti agli agenti atmosferici chimici.

Minerali meccanicamente e chimicamente stabili con una densità sufficientemente elevata rilasciati durante gli agenti atmosferici formano depositi di placer sulla superficie terrestre. Dai giacimenti, molto spesso alluvionali (fiumi), vengono estratti oro, platino, diamanti, altre pietre preziose, pietra di stagno (cassiterite) e minerali di altri metalli. In determinate condizioni climatiche si formano spesse croste di erosione, spesso arricchite con minerali minerali. Le croste esposte agli agenti atmosferici sono associate a depositi industriali di bauxite (minerali di alluminio), accumuli di ematite (minerali di ferro), silicati di nichel idrati, minerali di niobio e altri metalli rari.

La maggior parte dei prodotti degli agenti atmosferici viene trasportata attraverso un sistema di corsi d'acqua nei laghi e nei mari, sul fondo dei quali forma uno strato sedimentario stratificato. Gli scisti sono composti principalmente da minerali argillosi, mentre l'arenaria è composta principalmente da granuli di quarzo cementati. Il materiale disciolto può essere rimosso dall'acqua da organismi viventi o precipitato attraverso reazioni chimiche ed evaporazione. Il carbonato di calcio viene assorbito dall'acqua di mare dai molluschi, che lo utilizzano per costruire i loro gusci duri. La maggior parte dei calcari si forma dall'accumulo di conchiglie e scheletri di organismi marini, sebbene una parte del carbonato di calcio venga precipitata chimicamente.

I depositi di evaporazione si formano a seguito dell'evaporazione dell'acqua di mare. Gli evaporiti sono un ampio gruppo di minerali, che comprende salgemma (sale da cucina), gesso e anidrite (solfati di calcio), silvite (cloruro di potassio); hanno tutti importanti applicazioni pratiche. Questi minerali si depositano anche durante l'evaporazione dalla superficie dei laghi salati, ma in questo caso un aumento della concentrazione di elementi rari può portare ad un'ulteriore precipitazione di alcuni altri minerali. È in questo ambiente che si formano i borati.

Rocce metamorfiche.

Metamorfismo regionale.

Le rocce ignee e sedimentarie sepolte a grandi profondità, sotto l'influenza della temperatura e della pressione, subiscono trasformazioni chiamate metamorfiche, durante le quali le proprietà originali delle rocce cambiano e i minerali originali si ricristallizzano o si trasformano completamente. Di conseguenza, i minerali sono solitamente disposti lungo piani paralleli, conferendo alle rocce un aspetto scistoso. Le rocce metamorfiche scistose sottili sono chiamate scisti. Sono spesso arricchiti di minerali silicati in placche (mica, clorite o talco). Le rocce metamorfiche scistose più grossolane sono gli gneiss; contengono fasce alternate di quarzo, feldspato e minerali di colore scuro. Quando scisti e gneiss contengono minerali tipicamente metamorfici, ciò si riflette nel nome della roccia, ad esempio sillimanite o scisto staurolite, cianite o gneiss granato.

Metamorfismo di contatto.

Quando il magma risale negli strati superiori della crosta terrestre, di solito si verificano cambiamenti nelle rocce in cui si è intromesso, i cosiddetti. metamorfismo di contatto. Questi cambiamenti si manifestano nella ricristallizzazione dell'originale o nella formazione di nuovi minerali. L'entità del metamorfismo dipende sia dal tipo di magma che dal tipo di roccia che pervade. Le rocce argillose e le rocce simili nella composizione chimica vengono trasformate in corni di contatto (biotite, cordierite, granato, ecc.). I cambiamenti più intensi si verificano quando il magma granitico si intromette nei calcari: gli effetti termici provocano la loro ricristallizzazione e la formazione del marmo; Per interazione chimica con i calcari, le soluzioni separate dal magma formano un folto gruppo di minerali (silicati di calcio e magnesio: wollastonite, granati grossolani e andradite, vesuvianite, o idocrasi, epidoto, tremolite e diopside). In alcuni casi, il metamorfismo da contatto introduce minerali minerali, rendendo le rocce preziose fonti di rame, piombo, zinco e tungsteno.

Metasomatosi.

Come risultato del metamorfismo regionale e di contatto, non si verificano cambiamenti significativi nella composizione chimica delle rocce originali, ma cambiano solo la loro composizione minerale e il loro aspetto. Quando le soluzioni introducono alcuni elementi e ne rimuovono altri, si verifica un cambiamento significativo nella composizione chimica delle rocce. Tali rocce appena formate sono chiamate metosomatiche. Ad esempio, l'interazione dei calcari con soluzioni rilasciate dal magma granitico durante la cristallizzazione porta alla formazione attorno ai massicci granitici di zone di minerali metasomatici di contatto - scarpate, che spesso ospitano la mineralizzazione.

DEPOSITI DI MINERALI E PEGMATITE

La composizione chimica del granito a grana grossa può differire notevolmente dalla composizione del magma originale. Lo studio delle rocce ha dimostrato che i minerali vengono rilasciati dal magma in una certa sequenza. I minerali ricchi di ferro e magnesio come olivina e pirosseni, così come i minerali accessori, cristallizzano per primi. A causa della loro densità maggiore rispetto al fuso circostante, si depositano verso il basso come risultato del processo di segregazione magmatica. Si ritiene che le dune si formino in questo modo: rocce costituite quasi interamente da olivina. Origini simili sono attribuite ad alcuni grandi accumuli di magnetite, ilmenite e cromite, che costituiscono rispettivamente le serie del ferro, del titanio e del cromo.

Tuttavia, la composizione della massa fusa rimanente dopo la rimozione dei minerali mediante segregazione magmatica non è del tutto identica alla composizione della roccia da essa formata. Durante la cristallizzazione del fuso, aumenta la concentrazione di acqua e altri componenti volatili (ad esempio composti di fluoro e boro), e insieme a loro molti altri elementi i cui atomi sono troppo grandi o troppo piccoli per entrare nelle strutture cristalline della roccia -minerali che formano. I fluidi acquosi rilasciati dal magma cristallizzato possono risalire attraverso le fessure sulla superficie terrestre, in un'area con temperature e pressioni più basse. Ciò provoca la deposizione di minerali nelle fessure e la formazione di depositi venosi. Alcune vene sono composte principalmente da minerali non metallici (quarzo, calcite, barite e fluorite). Altre vene contengono minerali di metalli come oro, argento, rame, piombo, zinco, stagno e mercurio; di conseguenza, possono rappresentare preziosi giacimenti di minerali. Poiché tali depositi si formano con la partecipazione di soluzioni acquose riscaldate, sono chiamati idrotermali. Va detto che i depositi idrotermali più grandi non sono venosi, ma metasomatici; sono depositi lamellari o di altra forma formati sostituendo le rocce (il più delle volte calcare) con soluzioni minerali. Si dice che i minerali che compongono tali depositi siano di origine idrotermale-metasomatica.

Le pegmatiti sono geneticamente correlate alla cristallizzazione del magma granitico. Una massa di fluido altamente mobile, ancora ricco degli elementi che costituiscono i minerali costituenti la roccia, può essere espulsa dalla camera magmatica nella roccia ospite, dove cristallizza per formare corpi dalla struttura a grana grossa, composti principalmente da roccia minerali che formano: quarzo, feldspato e mica. Tali corpi rocciosi, chiamati pegmatiti, hanno dimensioni molto variabili. La lunghezza massima della maggior parte dei corpi di pegmatite è di diverse centinaia di metri, ma i più grandi raggiungono i 3 km e quelli piccoli vengono misurati nei primi metri. Le pegmatiti contengono grandi cristalli di singoli minerali, inclusi i cristalli di feldspato più grandi del mondo lunghi diversi metri, mica - fino a 3 m di diametro, quarzo - che pesa fino a 5 tonnellate.

Alcuni fluidi che formano pegmatite concentrano elementi rari (spesso sotto forma di grandi cristalli), ad esempio berillio in berillo e crisoberillo, litio in spodumene, petalitite, amblygonite e lepidolite, cesio in ecite, boro in tormalina, fluoro in apatite e topazio . La maggior parte di questi minerali appartengono alle varietà di gioielleria. L'importanza industriale delle pegmatiti è in parte dovuta al fatto che sono una fonte di pietre preziose, ma principalmente di feldspato e mica di potassio di alta qualità, nonché minerali di litio, cesio e tantalio e in parte di berillio.

Letteratura:

Minerali: Elenco, vol. 1–4. M., 1960–1992
Fleisher M. Dizionario delle specie minerali. M., 1980
Enciclopedia mineralogica. L., 1985
Berry L., Mason B., Dietrich R. Mineralogia. M., 1987

Attualmente si conoscono più di 3.000 minerali. La moderna classificazione dei minerali si basa su principi che tengono conto delle caratteristiche più essenziali delle specie minerali: composizione chimica e struttura cristallina.

In questa classificazione, per unità di base si intende una specie minerale che presenta una certa struttura cristallina e una certa composizione chimica stabile. Il tipo minerale può avere varietà. Per varietà si intendono minerali dello stesso tipo che differiscono tra loro in qualche attributo fisico, ad esempio nel colore del minerale quarzo in numerose varietà (nero - morion, trasparente - cristallo di rocca, viola - ametista).

In base a ciò la classificazione può essere presentata come segue:

1. Nativo

2. Solfuri

3. Alogenuri

4. Ossidi e idrossidi

5. Carbonati

6. Solfati

7. Fosfati

8. Silicati

1. Elementi nativi (minerali).

Questa classe include minerali costituiti da un elemento chimico e prendono il nome da questo elemento. Ad esempio: oro nativo, zolfo, ecc. Tutti loro sono divisi in due gruppi: metalli e non metalli. Il primo gruppo comprende Au, Ag, Cu, Pt, Fe e alcuni altri nativi, il secondo As, Bi, S e C (diamante e grafite).

Genesi (origine) - formatosi principalmente durante processi endogeni in rocce intrusive e vene di quarzo, S (zolfo) - durante il vulcanismo. Durante i processi esogeni, le rocce vengono distrutte, vengono rilasciati minerali nativi (a causa della loro resistenza alle influenze fisiche e chimiche) e la loro concentrazione in luoghi favorevoli a questo. In questo modo si possono formare placer di oro, platino e diamanti.

Applicazione nell’economia nazionale:

1- produzione di gioielli e riserve valutarie (Au, Pt, Ag, diamanti);

2- oggetti e utensili di culto (Au, Ag),

3- radioelettronica (Au, Ag, Cu), nucleare, industria chimica, medicina, utensili da taglio - diamante;

4- agricoltura - zolfo.

2. Solfuri– sali dell'acido idrosolfuro.

Diviso in semplice con la formula generale A m X p e sali solforosi– A m B n X p, dove – A è un atomo di metallo, B sono atomi di metalli e metalloidi, X sono atomi di zolfo.

I solfuri cristallizzano in diversi sistemi: cubico, esagonale, ortorombico, ecc. Rispetto a quelli nativi, hanno una composizione più ampia di cationi elementari. Esiste quindi una maggiore varietà di specie minerali e una più ampia gamma delle stesse proprietà.

Le proprietà comuni dei solfuri sono lucentezza metallica, bassa durezza (fino a 4), colori grigi e scuri e densità media.

Allo stesso tempo, tra i solfuri ci sono differenze in proprietà come clivaggio, durezza e densità.

I solfuri sono la principale fonte di minerali metallici non ferrosi e, a causa della mescolanza di metalli rari e nobili, il valore del loro utilizzo aumenta.

Genesi - vari processi endogeni ed esogeni.

3.Alogenuri. I più diffusi sono fluoruri e cloruri, composti di cationi metallici con fluoro e cloro monovalenti.

I fluoruri sono minerali di colore chiaro di media densità e durezza. Rappresentante è la fluorite CaF2. I cloruri sono i minerali salgemma e selvite (NaCl e KCl).

Le caratteristiche comuni degli alogeni sono la bassa durezza, la cristallizzazione nel sistema cubico, la perfetta scissione, un'ampia gamma di colori e la trasparenza. L'halite e la silvite hanno proprietà speciali: sapore salato e amaro-salato.

Fluoruri e cloruri differiscono nella loro genesi. La fluorite è un prodotto di processi endogeni (idrotermali) e salgemma e silvite si formano in condizioni esogene a causa della precipitazione durante l'evaporazione nei corpi idrici.

Nell'economia nazionale, la fluorite viene utilizzata nell'ottica, nella metallurgia e per la produzione di acido fluoridrico. L'halite e la silvite sono utilizzati nell'industria chimica e alimentare, nella medicina, nell'agricoltura e nella fotografia.

4. Ossidi e idrossidi– rappresentano una delle classi più comuni con più di 150 specie minerali in cui atomi o cationi metallici formano composti con l'ossigeno o con un gruppo ossidrile (OH). Ciò è espresso dalla formula generale AX o ABX - dove X è gli atomi di ossigeno o il gruppo ossidrile. Gli ossidi più ampiamente rappresentati sono Si, Fe, Al, Ti e Sn. Alcuni di essi formano anche la forma idrossido. Una caratteristica della maggior parte degli idrossidi è una diminuzione dei valori delle proprietà rispetto alla forma di ossido dello stesso atomo di metallo. Un esempio lampante sono le forme di ossido e idrossido di Al.

Gli ossidi possono essere suddivisi in metallici e non metallici in base alla loro composizione chimica e alla loro lucentezza. Il primo gruppo è caratterizzato da durezza media, colori scuri (nero, grigio, marrone) e densità media. Un esempio sono i minerali ematite e cassiterite. Il secondo gruppo è caratterizzato da bassa densità, elevata durezza 7-9, trasparenza, un'ampia gamma di colori e mancanza di sfaldamento. Esempio p - minerali quarzo, corindone.

Nell'economia nazionale, gli ossidi e gli idrossidi sono ampiamente utilizzati per produrre Fe, Mn, Al, Sn. Come pietre preziose e semipreziose vengono utilizzate varietà trasparenti e cristalline di corindone (zaffiro e rubino) e quarzo (ametista, cristallo di rocca, ecc.).

Genesi – durante i processi endogeni ed esogeni.

5. Carbonati– sali dell’acido carbonico, formula generale ACO3 – dove A è Ca, Mg, Fe, ecc.

Proprietà generali - cristallizza in sistemi rombici e trigonali (buone forme cristalline e clivaggio rombico); bassa durezza 3-4, colore prevalentemente chiaro, reazione con acidi (HCl e HNO3) con rilascio di anidride carbonica.

I più comuni sono: calcite CaCO3, magnesite Mg CO3, dolomite CaMg (CO3)2, siderite Fe CO3.

Carbonati con un gruppo ossidrile (OH): Malachite Cu2 CO3 (OH)2 – colore verde e reazione con HCl, Lapislazzuli Cu3 (CO3)2 (OH)2 – colore blu, trasparente in cristalli.

La genesi dei carbonati è varia: sedimentaria (chimica e biogenica), idrotermale, metamorfica.

I carbonati sono uno dei principali minerali che formano le rocce sedimentarie (calcari, dolomiti, ecc.) E metamorfiche: marmo, skarn. Sono utilizzati nell'edilizia, nell'ottica, nella metallurgia e come fertilizzanti. La malachite è usata come pietra ornamentale. Grandi accumuli di magnesite e siderite sono una fonte di ferro e magnesio.

6. Solfati– sali dell'acido solforico, cioè hanno il radicale SO4. I solfati più comuni e conosciuti sono Ca, Ba, Sr, Pb. Le loro proprietà comuni sono la cristallizzazione in sistemi monoclini e ortorombici, colore chiaro, bassa durezza, lucentezza vetrosa e sfaldatura perfetta.

Minerali: gesso CaSO4 · 2H2O, anidrite CaSO4, barite BaSO4 (alta densità), celestite SrSO4.

Si formano in condizioni esogene, spesso insieme agli alogeni. Alcuni solfati (barite, celestina) sono di origine idrotermale.

Applicazione: edilizia, agricoltura, medicina, industria chimica.

7. Fosfati– sali dell’acido fosforico, cioè contenente PO4.

Il numero di specie minerali è piccolo; considereremo il minerale apatite Ca(PO4)3(F,Cl,OH). Forma aggregati cristallini e granulari, durezza 5, sistema esagonale, sfaldatura imperfetta, colore verde-blu. Contiene impurità di stronzio, ittrio, elementi di terre rare.

La genesi è magmatica e sedimentaria, dove forma fosforite quando mescolata con particelle di argilla.

Applicazione: materie prime agricole, produzione chimica e prodotti ceramici.

8. Silicati- la classe di minerali più comune e diversificata (fino a 800 specie). La tassonomia dei silicati si basa sul tetraedro silicio-ossigeno -4. A seconda della struttura che formano quando si collegano tra loro, tutti i silicati si dividono in: isola, strato, nastro, catena e struttura.

Silicati insulari: in essi la connessione tra tetraedri isolati viene effettuata tramite cationi. Questo gruppo comprende minerali: olivina, topazio, granati, berillo, tormalina.

I silicati di strato rappresentano strati continui, dove i tetraedri sono collegati da ioni di ossigeno, e tra gli strati la connessione viene effettuata tramite cationi. Pertanto, hanno un radicale comune nella formula 4-. Questo gruppo comprende minerali di mica: biotite, talco, muscovite, serpentino.

Catena e nastro: i tetraedri formano catene singole o doppie (nastri). Catena - hanno un radicale 4- comune e includono un gruppo di pirosseni.

Silicati a nastro con radicale 6- combinano minerali del gruppo degli anfiboli.

Silicati di struttura: in essi i tetraedri sono collegati tra loro da tutti gli atomi di ossigeno, formando una struttura con un radicale. Questo gruppo comprende feldspati e plagioclasi. I feldspati combinano minerali con cationi Na e K. Questi sono minerali microclino e ortoclasio. I plagioclasi contengono Ca e Na come cationi e il rapporto tra questi elementi non è costante. I plagioclasi rappresentano quindi una serie isomorfa di minerali: albite - oligoclasio - andesina - labradorite - bytownite - anortite. Dall'albite all'anortite il contenuto di Ca aumenta.

La composizione dei cationi nei silicati contiene più spesso: Mg, Fe, Mn, Al, Ti, Ca, K, Na, Be, meno spesso Zr, Cr, B, Zn, elementi rari e radioattivi. Da notare che parte del silicio nei tetraedri può essere sostituito da Al, e quindi classifichiamo i minerali come alluminosilicati.

La complessa composizione chimica e la diversità della struttura cristallina si combinano per produrre un'ampia gamma di proprietà fisiche. Anche prendendo come esempio la scala di Mohs si può notare che la durezza dei silicati varia da 1 a 9.

La scollatura varia da molto perfetta a imperfetta.

I silicati sono spesso raggruppati per colore: scuro, chiaro. Ciò è particolarmente ampiamente applicato ai silicati, minerali che formano rocce.

I silicati si formano principalmente durante la formazione di rocce ignee e metamorfiche nei processi endogeni. Un ampio gruppo di minerali argillosi (caolino, ecc.) Si forma in condizioni esogene durante l'erosione delle rocce silicatiche.

Molti silicati sono minerali e vengono utilizzati nell'economia nazionale. Si tratta di materiali da costruzione, rivestimenti, pietre ornamentali e preziose (topazio, granati, smeraldi, tormaline, ecc.), Minerali metallici (Be, Zr, Al) e non metalli (B), elementi rari. Trovano applicazione nell'industria della gomma e della carta, come materiali refrattari e materie prime ceramiche.

Insieme alla classificazione cristallochimica, esistono altre classificazioni di minerali basate su altri principi. Ad esempio, la classificazione genetica si basa sul tipo di genesi dei minerali; nella tecnologia di lavorazione dei minerali, le classificazioni vengono utilizzate in base alle loro proprietà fisiche (separazione), ad esempio magnetismo, densità, solubilità, fusibilità e altre caratteristiche.

Sebbene la composizione chimica sia servita come base per la classificazione dei minerali sin dalla metà del XIX secolo, i mineralogisti non sono sempre stati d'accordo sull'ordine in cui i minerali dovrebbero essere disposti al suo interno. Secondo un metodo di costruzione di una classificazione, i minerali venivano raggruppati in base allo stesso metallo o catione principale.

In questo caso, i minerali di ferro rientrano in un gruppo, i minerali di piombo in un altro, i minerali di zinco in un terzo, ecc. Tuttavia, con lo sviluppo della scienza, si è scoperto che i minerali contenenti lo stesso non metallo (anione o gruppo anionico) hanno proprietà simili e sono molto più simili tra loro rispetto ai minerali con un metallo comune.

Inoltre, i minerali con un anione comune si trovano nello stesso ambiente geologico e hanno un’origine simile. Di conseguenza, nella tassonomia moderna i minerali sono raggruppati in classi in base al loro anione comune o gruppo anionico.

L'unica eccezione sono gli elementi nativi, che si presentano in natura da soli, senza formare composti con altri elementi.

I minerali sono classificati in base alla loro composizione chimica e struttura cristallina nei seguenti gruppi:

• elementi nativi;
• solfuri e solfosali;
• composti alogenati (alogenuri);
• ossidi;
• sali di ossigeno (carbonati, solfati, tungstati, fosfati, silicati).

La classificazione dei minerali attualmente accettata si basa sulla loro composizione chimica e struttura. Molta attenzione viene prestata anche alla genesi ("genesi" greca - origine), che consente di comprendere i modelli di distribuzione dei minerali nella crosta terrestre.

Elementi nativi

La crosta terrestre non contiene più dello 0,1% (in massa) di elementi nativi (83 minerali). La loro estrazione è associata a difficoltà significative, e quindi molti di loro sono particolarmente apprezzati e, essendo standard del lavoro umano, vengono utilizzati nelle riserve auree dei paesi come garanzia per la valuta nazionale nel commercio internazionale. Geneticamente correlato ai processi di cristallizzazione del magma (Pt, diamante, grafite), idrotermale (Au) e sedimentario (S). Il ferro nativo è spesso di origine cosmica.

I metalli nativi sono caratterizzati da duttilità estremamente elevata, lucentezza metallica, malleabilità, conduttività termica ed elettrica, causate da legami metallici nel reticolo cristallino.

Sono caratteristiche anche le alte densità. Sono posseduti dai minerali più pesanti: nevyanskite (fino a 21,5 g/cm3) e syssertskite (fino a 22,5 g/cm3).

Oltre ai metalli nativi (Ru, Rh, Pd, Ag, Os, Ir, Pt, Au, Fe, Cu, Ni, Hg), esistono anche metalloidi nativi (As, Sb, Bi) e non metalli (S, Se, Te, C).

Il ferro meteorico si osserva occasionalmente sotto forma di cubi regolari (ferro esaedrico) e di ottaedri (ferro ottaedrico). Solitamente sotto forma di masse fuse di forma non arrotondata con caratteristiche depressioni a forma di dita sulla superficie. Il cosiddetto “ferro Pallas” contiene inclusioni di olivina (MgFeSiO 4).

Solfuri

La crosta terrestre non contiene più dello 0,15% (in massa) di minerali di questo gruppo (230 minerali). Da un punto di vista chimico, questi composti sono sali dell'acido idrogeno solforato. Esistono sia solfuri di composizione strettamente stechiometrica (FeS 2, CuFeS 2, ecc.) che composti in cui il contenuto di zolfo varia entro certi limiti (polisolfuri, ad esempio FeS x, dove x = 1,0,1 - 1,14).

I reticoli cristallini ionici sono caratteristici. La maggior parte dei solfuri sono pesanti, morbidi e lucenti. Hanno un'elevata conduttività elettrica. Nella maggior parte dei casi, di origine idrotermale, a volte è un prodotto della cristallizzazione del magma solforato.Durante l'erosione nella zona di ossidazione, i solfuri si trasformano prima in solfati e poi in ossidi, idrossidi e carbonati.

I solfuri rappresentano la base minerale della metallurgia non ferrosa e sono la materia prima per la produzione di acido solforico. Poiché lo zolfo rende l'acciaio fragile, la presenza di solfuri nei minerali di ferro ne riduce la qualità. Prima della fusione nell'altoforno, i minerali di ferro polverizzati vengono sottoposti ad agglomerazione negli impianti di sinterizzazione. Durante la sinterizzazione è possibile rimuovere fino al 99% dello zolfo solforato dal minerale.

Composti degli alogenuri

La crosta terrestre contiene circa lo 0,5% (in massa) di composti alogenati, di origine idrotermale o sedimentaria. La fluorite si trova spesso nelle vene di pegmatite. Da un punto di vista chimico questi minerali sono sali di acidi: HF, HI, HBr, HCI. Caratteristiche: lucentezza vetrosa, bassa densità, solubilità in acqua. I composti degli alogenuri hanno reticoli ionici.

La metallurgia utilizza grandi quantità di fluorite per liquefare le scorie. I composti alogenuri sono ampiamente utilizzati in chimica, agricoltura (fertilizzanti) e nell'industria alimentare.

Ossidi

La crosta terrestre contiene fino al 17% (in massa) di ossidi. I più comuni sono quarzo (12,6%), ossidi e idrossidi di ferro (3,9%), ossidi e idrossidi di AI, Mn, Ti, Cr. Ricordiamo qui che la maggior parte dei minerali di ferro e di manganese sono di origine sedimentaria. I minerali del gruppo degli ossidi sono la base minerale della metallurgia ferrosa. I minerali minerali più importanti dei minerali di ferro e manganese: ematite (Fe 2 O 3), magnetite (Fe 3 O 4), minerale di ferro bruno (Fe 2 O 3 . H 2 O), pirolusite (MnO 2), braunite (Mn 2 O 3), hausmannite (Mn 3 O 4), psilomelano (MnO 2 . MnO . nH2O), manganite (MnO2 . Mn(OH)2.

I reticoli cristallini degli ossidi sono caratterizzati da legami ionici. Gli ossidi di Fe, Mn, Cr, Ti hanno una lucentezza semimetallica e un colore scuro. Questi minerali sono opachi. Una proprietà caratteristica della magnetite (Fe3O4) e dell'ilmenite (FeO. TiO2) è il loro magnetismo.

Carbonati, solfati, tungstati, fosfati

I carbonati, che costituiscono circa l'1,7% della crosta terrestre, sono minerali sedimentari o idrotermali. Da un punto di vista chimico, questi sono sali dell'acido carbonico - H2CO3. I carbonati hanno reticoli cristallini ionici; caratterizzato da bassa densità, lucentezza vetrosa, colore chiaro (ad eccezione dei carbonati di rame), durezza 3-5, reazione con HCl diluito. I carbonati trovano largo impiego nell'industria siderurgica come fondente e come materia prima per la produzione di refrattari e calce.

La crosta terrestre contiene lo 0,1% (in massa) di solfati, che sono principalmente di origine chimica sedimentaria e sono sali dell'acido solforico H2SO4. Di solito si tratta di minerali morbidi, leggeri e leggeri. Esternamente sono simili ai carbonati, ma non reagiscono con l'HCl. I solfati sono utilizzati nell'industria chimica e nell'edilizia. Sono un'impurità estremamente dannosa nei minerali di ferro, poiché durante l'agglomerazione è possibile rimuovere non più del 60-70% dello zolfo solfato nella fase gassosa.